(1)雨水貯留量指標を用いた森林の水源涵養機能・洪水緩和機能の評価
－森林土壌の孔隙特性が雨水流出に及ぼす影響－
目 次
森林の水源涵養機能や洪水緩和機能に関して，「透水性が大きくしかも保水性が大きい」森林土壌を，林地斜面表層に発達させ保持するという森林の役割が注目されている。確かに，森林土壌が大孔隙に富み大きな透水性を持っていることは，多くの実験，観測から明らかになっている（例えば，大手ら，1989；太田ら，1989）。このため林地においては，降雨強度が土壌の浸透能を上回ることによって生ずるホートン型地表流が通常見られないことは，現在広く認められている（塚本, 1992）。しかしながら，水源涵養機能や洪水緩和機能を適切に評価していくためには，単に「表面流が発生しないから」という議論にとどまらず，一端土層内に浸透した水が河川に流出するまでの過程で，森林土壌の存在がどのような効果をもたらしているのかを明らかにする必要がある。
林地斜面に達した雨水は，まず表層土内をほぼ鉛直下方に移動する（図-1）。そして，透水性の低い層（水文学的基盤面）まで達すると，飽和地下水面を形成し，この層に沿って斜面下方に流下する（太田ら, 1985；太田・高橋，1986；窪田ら，1987；塚本, 1992）。後者の側方流出過程に関しては，巨大な孔隙の存在といった土層の不均質性が水の移動に大きな影響を及ぼしていることが，近年の研究によりわかってきた。特にパイプ状の連続した巨大孔隙内の流れ（パイプ流）は，雨水の速やかな排出機構と考えられている（北原，1996；内田ら，1996）。また，地質によっては基盤面が完全に不透水性でないことも多い（Hirose et al., 1994；Komatsu and Onda, 1996）。これらのパイプ流や基盤面内の流れは，現在研究が進められている段階にあり，詳しい機構はまだ良くわかっていない。
これに対して表層土内の鉛直浸透過程では，一般に飽和・不飽和浸透理論によって水の移動が表現できると考えられている。この浸透理論では，土壌の保水性と透水性が水の移動を特徴づけており，さらに森林の発達や森林施業に伴う保水性，透水性の変化は，特に表層土において顕著であると考えられる。従ってここでは，表層土内の鉛直浸透過程に着目し，水源涵養機能や洪水緩和機能に対する森林土壌の効果を考えてみることにする。
まず図-2に示した装置で，実際の森林土壌の雨水貯留能力を調査した。京都府丹後半島のブナ林とスギ林のそれぞれにおいて，内径9 cmの円筒形サンプラーを用いて表層から20 cmまでと以下10 cm毎の土壌を不撹乱採取し，これらを積み重ねることによって長さ90 cmの土柱を作成した。これらの土柱を直射日光の当たらない野外に設置し，表面から自然降雨を浸透させた場合の下端からの流出量を計測した。
図-3は，2000年9月15～16日の計測結果である。ブナ林土壌に比べて，スギ林土壌からの流出が，降雨に対してより素速く反応し，大きなピークを持つことがわかる。逓減時の流出強度はブナ林土壌で大きくなっている。つまりブナ林土壌は，より多くの雨水を土層内に一時的に貯留し，徐々に流出させることで流出波形を緩やかにしているわけで，スギ林土壌よりも大きな雨水貯留能力を持つということができる。ただし，これはあくまで計測を行った土壌についての結果であり，一般的にブナ林の土壌がスギ林の土壌よりも大きな雨水貯留能力を持つかに関しては，計測例が少なく定かでない。
前章では，1回の降雨イベントについての流出ハイドログラフの計測例を示した。このような計測から，異なる土層の雨水貯留能力を相対的に比較することはできるが，定量化を行うことは難しい。定量化手法の一つとして，次に述べる指標S（小杉，1999a）がある。
