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土壌とは（Soil）

最終更新日：2018年12月17日

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• 土壌資源（世界の土壌分類を含む）は『土壌資源』のページを参照。
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• 農薬と肥料は『農薬とは』のページを参照。
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• 風化・土壌関連用語は『風化・土壌関連用語集』のページを参照。

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• 土壌は『論文リスト（土壌）』のページも参照。

• 土壌の『リンク』はこちらを参照。

【1997】

• 久馬（1997）による〔『最新土壌学』（1-9p）から〕【見る→】
  

  地球の表面にある自然物であり（所によっては人間によってレゴリス様の物質で修飾されたり、造られたりしているが）、生物を含んでいて、野外で現に植物を支えているか、あるいは支える能力をもつ

【1989】

• 一國（1989）による〔『ケイ酸塩の風化とその生成物』（2-3p）から〕【見る→】

【1985】

• 吉永（1985）による〔『粘土の事典』（288p）から〕【見る→】

• 土壌の成因の『リンク』はこちらを参照。
• 土壌の『リンク』はこちらを参照。

※土壌生成（Soil Formation、Soil Evolution、Pedogenesis）を行なう土壌生成作用は、風化作用（Weathering）に生物（Organism）の働きが加わったものである。風化作用のみでは土壌は生成されないが、風化作用が基本的に重要である。
　風化作用とは、鉱物〔Mineral：地殻中の岩石（Rock）を構成する〕と大気成分〔Atmospheric Constituent：特に二酸化炭素（Carbon Dioxide）と酸素ガス（Oxygen Gas）〕と水（Water）との相互作用（Interaction）を指す。実質的には、大気起源の二酸化炭素や酸素ガスが溶解した水（水溶液）が鉱物と反応して起こる作用であり、次のような反応により大気中二酸化炭素を鉱物として固定する反応が主体である。

珪酸塩鉱物〔Silicate Mineral（一次、Primary）〕＋CO2＋H2O⇒炭酸塩鉱物（Carbonate Mineral）↓＋珪酸塩鉱物〔Silicate Mineral（二次、Secondary）〕〔粘土鉱物（Clay Mineral）が主体〕↓＋酸化鉱物〔Oxide Mineral（二次、Secondary）〕〔鉄の水酸化物（Fe-hydroxide）が主体〕↓＋H2O

　土壌生成作用において重要な因子は、母材（Parent Material：基盤岩など）・気候〔Climate：気温（Temperature）や降水量（Precipitation Rate）など〕・地形（Ｔopography：傾斜など）・時間（Time）・生物（Biological Ｆactor）の5つであるので、これを5大土壌生成因子（Soil Forming Factor）と呼ぶ。これ以外に、人為（Ａnthropogenic Ｐrocess）を加えて6大因子と呼ぶこともある。

【2010】

• 南條（HP）による『７．土壌中の粘土鉱物』から
  

  〔日本粘土学会の『粘土基礎講座�T』の中の南條正巳氏による『７．土壌中の粘土鉱物』から〕

• Seafriends Marine Conservation and Education Centre（HP）による『Soil: Geology』から
  

  Soil formation 〔Seafriends Marine Conservation and Education Centreによるseafriendsの『environment』の中の『Soil: use, sustainability and conservation』の『Soil: Geology』から〕

  
  Seafriends Marine Conservation and Education Centre（HP）による『Ocean properties』から
  

  〔Seafriends Marine Conservation and Education Centreによるseafriendsの『oceanography』の中の『Ocean properties』から〕

• 土壌分類の『リンク』はこちらを参照。

※土壌の分類は、国によって特徴があるために国ごとに行われてきたが、体系的に整備されたものの代表が米国によるSoil Taxonomyである。近年は、世界的に共通に使えるものが国連のFAOを中心に整備されてきている。
　日本では、農地を対象とした分類と森林地を対象とした分類の２つが並行して整備されてきていたが、現在統一化の努力が行われている。

