Abstract
『要旨
日本国内における土壌･風化帯とそこでの水質変化に関する研究を総括し、今後の課題を検討した。
湿潤温暖気候下にある日本国内における典型的な風化作用には、深層風化（花崗岩類）、スレーキング（泥質岩類）、黄鉄鉱の酸化に起因する酸性溶脱風化（海成堆積岩類）、硫酸塩の析出による風化（海成堆積岩類）などがある。現在日本で観察される花崗岩類の風化帯の多くは、過去のより激しい風化環境の下で形成されたものと考えられており、風化過程を考察する際には過去の風化環境や削剥により失われた部分についての考察を要する。泥質岩の風化における黄鉄鉱の酸化は、地下水の水質変化にも重要な役割をになっている。
日本の土壌の多くは、母岩の風化生成物に腐植が加わり、それに第四紀の火山活動に起因するテフラや二次堆積物を伴う。給源火山の東側の地域では、テフラ起源物質を多量に含む土壌が厚さ数mに達することも珍しくない。また土壌には、大陸から偏西風により運搬されてきた風成塵が普遍的に加わることも特徴である。テフラの供給が少ない地域では、細粒画分中の風成塵の割合が相対的に高くなる。
国土の70％以上を占める山地・丘陵地は、土壌･風化帯と水の相互作用が活発に行われる場である。山地の地表への降水は、１）渇水時では土壌深層および岩盤風化帯中へ浸透したのち渓流に湧出（基底流出）、２）洪水時には、洪水ピーク時の流量と基底流出との差に相当する部分の多くは土壌表層ないし地表を流下して渓流に直接合流（直接流出）、３）洪水ピーク時以降の流量逓減時には、基底流出を超える部分の多くは土壌浅層を経由したのち湧出して渓流に加わる（中間流出）。日本の森林地域における土壌の浸透能は極めて大きく、洪水時を除けば雨水のかなりの部分が一旦土壌中に浸透する。土壌中に浸透した水の多くの部分は、岩盤に浸透することなく渓流に湧出すると考えられるが、それについての定量的な知見は乏しい。
山地・丘陵地に降った雨水は、森林植生、土壌、風化岩石の順に接触、反応していく。自然状態での雨水のpHは大気中の炭酸ガスの飽和で規定される5.5であるが、現在のわが国の平均的な降水のpHはそれよりも低い4.5ないし5.2の酸性雨となっている。雨水は、山地・丘陵地を被覆する森林植生を通過する過程で、植物種に応じて、その水質が変化する。例えばヒノキ林とブナ林を比較すると、ヒノキ林では地表に達するまでの間にpHが低下するが、ブナ林では逆に上昇する。また樹木から溶出した塩基成分の添加量はヒノキ林よりもブナ林の方が大きい。
森林土壌に浸透した水は、主として植物や土壌微生物の呼吸により生じた炭酸ガスの吸収により、またバクテリアによる有機物の硝化作用た有機酸の生成、場合によっては黄鉄鉱の酸化などの効果が加わることにより酸性化する。雨水がさらに下方へ浸透すると、今度は有機酸や粘土鉱物との陽イオン交換反応や二次鉱物による中和反応などにより塩基成分が増加していく。こうして土壌下層にはアルカリやアルカリ土類の陽イオンやHCO3-などの陰イオンを含み、炭酸ガスに富む地下水が形成される。土壌の下方に位置する岩盤の風化帯中では、溶存する炭酸により、あるいは黄鉄鉱などの硫化鉱物が存在する場合にはその酸化により生ずる硫酸により、斜長石や炭酸塩鉱物などの造岩鉱物が分解あるいは溶解され、溶存成分濃度が徐々に上昇する。
土壌･風化帯の水質変化に関して最も理解が遅れているのは、土壌下層から岩盤風化帯にかけての水理特性や水・固相相互作用に関する部分である。その理解を深めるためには、土壌下層や岩盤風化帯と相互作用しつつある水とみなされる山地の渓流水、トンネル湧水、人工大露頭からの湧水などの水質や水文データの蓄積と解析が有効である。さらに、土壌･風化帯の水質変化に関してより深い理解を得るためには、室内において種々の条件の下で風化に関する水・固相反応実験を行い、その結果を野外の土壌･風化帯の水質変化と比較しながら研究を進めることが有効であろう。
１．はじめに
国土の70％以上を占める山地・丘陵地域の表層は、岩石の風化生成物、腐植、降下火山灰、風成塵などからなる土壌および風化した岩石（以下、土壌･風化帯とよぶ）に被覆されており、地表に達した雨水の多くは、この土壌･風化帯と接触、反応した後、水文学的下流へと流動していく。雨水の多くは速やかに地中に浸透し、表層の浸透能を超える部分のみが地表面を流下し、直接表流水系に流出する（Horton、1933）。地中への浸透量は表層物質の種類や構造により異なるが、湿潤温暖気候下の植生を有する土壌では想像以上に大きく、わが国の森林土壌では最大で200mm/h以上を示す（辻村ほか、1991）。この数値は、通常の降雨強度であれば降水はその全量がいったん地中へ浸透しうることを示している。地中に浸透した水は、土壌や岩石の風化部などと接触・反応した後、再び湧出して表流水となり河川を流下するか、あるいは透水層や破砕帯、裂かなどを通り岩体のより深部へと移動する（田中、1996）。
