１．はじめに
ブ ナ 林 は，日 本 の 代 表 的 な 落 葉 広 葉 樹 林 の 一 つ で （Nakashizuka, １９８２; Nakashizuka and Numata, １９８４; Nakashizuka, １９８７；中静ら，２０００；佐竹ら，１９８９），日本列 島の南は鹿児島県高隅山から，北は北海道黒松内町歌才まで 広く分布する（福嶋ら，１９８１；福嶋・岡 崎，１９９５；海 ら， ２０１２；春木，２０１５；伊藤ら，１９９１；伊藤ら，２００５；菊 池， ２００１；紀 藤，２０１５；北 村 ら，２０１６；小 泉，２０１８；増 澤， ２００１；松井ら，２０１８；松本ら，２０１２；齋藤，２０１５；斉藤ら， １９７９；田中ら．２０１６）。また，北陸・東北地方の一部では， 天然更新施業 も 実 施 さ れ て き た（前 田，１９８８；正 木 ら， ２００３；Suchewaboripont et al., ２０１５）。ブナ林の生育基盤とな る土壌については，古くは大政（１９５１）が，ブナ林は概して 「褐色森林土に属する肥沃な，厚い一種の埴質土壌に成立し ている」ように見えるが，土壌を一様なものとして見ること に疑問を呈して，主に東北地方で多数の土壌調査を実施した。 その結果，ブナ林は褐色森林土・ポドソルを含む様々な土壌 型の幅広い水分条件下（乾性∼湿性）に成立することや，ブナ 林の分布する乾性土壌はB層の現場含水率が高くて水持ちが 良く，適潤性∼湿性土壌はそれに加えてB層の気相率が低い ことを明らかにしている。一方，村井（１９９１）は，地被別の粗 ＊ 連絡・別刷請求先（Corresponding Author）：〒０２０―０１２３ 岩手県盛岡市下厨川字鍋屋敷９２―２５ 森林総合研究所東北支所：Tohoku Research Center,
For-estry and Forest Products Research Institute, 92―25 Nabeyashiki, Shimokuriyagawa, Morioka, Iwate 020―0123, Japan E-mail : [email protected]
１ Tohoku Research Center, Forestry and Forest Products Research Institute ２ Forestry and Forest Products Research Institute
（２０２０年７月１６日受付，２０２０年１０月１日受理）
論
文
ブナ林土壌の保水機能の二面的定量評価
―岩手県安比高原を対象として―
大 貫 靖 浩
１，＊・小 野 賢 二
１・安 田 幸 生
２・釣 田 竜 也
２・森 下 智 陽
１・山 下 尚 之
２ １森林総合研究所東北支所・２森林総合研究所 森林土壌の保水機能は，利水ダム的な機能である「水持ち」と治水ダム的な機能である「容量」の二面性を有す るが，過去にそれらを明確に区分して定量的に評価した研究はほとんどない。筆者らは，従来保水機能が高いと言 われてきたブナ林土壌に着目し，岩手県北部の安比高原に位置するブナ林に調査地を設定して，水持ちの指標と考 えられる土壌含水率と，容量の主要因子である表層土層厚を多点で測定した。また，土壌が非常に厚い地点と薄い 地点で土壌断面調査を実施し，土壌の透水性と保水性を測定して，水持ちと容量の両機能それぞれを定量化した。 さらに，九州・近畿・北陸に現存する火山灰の影響を受けたブナ林土壌との土壌断面形態比較を行って本調査地の 代表性を確認し，火山灰の影響を受け，ほぼ同様な立地条件下のスギ林土壌の保水機能との二面的比較を行い，そ の大小を定量的に評価した。ブナ林土壌の水持ちに関しては，土壌中の隙間の割合が大きく，且つ降水後に水を保 持する能力が高いという結果が得られた。一方，容量に関しては，表層土層厚が１m未満と薄く，細孔隙率および 現場含水率が高いため，実際の降雨時に水を容れられる余裕は少ないと判断された。他地域のブナ林の土壌断面と 比較した結果，現場含水率が下層土で特に高いことが共通しており，本調査地はより湿潤な湿性型ブナ林であると 推察された。スギ林土壌の保水機能との二面的比較を行ったところ，水持ちはブナ林土壌が，容量はスギ林土壌が それぞれ大きい結果となった。 キーワード：ブナ林土壌，保水機能，表層土層厚，土壌物理性，二面的定量評価Yasuhiro Ohnuki, Kenji Ono, Yukio Yasuda, Tatsuya Tsurita, Tomoaki Morishita, and Naoyuki Yamashita: Quantitative evaluation of double aspect of the water storage functions of beech forest soils: An experimental study of the Appi Plateau, Iwate Prefecture, Japan. Japanese Journal of Forest Environment 62:91―100, 2020.
The water retention and storage capacity are characterized as storage functions of beech forest soils. There has been an infrequent research focusing on these storage functionalities. This study was conducted to evaluate the high water-storage functionality of the beech forest soil; we established a research site at the Appi Plateau in Iwate Prefecture, Japan. The soil water content and thickness was measured, after which we dug two soil profiles and measured its water permeability and retention capacities, which were then evaluated quantitatively. Regarding its water-retention capacity, the soils had a high water-holding capacity and high porosity; regarding the water-storage capacity, the soils had a thickness of < 1 m and fine porosity with in-situ water content; therefore, we concluded that under normal conditions, the water-storage capacity of the soil is low. Furthermore, under wetter conditions in comparison with other beech forest soil profiles in Kyushu, Kinki, and Hokuriku Districts of Japan; it was confirmed that there were similarities between soils used in this study and those gotten from other sites. In comparison with the water-storage functionalities of the Japanese cedar forest soils, we concluded that soils of the beech forest possess a high retention capacity, while that of the Japanese cedar forest has a high water-storage capacity.