【2011】

• 小原ほか（2011）による『包括的土壌分類第１次試案』から
  

  大群 群 亜群 統群 造成土 (Man-made soils) 人工物質土 有機質／硬盤型／無機質 　 盛土造成土 台地/低地 　 有機質 (Organic soils) 泥炭土 腐朽質／ 高位／ 中間／ 低位 表層無機質／下層無機質／典型 表層無機質／下層無機質／繊維質／典型 表層無機質／下層無機質／繊維質／典型 表層無機質／下層無機質／繊維質／典型 ポドゾル (Podzols) ポドゾル 表層泥炭質／ 湿性／ 表層擬似グライ化／ 擬似グライ化／ 普通 岩盤質／礫質／典型 岩盤質／礫質／典型 岩盤質／礫質／典型 岩盤質／礫質／典型 岩盤質／礫質／典型 黒ボク土 (Andosols) 未熟黒ボク土 湿性／ 腐植質／ 埋没腐植質／ 普通 下層泥炭／下層低地／典型 盤層型／下層低地／下層黒ボク／典型 盤層型／典型 盤層型／下層低地／下層黒ボク／典型 グライ黒ボク土 泥炭質／ 厚層／ 普通 多腐植質／典型 非アロフェン質／多腐植質／腐食質 岩盤質／礫質／多腐植質／典型 多湿黒ボク土 泥炭質／ 下層台地／ 下層低地／ 厚層／ 普通 多腐植質／典型 多腐植質／典型 礫質／多腐植質／典型 岩盤質／礫質／非アロフェン質／多腐植質／腐植質 岩盤質／礫質／非アロフェン質／多腐植質／典型 褐色黒ボク土 厚層／ 埋没腐植質／ 普通 岩盤質／礫質／非アロフェン質／典型 岩盤質／礫質／非アロフェン質／典型 岩盤質／礫質／非アロフェン質／典型 非アロフェン質黒ボク土 水田化／ 厚層／ 埋没腐植質／ 普通 岩盤質／礫質／下層低地／厚層／典型 多腐植質／腐植質 岩盤質／礫質／典型 岩盤質／礫質／下層低地／淡色／多腐植質／腐植質 アロフェン質黒ボク土 水田化／ 下層台地／ 下層低地／ 淡色／ 厚層／ 埋没腐植質／ 普通 岩盤質／礫質／下層低地／淡色／厚層／多腐植質／腐植質 岩盤質／礫質／淡色／多腐植質／腐植質 礫質／淡色／多腐植質／腐植質 岩盤質／礫質／盤層型／埋没腐植質／典型 岩盤質／礫質／盤層型／多腐植質／腐植質 岩盤質／礫質／盤層型／典型 岩盤質／礫質／盤層型／多腐植質／腐植質 暗赤色土 (Dark Red soils) 石灰性暗赤色土 粘土集積／ 普通 岩盤質／礫質／典型 岩盤質／礫質／典型 酸性暗赤色土 粘土集積／ 普通 岩盤質／礫質／典型 岩盤質／礫質／典型 塩基性暗赤色土 粘土集積／ 普通 岩盤質／礫質／典型 岩盤質／礫質／典型 低地土 (Lowland soils) 低地水田土 漂白化／ 表層グライ化／ 下層褐色／ 湿性／ 普通 礫質／典型 礫質／細粒質／中粗粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 グライ低地土 硫酸酸性質／ 泥炭質／ 腐植質／ 表層灰色／ 還元型／ 斑鉄型 細粒質／典型 細粒質／粗粒質／中粒質 礫質／細粒質／中粗粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 灰色低地土 硫酸酸性質／ 泥炭質／ 腐植質／ 表層グライ化／ グライ化／ 下層黒ボク／ 普通 細粒質／典型 礫質／細粒質／中粗粒質 礫質／細粒質／中粗粒質 礫質／細粒質／中粗粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 細粒質／典型 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 褐色低地土 湿性／ 腐植質／ 水田化／ 普通 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 礫質／細粒質／粗粒質／中粒質 未熟低地土 湿性／ 普通 礫質／典型 礫質／典型 赤黄色土 (Red-Yellow soils) 粘土集積赤黄色土 水田化／ 灰白化／ 擬似グライ化／ 湿性／ 腐植質／ 赤色／ 普通 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 風化変質赤黄色土 水田化／ 灰白化／ 擬似グライ化／ 湿性／ 腐植質／ 赤色／ ばん土質／ 普通 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 停滞水盛土 (Stagnic soils) 停滞水グライ土 水田型／ 表層泥炭質／ 腐植質／ 普通 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 擬似グライ土 水田化／ 地下水型／ 腐植質／ 褐色／ 普通 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 岩盤質／礫質／中粗粒質／細粒質 褐色森林土 (Brown Forest soils) 褐色森林土 水田化／ 湿性／ 塩基型／ ばん土質／ 腐植質／ ポドゾル化／ 下層赤黄色／ 台地／ 普通 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 岩盤質／礫質／細粒質／中粗粒質 未熟土 (Regosols) 火山放出物未熟土 湿性／ 普通 下層泥炭／下層低地／典型 盤層型／下層低地／下層黒ボク／典型 砂質未熟土 石灰質／ 湿性／ 普通 典型 典型 典型 固結岩屑土 石灰質／ 湿性／ 普通 暗色表層／典型 典型 典型 陸成未熟土 泥灰岩質／ 石灰質／ 花崗岩型／ 軟岩型／ 普通 湿性／典型 暗色表層／典型 典型 典型 典型 小原ほか（2011）による『包括的土壌分類第１次試案』から

• （独）農業環境技術研究所（HP/2011/9）による『「包括的土壌分類　第１次試案」を作成』（2011/7/29）から
  

  図１　近年の日本を中心とした主な土壌分類の現状　日本では、土地利用別の分類（農耕地と林野）や日本ペドロジー学会の分類があります。国際的には、FAO（国際連合食糧農業機関）・ IUSS（国際土壌科学連合）・ ISRIC（国際土壌照合センター）などの作った WRB（世界土壌照合基準）や USDA（アメリカ農務省）の土壌分類等が利用されています。それぞれ、研究の発展、新たな知見、土地利用の変化などに対応するため、分類体系は更新され続けています。	表１　土壌大群と土壌群、亜群、統群の数 注）「農耕地土壌分類 第３次改訂版」では「土壌大群」が、「日本の統一的土壌分類体系 第二次案」では「統群」が設定されていません。
  （独）農業環境技術研究所（HP/2011/9）による『「包括的土壌分類　第１次試案」を作成』（2011/7/29）から

【2010】

• 南條（HP）による『７．土壌中の粘土鉱物』から
  

  〔日本粘土学会の『粘土基礎講座�T』の中の南條正巳氏による『７．土壌中の粘土鉱物』から〕

【2003】

• 茅（監修）オーム社（編）（2003）による〔『環境年表 2004/2005』（311-314p）から〕【見る→】
  茅（監修）オーム社（編）（2003）による『環境年表 2004/2005』から
  ※土壌生成因子の違いに応じて、多種多様な土壌が形成されている。世界的には、緯度（Latitude）の変化に対応した水平分布（Horizontal Zonation、Horizontal Variation）を示すことが多い。高山地帯であれば、高度（Altitude）に対応した垂直分布（Vertical Zonation、Altitudinal Zonation、Altitudinal Variation）を示すこともある。
  