水が土壌･風化帯を通過する過程で生じる水質変化の特徴としては、１）土壌･風化帯では吸着やイオン交換など低温でも速やかに進行する反応が卓越しているため、通過時間・距離が限られている割には、その間の水質変化が大きい、２）降水の多くが地中に浸透し、土壌･風化帯と相互作用をした後、表流水系や地下水系に加わるため、土壌･風化帯で形成された水質がその後の水質に大きな影響を与える、などが挙げられる。一方、その応用的な見地からみると、１）近年、急速に進行している雨水の酸性化に対する土壌･風化帯のもつpH緩衝能の評価や予測（吉永ほか、1994；新藤ほか、1995；林ほか、1995）、２）高レベル放射性廃棄物の地層処分や大規模地下空間利用などに際して問題となるより深層の地下水の水質との関連性（柳沢、1995）などにおいて重要な意味をもつ。
このように、土壌･風化帯での水質変化に関する研究は環境問題や放射性廃棄物の地層処分問題などの応用面でも大きな意味をもつが、関連する研究分野が水文学、地質学、岩石学、火山学、地形学、土壌学、森林学、土木地質学、土木工学、環境化学など多岐にわたり、学際的研究領域の性格をもっている。そしてその現状を見ると、関連する研究分野相互の交流不足や分野間での研究の進展の違いが見られ、全体としてはまだ発展途上の段階にあるように思われる。
この解説では、土壌･風化帯における水質変化の研究が上述のように学際的研究領域としての特徴をもっている点を踏まえながら、関連する諸分野の研究をできるだけ相互の関連性が把握できるように概括したい。初めに土壌･風化帯に関する共通的な理解を確認してから、わが国で普通に見られる土壌および風化帯の特徴や成因について概括する。次に土壌･風化帯と水との相互作用が活発に行われる場である山地の微地形、表層の構造、水の挙動等についての一般的な理解と最近の研究を紹介する。ついで土壌･風化帯での水質に関する知見を、植生、土壌、風化帯の順で見ることにより、それぞれのゾーンでの水質変化の特徴を明らかにする。また、地下水やトンネル湧水を用いた解析事例もあわせて紹介する。最後に、土壌･風化帯における水質変化に関する現時点における知見を総括し、今後取り組むべき課題を考えてみたい。
２． 岩石の風化
2.1 風化の概念
風化とは、岩石圏の様々な深度で平衡状態にあった鉱物からなる岩石が地表（付近）に置かれ、そこでの条件のもとで気圏、水圏、生物圏と相互作用することにより岩石が変化する現象である（岩生・木村、1973；歌田、1979；一国、1989など）。この変化は全体積の増加、密度と粒径の減少、地表付近の環境で安定な新しい鉱物の生成などとなって現われる。風化作用を扱う場合、異なる風化プロセス、すなわち物理的、化学的、生物学的風化、を個別に考えると理解しやすい。
物理的風化作用は、地下深所の高圧下にあった岩石が地表付近に現われることにより応力が開放されて生じる除荷割れ目（シーティング）、日射や温度変化に起因する岩体の歪による亀裂の発生や熱膨張率を異にする鉱物相互の分離、乾湿の繰り返しに起因する膨潤性粘土鉱物の乾燥収縮・湿潤膨張による剥離（スレーキング）、凍結融解による亀裂や剥離の進行、霜上現象による細粒化、塩類の結晶成長による盤膨れなどにより、岩石が物理的に破砕されていく、すなわち岩石の細片化のプロセスである（小島、1992；木宮、1992）。
化学的風化作用は岩石と水、酸素や二酸化炭素を主とするガスとの反応による岩石の化学的変化であり、溶解、加水分解、炭酸化合、水和、酸化、還元、キレート化、イオン交換などがある。これらの作用により地表条件下で（準）安定な粘土鉱物の生成や岩石中の溶解しやすい化学成分の溶脱が進行し、岩石が化学的に分解される。すなわち化学的風化は岩石の粘土化のプロセスでもある（小島、1992；木宮、1992）。造岩鉱物の化学的風化に対する抵抗性としては、石英が最も大きく、白雲母、カリ長石がそれに次ぎ、カンラン石やカルシウム質斜長石が最も小さいことが知られているが（Goldich、1938；第1図、略）、鉱物の風化抵抗性と鉱物が集合した岩石の風化抵抗性とは必ずしも一致しない（八田ほか、1981）。木宮（1991）は化学的風化の一般則として以下を挙げている。１）鉱物の構造の破壊とSiイオン等の遊離、２）遊離したイオン、分子等の移動、３）残留物、水、炭酸ガス等の結合による地表条件で（準）安定な二次鉱物の生成。
生物学的風化作用は、植物や微生物の働きによって生産・分解される有機物の作用による風化であり、植物根による陽イオン交換、腐植酸類（例えばフルボ酸）のキレート作用による珪酸塩鉱物の分解、バクテリアの作る酸（例えば乳酸、シュウ酸など）によるマフィック鉱物の分解などが知られている（Chorleyほか、1995）。