Key words : beech forest soil, water storage function, soil thickness, soil physical properties, quantitative evaluation
孔隙率を貯水能の指標として比較を行い，植生別ではブナが 最大でスギがこれに次ぎ，カラマツ・アカマツ・その他の広 葉樹が小さいという結果を示した。ブナ・スギともに良好な 土壌に成立しており，地質（母材）としては，火山灰は植生を 問わず明らかに貯水能が大きい，と結論している。 施業や樹種転換に伴う立地・水文環境の変化に関しては， ブナ林が伐採され針葉樹の造林が行われた多雪山地の斜面に おける表層崩壊の発生についてのいくつかの研究事例はある が（相浦，１９９３；相浦ら，１９９６），科学的な裏付けがないま ま，１９７９年以降NHKを含む様々なメディアにより「ブナ等 の落葉広葉樹は保水力が大きく，ブナ等の伐採は保水力の低 下に作用するから洪水や水枯れの原因になる」ことや，「水 源山地での広葉樹の伐採と，その跡地への針葉樹の林種転換 が保水力を低下させ渇水を引き起こす」旨の報道が続けられ て き た（石 井，１９９７；石 井，２０１３）。こ れ ら の 主 張 を 石 井 （２０１３）は「保水力」説と呼び，自身の研究成果から提案する 「保水量」説とは真逆の結果であることを示した。「保水量」 説は，森林蓄積（蒸発散量と正の相関）と土壌の保水量・河川 流量との関係について，洪水・渇水それぞれの発生条件を定 量的に示している。さらに，利根川水系や白神山地のダムに 流入する夏期の流量と森林蓄積との関係を解析し，利根川水 系では理想的な森林蓄積（適度な伐採）により渇水の緩和が可 能であること，白神山地では夏期流量への降水量の寄与度が 大きいため，森林蓄積・伐採の影響は小さく，ブナ等の伐採 が水枯れの原因ではない，と結論づけている。ただし，この 研究では，「保水量」そのものを規定する森林土壌の厚さや 物理的特性についてのフィールドレベルでの定量的な評価は 行われていない。 フィールドレベルでの土壌の保水量や水源涵養機能の定量 的評価は，過去には主に土壌孔隙区分に基づき有効孔隙率を 算出することによって行われてきた（有光ら，１９９５；諫本， ２００２；大貫ら，２０１４；竹下，１９８５，１９８８）。このうち有光ら （１９９５）は，流域土壌の保水容量（土壌深と孔隙率の積）と水流 出の関係を検討し，渇水緩和機能について定量的に評価した。 一方竹下（１９８５）は，土壌表層の浸透能と土層の貯留能は洪水 調節に対して強い影響力を持つ，としている。このように， 森林土壌の渇水緩和機能や洪水調節機能についての個々の研 究はいくつかあるものの，両者を明確に区別し同時に定量化 したものはない。改めて森林土壌の保水量（保水機能）を明確 に区別するためには，以下の２つに分けて考えると理解し やすい。１つ目は雨水や融雪水を土壌中に保持する能力（渇 水緩和機能に当たる）で，土壌の孔隙率や現場の土壌含水率 を測定すれば算出できる。２つ目は土壌中に水を貯えるこ とが可能な容積（洪水調節機能に当たる）で，土壌の孔隙率と 土壌の厚さを測定すれば算出可能である。前者は通常時に使 える土壌中の水の「貯金（水持ち）：利水ダムの役割」，後者 はもしも（大雨）の時に水を容れることのできる「保険（容 量）：治水ダムの役割」に例えることができ，それぞれ渇水 と洪水に対するバッファーの指標となり得る。 著者らは，ブナ林土壌の保水機能を上記のように同時に二 面的且つ定量的に評価することを目的として，岩手県北部の 安比高原ブナ林に調査地を設定し，水持ちの指標と考えられ る土壌含水率と，容量の主要因子である表層土層厚を多点で 測定した。また，土壌が非常に厚い地点，中程度の地点，薄 い地点で土壌断面調査を実施し，土壌の孔隙率・三相組成・ 飽和透水係数などを測定して，水持ちと容量の両機能それぞ れを定量化した。さらに考察において，九州・近畿・北陸に 現存するブナ林土壌との土壌断面形態比較を行って本調査地 の代表性を確認し，ほぼ同様な立地条件下のスギ林土壌の保 水機能との二面的比較を行い，その大小を定量的に評価した。 ２．調査地および方法 ２．１ 調査地の概要 調査は，岩手県八幡平市の西森山北麓，台地状の溶岩・火 砕岩・火山泥流堆積地に広がる安比高原のブナを中心とする 落葉広葉樹二次林（以下ブナ林と記載）で実施した（図―１）。こ こには，高さ３１mのCO２フラックス観測タワーを有する面積 ４ha（２００×２００m）の森林総合研究所東北支所安比森林気象 試験地（以下「本調査地」と記載）がある。標高は８２５∼８５０m， 傾斜は５∼６°，年平均気温５.