  表1・2　世界の各種土壌群の特徴と分布面積

  土壌群名（アメリカ農務省分類） 【FAO/UNESCO分類】		特　　徴	分布 面積 〔億ha〕	分布 割合 〔％〕
  ツンドラ（Tundra）・亜極地褐色森林土地帯		コケ・地衣類・小灌木のみ植生。寒さのために農耕不可。	5.12	3.9
  沙漠（Desert）土（塩類土・アルカリ土を含む） 【ゼロソル・イェルモソル（Yermosol）】		養分が低くとくに窒素、リン酸、微量要素が不足。水不足で灌漑を必要とするが、二次的塩類化などに注意を要す。	21.04	16.2
  チェルノーゼム（栗色土、ブルニーゼム、赤色プレリーを含む） 【チェルノーゼム（Chernozem）・カスタノーゼム（Kastanozem）】		物理的、化学的性質ともにバランスのとれた肥沃な土壌。広大な小麦地帯とアメリカのとうもろこし地帯に分布。	8.12	6.2
  非石灰質褐色土		粘土の多い下層土をもち、養分は高いが、物理的性質が悪いので耕土をよくほぐすことが大事である。	2.84	2.2
  ポドゾル（泥炭土、低腐植質グライ土、灰褐色ポドゾル土を含む） 【ポドゾル（Podzol）・ヒストソル（Histosol）】		養分が溶脱されて酸性を示す。中和のために石灰の施用を要す。寒冷な気候が耕作の制限因子である。	19.40	14.9
  赤黄色ポドゾル性土 【アクリソル（Acrisol）】		養分の溶脱が激しく、酸性で、湿潤気候下で発達、粘土が表層から移動して下層に集積。	3.88	3.0
  ラトソル（Latosol、Oxisol、Ferallitic Soil；Laterite）（地下水ラテライトなどを含む） 【フェラルソル（Ferralsol）】		風化と養分溶脱をもっとも激しく受け、リン酸に欠乏、湿潤熱帯における主要土壌。	24.72	19.0
  グルムソル土 地帯	グルムソル 【バーティソル（Vertisol）】	養分に富むが物理的性質が悪い。透水性低く、排水不良。	3.24	2.5
  	テラロッサ（Terra Rosa）【ルビソル（Luvisol）】	石灰岩の上に生成された赤色で肥沃な土壌、物理的性質もよく、耕作も容易な土壌。
  レンジナ・褐色森林土地帯	レンジナ【レンジナ（Rendzina）】	石灰岩や泥灰岩を材料にした土壌で肥沃度が高い。傾斜地に分布し、牧草地に利用されている。	1.0	0.8
  	褐色森林土【カンビソル（Cambisol）】	湿潤冷温帯の中部ヨーロッパに広く分布。粘土移動やポドゾル化がない褐色な土壌断面をもち、中性ないし酸性。
  アンドソル（黒ボク土） 【アンドソル（Andosol）】		火山灰からできた土壌で、容積重が軽く、リン酸を土壌に吸収、固定化する力が大きい。	0.28	0.2
  岩屑土（リトソル） 【リトソル（Lithosol）】		岩石の上に載っているれきの多い未熟な土壌で、広い面積をもつが、耕地面積割合は低い。放牧地に利用。	26.92	20.7
  砂丘（Dune）未熟土（レゴソル） 【レゴソル（Regosol）】		風の力によって砂、微砂が堆積したもの。海岸砂丘堆積物や新しい火山灰などからなる。	7.60	5.8
  沖積（Alluvium）土 【フルビソル（Fluvisol）・グライソル（Gleysol）】		河川の氾濫などで堆積された比較的新しい堆積物。肥沃度が高く、世界人口の1/3はこの土壌に食糧を依存している。	5.88	4.5
  <出典>　大塚紘雄・井上隆弘：世界の土壌、科学、58、p.611、岩波書店（1988）。

  
  茅（監修）オーム社（編）（2003）による『環境年表 2004/2005』から
  

  図1・3　世界の土壌分布 茅（監修）オーム社（編）（2003）による『環境年表 2004/2005』から

【1985】

• 岩生ほか（編）（1985）による〔『粘土の事典』の『土壌の種類』から〕
  

  世界土壌の対比表

  本稿で使用する世界土壌名 （おもに米国旧分類による）		FAO/Unesco 世界土壌図土壌単位	米国新分類 （Soil Taxonomy）
  砂漠土	Desert soil	Yermosol	Aridisol
  シーロゼム（半砂漠土）	Sierozem	Xerosol	Aridisol
  リソソル	Lithosol	Lithosol	Lithic subgroup
  レゴソル	Regosol	Regosol	Orthent, Psamment
  ランカー	Ranker	Ranker	Lithic Haplumbrept
  レンジナ	Rendzina	Rendzina	Rendoll
  チェルノゼム	Chernozem	Chernozem	Boroll
  グルムソル	Grumusol	Vertisol	Vertisol
  栗色土	Chestnut soil	Kastanozem	Ustoll
  プレーリー土（ブルニゼム）	Prairie soil	Phaeozem	Udoll
  灰色森林土	Grey forest soil	Greysol	Argiboroll
  褐色森林土	Brown forest soil	Cambisol, Eutic	Ochrept & Umbrept
  アンドソル（黒ぼく土）	Andosol	Andosol	Andept
  ラトソル	Latosol	Ferralsol	Oxisol
  褐色レシベ土	Sol brun lessive（最後のeの頭に´）	Luvisol	Alfisol
  赤黄色ポドゾル性土（赤黄色土）	Red-yellow podzolic soil	Acrisol	Ultisol
  地中海赤褐色土（テラロッサ）	Mediterrainean reddish brown soil（Terra rossa）	Chromic Luvisol	Rhodoxeralf
  ソロネッツ	Solonetz	Solonetz	Natric subgroup
  ポドゾル	Podzol	Podzol	Spodosol
  ソロンチャック	Solonchak	Solonchak	Salorthid
  褐色低地（沖積）土	Brown lowland soil	Fluvisol	Fluvent
  灰色低地（沖積）土	Grey lowland soil	Gleysol	Aquent, Aquept
  グライ土	Gley soil	Gleysol	Aquent, Aquept
  地下水ポドゾル	Ground-water podzol	Gleyic Podzol	Aquod
  地下水ラテライト	Ground-water laterite	Plinthic Ferralsol	Plinthaquox
  停滞水グライ土	Stagnogley soil	Planosol
  擬似グライ土	Pseudogley soil	Planosol
  酸性硫酸塩土（cat clay）	Acid sulfate soil	Thionic Fluvisol	Sulfaquent, Sulfaquept
  泥炭土（黒泥土）	Peat soil	Histosol	Histosol
  ツンドラ土	Tundra soil	Gelic group	Pergelic Cryaquept
  *　灰褐色ポドゾル性土　Grey brown podzolic soil

