［亘：＝司 C a2 ＋一N a ＋イオン交換を伴う粘土中の溶質移動機構と特性取出 T ransport o f N obu o F a c u lty o f 伸夫＊・中野政詩＊ e x c h a n g l n g T o R I D E C a 2 十 a n d a n d c l a y t J n i v e r s i t y C a 2 ＋一 N a ＋イオン交換の溶質移動に及ばす影響を調べる。そして，C a2 十−N a ＋イオン交換に伴う粘土の性質の近年，土中を移動する化学物質の挙動を，正確に予測する必要が増してきている。それは，地球規模の環境問変化と溶質挙動について，透水性と水分特性の変化に焦点をあてて整理する。題である地下水汚染，また土中から流れ出す化学物質も要田となる河川や湖沼の富栄養化などの問題の解決に深 2 ．実験くかかわっているからである。土中水に溶解している溶質は，土粒子との吸着，またその道の土粒子からの脱着といった反応を繰り返しながら水の流れとともに移動する。特に粘土を多く含む土中を溶質が移動する場合は，土中溶液のイオンと粘土粒子表面に吸着している交換性 2 ．1 供試試料ここで用いた試料は，モンモリロナイトを 6 5 重量％程度含み，真比重が 2 ．6 のベントナイト（国峰鉱化工業製，クニミネ V l）である。その陽イオン交換容量（C E C ）イオンとのあいだで生じるイオン交換が，その移動形態は，交換性陽イオンの総和として求めると，約 1 0 0 に大きな影響を及ばす。さらにこのイオン交換により粘 m e軋／／10 0 g 乾土である。土粒子の物理化学的性質が変化するために，上の透水性この試料のバッチ法により求めた C a 2＋¶ N a ＋交換線や保水性が変化し，土中水の流れも影響を受ける 1 ㌧そをF ig ．1に示す。横軸は，溶液中の C a 2＋当量分率，縦のため，イオン交換を伴う土中の溶質移動ほ，種々の田軸ほ，C a 2＋吸着当量分率である。溶液のトータル濃度子の連鎖的変化を伴う現象として取り扱う必要があは， 0 ．0 5 N ，0 ．1 N る 2 」 N a 十交換平衡式には，後述する（ 4 ）式のガボン式がイオン交換特性の溶質移動に及ばす影響ほ，乾燥地のおよび（）．4 N である。なお，C a 2十一よく用いられる 7 ㌧図にはガボン式による交換線も併記塩類土壌の改良目的を中心に，これまでも多くの研究がしてある。ここでガボン定数は，［濃度］ ∧ 〉 l）5の次元をなされてきた 3 ）。乾燥地で見られる C a 2 ＋w・N a ＋イオン持つ。慣習に従い濃度単位を m o l で示すと，ここで用交換を伴う溶質移動には，N a ＋を多く吸着した難透水性いたベントナイト試料のガボン定数は， 0 ．1 N 以下の溶のN a 土壌の C a 2 十による改良，また塩類が土壌表面に液濃度の場合， 0 ．3 2（c m l・3／／／ m m o l（・ I5）程度で一定とな集積する過程の N a 土壌の生成などがある。しかし，そることがわかる。うした吸脱着を伴う溶質挙動を実測して解析した例ほ極実験に用いた 2 つの状態のベントナイト試料は，N a めて少ない。特に，種々の因子の連鎖的変化を含めた溶ペソトナイト（交換性 N a ＋， C a2 ＋， M g 2＋量がそれぞれ質挙動の体系的な予測を行なうためには，多くのデータ 4 1 ．5 ， 4 5 ． 9， 12 ． 5 m e q ／／10 0 g 乾りを蓄撰する必要がある。そこで，C a2 ＋− N a ＋イオン交換の大半を C a 2＋が占める C a ベントナイト（交換性 N a ＋，を伴う溶質移動として，N a ベントナイトへの C a C 12 溶 C a2＋， M g 2＋量がそれぞれ 1． 2 ， 94．6 ，5 ．1 m eq ／ ′100 g 液の浸透過程（リーチング）4・5 ）と，N a C l 溶液を地下水乾土）である。以後，これを C a 飽和ベントナイトと記に持つ C a ベントナイトの水分蒸発過程を，実験室内です。この C a 飽和ベントナイトは，試料を濃度 1 N の C a 再現した。ここでは，まず観察された溶質挙動から C 12 溶液と十分に混合し，そして純水で洗浄して作製し＊東京大学農学部土壌の物理性受】翌月日〒 11 3 第 62号文京区弥生 1 − 1 − 1 p ．3 ∼1 1 19 9 0年 10 月 1 日（1 99 1） s M a s a s h i N A K A N O A f r i c u l t u r e ， T h e 1 ．はじめに N a 十 i n と交換性陽イオンた。なお，洗浄を繰り返すにつれ，試料が分散状態となり固液分離が不可能になるので，純水にメターノールを段階的に加え，上澄み液の電気伝導度が 10 ／ JS ／／ cm 以下 o f T o k 取出・中野：C a 2＋−N a ＋イオン交換を伴う粘土中の溶質移動機構と特性 0 √ 0 0． 05N ●0 N N ウ﹂ ∩︶ K ＝ 0 ．3 K ＝ 0 ．2 2 1 0 02 ◆0 ．4 ． 1 ︵U ○ ︵。Zロ㌔ U望＼。UO 4 ∩︶・︵U4 6 ・ r ︵ T君 −・ひU ㌔求〓 uヱ uOU ﹂む十P壬︵U 06 ○ 8 （⊃ ′ 一／● ▲▲ ● ▲ 0． 2 0 ． 4 C F ig ．1 N o rm a l iz e d c 。／（ C C a 2＋ − Ⅷ N 0 ． 6 c 。＋ C 0 ． 8 ▲ 0． 4 N C q C し2 c a ：C N a ：N a 2 ＋ a 十 c o n c o n 土 t r a t io n in s o lu ○ △ △△ 。二 1、 O O 三二乙語ご菜。 N 。） a ＋ e x c h a n g e in O ▲▲ is o th e r m fo r 0 ．0 1 c e n t r a t i o n c e n N ロー C し q y C ロー C しq y ▲ ▲ K ： G ap o n c o n st ．（c m ・ l5／ m m o lO・5） C 暮 ▲ O ▲ b e n to n ite c la y C ▲t 土▲ 0 ．0 0 ． 0 ▲ t io n s o lu t i o n S （m （m e q e q ／／／／c m ／ c m 0 ．1 u c †io 1 ［（ 10 b （コ「） 3 ） 3 ） F ig ．2 W a ter re te n tio n c u r v e s fo r th re e d iffe re n t sta te s Q ca ： E x c h a n g e ab le C a 2 ＋（m e q ／′ g・S Oil） O f b en to n ite cla y Q N a ：E x c h a n g e a b l e N a ＋（m e 臥／／／g ・S O il ） ● ○ −N a−C lay used in a leach ing ex p erim en t ▲ △ 一 C a −C la y le a c h e d w ith O ．4N C a C 12 S O lu tio n 「ロー “C a −S a tu r a te d −C la y m ix e d w ith になるまで洗浄を繰り返した。この洗浄した試料を風乾し， 0 ．15 6 m m の飾を通し，C a 飽和ベントナイト試料と C a C 12 S O lu tio n ● ▲ ■ −SuCtion m et壬 10d O △ □ 一p re S Su re p la te m e th o d した。 F ig ．2 に含水比 7 2 0 ％の N a ベントナイト試料と，含水比 1 5 0 ％の C a 飽和ベントナイトの試料を用いて測定した排水過程の水分特性を示す。なお図には，次に示す吸光法，C l ￣濃度をイオンクロマトグラフィーにより測定した。そして，上澄み液を採取した試料について， 1 浸透実験と同じ条件で，濃度0 ．4 N の C a C 12 溶液を十分 N 酢酸アンモニウムを用いて繰り返し洗浄し，酢酸アンに浸透させた後の C a ベントナイトの水分特性も併せてモニア中の陽イオン濃度から交換性陽イオン量を求め示す。た6 もこの浸透実験は，2 9 3 K （2 0 ℃ ）の定温条件で行なった。 2 ．2 浸透実験含水比 7 2 0 ％（体積含水率約 9 5 ％）の N a ベントナイト試料を，下端に透水係数が 10【【4c m ／ノノ s e c 程度と十分に高いフィルターの敷いてある内径 5 c m 2 ．3 水分蒸発実験含水比 10 0％（体積含水率 72 ％）の C a 飽和ベントナ，高さ 5 cm イトを，浸透実験と同様に，下端にフィルターを敷いてのコラムに一様に充填した。その試料表面に濃度 0 ，1 N ある内径 5 c m ，高さ 5 c m のコラムに一様に充填した。のC a C 12 溶液を，マリオット管を用いて 7 ． 5 cm の湛水として与えた。そして，排出水量より水分フラックスを求めた。また，適宜このコラムを 5 m m ずつに切断し，そしてマリオット管を用いて試料下端に濃度 0 ．1 N の N a C l 溶液を地下水として与えた。土中溶液濃度分布および交換性陽イオン分布ほ，浸透実験と同様に，コラム土中溶液濃度および粘土粒子に吸着している交換性陽イを5 m m ずつに切断して測定した。この水分蒸発実験オン量を測定した。