９℃，年平均降水量１,８６９mmで， 冬季の最深積雪は２mを超えることもある（Yasuda et al., ２０１２）。土壌は主に適潤性褐色森林土（BD型），およびその偏 乾亜型（B（d）D 型）が分布している（橋本ら，２００８；Ono et al., ２０１３）。 本調査地の木本植生はブナ（Fagus crenata）が中心で，立 木本数割合は全体（立木密度１,８２９本ha−１ ）の７８％を占めほぼ 純林に近く，樹高は１９∼２０m，樹齢は８０∼９０年生である。 他にはミズナラ（Quercus crispula），ウダイカン バ（Betula maximowicziana），トチノキ（Aesculus turbinata），ホオノキ （Magnolia obovata），シ ナ ノ キ（Tilia japonica），ハ リ ギ リ （Kalopanax pictus）も分布する。林床植生は乏しいが，一部 に チ シ マ ザ サ（Sasa kurilensis）が み ら れ る（Yasuda et al., ２０１２）。 ２．２ 調査・測定方法 調査した項目は微地形分類，土壌含水率，表層土層厚，土 壌断面観察および土壌物理性（一般物理性・透水性・保水性） である。 このうち微地形分類は，田村（１９９６）の分類方法に準拠する 形で，４ha内の１０×１０mの交点（計４４１地点）で，筆頭著者 の目視によりその場所の微地形単位を確定した（大貫ら， １９９８；大貫，２０１６）。 土壌含水率は，２０１９年９月２７日（秋季）および２０２０年５月 ２７日（融雪後）に，本調査地北東部の１.４ha（１２０×１２０m）の範 囲の２０m間隔の交点の計４８地点で，フィールドスカウト ス タンドアロンTDR土壌水分計（TDR-１００，スペクトラム社製， キャリブレーションフリー，以下TDR土壌水分計と記載）２ 台を用いて測定した（大貫ら，２０１８）。秋季の測定は，土壌含 水率が安定すると考えられる，まとまった降雨（日雨量１６.０ mm，本調査地から東南東方向に１０km，標高２７５mの位置に あるアメダス観測点「岩手松尾」のデータ（気象庁ホームペー ９２
ジ）を閲覧）の４日後に実施した。また，融雪後の測定前１ 週間の先行降雨量は６３.５mmであった（同上）。測定範囲は深 度０∼４cmと０∼２０cmで，測定ポイントの落葉層を除去し た後，長さ４cmと２０cmのセンサー（センサーの根元から先 端にかけて接触する土壌の含水率の平均値が本体に表示され る）を地表面から鉛直方向に差して測定した。測定値は，３ 回以上測定ボタンを押して，値が安定したものを採用した （大貫ら，２０１８）。 表層土層厚は，４ha全体の範囲で，１０m間隔の交点の計 ４３７地点（池やタワー，観測舎の計４地点を除く）において， 土層強度検査棒（太田ジオリサーチ（有）製）を用いて測定した （佐々木，２０１０）。石礫の影響を極力排除するために，１地 点につき３∼５箇所で測定し，最大値をその地点の表層土 層厚とした。この方法は，従来の簡易貫入試験（大貫・吉永， １９９５；Ohnuki et al., １９９９；森林立 地 調 査 法 編 集 委 員 会， ２０１０；大貫ら，２０１４）より迅速に測定が可能であり，石レキ の少ない土壌では特に有効である。 表層土層が最も厚かった地点（AP１），中程度の地点（AP２）， 薄い地点（AP３）で土壌断面調査を実施し（図―２），４００mlの土 壌物理性測定用円筒試料を採取して，一般物理性・透水性・ 保水性を測定した。透水性は定水位飽和透水試験（森林立地 調査法編集委員会，２０１０）で，保水性は加圧板法（森林立地調 査法編集委員会，２０１０）によって測定・算出し，土壌水分特 性曲線を作成した。表層土層が最も厚いAP１地点では，TDR 土壌水分計を用いた土壌断面の深度別土壌含水率測定を実施 した。 なお，土壌含水率と表層土層厚の測定結果については，微 地形単位別にノンパラメトリック多重比較検定（Steel-Dwass 法，柳 井（２０１５））を 行 い，有 意 差（＊p ＜０.０５，＊＊p ＜０.０１） の有無を判定した。また考察においても，ブナ林土壌とスギ 林土壌の表層土層厚と土壌物理性の違いを，同じ手法を用い て検定した。 ３．結 果 ３．１ 微地形の分布 本調査地内の微地形単位分布図を図―２に示す（図―１と南北 が逆）。確認された微地形単位は，頂部斜面・上部谷壁斜 面・上部谷壁凹斜面・谷頭斜面・谷頭急斜面・谷頭凹地・谷 底面の７つで，上部谷壁斜面（１８７地点）と頂部斜面（１１２地 点）の広がりが大きく，谷頭斜面（６５地点），谷頭凹地（５３地 点）がそれらに次ぐ。谷底面（１６地点）を除くと，隣接する別 の微地形単位との比高は１m未満である。谷底面の一部には 年間を通して水が溜まり，池となっているところもあり，地 下水面が地表に現れている可能性が高い。 