図-4aのように，長さLの土層の下端に定常地下水面があり，土層内の水分移動が無い状態から，一定強度pの雨を継続してかけることを考える。土層下端からの流出量qoutは，降雨開始直後はゼロであるが，その後徐々に増加してついには降雨強度と等しいpとなり，その後降雨を停止しても直ちにゼロにはならず徐々に減少するであろう（図-4b）。しかし，仮に土層が全く雨水を貯留しないとしたら， qoutの波形は図-4bの破線のように降雨波形と全く同じになるであろう。そこで土層の雨水貯留能力を，この増水過程もしくは減水過程における降雨波形と流出波形の差（図-4bの灰色部分の面積）として定義したものが雨水貯留量指標Sである。Sの値は降雨強度pによって変化する。またSは，降雨前における土層内の含水量と，流出量が降雨強度に等しくなったときの含水量の差（図-4aの灰色部分の面積）に等しい。
実際の土壌を用いて図-4bに示した定常降雨実験を行い，流出量を計測することで，Sの値を求めることができる。図-5は，前節で述べたブナ林土壌とスギ林土壌について，6段階の降雨強度pに対するSを計測した結果である。例えばp= 57 mm/hでは，Sの値はブナ林土壌で58 mm，スギ林土壌で48 mmとなっている。他の降雨強度においてもブナ林土壌のSがスギ林土壌よりも大きくなっており，図-3に示した自然降雨条件下で得られた降雨流出波形（ハイドログラフ）とよい対応を示している。
4.1 土壌の保水性と透水性の定義
前章に示した計測を数多くの土壌について行い，様々な林地の雨水貯留能力を明らかにすることで，水資源上適切な森林管理の在り方について検討することが可能になると考えられる。しかしながら現段階では，実際の土壌についての計測例が極めて限られている。そこで以下では，数値シミュレーションによる評価を行った。
前述したとおり，表層土内の鉛直浸透過程は，土壌の保水性と透水性によって特徴づけられている。土壌の保水性は図-6aに示した水分特性曲線によって表される。この図の縦軸は体積含水率qであり，土壌に含まれる水の体積をその土壌の体積との比で表したものである。水分特性曲線は，例えば加圧板法によって計測される。これは，加圧チャンバーに入れた土壌を加圧することによって，間隙に保持されている水分を外に追い出す方法である。加圧が大きいほどより多くの水が押し出されるため，土壌はより乾燥することになる。この時の加圧を水頭表示したものが，図-6横軸の圧力水頭yであり，各yで平衡したときのqをプロットしたものが水分特性曲線になるわけである。
一方土壌の透水性は，土壌の透水係数によって表される。土壌中の水分フラックス（土壌単位断面積当たりの流量）は水理水頭の勾配に比例する（Darcy-Buckingham式）が，このときの比例係数が透水係数Kである。その値は土壌の含水状態によって変化する。すなわち土壌の含水率が減少するにつれ，通水断面積が減り，かつ水が流れる孔隙の最大径が減少するため，透水係数は一般に急激に減少する。土壌の含水率は水分特性曲線によって圧力水頭yに対応づけられるため，図-6bに示したように，透水係数Kをyの関数として表すことができる。従来の森林土壌の透水性に関する議論では，浸透能試験で測られる飽和透水係数（図-6bのy = 0におけるKの値）の大小が問題とされることが多かった。しかしながら，実際の表層土内の鉛直浸透は不飽和状態で起きることがほとんどだから，飽和と不飽和の両方の状態にわたる透水性を表すK-y曲線が重要となる。
4.2 土壌の保水性と透水性のモデル化
前節で述べた保水性と透水性は土壌毎に異なっているが，これはこれらの特性が孔隙径分布や孔隙のつながり具合に依存しているためである（小杉・大手，1992）。土壌の孔隙径が対数正規分布をするとの考えに基づいて，保水性と透水性を表す次の関数が導かれている（Kosugi, 1996）。
(1)
(2)
ここで，qsは飽和時の体積含水率，qrは残留体積含水率（yが非常に小さくなったときの含水率），ym（単位cm）は圧力水頭の中央値（中央孔隙半径をrm（単位cm）とすると，ym » -0.15/rmの関係あり），s（> 0）は孔隙径分布の幅を表す無次元パラメータ，Qは
(3)
で表される余正規分布関数（正規分布の上側確率を表す関数）である。(2)式中のBexp(s2)/ym2は飽和透水係数を表しており，Kosugi（1997b）は経験的にB = 100.4 cm3/sとした。図-6より，(1)，(2)式が実測値によい適合を示していることがわかる。