まず切断した試料の遠心上澄み液をほ， 30 3 K 土中溶液と L て採取し，その C a2 ＋と，N a 十濃度を原子なった。（30 ℃ ），相対湿度 40％の定温定湿条件で行土壌の物理性第 62 号（199 1） 3 ．結果と考察 Q ca 十 Q N a＝ Q T 3 ．1 C a 2＋− N a ＋イオン交換を伴う溶質移動（ 1 ）溶質移動式（ 3 ） Q T ：陽イオン交換容量（m e q ／ g ）これは，イオン交換が生じてあるイオンが吸着すると，土中を C a 2 ＋や N a ＋が移動して溶液中のイオン濃度と等しい量の他のイオンが脱着することを示している。と組成が変化すると，新たな交換平衡に向けて土中溶液と，ころで，吸着量の Q ca と Q N a が，溶液濃度の C ca と C N a 粘土粒子に吸着されている交換性陽イオンとのあいだでの両者に依存するため，（ 1 ），（ 2 ）式をそれぞれの溶イオン交換が生じる。このような C a 2＋と N a ＋の溶質移質挙動に対し，独立に適用することはできない。そのた動には，水分フラックスが一定で体積変化がなく，分散め，イオン交換は，競合吸着として他の吸着現象と区別係数がイオン種に依らない場合，それぞれのイオンに対される。し，次の分散移流式が適用できる。 C a 2＋一一N a ＋イオン交換平衡式には，古くから経験的にガボン式が用いられている。塾＝Ds 馨 −ど塾一且也 ∂t β ∂Z β ∂t 盤＝ Kx扇 C Na CC a DS γ Q ca 土中溶液中の C a 2＋濃度（m e ル ′ ／cm 3）分散係数（cm 2／ d ）（4 ） K ：ガボン定数（cm ・5／ l m m o l（・5））（ 1 ） ∼ （4 ）式を連立させ，適当な初期条件と境界条体積含水率（cm 3／ cm 3）件を与えると，C a 2＋と N a ＋の濃度と吸着量を求めるこ位置（cm ）とができる 9もなれ時間（d）陰イオンの場合は，（ 1 ），（ 2 ）式の吸着項のない単純乾燥密度（g ／／／cm 3）な分散移流式が適用できる。 Q β Z t P Ca 水分フラックス（ cm ／ d ）乾土単位重量あたりの C a2 ＋吸着量（m e q ／／／ g）イオン交換の生じない C 卜などのところで，F ig ． 1 に示したように，C a 2＋一 N a ＋イオン交換の C a 2十の選択性は，非常に高い。そのため，C a2 ＋払＝Ds馨 −ど鎚】且塾（2） ∂t β ∂Z β ∂t の溶液分率が非常に低いときに存在する N a 粘土ほ，わずかな C a 2＋の溶液分率の増加によって，C a 2＋の吸着が C Na ：土中溶液中の N a ＋濃度（m eq／／ ′ cm 3）進む。一方，N a ＋の C a 2 ＋に対する選択性は低い。その Q Na ‥乾土単位重量あたりの N a ＋吸着量（m eq／／／ g）ため，C a 2十の吸着分率の高い C a 粘土では，C a 2 ＋の溶液ここで（ 1 ），（ 2 ）式の左辺ほ溶液中の濃度変化を分率が低下，すなわち N a 十の溶液分率が増加しても示す。右辺第 1 項は，分散項である。この分散は，土中水の局所的な流れのばらつきによって生じる水理学的分散と分子拡散により生じ N a 十の吸着はあまり進行しない。この C a 2＋の選択性は，トータル濃度の増加と共にやや低下する傾向がある。こ濃度勾配を緩やかにする効果のようなイオン交換特性を持つ場合は，（ 1 ），（ 2 ）式を持つ。水理学的分散係数ほ，通常水分フラヅクスに比の第 3 項が，第 1 項の分散項と並んで土中を移動する溶例するため，水分フラックスが非常に小さいときのみ水質の濃度分布の形状に大きな影響を及ばす二 i・川㌔そこで理学的分散に比べ分子拡散が卓越する。その水分フラッ次に，浸透実験と水分蒸発実験について，このような観クスの境界値は，分子拡散係数のオーダーの 1 cm ／／／ d 点から見てみる。程度である 8 」そして右辺第 2 項は，平均的な水分の流れとともに移動する移流項である。右辺第 3 項は，吸着項である。イオン交換現象の特徴（ 2 ） C a2＋の交換吸着する浸透過程浸透実験では，実験期間中を通じ，試料の体積変化はは，粘土粒子の持つ負荷電により，反対の符号を持つ陽非常に小さかった。そして水分フラックスは，実験開始イオンが静電気的吸着をしている点である。そのため，から 1 3 日程度までは， 0 ．（）5 c m ′ ／′ ′ d と極めて小さく，そ電気的中性条件が常に満たされる。吸着イオン種がの後急増して 1 5 日以降には 0 ．5 c m ／ ′′ ／ d 程度となった C a2＋と N a＋の 2 種のみのときほ，粘土粒子の荷電量で（F ig ・3 ）。そのため，特に浸透初期では，移流による溶ある陽イオン交換容量（C E C ）とのあいだに次式が成立質移動量は小さい。また，水理学的分散に比べて分子拡する。散が卓越すると考えられる。そのため，表面に湛水されたC a C 12 溶液は，主に拡散によって下方へと浸透する。 8 0 取出・中野：C a 2＋− N a ＋イオン交換を伴う粘土中の溶質移動機構と特性 20 C h a n g e s in w a ter flu x fo r a le a c h in g C F i9 ．4 C exp erim en t 60 c ． l ￣ C O n （ m e q 80 ／史 C e n t r a ti o n 10 0 ） p r o f ile s f o r a ／ ▲ ／ ○ ▲／ 1 ∩︼ S d 5 VノてJ ︵□ ▲⊥ −卜 − −十 ▲ ある。戸 P 戸口′ロー？宇戸ロ占 − ノ／／ 1／0／ C a 2＋の溶液濃度の差は，土粒子への C a 2 ＋の吸着量で C n 〆前線が到達するのは， 1 3 日以降である。この C l ￣と壬 Tdむ □ C a 2＋は C l￣に比べ下方への浸透が遅れ，最下層に濃度 in o ソソケ 0 13 吸草しながら下方へと浸透する（ F ig・ 5 ）。そのため，︵ ∈U ︶一方，陽イオンの C a 2 十は，N a ＋と交換して土粒子へと e s C ソ拭け㍑㌢ ‡ の形態が異なる。陰イオンの C l ￣は，土粒子への吸着が生じない。そして 5 日には最下層に到達する（F ig ．4 ）。 g 40 ￣ leach in g exp erim en t 1 2 5 4 5 ここで，陰イオン C l￣と陽イオンの C a 2 ＋では，浸透 h a n l ′ に一口一口一口﹂屯 − □1 甲 0 50 ）・ロ ′ ロ ∫ □ 40 ∠ ′ A・ ′ ●i 30 55 q ■ ⊃d q y ／ ●′ ∫ ∈ Td 山口 F ig ．3 20 （ D □y S ′1 ︶ T 加 e O JO ノー1′1ヰ †111 ●△ ／ ∈ U 10 ／ム／ノ／ ′︰り〓＝︵ 5 0 0 イ〃㍗ T A ． 1 ︵∠ ﹁0 4 2 0 ︵ TP ・∈ U ︶ ×三﹂﹂ヱ D妻 4 0 0 ／／／。／ 0 8 ／ ∴／ノ〃 ′ ○叩． 0 6 0 輪転㌔ ○ この C a2 十濃度分布は， 1 3 日までの濃度勾配が変化しないのが特徴である。 C a 2十が交換吸着する場合，前節 0 で述べたように，その選択性が高いため，C a 2＋の溶液 20 C q 2 ＋ i n C 40 c o n c ． 60 （ m e q ／ tr a t io n p 80 且）分率が低い状態で C a 2＋の吸着と N a ＋の脱着が進行する。そのため，N a 粘土中を下方へと浸透する C a2 ＋の濃 F ig ．5 度分布は，低濃度の濃度先端ほど吸着量が多く，吸着の C h a n g e s a 2 ＋ c o n c e n r o f ile s f o r a le a c h in g ex p e rim e n t 効果は，拡散とは逆の溶質の広がりを抑える効果を持つ。そのため，濃度勾配を増加させる吸着の効果と，その道の前線位置とほぼ一致する。 C a 2 ＋の浸透に伴いイオンに濃度勾配を減少させる拡散の効果がつり合い，濃度勾交換領域が下方へ移動していくにつれ，そのピークの位配が変化しなかったと考えられる。このような選択性の置も下方に移動していく。そして，すでに C a 粘土化の高いイオン交換吸着は，積極的交換（f a v o r a b le ex− 進行した上部より放出された N a ＋が下方に移動してく C h ang e）と呼ばれている。 C a 2＋の浸透に伴い土粒子表面に吸着していた N a ＋ほ，C a 2十と交換して土中溶液へと脱着する（F ig ．6 ）。この N a 十濃度と C a 2 ＋濃度の和は，陰イオソの C l▼濃度るので，ピークほ増加しながら下方に移動したと考えられる。このような積極的交換による C a 粘土化の進行は， F ig ．7 の交換性陽イオン分布で確認することができる。とほぼ等しく，溶液中の N a ＋の大半が，C a 2十と交換脱今，交換性 C a 2十の割合が 4 0 ∼ 8 0 ％程度をイオン交換額着したものであることが確認された。ところで， 13 日ま域と考えると，イオン交換領域は， 2 日では深さ 1 c m での N a ＋濃度分布にほ，下方に向けて増加しながら移付近の位置である。これは C a 2＋濃度前線の位置及び動するピークが観察された。このピーク位置は，イオン N a ＋濃度分布のピーク位置とほぼ一一致する。