なお，図中には示していないが，過去の炭焼き窯の跡とみ られる縦横数m，深さ１m以上の人工的な窪地が，上部谷壁 斜面や谷底面の数か所で確認された（西城，２００７；西城， ２０１４）。 ３．２ 土壌含水率の分布 土壌含水率は，前述のとおり深度０∼４cmと深度０∼２０ cmで，秋季と融雪後に測定した。秋季には，深度０∼４cm では土壌含水率は０∼３０％の範囲にあり平均１８.３％で，微地 形単位別の平均値の差は１％未満，深度０∼２０cmでは１０∼ ４０％の範囲にあり平均２７.９％を示し，微地形単位別の平均値 の差は３.４％であった（表―１，図―３）。これに対し融雪後では， 深度０∼４cmでは２０∼４０％の範囲にあり平均２８.９％，深度 ０∼２０cmで３０∼５０％の範囲にあり平均３８.９％となった。微 地形単位別の平均値の最大差は，深度０∼４cmで３.２％，深 度０∼２０cmで３.８％であった（表―１，図―４）。 このように秋季と融雪後では，深度０∼４cm，深度０∼ ２０cmともに融雪後の方が１０％程度土壌含水率が高いことが 確認された。ノンパラメトリック多重比較検定（Steel-Dwass 法）を実施した結果，秋季と融雪後の土壌含水率には，ほと んどの微地形単位で深度別・季節別の有意差（p ＜０.０１また 図―１．調査地の位置および地形図 国土地理院数値地形図（DEM）を基図として作成。 図―２．調査地の微地形分布図 図―１と南北が逆。図―３以下の各分布図も同様。微地形単位は田村 （１９９６）に準拠。図中のAP１，AP２，AP３は土壌断面調査地点。等高線 は，長期固定試験地の基点（０，０）を０mとした比高を示す。 ９３
はp ＜０.０５）が認められ（表―１），有意差が認められなかった のは谷頭凹地の秋季の深度別平均値と，深度０∼２０cmの季 節別平均値のみであった。なお，微地形別の土壌含水率の有 意差は認められなかった。 ３．３ 表層土層厚の分布 表層土層厚は，４ha全体にわたって薄く，１.０m未満の地 点が７８％，１.０∼１.５mの地点が１６％を占めており，０.５∼１.０m の地点が最も多い（図―５）。調査地東側の船底状を呈する谷底 面（図―２）周辺では，０.５m未満の地点が多く認められ，石レ キが地表面付近に多く存在していた。一方，調査地中央付近 から南側の広い谷頭凹地（図―２）では，表層土層厚３m以上の 箇所が１８地点で認められ，最大で４.９８mに達していた。これ 表―１．微地形単位別平均土壌含水率 各組合せの有意差（＊＊p ＜０.０１，＊p ＜０.０５）は，ノンパラメトリック多重比較検定（Steel-Dwass法）を用いて算出した。微地形単位間の有意差 は無い。 図―３．土壌含水率分布図（測定日：２０１９年９月２７日） 左：深度０∼４cmの平均値，右：深度０∼２０cmの平均値 図中の等高線は，長期固定試験地の基点（０，０）を０mとした比高を示す。 図―４．土壌含水率分布図（測定日：２０２０年５月２６日） 左：深度０∼４cmの平均値，右：深度０∼２０cmの平均値 図中の等高線は，長期固定試験地の基点（０，０）を０mとした比高を示す。 ９４
ら１８地点では，土層強度検査棒貫入中に深度３mまで石レキ にほとんど当たらなかったが，深度１m以深に貫入抵抗が大 きい層がいくつか認められた。 微地形単位別の平均表層土層厚を図―６に示す。谷頭凹地以 外の６つの微地形単位では，多少のばらつきはあるものの ０.５∼１.０mの範囲にあり，平均表層土層厚が２.０mを超える谷 頭凹地は明らかに表層土層が厚く，地点数の少ない上部谷壁 凹斜面および谷頭急斜面を除いて，ノンパラメトリック多重 比較検定（Steel-Dwass法）を行った結果，他の微地形単位と の有意差（p ＜０.０１）が認められた。このように，本調査地の ブナ林土壌は，谷頭凹地で非常に厚いほかは大方薄いという ことが確認された。 ３．４ 土壌断面形態 谷頭凹地に位置する本調査地内の最も土壌が厚い地点で， ２０１９年８月２７日に土壌断面調査および検土杖調査を実施し た。A層は１５cm程度と薄く，B層は２m以上の厚さがあるこ とが確認できた。土壌断面全体にわたって，石レキがほとん ど含まれておらず，深度２０cm付近にA.D.９１５年に噴出したと みられるTo-a（十和田a）火山灰がレンズ状に堆積しており， 風成の火山灰が厚く堆積していると推察された（図―２，図― ７：AP１）。検土杖を用いて深度３２５cmまでの土壌の土性を確 認したところ，深度が増すほど砂画分が多く，視認でも降下 軽石の粒子を判別できたが，火山泥流起源の堆積物は確認で きなかった。また，TDR土壌水分計を用いて土壌断面の深 度別土壌含水率を測定したところ，深度５cmのみ２４％だっ た他は，深度２０cm∼２００cmまで４３∼５１％を示し，まとまっ た降雨（日雨量１９.