これらの風化プロセスは、それぞれが独立して進行するのではなく、各作用が密接に関連しつつ相伴って進行していく。風化のプロセスは、岩石の組織、構造、物理的性質、力学的強度、化学組成や鉱物組成など岩石自体のもつ性質に加えて、その周囲の温度、降水量、水理条件、日射量、波浪や風などの風化環境の双方により決定されるため、極めて多様で複雑なものとなる（松倉、1994）。一般には、寒冷地や乾燥地では物理的風化作用を主とする風化がゆっくりと進み、湿潤高温気候下では化学的風化作用を主とする風化がより速く進行する。岩石の特性と風化に対する抵抗性との関係は、Lindseyほか（1982）により第1表のようにまとめられている。風化の速度に比べて浸食の速度が小さい場合には、その地域の岩石の性質と風化環境に応じて、厚い風化殻が形成される（歌田、1979）。
2.2 日本の風化の特徴
風化は、気候や水理条件などの環境に大きく依存することから、地域性がつよく現われる。また、風化を受ける岩石の物性にも規制されることから（ロックコントロール：谷津、1965；鈴木、1974）、物性の異なる岩石種ごとに風化の違いが出てくる。ここでは、湿潤温暖な気候下にある日本で普通に見られる風化の特徴と、その風化に伴う岩石の物理化学的変化を、主な岩石種ごとに見ていく。風化の進み方を正確に議論するためには、物性の異なる岩石種ごとに、種々の環境の下での風化を記述する必要があるが、そうした研究例は多くなく、また対象となる岩石種にも偏りがあるのが現状である。
（１）花崗岩類
花崗岩類の風化は、窯業や土木地質などの応用面や、地形学や地史学の研究から注目されており、比較的多くの研究例がある。
陣内・向山（1973）は、工業用原料としての利用価値の評価を目的として、北部九州の花崗岩類を対象に、風化に伴う鉱物・化学組成変化を粒度分画ごとに調べた。その結果、粗粒部ほどSiO2が、細粒部ほどAl2O3、Na2O、CaO、総含水量が増加すること、その傾向が風化の進行とともに強くなることを認めた。
松倉ほか（1983）は、石材採取によって出現した稲田花崗岩の大露頭上の一つの風化断面を対象として、地表から深度50mまでの間の、物理的性質や力学的性質の変化を、鉱物・化学組成変化とあわせて測定した。その結果、鉱物・化学組成から見た風化の程度が深部から上方に向かい徐々に進行するのに伴い、乾燥単位体積密度・弾性波速度・シュミットロックハンマー反発値・力学的強度の減少、間隙率・比表面積・透水性の増加などが認められた。
木宮（1975a）は、三河高原の花崗岩類を、野外での肉眼観察に基づいて7つの風化帯に区分し、それぞれの化学組成、鉱物組成、引張強度を測定した。その結果、同地域で見られる風化による化学組成、鉱物組成の変化は、加茂・大東地域（大八木ほか、1969）や北上地域（中川ほか、1972）など国内他地域と共通していることや野外観察による風化分帯が化学的、鉱物学的、物性的な区分とよい対応を示すことを明らかにした。
花崗岩類の風化帯中での鉱物組成の変化を要約すれば、深部から地表に向かい、斜長石と黒雲母の消滅、それに伴うイライト、加水黒雲母、バーミキュライト、カオリナイト、ギブサイトなどの二次鉱物の出現、増加となる。石英と正長石は風化が相当に進行しても残存する（木宮、1975a；秦、1984）。化学組成の変化を見ると、SiO2、K2O、Na2O、CaOは風化の進行とともに減少し、H2O+とH2O-は増加する。FeOは風化初期から中期にかけて減少するが、風化末期（マサ中部以上）に再び増加する。Fe2O3はFeOと逆に変化し、全鉄は風化の進行とともにわずかに減少する（中川ほか、1972；木宮、1975a）。
一方、花崗岩風化殻と地形との関係に注目した場合、風化殻の厚い地域は起伏量が小さいことや深層風化の発達する地域が開析ペディメント（平坦面）の分布と一致することが知られている（柏木、1963；橋川、1978）。木宮（1981）は、三河高原で小起伏面に注目しつつ、1000km^2に及ぶ風化殻分布図を作成し、厚い風化殻の分布域が小起伏面地形の残存する地域と一致することを見い出した。小起伏面の起源は古く中新世後期以降と考えられているので、上記の事実は厚い風化殻が現在の風化で生じたものではなく、現在と比べてかなり激しい風化環境にあった中新世後期以降に生じたことを示すと推定した。また、木宮（1975b）は形成年代が分かっている河成レキ層中のレキの風化度を引張強度をもとに定量的に評価し、厚いマサが生成するためには600万年程度の時間を要すると推定した。さらに木宮（1992）は、阿武隈山地での同様な調査結果（遠藤・木宮、1987）も踏まえ、日本各地の準平原や小起伏面をもつ花崗岩類分布域に見られる厚い風化殻のほとんどは、三河高原と同様の化石風化殻であるとした。これらの研究を通じて提案された花崗岩類の風化分帯は、野外観察に基づいたものとして実用性が高い（第2表）。