そして，交換が盛んに生じて N a ＋の脱着量の多いことを示してその交換性陽イオン分布の示す交換領域ほ， 2 日では，いる。そしてこの N a ＋濃度のピーク位置は，C a 2 ＋濃度幅1 c m 以下の非常に狭いものとなっている。これも，土壌の物理性第 62号（199 1）ノ 0 ︹︺ ′ ︵∠ 5 S y d Td む 4□ て︺ ○ −d ／ ⊥ ● ／● ＋：Tl ＋至てJ ︹︺肘 2 C ︵ ∈︵U ︶ ∠ ○ ● ′ ●′ ●1 一 ′●′iつ﹂山・− t ∩’ † ●− 1 ○∠ ■ 、．〇l ＼ q i ○l ＼ ○ ■＼叫八 △／／△ ゾ ∠メ．● ／・∴ ′ S V ノ ∩︼︹こ d 宇 Td山 1 ・︵ ∈ ︵U ∠ ︶﹁へ J 4口頂転・ ○ 10 N □ ＋ 20 c o n c ． 30 （ m e q 40 ／史 50 2 0 ） 40 E x c h q n g e □ b しe 60 80 10 0 C □ 十 i o n （％） 0 13 ＼＼。 ▲′ ▲′ n c ． 30 （）2 ＼。、。、。．。′ ﹂﹁ o ∈ U 叫︹︶ ▲ 1 1 −﹂ 8 ＼○ ゝし 20 c m e q ／史．′′ ト′ ＼て︺ 5 4 宇 TdU□ てJ □＋（ 1 40 C□ 2 ＋ ● ／ミ3 ′／・二：／● q） □4 1 3 5 d □ y 0 20 50 40 ） ● 60 E x c h □ 「唱 e q b しe 80 弟瑚哺⋮ “ ︰ le a c h in g e x p e rim en t 1 ︵とがわかる。 5 （ 3 ） N a十が交換吸着する水分蒸発過程＋てJエ十 d4む □ ずかに最下層のみが未交換の N a 粘土として存在したこ C□ 2 ︶る積極的交換の特徴を示している。また， 13 日には，わ 2 U ∈ C a2＋の濃度前線付近でのみ C a2＋の交換吸着が進行す一方，N a C l 溶液を地下水に持つ C a ベントナイトの水 18 10 0 Cq十jon（％） 0 C h a n g e s in N a ＋ c o n c en tra tio n p ro file s fo r a S ︻‖ コ一＝［ ⋮ハ J J ▲ ′●小 ●﹂丁㌔い＼＼▲ 2 ︵ ∈U ︶ 10 N F ig・ 6 ヽヒーロ占 1□1ロー 1 □占占占・ 1 0 ○ d □ y S 分蒸発過程でほ，地下水の N aC lが表面に集積する過程で，浸透過程とは逆の，N a ＋の吸着，C a 2＋の脱着が進行 0 20 する。ところで，地下水供給水フラックスほ，実験期間 40 E 60 x c h q n g e □ b しe 80 10 0 C □ † i o n （％）中を通じて 0・2 8 c m ／ d 程度で一定であり，しかも試料の体積変化および含水比分布に大きな変化はなかった。そのため，この水分蒸発実験では，試料位置に依らない上向きの定常水分フラックスが生じたことが確認され F i9・ 7 E x chan geab le ca tion s as a p ercent of the equlV alen t ratio for a leachin g ex perim en t 取出・中野：C a 2十− N a ＋イオン交換を伴う粘土中の溶質移動機構と特性た。 C a C 12 溶液の浸透過程と同様に，土粒子への吸着の生じない C l￣一浪度分布と，土粒子表面に吸着する N a ＋濃での集積が進行した。一方，土粒子表面に吸着する N a ＋の溶液濃度は，C l【濃度に比べて常に低くなる。この C l▼ と N a ＋の溶液濃度分布とを比較することにより，イオン交換の溶質移動度の差は，浸透過程の場合と同様に，土粒子への N a ＋に及ぼす影響がわかる（F ig ．8 ，9 ）。蒸発過程の C l∵濃の吸着量である。この水分蒸発過程は，浸透過程と比べ度は， 5 日に表層の濃度が増加した。この 2 日と 5 日のて乾燥密度が大きいために単位体積当たりの陽イオン交 C l 一濃度分布ほ，濃度が増加する方向は逝であるが，換容量が大きく，しかも厳密には水分フラックスも異な F ig ．4 の浸透過程の C l￣濃度分布と形状がほぼ類似なもる。しかしここで，実験初期の C l）濃度分布の変化が浸のとなっている。これは，蒸発過程の水分フラックスも透過程と相似であったことに注目し，溶質挙動の違いが 0 ．2 8 c m ／ノ d と′ トさいため，ヒ方へと濃度が増加する実主にイオン交換特性によるものであると考え，イオン交験初期の移動は，浸透過程と同様に，分子拡散が卓越し換特性の溶質移動に及ばす影響を考えてみる。たためである。その後 C l ￣￣ほ，水分蒸発にともない表層水分蒸発過程の N a ＋濃度前線は， 5 日に試料表面に ′ 如げ〓臼心遅れが ′ トさい。これは浸透過程の C a 2十の濃度前線が，︵ ∈ U ︶／m O ／ J⊥ 2 lT T ●1 † 5 日では深さ 2 c m に存在したように，C l￣濃度前線の。／ 0 ￣／ ●1 1 ● ＼ ↑土口芯ニ﹂ OJO′○′○−○与 5 4 ︻0 2 1 達し，土粒子への吸着が生じない C Iw 濃度前線に対する d □y 移動に比べて大きく遅れたことと対照的である。水分蒸発過程のように C a 粘土中を N a ＋が移動する場合，N a ＋のC a 2＋に対する選択性が低いため，N a 十の溶液分率が S 増加しても N a ＋の吸着，すなわち C a 2＋の脱着はあまり進行しない。そのため，低濃度の濃度先端ほど吸着量が小さく，吸着の効果は，時間の経過とともに濃度勾配を緩やかにする。そして，水分蒸発過程の N a ＋濃度分布では，吸着と拡散の効果の両者によってその濃度勾配が緩やかになり，吸着の生じない C 卜濃度と前線の移動速 0 10 0 C 且￣ C o n 20 0 c ．（ m e q 30 0 ／史度に違いが生じなかったと解釈できる。このような選択性の低いイオン交換は，積極的交換に対し消極的交換）（ n o n −f a v o ra b le exchangeもしくはunfavorable ex− F ig・ 8 c h a n g e ）と呼ばれている。なお，表面に C l￣と N a ＋が an ev ap oration ex perim en t 到達した後，両イオンとも表面での集積が進行するが，＼暮 △＼．＼＼．、＞ Aニ．、＼ q 0 2 0 4 0 6 0 50 C Fig ． 9 C h a n g e □ ＋ s in c N a o ＋ n c c o n ， c （ e n m t r a e t i o a n e v a p o ra tio n e x p e rim e n t q ／ n p 史 r d qys 8 0 0 N ／○ 〇 0 ＼．＿＼／q ぱ・＼ヽ＼ム 2 2 恩即1 ・主工ヽ＼△ 0 ︵4∈ U﹁︶て○ ノ川／○ 5 ○ ／ qyO ′ P Q − 0 1 0 1 0 ＼l ㌧三口重 1﹂︹と T T ●1て ●∼ ● 2 J ′ ・li ＼一十 ′ム与 △、態︵4 ∈ U ブ︶コ d S ／ 5 2 0 拭 ⋮ 鞍即耳 C h a n g e s in C 卜 c o n c en tra tio n p r o file s fo r □ 2 ＋ 10 0 c o n c ， 15 0 （ m e q ／ 200 史）） o f ile s f o r F ig ．1 0 C h a n g e s i n C a 2 ＋ c o n c e n t r a t io n an ev aporation ex perim ent p r o fi le s f o r 土壌の物理性第 62号（199 1） N a ＋の吸着が継続的に進行するため，C l− と N a ＋の濃度差は拡大した。 3 ．2 イオン交換と水分移動特性の変化イオン交換を伴った溶質移動が生じると，当然のこと N a ＋の吸着に伴い，土粒子に吸着していた C a 2＋ほ土ながら粘土の諸性質も変化する。ここでは，イオン交換中溶液に放出される。 F ig ．6 の浸透過程の N a ＋濃度分と粘土の水分移動特性の変化について，透水性，水分特布では，脱着量の大きい位置に濃度ピークが観察された性に焦点をあてて考える。が，F ig ．10 の水分蒸発過程の C a 2十濃度分布にはそのよ浸透過程では，積極的なイオン交換が生じて，F ig ．7 うなピークはみられない。これは，N a ＋が交換吸着するの交換性陽イオン分布にみられたように，コラム内が上場合には，脱着量が局所的に大きい部位の存在しなかっ層の C a 粘土と下層の N a 粘土に成層化した。そして，たことを示している。また表層での塩類集積が進行する全層が C a 粘土となる 1 3 日から 18 日の間に水分フラック 1 0 日から2 0 日の間に，交換性の N a の吸着割合は，全層スほ急増した（F ig ．3 ）。一般に，粘土の透水性は，N a ＋︼ n にわたり一様に 4 ％程度増加した（F ig ．1 1 ）。このようの吸着分率が高いほど，また溶液濃度が低いほど低下すそして全層が透水性の高い C a 粘土に変化したために， ∼ 水分フラックスが増加したと理解できる。このような C a 粘土化による水分フラックスの増加は，下方への移＋．′ 1．∵ ぺ C ∈ U ︶流による溶質移動量を増加させる。