• 土壌図の『リンク』はこちらを参照。

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• 『土壌資源』のページの『土壌資源図』も参照。

【2009】

• 東北大学　土壌立地学（2009）による『読替えデジタル日本土壌図』から　　
  

  土壌立地学の『読替えデジタル日本土壌図』から 森林地域では褐色森林土が最も優勢。次に黒ぼく土（黒ボク土：火山灰起源）が多い。平野地域では沖積土〔第四紀の完新世（最新の地質時代区分：かつての沖積世：約１万年前から現在まで）に主に河川により堆積した地層の土壌〕が優勢。

【2007】

• FAO（HP/2011/9）による『Soils and Maps』から
  

  Effective Soil Depth（cm） FAO（HP/2011/9）による『Soils and Maps』から

【2005】

• US Departmwnt of Agriculture（HP）による『Global Soil Regions Map』から　
  　
  （図をクリックすれば拡大）

【2004】

• NASA GES DISC（HP）による『ISLSCP INITIATIVE I』から
  

  〔NASA GES DISC Homeの『ISLSCP INITIATIVE I』から〕 （注）http://www.archive.org/index.phpにhttp://daac.gsfc.nasa.gov/CAMPAIGN_DOCS/ISLSCP/と入力すれば、削除された過去の記録を読める。 土壌の深さ。

• 黒ボク土の『リンク』はこちらを参照。

※黒ボク土とは「黒色で軽くて砕け易い土壌」の意味であり、日本に特徴的なもので、「暗い土」から「Ando soil」〔アンドソイル、アンドソル（Andosol、Andosols）〕と世界的に呼ばれる。主に火山灰を母材とし、腐植（⇒腐植土）を多く含む。アロフェン（allophane）やアルミナ（酸化アルミニウム）・ゲルに富み、生成する難溶性リン酸アルミニウムは植物のリン酸欠乏症を起こす。従来、火山灰土壌／腐植質アロフェン土とも呼ばれていた。
　メタハロイサイト（⇔halloysite）・Al-バーミキュライト・ギブサイト（ギブス石）などからなる（アロフェンを含まない）、非火山性黒ボク土も存在する。【リンクはウィキペディア】

【2011】

• 農業環境技術研究所（HP/2011/11）による『黒ボク土』から
  

  図�@黒ボク土の分布状況 農業環境技術研究所（HP/2011/11）による『黒ボク土』から

【2008】

• 小野（2008）による『火山国ニッポンと土壌肥料学』から
  

  図１　日本列島の黒ボク土の分布 �@ 菜畑、曲り田、板付などの日本最古の水田遺跡群／�A 宇佐八幡宮／�B 九重高原の黒ボク土地帯／�C 畿内地方 （大和朝廷が成立した）／�D 登呂遺跡 （弥生時代後期の水田跡） 小野（2008）による『火山国ニッポンと土壌肥料学』から

【2007】

• 馬場（2007）による『「黒ボク土」って、何？（２）黒ボク土の克服と、新たな課題』から
  

  馬場（2007）による『「黒ボク土」って、何？（２）黒ボク土の克服と、新たな課題』から

  
  馬場（2007）による『「黒ボク土」って、何？（３）稲作の広がりを阻んだ”黒ボク土”』から
  

  馬場（2007）による『「黒ボク土」って、何？（３）稲作の広がりを阻んだ”黒ボク土”』から

• 土壌断面の『リンク』はこちらを参照。
• 土壌の『リンク』はこちらを参照。

※土壌化は地表面から深部に向かって進行する。従って、地層のように層状構造を形成するが、その断面を図で表現することが多く、土壌断面（Soil Profile）と呼ぶ。
　最上部の有機物層（Organic Layer：主に植物などの生物による）をO層（O Horizon）と呼び、以下A〜C層（A Horizon 〜 C Horizon）と呼ぶ。それらの下部の新鮮な基盤岩はR層（R Horizon：Rock Layer）と呼ぶ。A層が最も典型的な土壌であり、生物由来の有機物が多く混じる。B層は、A層から移動した成分を特徴とする土壌であり、有機物も含む。C層は有機物を含まない風化層である。従って、狭義の土壌はO層とA層とB層を指す。広義ではC層も含める。なお、森林地ではO層は厚いが、草地では薄いか欠損する。

【2011】

• 国立科学博物館（HP/2011/10）による『土壌の世界』から
  

  国立科学博物館（HP/2011/10）による『土壌の世界』から

【2010】

• Seafriends Marine Conservation and Education Centre（HP）による『Soil: Geology』から
  

  Soil profile 〔Seafriends Marine Conservation and Education Centreによるseafriendsの『environment』の中の『Soil: use, sustainability and conservation』の『Soil: Geology』から〕

• 土性の『リンク』はこちらを参照。

【2011】

• Wikipedia（HP/2011/10）による『Soil texture』から
  

  USDA and UK-ADAS textural triangle A soil textural traiangle showing the subtle differences between the USDA (colours) and UK-ADAS (black lines) soil classes	Soil texture triangle, showing the 12 major textural classes, and particle size scales as defined by the USDA.
  Wikipedia（HP/2011/10）による『Soil texture』から USDA＝United States Department of Agriculture（米国農務省） UK-ADAS＝英国ADAS（Agricultural Development Advisory Service）