図-7は，不撹乱森林土壌（真下, 1960）および撹乱ローム質土壌，撹乱砂質土壌（Mualem, 1976）について測定された水分特性曲線に，(1)式を当てはめることによって得られたymとsの関係を示したものである。図の横軸には，ymと対応する中央孔隙半径rmを併記した。図より，撹乱ローム質土壌では，撹乱砂質土壌に比べて中央孔隙半径が小さく，分布の幅（s）が大きくなっていることがわかる。また多くの不撹乱森林土壌は，撹乱ローム質土壌に比べて中央孔隙半径が大きく，撹乱砂質土壌に比べて分布の幅が大きいという，特徴的な孔隙径分布を有することがわかる。森林土壌について詳しく見ると，団粒の発達度が低いカベ状土壌は中央孔隙半径が小さく，多くの団粒状土壌の中央孔隙半径が粒状土壌よりも大きくなっていることがわかる。さらに，ここに示された不撹乱森林土壌の土性がheavy clayからsandy loamの範囲に属していることから，これらの森林土壌を撹乱した場合に，中央孔隙半径は元の不撹乱サンプルに比べて小さくなることが予想される。以上のことから林地の土壌では，団粒の発達度が大きいものほど中央孔隙半径が大きくなると考えることができよう。
図-7中の団粒状およびカベ状の森林土壌のそれぞれについて，特定されたパラメータの平均値を用いた場合の，(1)，(2)式によって表される保水性，透水性を図-8a，bに示した。団粒状土壌では，中央孔隙半径が大きい（大孔隙が多く存在する）ことを反映して，y > -50 cmでqが大きく変化している（図-8a）。一方中央孔隙半径が小さいカベ状土壌では，比較的一定の割合でqが変化している。飽和透水係数は，大きな中央孔隙半径を有する団粒状土壌において1オーダー大きくなっている（図-8b）。団粒状土壌のKは，yが負になると直ちに大孔隙から排水が行われるために大きく減少し，y < -25 cmではカベ状土壌のKよりも小さいという特徴を持つ。
4.3 指標Sの算定結果
土壌の保水性と透水性が特定されれば，Darcy-Buckingham式を数値的に解くことによって雨水貯留量指標Sを求めることができる（小杉，1999a）。図-9は，図-8に示した保水性，透水性を用い，様々な降雨強度pに対して団粒状とカベ状の森林土壌のSを算定した結果である。算定に当たっては，土層の長さLを100および150 cmとした。算定結果は図-5に示した実測値とよく似た傾向を示しており，Sはpの増加に伴って大きくなるが増加率は次第に減少していくことがわかる。またこの傾向は，カベ状土壌でより顕著である。カベ状土壌の飽和透水係数は41.1 mm/hであり，それ以上の降雨強度に対してはSが増加しないばかりか表面流が発生してしまうことになる。これに対して団粒状土壌の飽和透水係数は609 mm/hと大きく，Sの最大値はL = 100，150 cmでそれぞれ121，212 mmとなった。同じLについて比べると，全ての降雨強度で団粒状土壌のSがカベ状土壌よりも大きくなっていることがわかる。また両土壌とも，Lが大きいほどSが大きくなっている。
4.4 計算ハイドログラフ
次に，同じく図-8に示した保水性，透水性を用い，土層の長さLを100および150 cmとした場合の，団粒状とカベ状の森林土壌の雨水浸透過程をシミュレーションした（小杉，1999a）。図-2の野外実験と同様の条件を再現するため，土層底面でy = 0とし，土層表面に1992年9月の観測降雨を入力した。また計算開始時の条件は，土層全体で水分フラックスが無い定常状態とし，蒸発散による水の損失は考慮していない。