そのため水分フラックスが増加した 1 3 日以降，F ig ．3 の C 【 l 濃度と F ig ．4 の C a 2＋濃度は大きく増加し，また F ig ．5 の N a 十濃度は減少した。ところで，吸着イオン穫は，透水性のみならず，水分 nu ＋ ′ ′ ノ． ′ ′h N ●J ● ノ 1 0 十エロ石工ナ・ノルノノ／︵ ■︹ u O y ックスが小さかったと考えることができる（F ig ．7 ）。 2 層部の透水性の低い N a 粘土が透水を制限し，水分フラ ∩ ︺ S ることが知られている 1， 2㌔そのため浸透初期には，下行するのが特徴である。 5 4 ︻く︺ 2 に，消極的交換による N a 粘土化は，継続的に徐々に進特性にも影響を及ぼす（F ig ．2 ）。浸透実験に用いた N a ベントナイトは， 0 ．0 1 b a r では 6 0 0 ％と低サクションの含水比が高く，そしてサクショソの増加とともに大きく 80 85 x c h □ n g e □ b しe 90 95 10 0 C q 十 i o n （％）︵か ∠ 加︵ ∈ U 含水比が減少する。この N a ベントナイトへ C a C 12 溶液を浸透させて作製した C a ベントナイトは，N a ベントナイトに比べ同じサクショソに対する含水比は小さい。これは，体積変化が小さく，含水比が不変であった浸透実験においても，透水性の変化と共に，粘土の水分特性も変化したことを示している。一方，水分蒸発実験に用いた C a 飽和ペソトナイトの含水比は，浸透により作成した C a ベントナイトに比べ nu ′● ︶ ● ／同じサクションでの含水比は極端に低く，たとえば， 0 ．＋ 1 b a r では含水比 1 0 0 ％程度となっている。浸透により作／十二ひ芯エ ● ／ 5 4 7 J 2 1 0 〓灼′ E y 拙 S 7 5 製した C a ベントナイトほ，C a 飽和ベントナイトに比べた場合，むしろ N a ベントナイトに近い水分特性である。 5 7 同じ C a ベントナイトの水分特性がこのように大きく違うことは，その生成過程の履歴の違いから異なった粒子 80 E x c h □n g e 85 □ b しe 90 95 10 0 C □ † i o n （％）構造が形成されたためと考えられる。このように，ベントナイトの水分特性は，試料の状態により著しく変化する。そしてここに示した以外の状態 F ig・11 E x ch ang eable c a t i o n s a s a equ ivalent ratio for an evap oration ex p erim ent pでは e ， r 条 c 件e に応 n t じてo様 f々な水 t 分 h 特 e 性を示し，それらは， N a ベントナイトと C a 飽和ベントナイトの間の水分特性曲線を与えると考えられる。今までに示した浸透過程 1 0 取出・中野：C a 2 十−N a ＋イオン交換を伴う粘土中の溶質移動機構と特性と水分蒸発過程は，一様な水分分布の土コラム中の定常タを蓄潰する必要があると考える。水分フラックスの下での溶質移動であり，しかもイオン交換に伴う水分特性の変化は，浸透過程でほ C a 飽和ベ謝辞東京大学農学部大学院生加藤邦彦氏とは，水分蒸ントナイトとの水分特性の違いと比べると，あまり大き発実験を共同に進めさせて頂いた。また東京大学農学部くなかった。しかし，より現実的に非定常な水分移動の井本博美技官には実畝全般にわたり御協力を頂いた。こ生じている粘土中の溶質移動を考えるとき，水分フラッこに厚く謝意を表する。クスを定量化する際に，水分特性の把握は透水係数と並引んで重要となる。その際，土中溶液の状態や，試料の履用文献歴等を十分考慮する必要があることを F ig ．2 は示して 1 ） R u ss o ，D ．，E ．B re sler ：E ffe c t o f m ix e d N a −C a s olu − いる。 tio n s 4 ．まとめ o n t h e h y d r a u l i c 2 ） N ie lse n ，D ．R リ M ．T h ．v an ここまで，C a 2＋− N a 十イオン交換を伴う粘土中の溶質移動として， N a 粘土に交換吸着する C a C 12 溶液の N a ベントナイトへの浸透過程，また C a 粘土に N a ＋が交換 p r o p e r t i e s s o i ls ， S o il S c i． S o c ． A m ．J ．，4 1 ， 7 1 3 − 7 1 7 （1 9 7 7 ） g er ：W a ter f l o w z o n e ，W ate r G e n u c b t e n ， J ． W ． a n d s o l u t e t r a n s p o r t R e s o u r ． R e s り 2 2 ， S 9 S − 1 0 8 S 3 ） B olt，G ．H ，M ．G ．M ．B m g g en w er t：土壌の化学，吸着する N a C l 溶液を地下水に持つ C a ベントナイトか岩田進午ら訳，学会出版センター， 13 6 − 15 6 （1 9 78 ）らの水分蒸発過程について溶質挙動を中心に示した。特 4 ）取出伸夫，中野政詩：C a C 12 溶液による N a ベントナにこれらを，積極的交換と消極的交換のイオン挙動の 2 つのタイプに分類し，浸透過程と水分蒸発過程の溶質挙動について，それぞれ対比することを行なった。浸透過程では，C a 2十の選択性が高いため，積極的交換が生じて，C a 2 ＋の濃度前線付近で C a 2＋の吸着と N a 十の脱着が進行し，C a 粘土化が進行した。それに対し，水分蒸発過程では，N a 十の選択性が低いため，消極的交換が生じて，試料全体に継続的に N a ＋の吸着と C a 2 ＋の脱着が進行した。また，C a 2十− N a ＋イオン交換に伴う粘土の性質の変化イトの脱ソ … ダ質化過程，農土論集，1 3 6 ，3 9 − 4 5 （19 88 ） 5 ）取出伸夫，塩沢昌，中野政詩：C a C 12 溶液の浸潤下における N a ベントナイト中の溶質移動の解析，農土論集， 13 6 ， 4 7 − 5 2 （19 S8 ） 6 ）日本粘土学会編：粘土ハンドブック第二版，技報堂出版， 681 ¶684 （1987） 7 ）U S S a l i n i t y p ro v em en t H a n d b o ok o f し，それにより水分フラヅクスが増加して溶質移動量が m e d ia ：G a le rk in 同じサクショソでの含水比が低下することを水分特性曲生成履歴によって水分特性が著しく異なることを示した。土中の溶質移動の定量的な予測を行なうためにほ，水分フラヅクスの予測が最も重要な要田である。特に， S t a f f ： D a l k a l i s o i l s ， 60 ， 25 w 28 （19 5 4 ） tra n s p o rt 線から示した。さらに同じ C a 粘土であっても，試料の a n d 8 ） R u b in ， J ．， R ． Ⅴ ． J a m e s ： D is p e rio n −a ffe c te d として，浸透過程では，C a 粘土化に伴い透水性が増加増加した。また C a 2 ＋の浸透により C a 粘土化すると， L a b o r a t o r y s a l i n e o f r e a c t i n g m e t h o d tr o lle d e x c h a n g e i n R e s リ e s o u r ． R 9 ， 1 3 3 2 − 1 3 5 6 s o l u t e s i n a p p l i e d t o ． E v a n s （e d s ）： “ S o il W （1 9 7 3 ）￣ a t e r ”，1 2 1 【 1 5 4 ， A m ． S D ・ o c ． A gro．，M a is o n ，W isc o n sin ．（19 72 ） 10 ）石黒宗秀，岩田進午：土の中の物質移動一土中におけイオン交換が透水性や水分特性に大きな影響を及ぼす粘るイオンの交換吸着現象一，農土誌， V o l．5 6 ， N o ．10 ，土中の溶質移動現象では，今回述べたような溶質移動に 87 − 94 ， 19 8 8 伴う一連の連鎖的相互作用について，さらに詳細なデー e q u i l i u n i d i r e c t i o n a l f l 9 ） N ie lse n ，D ．R ．，R ．D ．J a ck so n ，J ．W ．