• 三重大学土壌圏循環学教育研究分野（HP/2011/10）による『環境土壌学実験物理系(2008)』から
  

  図6.3　土性三角図表 三重大学土壌圏循環学教育研究分野（HP/2011/10）による『環境土壌学実験物理系(2008)』から

  
  三重大学土壌圏循環学教育研究分野（HP/2011/10）による『土壌圏物理学資料』から
  

  土性三角図(図1.2) 三重大学土壌圏循環学教育研究分野（HP/2011/10）による『土壌圏物理学資料』から

• 土壌水の『リンク』はこちらを参照。

【1997】

• 久馬（編）（1997）による『最新土壌学』（102-104p）から
  ※リンクはフリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』。
  

  水ポテンシャルΨ＝Φm＋Φp＋Φo＋Φz ここで、Φm：マトリックポテンシャル、Φp：圧ポテンシャル、Φo：浸透ポテンシャル、Φz：重力ポテンシャルである。

  
  久馬（編）（1997）による『最新土壌学』（106p）から一部修正
  ※リンクはフリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』。
  

  表7.4　マトリックポテンシャルΦと水分恒数の関係

  Φ kPa	水分恒数 （Water constant）	水の状態		孔隙	測定法
  0	最大容水量（0） （Maximum water holding gcapacity）	重力水 （Gravitational water）		粗孔隙（30〜100μm） （Macropore）
  -3	圃場容水量（-3〜-10） （Field capacity）				砂柱法
  -6					吸引法
  -50	毛管連絡切断含水量（-50〜-100） （Lento-capillary point）	易有効水	有効水分容量 （Available water） 毛管水 （Capillary water）	毛管孔隙 （Capillary pore）	加圧板法
  -100					遠心法
  -600	初期萎凋点〔植物が日中一時的に萎れる〕 （Primary wilting point）	難有効水
  -1,500	永久萎凋点〔植物が萎れて枯死する〕 （Permanent wilting point）				加圧膜法
  -2,700	吸湿係数〔20℃、湿度98％の大気と平衡〕 （Hygroscopic coefficient）	膨潤水 （Swelling water）	吸湿水 （Hygroscopic water）
  -30,000	風乾土水分〔日陰の大気と平衡〕 （Air-dried soil water）
  -300,000	単分子層吸着量〔水１分子が吸着〕 （Monolayer adsorption water content）				蒸気圧法
  -700,000	絶乾土〔水分含量がほぼ0〕 （Oven-dried soil）				炉乾燥法

• 久馬（編）（1997）による『最新土壌学』（107-110p）から
  ※リンクはフリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』。
  

  流量＝（土壌円筒の断面積）×（土壌の透水係数）×（ポテンシャル勾配） において q＝K（ΔΨ／gL） ここで、q：流束（フラックス、flux：単位面積当りの流量）（m/s）、K：透水係数（m/s）、ΔΨ：ポテンシャル差（kPa）、L：土壌円筒の高さ（m）。 つまり、水のフラックスは2点間のポテンシャル差に比例して大きくなるが、これをダルシーの法則（Darcy's law）と呼び、上式をダルシー式と呼ぶ。

• 土壌温度の『リンク』はこちらを参照。

【2011】

• 小原ほか（2011）による『包括的土壌分類第１次試案』から
  

  図6　わが国の土壌温度分布状況（Takata et al. 2011） ＊ 年平均土壌温度：実測値がないときは、年平均気温に2℃を加える。 小原ほか（2011）による『包括的土壌分類第１次試案』から

• 土壌の『リンク』はこちらを参照。

【1989】

• 一國（1989）による〔『ケイ酸塩の風化とその生成物』（4-5p）から〕【見る→】

• 土壌の『リンク』はこちらを参照。
• 土壌緩衝能の『リンク』はこちらを参照。

【1997】

• 久馬（編）（1997）による『最新土壌学』（76p）から
  ※リンクはフリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』。
  

  表6.2　主要土壌物質の陽イオン交換基の種類と量

  物質（群）	交換基の種類	交換基の量／cmol/kg
  カオリン鉱物	同形置換周囲酸素原子団	2〜10
  スメクタイト	同形置換周囲酸素原子団	60〜100
  バーミキュライト	同形置換周囲酸素原子団	100〜150
  イライト	同形置換周囲酸素原子団	10〜15
  クロライト	同形置換周囲酸素原子団	2〜10
  アロフェン	Si−O-、Al−O-	500〜600
  腐植	COO-	250〜500
  層状ケイ酸塩もSi−O-、Al−O-などをもつがその量は粒子の大きさにより、また陽イオン吸着への寄与は小さいので省略。カオリン鉱物中における同形置換の存在は必ずしも確認されていない。

  
  ※交換基の量の単位のcmolは、mol（モル）の100分の1（センチ）。
  久馬（編）（1997）による『最新土壌学』（84-87p）から
  ※リンクはフリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』。
  

  酸化体＋mH+＋ne-＝還元体＋kH2O 平衡の場合、平衡定数K＝〔（還元体）（H2O）k〕／〔（酸化体）（H+）m（e-）n〕 （H2O）は１とみなせるので、 −log（e-）＝pE＝（1/n）（logK−mpH）＋（1/n）log〔（酸化体）/（還元体）〕 また、 酸化還元電位Eh＝（2.3RT/nF）（logK−mpH）＋（2.3RT/nF）log〔（酸化体）/（還元体）〕 であるので〔ここで、R：気体定数、T：絶対温度、F：ファラデー定数〕、 pE＝（F/2.3RT）Eh