０mm，気象庁，アメダス）から４日経った 後でも非常に含水率が高かった。 CO２フラックス観測タワー近傍の，上部谷壁斜面に位置す る地点で，まとまった降雨（日雨量７.５mm，気象庁，アメダ ス）の９日後の２０１１年６月８日に土壌断面調査を実施した （図―２，図―７：AP２）。A層はAP１地点よりも薄く（８cm），AB 層（１２cm）を挟んで層厚２０cmのB層になっていた。B層の下 には，火山泥流起源と考えられる，巨レキを含む風化の進ん だCB層が堆積していた。 上部谷壁斜面に位置する，AP２地点近くの土壌の薄い地点 （図―２：AP３）でも，翌月に土壌断面調査を実施した。土壌断 面形態はAP２地点の上部とほぼ同じである。なお，土壌円筒 試料を採取した深度０∼５cmはAP２地点のA１-A２層に，深度 １０∼１５cmは同AB層に，深度２０∼２５cmは同B１層に相当する （図―７）。 AP１，AP２，AP３地点ともに，A層の厚さ，色調や構造， 水湿状態からBD型に判定された（土じょう部，１９７６）。 ３．５ 土壌物理性 土壌断面より採取した円筒試料を用いて，土壌の透水性を 測定したところ，AP１地点ではA１，A２層の飽和透水係数が １０−５ オーダーとAB∼B２層よりも小さく，B４層で上下の層よ りも１オーダー小さかった。これに対しAP２地点では，A１ -A２層∼B２層の３層位で，AP３地点でも採取した３層位でと もに飽和透水係数が１０−４ オーダーを示し，良好な透水性を示 した（表―２）。 一 般 物 理 性 で は，AP２地 点 のA１-A２層 の 容 積 重 が０.１５ Mg m−３ と小さく，AP１地点のB２・B４層の容積重がそれぞれ ０.９１，０.８９Mg m−３ と大きいのが特徴で，後者の２層位は全孔 隙率・粗孔隙率（水分張力５００cm H２O未満）・最大容水量も低 い値を示した。特に粗孔隙率はともに０.０６m３m−３ と小さく， 細孔隙率（水分張力５００cm H２O以上）が上下の層位と変わらな いのに比べ，特異的であった。石レキ（レキ量）は３地点と もにほとんど存在していない（表―２）。三相組成はAP１，AP３ 地点ともに最表層を除いて液相率（X）が気相率（Y）の２倍以 上に達した。その比（X／Y）は特にAP１地点のB２層以下で大き く，９.８６∼１２.２を示した。なお，AP２地点では液相率（現場含 水率）を測定していないため，全孔隙率の値を液相率と気相 率の列の間に表示している。 図―５．調査地の表層土層厚分布図 図中の等高線は，長期固定試験地の基点（０，０）を０mとした比高 を示す。 図―６．微地形単位別平均表層土層厚 谷頭凹地とそれ以外の微地形単位間には，上部谷壁凹斜面および谷 頭急斜面を除いて，ノンパラメトリック多重比較検定（Steel-Dwass 法）による有意差（＊＊p ＜０.０１）有り（図中に異なるアルファベットで 表記）。 ９５
土壌の保水性の指標となるAP１地点とAP２地点の土壌水分 特性曲線を図―８に示す。図中の網掛けの部分は，有効孔隙率 （Ohnuki et al.,（１９９９）の５０―５００：中孔隙（水分張力５０∼５００cm H２O）の範囲）であり，それより下が大孔隙および巨大孔隙 （３つを合わせて粗孔隙），それより上が小孔隙（細孔隙）にあ たる。AP１地点では，有効孔隙率がB１∼B４層で１０％未満と低 く，特にB２層で０.０３m３m−３，B４層で０.０４m３m−３と極めて小さ い値を示した。大孔隙および巨大孔隙率についても，B２層で ０.０５m３m−３ ，B４層で０.０３m３m−３と低かった。一方AP２地点で は，有効孔隙率がAB層（０.１２m３m−３）を除いて０.０６m３m−３と １０％未満の値を示した。大孔隙および巨大孔隙率は，AB層 で０.０７m３m−３ と１０％未満であるほかは０.１３∼０.３１m３m−３ の値 を示した。 このように，調査地内で土壌断面調査を実施した３地点 においては，全孔隙率は高いものの，細孔隙の占める割合が 高く有効孔隙率が低いという測定結果が得られた（表―２，図― ８）。特にAP１地点では，表層土層は非常に厚いものの，深度 １m付近に分布するB２，B４層の飽和透水係数は小さく，また 有効孔隙率は際立って低く，それ以深への鉛直浸透（水供給） が少ないと判断された。 ４．考 察 ４．１ 他地域のブナ林との土壌断面形態・立地環境の比較 前述したように，南は鹿児島県高隅山から北は北海道黒松 内まで現在ブナ林は分布しているが，土壌断面調査が実施さ れた林分は大政（１９５１）以外には多くなく，土壌物理性の一部 の測定データが示されているのは斉藤ら（１９７９）のみである。 