C a ry a n d D s a t u 1 1 土壌の物理性第 62 号（199 1） S u m m a ry S olu te k in d s t r a n s p o r t i n o f e x p e r i m e n t s i n O ne w a s m en t o f no n li n e a r ， t W F a v o r a b a d s o r b le e d e f f e c t a l e a c h i n g O t y p e S O f i o n e x c h a n g e e x c h a n g e N a ＋ a t e x c h a n g e c a n d u e t o a l o w c o u l d b e o b s e r v e d i n t h e m o v l n g o f −N a 2 ＋ e sx tc r h o an ng gl ey io n e x c h a n g e o n t h e gp oh ve en r o n m e ed n ab ． y W e t r a n s p o r t t a k e f o r h a v i n g p l a c e ： f a v o r a b l e e x c h a n g e d u e t o a h i g h a wn i te h v a pC oa rC a1 t2 c o n s i s t i n g o f ＋ w N a ＋ e x c h a n g e i s a f f i n i t y f o r C a 2 ＋ a n d N a ＋． t b e l e a c h i n g t h e gN a Cr I o s ou l u nt i odn w． Sa i n tc ee C ra 2 c o f s o l u t e s ． e x p e r i m e n t S O luo tio f n s ．T N ha e − ob te hn et ro n w i a ts e a f f i n i t y f r o n t s y s t e m sion i s o f C a ＋ C a − b e n t o n i t e n o n − f a v o r a b le al l c l a y o r d e r t o i n v e s t i g a t e t h e e x p e r i m e n t ． P e n e t r a t i n g C a 2 ＋ c o n c e n t r a t i o n C a 2 ＋ e x c h a n g e d p r o f i l e ． T h e n ， t h e w i t h C a 2 ＋ f r o n t a l m o s t b e c a m e s t e e p ． O n th e otherhand，nOn−favorable exchange couldbe obseⅣedin the evaporation experiment．The penetrating f r o n t o f N a 十 c o n c e n t r a t i o n C a 2十一 N W aS S y S te m f l a t ． a 十 i o n exchange affects the hydraulicproperties ofsoils．In theleaching experiment，the water爪ux h a v i n g t h a t a b i g h e r g i v e n o f S O lu t io n ．P r e d ictin g t he b e c a m e S u d d e n l y i n c r e a s e d S y S te m S ．F or t h an p r o f i l e w h e n t h e h y d r a u l i c w a t e r w h o l e t r a n s p o r t o f c h a n g e s i n t b e e x c h a n g i n g （ S o il f r o m c o n d u c t i v i t y ． W a t e r s u c t i o n ， t h e w a t e r N a − b e n t o n i t e ， W h e r e a s i t i s t h e c l a y h y d r a u l i c s o l u t e s i n P h y s ． C o n d ． P la n t s u r f r e t e n t i o n c o n t e n t m 1 1 C h t h e o f g r e a t e r p r o p e r t i e s s o i l s ． G r o w t h ， J p n リ 6 2 ， 3 旧 − 1 1 ， 1 9 9 1 ） a l C a − b e n t h a n c a u s e d t b y 1 3 ［四中海干拓地土の収縮挙動について石川 On 重雄＊・河野英一＊・足立 S h r i n k a g e B e h a v i o r S hig eo IsH IK A W A ＊，E iich i K oH N O ＊ an d ＊C o lleg e o f A g r i c u l t u r e ＊♯F a c u lty o f 忠司＊＊ o f S o i l i n a n d V e t e r i n a r y A g r i c u l t u r e ， O k a y a m a Ⅰ ．はじめに N a k a u m i R e c l T a d a s h i A D A C H I ＊＊ M e d i c i n e ， N i h o U n i v e r s i t y 5 地区のうち，揖屋地区は 1 9 7 4 年 1 0 月，安来地区は 1975年 5 月に干陸作業が開始され，揖屋地区は 1975年 6 月，安来地区は 1 97 6 年 3 月に全面の干陸が完了した。両中海ほ鳥取，島根の両県にまたがる水面面積 97． 7 km 2 ，最大水深 17．1 m （平均水深 5．4 m ）の潟湖 11 で地区の平均標高は【 2 ． 3 m ∼ −2 ． 4 m で，両地区の間にある。地形的には，宍道湖地溝帯にできた水道がこれには標高に大きな差はなく，はば平坦な地形が形成されて流入する諸河川による三角洲の形成や夜見ヶ浜砂囁の発いる。粘土層厚ほ揖屋地区で平均 1 1 ．O m である。達で埋め残された部分であり，全体的に平坦な湖底をな両地区とも，全面の干陸が完了した翌年から軟弱地盤している。この水域内の比較的水深いの浅い部分に 5 地の乾燥促進，農地整備工事等が進められ， 1988年度から区が選定されて，島根県側の本庄，揖屋および安来の 3 は畑地の売り渡しが行われて，その一部では 1 9 8 9 年度か地区は干し上げ工法により，島根県側の彦名および弓浜ら営農が開始した。なお，本庄地区では末干陸で今日にの2 地区は埋め立て工法により畑地を造成する中海干拓至っている。事業が 19 7 4 年に開始された。彦名地区では埋め立てが 1977年から行われ，一部を残各地区の位置と干陸面積は，図 − 1 に示す通りである。して 19 8 6 年に終了した。弓浜地区でも埋め立てが 19 7 7 年島根沓淋凍 4 一将美浜島江島山十島保 a 大根本区弓月山l 1 6 8 9 h 地h 一沢弓本庄地区島日中浦水門半湾 ⇒ こ宍道湖中 −キ摩彦名卓地区 1 8 4 h a ノ〃 J ・計揖屋地 3 区解梨 2 1 h a 箪安来地凡 ∈≡≡ ≡ ∃ 図−1 F ig ．1 ＊日本大学農獣医学部＊＊岡山大学農学部土壌の物理性受理月日 a 例干拓地中海干拓地各地区の位置と面積 T h e lo c a tio n a n d a re r o f ev e ry d istr ic t o f th e N a k a u m i re c la im e d la n d 〒 25 2 〒700 第 62 号区 2 0 3 h ノJ／ノ〝藤沢市亀井野 18 6 6 岡山市津島中 1 − 1 − 1 p． 13 ∼2 2 19 90 年 10 月 18 日（19 9 1 ） 1 4 石川・河野・足立：中海干拓地土の収縮挙動について進行していることが挙げられる。から行われて， 1 9 8 3 年に終了した。ところで，中海の湖底土の多くは，中海に流入する大橋川，意芋川，飯梨川等の河川によって運ばれて釆た粘本地区の上の含有粘」二鉱物は，イライト（1），カオリン鉱物（ k ），バーミキュライト（V t），およびグロライト土が堆積したヘドロと呼ばれるものである。また，中海（ C h l ）を主要なものとする。主要粘土鉱物の割合ほ，の水は島根半島と弓ヶ浜との間にある噴水道を通じて日 1 ≧ k ＞ V t ＞ C h l の傾向にあり，この中でも特に 1， k の割本海へ流れるが，満潮時には逆にこの水道から海水が流合が多い。3 ）参考のために述べると，八郎潟干拓地 4 〕お入するために，その影響で，半嚇湖的性格がもたらされよび笠岡湾干拓地 5・6 ）でほモンモリロナイト，児島湾ている。したがって，湖底に堆積した土も，その影響を干拓地 7 J ではハロイサイトとイライトが主体であると強く受けて，陸成の既耕地土とは異なる特性を有する。言われている。この干拓地土は干陸当初には軟弱で，しばらくは人の歩行も困難であった。しかし，土層表面から土壌水分の Ⅲ．試験方法蒸発が進み，土居にキレツが発達すると，キレツを通じてさらに士層の乾燥が進行し，土壌構造の生成とその種類の変化とがもたらされて，農地の土壌構造に近いものが形成されていった。この土壌構造の生成過程については筆者らが 2 ）現地調査に基づいて既に報告した。しか 1 ．収縮挙動 1 ）供試体の作成不撹乱の供試土としては，既に土の基本的性質が明らかにされている前述の安来地区 N o ． 