• 腐植物質の『リンク』はこちらを参照。
• 土壌中の生物の『リンク』はこちらを参照。

【1997】

• 米林（1997）による〔『最新土壌学』（43-45p）から〕【見る→】

【1985】

• 熊田（1985）による〔『粘土の事典』（311-313p）から〕【見る→】

• 土壌呼吸の『リンク』はこちらを参照。
• 土壌中の生物の『リンク』はこちらを参照。

【1992】

• Raich & Schlesinger(1992)による〔『The global carbon dioxide flux in soil respiration and its relationship to vegetation and climate』（81p）から〕【見る→】

• 土壌中の生物の『リンク』はこちらを参照。

【2010】

• フリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』（HP）による『土壌微生物』などから
  

  細菌⇒真正細菌（バクテリア）	Bacteria	真正細菌ドメイン。単細胞原核生物。0.4〜2.0μm程度。
  放線菌	Actinobacteria	グラム陽性の真正細菌のうち、細胞が菌糸を形成して細長い形態を示すものを指していた。直径0.5〜2.0μm程度。
  糸状菌（しじょうきん）	Filamentous Fungi	菌類のうち、菌糸から構成されるもの。直径3.0〜50μm程度。
  藍藻（らんそう、シアノバクテリア）	Cyanobacteria	真正細菌の一群で、光合成を行う。直径3.0〜50μm程度。
  原生動物	Protozoa	単細胞生物のうち、生態が動物的なもの。体長20〜200μm程度。
  線虫⇒線形動物	Nematode	線形動物門に属する動物の総称。

【1997】

• 久馬（編）（1997）による『最新土壌学』（56p）から
  ※リンクはフリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』。
  

  表5.2　エネルギー源と栄養要求性に基づく微生物の分類（柳田、1980）

  エネルギー源	炭素源	窒素源	電子供与体	電子受容体		微生物の例
  光合成 微生物	CO2 （独立栄養）	N2同化可能	H2O	好気性	O2	藍藻 緑藻 緑色硫黄細菌 紅色硫黄細菌 紅色非硫黄細菌
  		化合体N
  			H2S	嫌気性	有機酸
  	有機物 （従属栄養）		H2 有機物		有機物
  化学合成 微生物	CO2 （独立栄養）	化合体N	NH4+	好気性	O2	亜硝酸菌　Nitrosomonas 硝酸菌　Nitrobacter 水素細菌 鉄細菌 Thiobacillus thiooxidans Thiobacillus denitrificans
  			NO2-
  			H2
  			Fe2+
  			S、S2O32-
  			S、S2O32-、H2Sなど	嫌気性	NO3-
  	有機物	N2同化可能	発酵性基質	好気性	O2	窒素固定菌　Azotobacter Pseudomonas Bacillus 　放線菌　糸状菌など 脱窒菌 硫酸還元菌 発酵性細菌 メタン生成細菌
  		化合体N
  		N2同化可能		嫌気性	有機物（糖）
  		化合体N	有機物		NO3-
  			有機酸、H2		SO42-、SO32-、S2O32-など
  			発酵性基質		有機物、NO3-
  			H2		CO2

  
  久馬（編）（1997）による〔『最新土壌学』（59p）から〕
  ※リンクはフリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』。

  表5.4　土壌構成成分と優占微生物群

  構成成分	優占微生物群
  植物根	共生微生物（根粒菌、ミコリザ＝菌根菌）、寄生微生物（病原菌）、有機栄養細菌、放線菌、糸状菌、原生動物
  植物遺体	有機栄養細菌、放線菌、糸状菌、原生動物
  土壌有機物（腐植）	有機栄養細菌
  無機質粒子（砂、粘土）	無機栄養細菌

• 黄砂／黄土の『リンク』はこちらを参照。

【2011】

• 国立環境研究所（HP/2011/5）による環境展望台の『東アジアの広域大気汚染マップ／黄砂と大気汚染物質の濃度予測分布図（地上付近）』から
  

  国立環境研究所（HP/2011/5）による環境展望台の『東アジアの広域大気汚染マップ／黄砂と大気汚染物質の濃度予測分布図（地上付近）』から

• 九州大学/国立環境研究所（HP/2011/5）による『東アジア域の黄砂・大気汚染物質分布予測』から
  

  土壌性ダスト(黄砂)の予想分布	硫酸塩エアロゾル(大気汚染物質)の予想分布
  九州大学/国立環境研究所（HP/2011/5）による『東アジア域の黄砂・大気汚染物質分布予測』から

【2010】

• （株）島津製作所（HP）による『環境分野と粉体測定』から
  

  黄砂の粒度分布データ 〔（株）島津製作所の『粉講座』の中の『環境分野と粉体測定』から〕

• 気象庁（HP）による『黄砂に関する基礎知識』から
  

  黄砂は、主として乾燥地帯（ゴビ砂漠、タクラマカン砂漠など）や黄土地帯で強風により吹き上げられた多量の砂塵が上空の偏西風に運ばれて日本、韓国、中国などで降下する現象をいいます。濃度が濃い場合は、天空が黄褐色となることがあります。一般的には、春（３月、４月）に多く観測されます。 〔気象庁の『気象等の知識』の『地球環境の観測・監視』の『黄砂・酸性雨その他の環境問題』の『黄砂に関する基礎知識』から〕

• レゴリスの『リンク』はこちらを参照。

【2010】

• Korotev（HP）による『Lunar Regolith and Fragmental Breccias』から
  

  The lunar regolith. This picture was taken on July 20, 1969 by Apollo 11 astronaut Buzz Aldrin (courtesy NASA: AS11-40-5878). 〔Randy L. Korotev氏（Washington UniversityのDepartment of Earth and Planetary Sciences）による『lunar meteorites』の中の『Lunar Regolith and Fragmental Breccias』から〕

• 赤土の『リンク』はこちらを参照。

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• 沖縄のサンゴ礁は『沖縄』のページの『サンゴ礁』を参照。