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Tab. 2 Zonation of weathering crust of granitic rocks (Kimiya, 1992) |
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zone Ⅰ 花崗岩A （granite A） |
新鮮なもので、風化作用の影響を全くまたはほとんど受けていない。 | |
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zone Ⅱ 花崗岩B （granite B） |
黒雲母の周辺に鉄さび色のくまが生じているが、ハンマーで軽打したぐらいでは割れない。花崗岩Aとは、漸移する。 | 20～40m |
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zone Ⅲ 風化花崗岩A （weathered granite A） |
長石は白濁するが、岩盤としての組織を残しており、節理面もはっきりしている。ハンマーで軽打してもくいこまず、軟らかい部分は砂状になるが、硬い部分は10cm程度の岩塊となる。花崗岩Bとは漸移する。 | 20～30m |
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zone Ⅳ 風化花崗岩B （weathered granite B） |
長石は指頭で粉砕できるほど風化し、岩石全体としてもかなり風化しているが、一様な風化ではなく、節理面は残っている。粘土分はほとんどなく、ハンマーで軽くたたくと砂状となり、岩塊とならない。風化花崗岩Aとは漸移する。 | 5～10m |
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zone Ⅴ まさA （masa A） |
全体が一様に風化し砂状を呈する。粘土分はまさBに比べて少なく、軽く手で握ってもかたまりとならない。節理面の跡は厚さ1cm程度の粘土層となっている。風化花崗岩Bとの境ははっきりしている。 |
10～20m 時に40～50m |
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zone Ⅵ まさB （masa B） |
全体が一様に風化し砂状を呈する。長石、黒雲母はかなり粘土化しているので、軽く手で握るとかたまりとなる。本帯を欠く場合もある。まさAとの境ははっきりしている。 | 2m以下 |
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zone Ⅶ 赤色まさ （red masa） |
全体が一様に風化し砂状を呈する。長石、黒雲母、角閃石などは粘土化し、しかも赤色化しているため全体としても赤色を呈する。花崗岩の構造は残っており、粘土分はかなり多い。 | 1～5m |
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zone Ⅷ しもふり粘土 （shimofuri clay） |
粘土分がほとんどで、わずかに石英の未風化粒が見られる。地下水による移動が見られ、花崗岩の構造は全く残っていない。牛肉のしもふり肉のような様相を呈する場合が多い。 | 1～5m |
３．土壌
3.1 土壌層位
3.2 土壌の組成と表記法
3.3 土壌の物理的・化学的性質
（１）土壌のコロイド的性質
（２）土壌の反応
（３）土壌の酸化･還元
（４）陽イオンの交換と固定
（５）陰イオンの交換と固定
（６）重金属・有機物の吸着
（７）土壌構造
（８）土壌水と土壌空気
（９）土壌の力学性
（10）土壌の温度と色
3.4 日本の土壌
（１）褐色森林土
（２）低地土
（３）黒ボク土
（４）赤黄色土
（５）ポドゾル
（６）未熟土
3.5 起源物質
（１）母岩
（２）降下火山灰（テフラ）
（３）腐植
（４）広域風成塵
４．山地の地形と水の挙動
4.1 微地形と土層の構造
4.2 水の挙動
５．土壌･風化帯における水質変化
5.1 降水の水質と林内での水質変化
5.2 土壌中での水質変化
5.3 風化帯中での水質変化
5.4 土壌･風化帯の水質変化に関連した室内実験
5.5 トンネル湧水からみた土壌･風化帯の水質変化
5.6 渓流水からみた土壌･風化帯の水質変化
６．おわりに
謝辞
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