3 0 圃場の深さ 1 ．O m しながら，中海干拓地土の土壌構造の生成過程を支配すのヘドロ土層（C 層：ヘドロ層）と柱状構造の発達したる主要因である土の収縮挙動については，未だ報告され探さ約 5 0 c m ていない。 1 9 8 2 年 7 月に直径 5 0 m m ，高さ5 1 m m ，容積 1 0 0 c m 3 のサそこで，本報文では中海干拓地土の収縮挙動とそれが土壌構造の生成に果たす役割について論述する。の土層（B C 層下）とから干陸後 6 年日のンプラーで採士したものを用いた。これをさらに直径 5 0 m m ，高さ 1 4 m m の円板状に成型して供試体とした。また同時に，深さ1 ． O m 土層から撹乱土も採取し，それを撹乱の供試土とした。この供試士を生土のまま液性限界 Ⅱ．採土地の概要測定器を用いて液性限界以上で，ペースト状態となるよ施工過程で生ずる諸問題に応じた処理土の選択が可能うに含水比調整したのものを撹乱供試体として用いた。な埋め立て工法の場合と異なり，干し上げ工法の場合にまた，この供試体は自重により流動するため容器に充塀は，現地土状態のまま乾燥処理がなされることとなる。した。その際に供試体の厚さが問題となるが，均一な乾したがって，この場合には，施工前はもちろん，施工中燥収縮が起るとされる佐藤，8 ）河野 9）の方法に準じて，あるいは施工後でも現地土の特性とその変化の方向とを供試体を直径約 4 5 m m ，深さ約 13 m m の収縮皿に気泡の十分に把捉し，それを基にして常に乾燥処理技術の向上封入が無いように充填し，測定に供した。に努めつつ，乾燥処理施工がなされなければならない。そこで，本研究では，干し上げ工法が採られ，揖屋地さらに，含有粘土鉱物の配向状態が収縮におよぼす影響をも検討するために，圧密を受けた供試土の収縮測定区よりも粘質な土で構成されるために，乾燥処理上の問も行った。この場合の供試体の作成にほ，圧密帯験機を題が今後とも多数出現すると思われる安来地区を採土地用いた。供試土としてほ，前述の撹乱供試体の作成におとした。けるものと同一のものを用い，液性限界以上の含水比に安来地区の土の基本的特性に関しては， 5 m 間隔で上幅 1 ．O m ，底幅 0 ．2 m および深さ0 ． 7m の小排水溝が施調整したペースト状態のものを圧密用リングに充填した。これに載荷荷重以外は JIS で定める圧密方法に準拠工された干陸後 6 年日の N o ．3 0 圃場の深さ 0 ∼ 10 0 c m して， 0 ．0 5 k g ／ c m 2，仇 2 5 k g ／ c m 2，仇 3 5 k g ／ c m 2 の各の土の特性について報告されている。2 ）それによれば，荷量を載荷して圧密試料を作成した。これらをさらに不主な特性としては，上，下層土を通じて粘土分が 3 0・9 ∼ 撹乱供試体と同一寸法に成型して供試体とした。 4 4． 4 ％，シルト分が 3 5 ．2 ∼ 4 9 ． 9 ％で，土性が L ic ないし S ic （国際土壌学会法）となって，土層全体が強粘質土 2 ）測定方法収縮挙動は各供試体の乾燥特性に伴う垂直方向と水平以下のヘドロ層は方向との線収縮量を同時に測定し，それらの測定値からアルカリ性を呈するが，深さ 50 c m 以上の土層は強酸性垂直方向と水平方向との線収縮率および体積収縮比を算となって酸性硫酸塩土壌が生成され，かつ塩類の溶脱が出して把握した。水平方向の収縮量としては，水平面ので構成されていること，深さ 10 0 c m 1 5 土壌の物理性第 62号（199 1）直径方向に円の中心が間隔の中央となるように 3 cm の Ⅳ．試験結果および考察間隔でステレソス細線を深さが供試体厚さの半分まで入るように真っ直ぐに 2 本立てて，この 2 本のニクロム線間の乾燥に伴う間隔の減少を測定した。垂直方向の収縮 1 ．土の収縮挙動各供試体の収縮特性ほ囲 − 3 および図 ¶ 4 に示す通り量としては，ステンレス細線の一端を丸めて，その部分である。なお，垂直・水平方向の収縮率および体積比はをステンレス細線が垂直に立つように供試体のほぼ中央次式により求めた。9）に乗せ，丸めない他端と別に設けた基線との間の間隔の減少を測定した。ただし，圧密供試体と不撹乱供試体等垂直収縮率（H s）は， H s ＝（ H − H t）／ H 。× 10 0 （％）の乾燥方法は，両試料とも自重により流動しなため， P ウを塗った金網上に設置する方法を取った。10）収縮量の測定は各供試体ともカセトメータ（ 1／ 1 00 m m ここに，読取り） H。：試験開始時の供試体の厚さ，を用いて行なった。また，各方向の線収縮率および体積収縮比の変化と含水比の変化とを対応させて，収縮挙動 H ：試験開始時の垂直高さ H t：任意の水分状態の垂直高さ，また，水平収縮率（L s）は，を検討することから，各方向の線収縮量の測定と同時に，その時の含水比を求めるために供試体の重量も測定した。乾燥方法としては，急激な乾燥をさけるために恒温・ L s＝（L − L t）／ L x lO O （％）ここに， L ：試験開始時の水平距離， L t：任意の水分状態の水平距離恒湿槽中（温度：20℃ ，湿度：60％）に，風が直接当たらないようにアクリルケースに入れて設置し，徐々に乾さらに，体横比は上述で求めた垂直，水平収縮率を用い燥する方法を採った。次式，測定時間は，実験開始後 4 8時間は 1 時間間隔，その後 Ⅴ／ V ＝（ 1 − L s／ 10 0 ）2 （ 1 − H s ／ 10 0 ）は 4 時間間隔に測定し，含水量に変化が見られなくなった段階で乾燥炉に入れて，絶乾試料の各収縮量と水銀置ここに，換法によって最終体積を測定した。 Ⅴ：試験開始時の体帯， V t：任意の水分状態の体積より求めた。ただし，撹乱供試体の場合には，水平収縮 2 ．強度特性本試験は，垂直方向と水平方向との間で異なる収縮挙動が出現したために，採土地の土粒子の配向状態を確認する目的で行なったものである。 1 ）供試体の作成安来地区の N o ．3 0 圃場において，土被り圧により正規は含水比が高い段階では横方向への流動によってステンレス紳線間の距離の増大がもたらされ負の収縮を示す。したがって，正の水平方向収縮が開始された場合の体積比の算出にあたっては基準長の変化を考慮して計算 9 1 を行なった。図 − 2 は，深さl ． O m 土層から採取したものを供試土圧密を受けたと思われる深さ 1 ． 3 m の土層から干陸後 13 として，生土のままをペースト状態となるように液性限年目の 1 9 8 9 年 3 月に直径 5 0 m m ，高さ 5 1 m m ，容積 1 0 0 界以上の含水比に調整して容器に充填した下撹乱供試体 C m 3 のサンプラーで，堆横面に対して垂直方向と水平および圧密試験機により作成した圧密供試体の収縮挙動方向から採土した不撹乱土を用いた。この土層は青灰色である。の羊菜状を呈していて，土被り圧により正規圧密を受け図【 2 に見られるように，撹乱供試体では，垂直方向たと思われる以外ほ，乾燥履歴を持たない湖底土状態のの収縮量は，含水比約4 0 ％以上においてその変化が大きものであった。い。（図中の正規収縮直線に沿って収縮する段階：水分両供試土を直径 3 5 m m ，高さ4 1 ． 4 m m に成型して，次量と体積減少量が等しい段階 9 ））それより低含水比でほ，項で述べる一軸圧縮試験の供試体とした。なお，本試験収縮量の変化ほ含水比の低下とともに小さくなる。（図ほ土粒子配列の方向性の確認を主眼としたものであるこ中の正規収縮直線からカイ離する残留収縮の段階：脱水とから，とくに供試体の寸法は J IS には従わなかった。量に比べて体積の減少量が小さい段階 9り 2 ）測定方法強度特性ほ各供試体を一軸圧縮試験機で測定して把超水平方向の収縮では，含水比約 9 8 ％以上においてマイナスの収縮，すなわちステンレス細線間の間隔が広がるした。測定には T E N S IL O N UTM−4−100試験機をという水平方向への流動が生じている。それが生じて以用い，圧縮速度は JIS 規格通り 1 ％／ m in とした。降の含水比の低下に対する水平方向の収縮は，垂直方向 1 6 石川・河野・足立：中海干拓地土の収縮挙動について 40 ／ 3 5 ペースト状（垂 3け直 ▲）ペースト状＝− 2 5 ペースト 0 ．0 5 k g f ／ c m 2 状（水収＝− 平） ■−・− ・ 0・25kgf／cm2 −− − 一 −− − 0 ・ 3 5 k g f ／ c m 2 0． 0 5 kg f ／c M2（水平） 0． 2 5k gf ／ cm 2 20 縮（水平） 0 ．35 kg f ／ cm2 （水平）率 15 ■、−、 − ニニ＼ ’・− （％） 10 ーーーーーーー、、 0 ．05 kg f／ cm 2 （垂直）＝・8 7 g g （垂直） 1 は 82g 甘 8 ．0 0 0 ● 3砦／c浣．。ふ苛 8 1 ．0 20 川 0 ￣ l 1 2D 8ズ含水比（％）体0 ・9・ 8 5 ．8 構0・8・ 0 ，丁・比 0 ．6 ・−・一一・・一・一■ ￣ ▼ ／一一￣■ ￣￣ン／ 0 ．5 正規収縮直線 ′〆 0 ．1 図−2 擾乱（ペースト状）および圧密供試体の収縮曲線（安来地区 N o ． 30圃場， 1982年 7 月採土） F ig・ 2 T h e sh rin kag e cu Ⅳe Of the disturbed an d con solidated test sam ple （N o ． 