ここでは，著者らが調査を実施した椎葉峠（九州中央山地， 熊 本 県），英 彦 山（福 岡 県）と，葛 城 山（大 阪 府）（伊 藤 ら， １９９１），佐渡（新潟県）（斉藤ら，１９７９）について，土壌断面形 態や一部の土壌物理性の比較により，本調査地と共通する特 徴がないか検討する（図―７）。 まず上段右側の九州の２つの土壌断面であるが，上部谷 壁斜面に位置する椎葉峠・英彦山ともに表層から深度５０cm 程度まで石礫が比較的多いものの，腐植に富む埋没A（IIA） 層が深度５０cm以下に分布し，IIA層以下は石礫がほとんど含 まれず降下火山灰の影響が大きいことが推察される。また英 彦山においてTDR土壌水分計で土壌含水率を層位ごとに測 定したところ，A，B１，B２，IIA層の順に５６，７２，７２，７４％ の値が得られた。土壌物理性は未測定であるが，全層にわ たって湿∼多湿で下層土は飽和に近い状態だと考えられた。 火山灰の影響が大きいことと，現場含水率が下層土で特に高 いことが本試験地と共通していた。 次に下段の葛城山の土壌断面については，詳しい記載や土 壌物理性データは無いものの，なだらかな尾根（頂部斜面）に ブナ林が成立しており，HA層 ＋ A層の厚さが３０cmあるこ とから，火山灰の影響を受けていると考えられる。A層が団 粒状構造を有するという記載があることから（伊藤ら，１９９１）， 尾根にしては湿潤な立地環境下にあると推察される。佐渡 （新潟大学佐渡演習林内）の土壌断面は，石礫が全層に散在す るものの，椎葉峠・英彦山同様に腐植に富む埋没A（IIA）層 を有する。全孔隙率は０.６５∼０.８０m３m−３ の範囲にあり，液相 率は０.３１∼０.４８m３m−３ と湿潤である。これらの斉藤ら（１９７９） の測定結果は，大政（１９５１）が東北地方のブナ林帯における多 くの調査・測定結果から示した，「乾性土壌であってもB層 の現場含水率が高くて水持ちが良く，適潤性∼湿性土壌はそ 図―７．土壌断面記載（引用・改変含む） AP１：２０１９年８月土壌断面掘削，AP２：２０１１年６月掘削，椎葉峠（熊本県）：２００９年２月掘削，英彦 山（福 岡 県）：２０１０年１月 掘 削，葛 城 山（大 阪 府）：伊 藤 ら（１９９１）を 改 変，佐 渡（新 潟 県）：斉 藤 ら （１９７９）を改変 ９６
表 ―２ ．調査地土壌の一般物理性・透水性 KTR-i および KTR-j は，大貫ら （ ２０ １４ ）から引用。表中の―は未測定，未算出であることを示す。 AP ２ の液相率と固相率は未測定のため，全孔隙率−固相率の値を欄の中央 に示した 。 AP ３ の土壌円筒試料は 層位毎ではなく，深度別に採取。両調査地の測定項目の平均値の有意差（ ＊＊ p ＜ ０ .０１ ， ＊p ＜ ０ .０５ ）は，ノンパラメトリック多重比較検定 （ Steel-Dwass 法） を用いて算出した。 ９７
れに加えてB層の気相率が低い」という結論と整合的である。 この他に，土壌断面の記載は無いが，臥竜山（広島県）には 湿性型ブナ林が分布することが福嶋・岡崎（１９９５）により明ら かにされている。その成立要因としては，「多量の降水と雲 霧帯の形成による湿潤化」，「平坦地や緩傾斜での緩慢な水の 移動」，「空隙の多い火山灰由来の土壌の高い保水性」，「火山 灰土壌と下層の基岩由来の土壌との水連結の停止」が挙げら れており，１番目の湿潤化の要因を「多量の降雪」に入れ 替えるだけで，本調査地に全て当てはまる。彼らはさらに， 「山頂部に湿性立地を指標する植物を多く含むブナ林群落が 発達している例」の一つとして中部九州の脊梁部を挙げてお り，椎葉峠がそれに該当する。このように，いくつかの条件 が重なることで，一般には乾性土壌が分布する平坦地や緩斜 面に湿性のブナ林が成立し，本調査地もその一つに該当する 可能性が高いことが明らかになった。 ４．２ スギ林土壌との保水機能の二面的比較 次に，本調査地とほぼ同様な母材・微地形条件下のスギ林 の土壌と本調査地のブナ林の土壌，それぞれの保水機能につ いて，水持ち（利水ダム的役割：無次元（m３m−３ ））と容量（治 水ダム的役割：１次元（mm））に関しての二面的比較を行い， その大小を定量的に評価する。本考察では，スギ林土壌の一 例として，大貫ら（２０１４）の桂試験地の緩傾斜面（谷頭凹地お よび麓部斜面）に位置する２つの土壌断面から得た土壌物理 性データ（KTR-i，KTR-j）と，表層土層厚測定データを使用 し，ノンパラメトリック多重比較検定（Steel-Dwass法）を用 いて，両調査地各２地点の測定項目の平均値の有意差の有 無を検証した（表―２）。なお，土壌の保水機能に間接的に寄与 すると考えられる飽和透水係数は，両調査地ともに１０−５∼ １０−４ms−１ のオーダーで有意差は無い。 まず水持ちの指標としては，全孔隙率と液相率（現場含水 率）が挙げられる。全孔隙率はAP１地点で０.