【2016】

• 前島勇治による『南西諸島に分布する国頭マージ，島尻マージ およびジャーガルの生成・分類について』（2016）から
  

  表1　国頭マージ、島尻マージ、ジャーガルにおける土壌分類体系間の比較

  図1　泥灰岩上の土壌生成過程と基礎的土壌生成作用 （Sm：スメクタイト、Mi: 雲母様鉱物、Vt：バーミキュライト、Kt: カオリン鉱物、Qz：石英、Vt/Ch：バーミキュライト／クロ ライト中間種鉱物、Gb：ギブサイト、Gt：ゲータイト

  図2　南西諸島における土壌進化の模式図

  前島勇治による『南西諸島に分布する国頭マージ，島尻マージ およびジャーガルの生成・分類について』（2016）から

【2003】

• 斎藤和伸・山口晴幸による『沖縄県赤土の環境化学的性質に関する考察』（2003/9）から
  

  図−1 沈砂池の設置地点	図−2 赤土のpHとECの状況
  図−3 総溶出陰・陽イオン量〜電気伝導度（EC）	図−4 土粒子濃度の異なる赤土濁水のpHとECの状況
  図−5 赤土濁水からのCa2+，Mg2+，Na+の溶出量
  図−5 赤土の酸化物と元素含有組成
  斎藤和伸・山口晴幸による『沖縄県赤土の環境化学的性質に関する考察』（2003/9）から

• 永久凍土の『リンク』はこちらを参照。

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• 雪氷は『水圏について』のページの『雪氷』を参照。
• 北極海は『北極海』のページを参照。
• 南極大陸は『南極大陸』のページを参照。

【2018】

• ウィキペディアによる『永久凍土』（HP/2018/12/17）から
  

  北半球での凍土の分布 紫の地域が永久凍土 ウィキペディアによる『永久凍土』（HP/2018/12/17）から

【2016】

• 地球の記録−アース・カタストロフ・レビューによる『永久凍土の崩壊？ ： ロシアの「北極圏の永久凍土」でジャガイモが育っている』（2016/12/26）から
  

  ロシアの永久凍土の分布 （defrostingthefreezer.co.uk） 地球の記録−アース・カタストロフ・レビューによる『永久凍土の崩壊？ ： ロシアの「北極圏の永久凍土」でジャガイモが育っている』（2016/12/26）から

• 国立研究開発法人海洋研究開発機構による『温暖化による永久凍土の融解が世界最大の針葉樹林帯に与える影響を数値実験により解析−全球規模の気候変動予測の精緻化に貢献−』（2016/7/22）から
  

  図1　東シベリアにおけるカラマツ林帯の分布 カラースケールは、0.5度格子におけるカラマツ林の被覆割合（データソース：Global Land Cover 2000 Project）。赤い三角のマーキングは、モデルの精緻な検証を行ったスパスカヤパッド実験林の位置。縦軸の数字は緯度、横軸の数字は経度。	図2　本研究で用いた統合陸域モデルの模式図 JAMSTECが中心となって開発した植生モデルSEIB-DGVMに、アメリカ国立気象局国立環境予測センターなどが開発した陸面物理過程モデルNOAH-LSMを組み込んだ統合モデルを新たに開発した。
  図5　東シベリア域における緯度方向の気候分布 1996〜2005年平均値は観測に基づいた値、2091〜2100年平均値は、我が国の地球システムモデルMIROC-ESMを、IPCCのRCP8.5シナリオ（今世紀末の放射強制力が工業化以前と比較して8.5W/m2増加するように大気中の温室効果ガス濃度が上昇するシナリオ）の下で実行した出力である。(a) 年平均気温、(b) 年降水量。 東シベリア全域において今世紀末までに、おおむね、年平均気温が8〜12°C、年降水量が100〜300mm上昇すると予測されている。	図6　広域シミュレーション結果と観測値とを、緯度方向の平均値で比較した図 (a)地表から2m以内に永久凍土が存在する地域の比率、(b)カラマツの葉面積指数（ある土地に存在する全ての葉の片側面積を積算し、その土地の面積で割った値）。 現在の永久凍土と葉面積の緯度方向分布をモデルが再現していること、また今世紀末までに地表面付近の永久凍土の大半が消失し、葉面積指数はほとんどの地域で増加することが示されている。
  図7　広域シミュレーションの結果 上段は1996〜2005年の平均、下段は2091〜2100年の平均。このシミュレーションに使用した気候予測データの概要は、図5に示した。活動層深とは、夏期に融解する土壌の最大深度で、グレーは活動層深がモデルで仮定している土壌の最深部(2m)に到達した地域で、すなわち地表面付近の永久凍土が消失したことを示している。その一方で、東シベリアのほぼ全域で、土壌含水率は増大し、生物量が増加することが示されている。
  国立研究開発法人海洋研究開発機構による『温暖化による永久凍土の融解が世界最大の針葉樹林帯に与える影響を数値実験により解析−全球規模の気候変動予測の精緻化に貢献−』（2016/7/22）から