3 0 10 t in tb e Y a s u g i d istlict ：S a m p lin g in J u ly o f th e y ea r 1 9 8 2 ） 17 土襲の物理性第62号（ 199 1）の収縮挙動と同様である。なお，水平方向の流動が生じする。ている段階の垂直方向の収縮は，収縮というよりはむし次に，不撹乱の供試体の収縮挙動は図 − 3 に示す通りろ，脱水に伴う流動沈下と呼ぷべきものである。9 ）である。この供試体は図 − 2 に見られるような流動沈下図 ▼ 2 に見られるように，撹乱供試体では，流動沈下が起らず，垂直方向および水平方向の収縮とも測定開始が生じたために，水平方向の全収縮量よりも垂直方向のと同時に発現し，かつ，水平方向の収縮量が垂直方向のものが大きい。いま，図 − 2 で流動沈下が停止した以後ものに比して大きい。同様のことは国 − 2 中に示した圧の含水比の低下に伴う水平方向と垂直方向との収縮曲線密供試体の場合にも見られ，中海干拓地が土被り圧によの様相を比べると，水平方向のものと垂直方向のものとり正規圧密を受けていることが明らかといえる。また，はほぼ同型となり，流動沈下の停止以後に等方的な収縮圧密供試体では，載荷荷量が大きくなるほど，水平方向（垂直収縮率＝水平収縮率）が生じていることが認めらおよび垂直方向の全収縮量は小さくなる。れる。このことほ，ヤングら 11）の「ランダム配列土お以上の諸結果から見て，中海干拓地の土粒子の配向条よび練り返された試料等の収縮は等方的である」という件と収縮挙動との関係には，図【 4 に示すようなモデル指摘や河野 9 ）の「シロカキ状態のペースト土では流動が考えられる。沈下終了後に等方的な収縮となる」という指摘とも一致つまり，図 1 2 の撹乱供試体のような収縮挙動は，図川 C 膚（水平）収層イ＼縮川ーー B C 層＼＼ C 竺（垂直） ▼ ＼／率（％）／＿。 B C 層（水平） 15 7 、 5 B C 屠（垂直） 8 ∫ 1 鵬． a8 1 ．0 4￣ 0 60 1 20 含水比（％） 8 ． g 体積比8 比仇7・／一一′ 正規収縮直線／／／ 0 ．6 ・札5・図− 3 不凍乱供試体の収縮曲線（安来地区N o ． 30圃場， 1982年 7 月採土） F ig・ 3 T h e sh rin kag e cu Ⅳe Of th e u n disturb ed test sam p le （N o・3 0 10 t in th e Y a su g i d is tric t ：S a m p lin g in J u ly o f th e y e a r 19 8 2 ） 18 石川・河野・足立：中海干拓地土の収縮挙動について一4 の Ⅰ型あるいは Ⅱ 型の配向条件を持つものに見らが水平方向のものに比して大きいか，あるいは等方的なれ，また，図 − 3 の不撹乱供試体の収縮挙動は Ⅲ型の配収縮が生じるかのいずれかの収縮挙動がみられる。さら向条件を持つものに見られると考えられる。すなわち，に， Ⅱ型の土は土被り圧密あるいは人為的な密圧を受けると土粒子間の間隙水が脱水されて，各土粒子が相互に干陸前の水面下の土では，土粒子ほ遊離状態にあって，工型のように任意の配列をなし，また干陸初期でペース接近する。この場合，特に圧力を受ける方向，すなわちト状態にある土では，多量の水が土粒子間の間隙に保持垂直方向の土粒子間の距離が縮まって， Ⅲ 型のような垂されつつ，土粒子が， Ⅱ 型のように不完全な配列（土粒直方向の土粒子問の距離よりも水平方向のものが大きい子問の距離が垂直方向の距離 a ≧b 水平方向の距離の関平行な配列を持つ土が生じる。したがって， Ⅲ塑の土で係にある状態）をなしているものと推察される。したがは，水平方向の収縮量が垂直方向のものよりも大きくなって， Ⅱ型の配列条件を持つ土でほ，垂直方向の収縮量る。ランダム構造毒容【Ⅰ】干陸前 C 垂直収縮C ［ゝ A B C 水可♪ ＼率（等＝亡ゝ〆すC■ 方的収縮）＼ B ￣￣＼￣＞含水比 a ＝b ＜乾燥の進行・・・う■乾燥密度の増大（単位探き当りの土被り庄の増加）不完全配列構造 ⊂ ＝コ♂ ⊂＝＝慰【Ⅱ】 ⊂コ＝ ≡コ害干陸初期ヰ丈水平縮 ⊂＝＝− a ⊂＝＝コ ⊂＝コゝ率 a ≧ b 含水比【 Ⅲ 】の状態が更に乾燥完全配列横道 → 乾燥密度の増大（単位探さ当りの土被り圧の増加）【 Ⅲ】 ⊂＝＝ H 干陸中・後糊＝＝コ ⊂：：：：コ ⊂：：：：：コ ⊂＝＝コ ⊂：：：：：コ ⊂：：：：コ〒重吉弓三宍コ a ＞b 水平収縮率垂直含水比図−4 F ig・4 板状土粒子の配向条件と収縮挙動（模式図） T h e s c h e m a tic r e la tio n b e tw e e n th e o rie n tin g c o n d itio n o f th e p la ty so il p a rticle s a n d th e sh r in k a g e b e h a v io r o f so il 1 9 土壌の物理性第 62 号（199 1） 2 ．土の強度特性からみた配向性の配向条件と収縮挙動との関係ほ明白となる。したがっ中海干拓地土，特に下層土であるヘドロ層では，上述て，それらを確認するために中海干拓地土を堆積面に対のように，収縮挙動から見て，土被り圧などによる圧密して垂直な方向と水平な方向とから採取した不撹乱の供で土粒子間の距離が締まり，垂直方向の土粒子間の距離試土を用いて前述の一軸圧縮試験を行った。これによりよりも水平方向のものが大きいという土粒子の平行配列次のような結果が得られた。中海干拓地土の深さ 1 ． 3 m 土層の垂直方向と水平方向モデル（図 − 4 の Ⅲ 型）が想定された。もし，そうであるならば，中海干拓地土では，垂直方とからそれぞれ 3 個ずつ採取して成型した供試体につい向と水平方向とで土の強度特性ほ異なる。すなわち，垂ての一軸圧縮試験の結果は図・ − 5 の圧縮応力と圧縮歪と直方向の圧力に対しては，板状の土粒子が面を垂直方向の関係に示す通りである。図 − 5 に示されるように，各にむけて密に重なりあって抗するので，強い応力が示さ方向の各供試体とも，圧縮歪の増大に伴う圧縮応力の変れ，水平方向の圧力に対しては，それに抗するのが主に化には，測定開始時の含水比の影響と考えられる若干の板状の土粒子の面と面との摩擦力のみであり，しかも面差異が見られるが，採上方向が同一のものはほぼ類似し方向には流動し易いから，強い応力が示されないはずでた圧縮応力ー圧縮歪曲線となる。しかし，採上方向が異ある。これらの強度特性が確認できれば，上述の土粒子なると，この曲線の変化の様相も大きく異なる。すなわ平均（垂直） q u＝0 ．3 3 9 k g f ／C m 2 E5 0＝0 ．0 6 6 〉＝8 9 ．3 4 Ⅹ （垂直） q u ＝0 ． 3 7 5 k が／c m2 E 5 田＝0 ． 0 7 4 k が／c 耶2 8 ．1 0 U ＝8 6 ． 66 ％てここニ ○ ◎○ （垂直） ○ q ◎ u ニ0 ．3 2 8 k g f ／ c m 2 Eち 8＝0 ．0 6 8 k g f ／川 2 ◎ 〉＝9 3 ．0 4 ％ ●● ● J ∼ （垂直）ヽ q ㊥ ● ㊥ ● ● f ／c 帆2 k 昌f ／c M 2 U ＝8 8 ．3 1％砂 ● ○ u ＝0 ．3 2 0 k g E 5 8 ＝0 ．0 5 5 ⑳ ⑩ （水平）︵N ▲0＼忘吉 q ●。リ＝0 ．2 3 2 k g f ／ c ¶ 2 Esl租．㈹ Okgf／c12 ／T U ＝9 0 ．0 2％ ○ ○ ○ ● b 0 0 0 0 （水平） 0 0 0 q u ＝0 ．2 0 3 k g f ／… 2 E 5 8 ニ0 ○ 0○ 0 0 0 0 0 0 0 平均（水平）／ J 0 ．0 3 3 k g f ／ c M 2 V ＝9 0 ．0 3 ％・一軒一旬一‘ ℡ 0 ／／ ♂ 0 ．05 0 噌釘／／ね︵︺申塙／カ0 。 ○ 耳均深世 ○ 注） 0 0 q u ＝0 0 0 （水平） q u ＝0 ．1 7 8 k g f ／c ポ．2 0 3 k 名f ／c h 2 E 5 8 ＝0 ．0 3 2 k g f ／c M 2 E s 白＝0 ． 0 3 【I U ＝9 0 ．7 6 ‡ U ＝9 2 ．2 4 ％ W ：含水比（％） q u ：一軸圧縮強きk gf ／ cm 2 E5￠：変形係数で、 q u ／ 2の点と原点を結ぶ直線の傾き ◎ 1 2 8 1 5 8 7 8 9 庄輔歪（％）図−5 圧縮応力ー歪曲線（安来地区 N o ． 30庫腸， 1989 年 3 月） F ig ．5 T h e c o m p r e ss io n s tre s s−S tra in c u r v e （N o・3 0 10 t in th e Y a su g i d is tric t ：S a m p lin g in M a rc h o f th e y e a r 19 8 9 ） 2 0 石川・河野・足立：中海干拓地土の収縮挙動についてち，堆横面に対して垂直方向に採土した供試土の場合は，平方向に向けて配向しているために，面を掛こして水平測定が開始されると，圧縮歪の増大に伴って圧縮応力は方向に割れ易いので，柱状構造内に二次キレツが強く発明瞭なピークを示す。