６６∼０.８６m３m−３ ， AP２地点で０.７１∼０.７６m３m−３，AP３地点で０.７９∼０.８８m３m−３， KTR-i地点で０.６０∼０.７５m３m−３ ，KTR-j地点で０.７２∼０.７８ m３ m−３ を示した。両調査地の平均値には有意差（p ＜０.０５）が認 められ，レキ量の多寡（有意差（p ＜０.０１）有り）がその要因の 一つと考えられた。液相率はAP２地点では未測定のため， AP１，AP３地点とKTR-i，KTR-j地点で比較したところ，それ ぞれ０.３９∼０.６９m３m−３ ，０.４６∼０.６０m３m−３ ，０.３９∼０.５１m３m−３ ， ０.４１∼０.５１m３m−３ となり，本調査地と桂試験地に有意差（p ＜ ０.０１）が認められた。また，液相率（X）と気相率（Y）の比（X／Y） の比較でも，有意差（p ＜０.０５）が認められた。つまり，本調 査地のブナ林土壌の方が，水を入れられる土壌中の隙間の割 合が大きく，且つ降水後に水を保持する能力が高いと言える。 次に容量の指標としては，全孔隙率と表層土層厚，そして 気相率および全孔隙率中に占める細孔隙率の割合が挙げられ る（表―２の（B／A））。両調査地の全孔隙率は先述の通りである が，表層土層厚は谷頭凹地に位置するAP１地点で本調査地最 深の４.９５mであるものの，上部谷壁斜面上のAP２地点では １.３８mと薄く，調査地全体の平均では０.９４mと１mに達しな い。一方桂試験地では，谷頭凹地に位置するKTR-i地点で ３.００m，麓部斜面上のKTR-j地点では４.８０mで，桂試験地全 体の平均では２.０２mと，明らかに桂試験地のスギ林の表層土 層の方が厚いと言える。気相率は平常時における降水を浸潤 させ得る余裕にあたり，本調査地のAP１地点のB２層以下で ０.０５∼０.０７m３m−３ と非常に低い値を示すのに対し，桂試験地 のB層では０.２３∼０.２８m３m−３ と余裕がある（有意差（p ＜０.０５） あり）。全孔隙率中に占める細孔隙率の割合（B／A）は，桂試 験地で０.４５∼０.６２であるのに対し，本調査地では０.５１∼０.９１と なり，特にAP１地点のB２，B４層で０.９１と極端に高い値を示す （有意差（p ＜０.０１）あり）。細孔隙率は，植物の根は吸収でき るが，重力排水および毛管移動できない水を保持する孔隙の 割合であるので，B／Aが高ければ高いほど地下水の涵養・流 出に寄与する水分の割合が減少するが，樹木にとっては利用 できる水分が増加することになる。また，表層土層が厚い AP１地点のB２層以下でB／Aおよび液相率（現場含水率）が高い ことから，水を貯留できる容量（保水容量：表層土層厚（mm） × 全孔隙率（m３m−３ ））および実際の降雨時に降水を浸潤させ 得る容量（実保水容量：表層土層厚 ×（全孔隙率−現場含水 率））は，桂試験地のスギ林土壌の方が明らかに大きいと言え る。なお，本稿で定義した保水容量は，有光ら（１９９５），諌本 （２００２）の大・中・小孔隙区分に基づく保水容量と比較して， 細孔隙も含む全孔隙率を用いているため，より大きな値をと る。 以上の考察をまとめた模式図を図―９に示す。水持ちは無次 元（m３m−３ ）で，容量は１次元（mm）でそれぞれ評価した。模 図―８．土壌水分特性曲線および有効孔隙率 網掛け部分が有効孔隙率（Ohnuki et.al.,（１９９９）の５０―５００：中孔隙（５０∼ ５００cm H２O）の範囲） AP１：計７層位 AP２：計４層位 ９８
式図上部の浸み込み易さ（飽和透水係数）は，水持ち・容量に 間接的に関わる共通の指標とした。 ５．おわりに 本稿では，ほぼ純林を呈するブナ二次林の森林土壌を対象 として，水持ちと容量という２つの観点で評価を行い，安 比高原のブナ林土壌は利水ダム的機能（水持ち）は高いが，治 水ダム的機能（容量）は高くないことを定量的に明らかにした。 ただし，表層土層の下に広がる火山泥流堆積物を母材とする 風 化 層 の 厚 さ や 物 理 特 性（Ohnuki et al., １９９９；大 貫 ら， ２０１４）については未測定であり，地下水面より上に存在する 風化層の保水可能容量は無視できないと考えられる（吉永・ 大貫，１９９２；吉永・大貫，１９９５）。更に，降水を地下水や渓 流に涵養する水の流れ，特にマクロポアを経由する流速の速 い選択流（例えば小林，２００２）の把握に関しては，根系の範囲 と到達深度が土壌の物理性に及ぼす影響とともに，ブナ林の 水源涵養機能を更に詳細に定量化するためには必要不可欠で あり，今後の課題である。 謝 辞 本研究を実施するにあたり，林野庁東北森林管理局岩手北 部森林管理署森林技術指導官出川真潮氏，齋藤智之氏・小谷 英司氏・稲垣昌宏氏をはじめとする国立研究開発法人森林研 究・整備機構森林総合研究所の皆様には大変お世話になりま した。