図-10には，有効雨水貯留量Seff（土層全体の各時刻における含水量と初期含水量の差で，その時刻以降に降雨が停止した場合に排水される水量に等しい）と下端流出量qoutの経時変化を示した。図-10bより，団粒状土壌の有効雨水貯留量は全期間を通してカベ状土壌よりも大きくなっていることがわかる。これは，カベ状土壌では流出開始時刻が早くまたピーク流出量が大きい（図-10c）ために，降雨時の有効雨水貯留量の増加が低く抑えられてしまうからである。そして降雨後の逓減ハイドログラフでは，降雨時により多くの雨水を土層内に蓄えた団粒状土壌の流出量がより大きくなっている（図-10c）。このように，図-10b，cは団粒状土壌の雨水貯留能力がカベ状土壌より大きいことを示唆している。L = 150 cmとした場合，両土壌ともL = 100 cmの場合に比べて有効雨水貯留量が増加し，ハイドログラフが緩やかになった（図-10d，e）。この場合も，団粒状土壌についてより大きな有効雨水貯留量とより緩やかなハイドログラフが算定され，カベ状土壌より大きな雨水貯留能力が示唆された。
図-10に示された4つのケースを図-9と比較すると，Sが大きい場合ほど，土層の有効雨水貯留量が大きくハイドログラフが緩やかになっていることがわかる。
各種の森林施業によって如何に土壌の孔隙構造が変化し，それに伴う土壌の保水性，透水性の変化が，森林の水源涵養機能や洪水緩和機能に如何なる影響を及ぼすかに関しては，実測データが極めて少なく，不明な点が多いのが現状である。以下では，荒木・有光（1984）の計測結果に基づいて，皆伐施業が及ぼす影響について，若干の考察を行った。
荒木・有光（1984）は，75年生ヒノキ林の一部を皆伐した跡地と，これに隣接する残存対照ヒノキ林で土壌サンプルを採取し，水分特性曲線の計測を行った。皆伐跡地は地表状態の違いにより，A0層（有機物層）が削られ鉱質土壌が露出した箇所（C1），A0層が残存する箇所（C2），枝条が覆っている箇所（C3），林床植生が残存する箇所（C4）に区分され，それぞれの場所でサンプリングが行われた。図-11は，対照林地も含めた計5つの水分特性曲線の計測値を示している。これらのデータに
(1)式を適用した結果，良好な適合が得られた（図中の曲線）。
図-12は，5種類の土壌サンプルについて特定された(1)式中のym，sの値を，図-7に重ねて示したものである。対照ヒノキ林の土壌（F）は大きな中央孔隙半径を持ち，団粒状森林土壌の特徴を示している。これに対して，皆伐による土壌撹乱が激しいと考えられるC1，C2の中央孔隙半径は小さく，カベ状森林土壌の範囲に属している。C3土壌はこれらの中間的な中央孔隙半径を有し，皆伐による撹乱がもっとも小さいと考えられるC4土壌は，対照林地の土壌とほぼ同じ位置にプロットされている。前章で述べた団粒状土壌とカベ状土壌のシミュレーション結果を考慮すると，皆伐施業によるC1～3程度の土壌撹乱によって，雨水貯留能力が減少してしまうことが推測される。また林床植生が残存する程度（C4）に土壌撹乱が抑えられる場合には，もともとの高い雨水貯留能力が維持されると推測される。ただしより正確な議論を行うには，実際の土壌を用いて2，3章で述べたような実験を行うことが必要である。
本稿では，森林の表層土が持つ雨水貯留能力を評価する手法を紹介し，土壌孔隙特性の違いが水源涵養機能や洪水緩和機能に及ぼす影響について考察を加えた。ここでは，表層土内の鉛直浸透過程の場として，1 m程度の不飽和土層の下端に地下水面がある状況を想定して議論を進めた。これは，降雨時もしくは常時飽和地下水帯が存在する流域末端付近などの比較的湿潤な条件に対応しており，蒸発散や不飽和側方流による土壌の乾燥過程の評価が，今後の課題として残されている。また，流域規模での水資源評価，災害発生予測をしていくためには，本稿で取り上げた表層土内の鉛直浸透過程の解析だけでは不十分であるのは言うまでもなく，パイプ流や基盤面への浸透も考慮した流域水文過程に関する研究を今後いっそう進めていく必要がある。
さらに，様々な森林土壌における雨水の浸透現象を実際に計測することや，土壌の保水性，透水性の情報を蓄積していくことが重要である。これらの土壌水文学的な研究が進むことによって，森林の水源涵養機能や洪水緩和機能のより正確な評価が可能になると考えられる。
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