【2015】

• 北極環境研究コンソーシアムによる『北極環境研究の長期構想』（2015/3）から
  

  図52(a) 地温に基づく永久凍土分布図 （USGS Professional Paper 1386-Aに収録） IPA Circum-Arctic Map (Brown et al., 1997) に基づき、Dmitri Sergeev (UAF) が作図。 http://pubs.usgs.gov/pp/p1386a/galler y5-fig03.html	図52(b) 含氷率分布 IPA Circum-Arctic Mapを改変。石川・斉藤、雪氷(2006)
  図52(c) 永久凍土中の有機炭素量の分布 Tarnocaiet al. (2009)	図53 永久凍土の3次元的な広がり方と、連続的・不連続的・点在的永久凍土の区分を示す模式図 （Encyclopedia of Snow, Ice and Glaciers）
  図54(a) シベリアにおけるエドマ層の分布。 (b) コリマ川岸のDuvannyi Yarサイトにおける侵食されるエドマ層の露頭（破線で囲んだ部分が氷体）。 Vonk et al. (2013) による
  永久凍土 連続した2年間以上0℃以下の温度状態にある土地（氷や有機物を含めた堆積物や岩盤）と定義される。永久凍土は気候変動や人為的な操作によって融解する可能性があり、字義通り“永久に”凍結している土地を意味しない。永久凍土の温度変化・消長を表現するために多年凍土という用語も 提唱されている。永久凍土を含む地域 としての永久凍土帯は高緯度地域と高標高地域に分布し、後者は特に地形によって複雑な分布を持つ。図53は高緯度地域の永久凍土の3次元分布と、水平分布による区分を模式的に表している。地表面の面積に対しその何割を永久凍土が占めているかの割合によって 連続的・不連続的・点在的永久凍土に区分する。 活動層 永久凍土の表層部で夏期に融解し冬期に凍結することを繰り返す層。土壌水分の移動や植物活動、微生物活動の主要な場となる。 サーモカルス 氷に富む永久凍土の融解により凹凸のある地形を形成するプロセス。融解による地盤沈下のほか、氷脈に沿った侵食や、沿岸や傾斜地での大規模な斜面崩壊をもたらす。サーモカルストにより生じ た凹地に形成される湖をサーモカルスト湖（融解湖）と呼ぶ。シベリアのヤクーツク周辺に多いアラスと呼 ばれる凹地もサーモカルストによる地形である。 タリク 永久凍土中の融解部。永久凍土に囲まれているものの、通年融解したままである部分を指す。 エドマ層 65〜90％という高い体積含氷率を持ち、大量の有機炭素を貯留している永久凍土層。名称はシベリア北東部の現地語に由来し、アイスコンプレックスと呼ばれることもある。東シベリア北東部および中央部、またアラスカ北中部やカナダ北西部に分布し、数mから数十m以上の層厚を持つ。
  図55 今世紀末までの永久凍土面積予測 （Slater and Lawrence, 2013; IPCC AR5） CMIP5で公開されている気候将来予測の結果を用いて、バイアス補正された月平均気温と積雪量を入力として診断的に求めたもの。代表的濃度パス（RCP シナリオ）によって色分けされており、太線がモデル平均を、帯がモデル間のバラつきを表す。	表2 西暦2100年までの地表面付近の永久凍土分布域の減少率と活動層厚増加量の予測 (Schaefer et al., 2012)
  図56 北極陸域（大気−積雪−水文―植生−地形）システムの概念図 （Saito et al. 2013 より） [1]地表面−地下間の熱・水・物質移動、[2]-[4]はそれぞれ積雪−凍土間、積雪−水文間、凍土−水文間での相互作用、[5]微地形のこれら3要素への影響、[6]生態系と物理系の連関を示す。また、陸域システムは大気（[A-L]）、海洋([L-O])、人間圏(H-L)とも相互作用を持つ。「O-A」は大気−海洋の相互作用を示す。
  北極環境研究コンソーシアムによる『北極環境研究の長期構想』（2015/3）から

【2014】

• （独）海洋研究開発機構による『北極域の永久凍土域において積雪が地温上昇に与える影響を解明』（2014/10/20）から
  

  図1．観測データと数値モデルによる、東シベリアと北米における109年間（1901−2009）における気温、冬季（12−2月）の平均積雪深、及び地温（3.6mと20.5m）の経年変化 東シベリアにおいては過去100年間で1.5°Cの気温上昇が見られるのに対し、地温（地表面から深さ3.6mと20.5mの地点）の上昇は1.87〜2.50°Cと、気温を上回る上昇率となっている。これは、1950年以降の深い積雪による高い断熱効果の影響が考えられる。一方、北米では100年間で1.33°Cの気温上昇に対し、地温は0.68〜0.97°Cとそれほど高くない。1990年以降においては気温の急激な上昇にもかかわらず、地温の変化は横ばいか、下がっている。同時期に積雪深も激減しており、積雪による断熱効果が低下したことにより地温が下がったことが示唆される。	図2．北極域の地表から深さ20.5mの地点における、地温に対する積雪変化の影響を評価した数値実験の結果 1981〜2009年の平均気温ならびに降雪量を標準値とし、（a）は10〜2月の降雪量を標準より30%多くした場合、（b）は30%少なくした場合、（c）は（a）の条件に1911〜30年の寒冷条件を与えた場合、（d）は（b）の条件に1991〜2009年の温暖条件を与えた場合に、地温について標準値からどの程度増減が見られるか示したもの。降雪量の増減のみの条件を与えた場合（a,b）は降雪量と地温が連動して上下するのはもちろんのこと、降雪量が多く気温が寒冷な条件（c）下でも北極域では地温が高くなる傾向が見られる。逆に降雪量が少なく気温が温暖な条件（d）下では地温が下がる結果となり、地温に強い影響を与えるのは気温ではなく降雪量であることがわかる。
  図3. 北半球の凍土の分布図（a）、1971−2009年における3.6mの地温変動に対する気温（b）と積雪（c）の各寄与率を示したもの 北極域のうち、特に東シベリアとアラスカにおいて地温に対する積雪量の寄与率が気温を上回ることがわかる。	図4. 積雪変化による地温変化が北極気候システムに及ぼす影響の模式図
  （独）海洋研究開発機構による『北極域の永久凍土域において積雪が地温上昇に与える影響を解明』（2014/10/20）から

【2013】

• （独）海洋研究開発機構による『東シベリア永久凍土地域の湿潤化で森林が衰退』（2013/2/12）から
  

  図6：湿潤化による永久凍土融解とカラマツ枯死（模式図） （独）海洋研究開発機構による『東シベリア永久凍土地域の湿潤化で森林が衰退』（2013/2/12）から