以上の方々にこの場をお借りして厚くお礼申し上げま す。本研究は科研費「機械学習の応用による陸域生態系の土層 厚の広域マッピング」（平成２９∼令和元年度）予算を使用した。 引 用 文 献 相浦英春（１９９３）ブナ林の皆伐および針葉樹の造林が行われた多 雪山地に発生した表層崩壊地の分布と地形要因の関係．日本 林学会誌７５：２０８―２１５． 相浦英春・嘉戸昭夫・長谷川幹夫（１９９６）ブナ林の皆伐および針 葉樹の造林が行われた多雪山地における表層崩壊の発生過 程．日本林学会誌７８：３９８―４０３． 有光一登・荒木 誠・宮川 清・小林繁男・加藤正樹（１９９５）宝 川森林理水試験地における土壌孔隙量をもとにした保水容量 の推定―初沢小試験流域１号沢および２号沢の比較―．森林 立地３７：４９―５８． 土じょう部（１９７６）林野土壌分類（１９７５）．林業試験場研究報告 ２８０：１―２８． 福嶋 司・岡崎正規（１９９５）西中国山地の山頂部に発達する湿性 型ブナ林とその立地環境．日本林学会誌７７：４６３―４７３． 福嶋 司・佐藤幸夫・河路晶子・小島道也（１９８１）三方岩岳のブナ 林における植物群落と土壌との関係．ペドロジスト２５：１４―２３． 海 虎・石川芳治・白木克繁・若原妙子・畢力格図・内山佳美 （２０１２）ブナ林における林床合計被覆率の変化が地表流流出率 に与える影響．日本森林学会誌９４：１６７―１７４． 春木雅寛（２０１５）北海道ブナ林の立地条件と生態系の成立過程． 森林立地５７：７５―８４． 橋本 徹・三浦 覚・池田重人・志知幸治（２００８）樹木指標によ る土壌CO２フラックスの空間変動の推定．日本森林学会誌９０： ３８６―３９０． 諌本信義（２００２）土壌孔隙組成を用いた森林の保水容量の推定と その要因解析．森林立地４４：３１―３６． 石井正典（１９９７）広葉樹から針葉樹への林種転換は水枯れの原因 か―岩手県内安家川での実証研究．林業技術６６３：２３―２６． 石井正典（２０１３）利根川水系における夏期の水枯れの原因究明に ついて―矢木沢ダムと相俣ダムの場合―．水利科学３３３：１２７― １６１． 伊藤祥子・星 理恵・藤井哲次郎・谷本丈夫（２００５）駒止湿原周 辺の耕作跡地における植物群落構造と土壌との関係．森林立 地４７：６５―７５． 伊藤孝美・榎 幹雄・高原 光・川井裕史（１９９１）和泉葛城山ブ ナ林周辺の植生と森林構造．大阪府農林技術センター研究報 告２７：５―１３． 菊池多賀夫（２００１）地形植生誌．２２０pp，東京大学出版会，東京． 北村系子・松井哲哉・小林 誠・斎藤 均・並川寛司・津田吉晃 （２０１６）ブナ北限集団の遺伝的多様性と北進過程．森林立地 ５８：１―７． 紀藤典夫（２０１５）東北・北海道における最終氷期以降のブナ林の 拡大．森林立地５７：６９―７４． 小林政広（２００２）連続する粗大孔隙を含む土層中の水と溶質の移 動に関する実験的研究．地形２３：６５９―６７３． 小泉武栄（２０１８）地生態学からみた日本の植生．４４４pp，文一総合 出版，東京． 前田禎三（１９８８）ブナの更新特性と天然更新技術に関する研究． 宇都宮大学農学部学術報告特輯４６：１―７９． 正木 隆・杉田久志・金指達郎・長池卓男・太田敬之・櫃間 岳・酒井暁子・新井伸昌・市栄智明・上迫正人・神林友広・ 畑田彩・松井 淳・沢田信一・中静 透（２００３）東北地方の ブナ林天然更新施業地の現状―二つの事例と生態プロセ ス―．日本林学会誌８５：２５９―２６４． 増澤 直（２００１）三頭山のブナ林は絶滅寸前なのか？奥多摩の事 例から．（植生環境学―植物の生育環境の謎を解く―，水野 一晴編，２２２pp，古今書院，東京）．７２―８４． 松井直弘・小野由紀子・城向光弥・石山麻子・森田哲朗・麻生 泉・菅沼孝之（２０１８）西大台ケ原のヒノキ天然林分布に関係 する土壌など立地環境の影響．森林立地６０：１―９． 松本健太郎・逢沢峰昭・松本陽介・大久保達弘（２０１２）関東北部 高原山におけるイヌブナ・ブナが優占する太平洋型ブナ成熟 林の１５年間の森林動態．森林立地５４：７３―８０． 図―９．ブナ林（安比高原）とスギ林（桂試験地）の保水機能の二面 的比較模式図 浸み込み易さ（飽和透水係数）は，水持ち・容量に間接的に関わる共 通の指標とした。水持ちは無次元（m３m−３ ）で，容量は１次元（mm） でそれぞれ評価。 保水容量（黒枠全体）：表層土層厚（mm）× 全孔隙率（m３m−３ ） 実保水容量（白地の部分）：表層土層厚 ×（全孔隙率 − 現場含水率） 飽和透水係数（ms−１）および保水容量・実保水容量（mm）の数字は， オーダーの範囲を示す。 ９９
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