一方，堆積面に対して水平方向の達して，角塊状構造も円滑に生成される。これらの土壌ものほ，圧縮歪の増大に伴って圧縮応力は明瞭とほ言い構造の生成を円滑にする特性は，さらに強い乾燥の進行難いピークを示し，それ以後は極めて緩やかに低下する。と湿潤との繰り返しでもたらされる亜角塊状，粒状およ垂直方向の強度は水平方向のものよりも明瞭に大きい。び屑粒状の構造の生成も円滑にする。これらのことは，正に膨潤性の低い板状の土粒子が配向構造を取っていることを反映する結果である。これらのことは 2 ：1 型の板状の粘土鉱物で，しかも粘土鉱物問の間隙だけでなく，粘土鉱物内部の層間にもしたがって，中海干拓地土，特に下層土のヘドロ土層多量の水を保持して，面に垂直な方向に極めて大きな膨でほ，収縮開始時点から含水比の低下とともに，水平方潤を示すモソモリp ナイトを主体とする八郎潟干拓地土向の収縮量が垂直方向のものに比して大きいという異方の場合と比較するとさらに判然とする。なお，モソモリ性がみられることが当然といえる。ロナイトは，層間にナトリウムイオンを多く含むものでは，原体積の 8 ∼ 1 0 倍にも自由膨潤する 12）といわれて 3 ．収縮挙動から見た土壌構造の生成特性土壌構造の生成を促す主要因は土のキレツの発達であり，土のキレツの発達は土の乾燥に伴う収縮によってもいるが，八郎潟が海跡湖であったことからみて，八郎潟干拓地土には，ナトリウムイオンが多く含まれていて，そのような膨潤性の大きなモンキリロナイトが多く存在たらされる。そこで，中海干拓地土の持つ収縮挙動がこしていると考えられる。実際，干陸後 9 年を経た八郎潟の土の土壌構造の生成にどう影響しているかをここでは干拓地土の深さ 10 0 c m および深さ 4 0 ∼ 5 0 c m より採取し論議する。た不撹乱土供試体についての江崎ら13）の収縮測定の結中海干拓地土の土壌構造の生成ほ次のようであることが，既に論述されている。2 ）干陸間もないペースト状態果によれば，両供試体とも干陸後 9 年を経てもいまだに垂直方向および水平方向の収縮量がともに大きく，しかのヘドロ層の表面に，まず，乾燥に伴う上の収縮によっも垂直方向の収縮量が水平のものよりも大きい。したがて垂直方向のキレツ，すなわち一次キレツが発達する。って，八郎潟干拓地土では，土被り圧密を受けてモソモ次いで，このキレツを通して下層への乾燥の進行とそれリロナイトが堆積面に対して水平方向に面を向けて配向に伴う土の収縮による一次キレツの下層への発達とがもしていても，面に垂直な方向，すなわち土層の垂直方向たらされ，柱状構造が生成される。さらに乾燥が進行しへの大きな膨潤のために，中海干拓地土よりも，乾燥にて土が収縮し，柱状構造内に水平方向のキレツ，すなわ伴う土の収縮による一次および二次キレツの下層方向へち二次キレツが発達して，角塊状構造が生成される。この発達が遅く，そのために各種の土壌構造の生成も遅れの角塊状構造がより一層の乾燥と湿潤との繰り返しを受ることになる。け，土の収縮とスレーキソグの発生などとに伴う二次キそこで，中海干拓地土および八郎潟干拓地土の深さ方レツがその構造内に強度に発達して，亜角塊状構造が生向の土壌構造の生成特性を地下水位との関係で取りまと成される。さらに強度の乾燥との湿潤との繰り返しに伴めてみたのが図 − 6 である。干陸年数を経るに従って土う土の収縮とスレーキソグの発生などとが粒状構造や屑粒状構造の生成をもたらす。の乾燥が進行するが，それを支配する要田は年々の気象状況と地下水位状況である。特に，地下水位低下が土のさて，このような土壌構造の生成過程においては，中乾燥の進行に果たす役割は大きい。これがために，各種海干拓地土のように異方性の高い収縮挙動を持つ土であの排水促進工法が試みられるのである。したがって，図ると，各土壌構造の生成がきわめて円滑に進行するとい − 6 の地下水位は土の乾燥状況の指標という意味を持える。すなわち，垂直方向の収縮量が小さく，水平方向つ。なお，図 − 6 の中海干拓地土の深さ方向の土壌構造のものが大きいということは，乾燥の進行に伴って土層の生成特性は筆者ら 2）の 4 年間の，八郎潟干拓地土のに水平方向の引っ張りが強く生じ，多数の一次キレツをものは金子 14）の 3 年間の詳密な土壌断面調査結果からもたらして，柱状構造の生成を円滑にする。また，乾燥作成した。がさらに進行すると，板状の土粒子間の垂直方向の面と図一 6 に示される通り，地下水位の低下とともに，各面との距離が小さいために，収縮後間もなく柱状構造内干拓地土とも下層へ向かってキレツが発達し，キレツ発の土粒子同士が接触し，垂直方向の収縮が制限されて水達探よりも浅いところでほ，上層に向かって土襲構造の平方向に破断が生じ易く，しかも板状の土粒子が面を水生成とその種類の変化がもたらされている。しかし，地 21 土壌の物理性第 62号（1991）地土下水膚深位 20 ・ ∼3 0 c m 中さ 3 0 一｝4 0 c m 海 1 ）ノ＼雌潟 2 ）！■■ 油 4 0 一−5 0 c IH ／＼ガ串沖 50 ・ −6 0 c m 八郎潟中瀬八郎潟 6 中八郎潟ら凡例，一（土壌練達の光速程度）粒状 5 15 塊状 20 空0 25 旦5 aO 海 13 15 接凹 6 0 c 折以探 a 1空 ‖ 15 中 2 8 10 空0 中 8ロ己ま 82 32 川辛 32 10 当無り柱状￥ 14 りし川 la I8 り lT 川的 53 芋 5丘 55 カベ状 58 辛 6D 80 ♀ 65 享 8了可川キレツ記未処理暗渠区 3）事未処理区 30 m 区 5 ）処理区4）暗渠＋未処理区明菜 3 0 I【区 6 ）暗渠＋明渠処理区明渠旦地下水面 1 5 1【区 30 m 区 1 ）：中油干拓地のものは文献 2）より、八邸溝干拓地のものは文献 14 ）より作成． 4 ）：水切り構（断面；上嶋・ 1 伽、底暗 0 ．2 椚、深き 0 ．7 ）を 5 相同隅に施エした区， 2 ）：八郎潟干拓地の地下水位 30 ∼ 4 0 c 山ま鞍当するものなし・ 5 ）：暗渠を嘆き 0・6 0 ∼ 0・7 5 肝に埋設した区・ 3 ）：吃漁処理を施していない区． 8 ）：暗渠と明菜（半円断面；上帽 1・2 8日、深さ 0 ．7 0 け）を 15 m 間柵に交互に施工した区．明渠 1 5H ほ 6 ）の明菜と同様．図− 6 F ig ．6 中海および八郎潟干拓地土の地下水位と深さ方向の土壌構造の生成状態との関係 T h e r e la tio n b e tw e e n th e g r o u n d w a te r le v el a n d th e fo rm in g c o n d itio n o f so il stru c tu re in th e so il p ro file o f th e N a k a u m i a n d th e H a ch ir o g a ta re c la im e d la n d 下水位がほぼ同一という場合にほ，中海干拓地土のキレ狭められて，土粒子間の水平方向の距離，すなわち土ツ発達深および土壌構造の生成深は八郎潟干拓上のもの粒子の端部と端部との間の距離が土粒子間の垂直距離よりも明らかに深い。特に，地下水位が深さ 2 0 ∼ 4 0 c m のものよりも相当に大きくなっていることに起因しての時に見られるように，中海干拓地土では塊状（角塊状，いると推察された。亜角塊状）構造の生成が速い。これらのことは上述した 3 ．この土の配向構造は，この土の堆横面に垂直な方向両干拓地土の収縮挙動の差異に基づくものであるといえの圧縮応力が大きく，それに水平な方向のものが小さる。いという一軸圧縮（セン断強度）試験の結果によっても明瞭であった。 Ⅴ．おわりに 4 ．この土では，土の収縮挙動における異方性に起因して，膨潤性の極めて高い板状のモソモリロナイトを主本研究においては，土性が L iC ないし S iC で，強粘質に含有する八郎潟干拓地土よりも，一次キレツの発生の中海干拓土の収縮挙動とそれが土壌構造の生成に果すが多く，二次キレツの発達が容易で，そのことによっ役割とについて検討した。得られた主要な結論は次の通て柱状構造および角塊状構造の生成が円滑であると推りである。 1 ．中海干拓地土，特にその下層土であるヘドロ土層ほ，察された。最後に本研究を進めるに当たり，中海干拓地区内農地乾燥の進行に伴う収縮挙動において，この土の堆横面整備研究委貞会（委員長に垂直な方向の収縮量が小さくて，それに水平な方向授）の各位には貴重な教示を賜り，また，中海干拓事務岡山大学農学部長堀金道教のものが垂直なものよりも，かなり大きく推移すると所の関係各位には現地調査に多大なご援助とご協力とをいう異方性を示した。戴いた。記して深謝の意を表します。 2 ．この土の収縮挙動における異方性は，土被り圧による正規圧密によって，膨潤性の低い板状の土粒子が面引用文献を水平に向けて配向させられ，しかも土粒子間の垂直方向の距離，すなわち土粒子の面と面との問の距離が 1 ）理科年表：天文台編，丸善（株），p p ． 6 66 （1 99 0 ） 22 石川・河野・足立：中海干拓地土の収縮挙動について 2 ）石川重雄・竹中肇・足立忠司・江崎型の変遷，岡山県農業試験場臨時報告・ 5 9 ，p p ．18 8 ∼ 要・堤 2 17 聴・河野英一：干陸後のヘドロ地盤の乾燥過程について（1 9 6 1 ） 8 ）佐藤晃一：重粘土の物理特性に関する研究一粘土の収一中海干拓地の農地整備に関する研究（ Ⅰ） ≠ ，農土論縮挙動について（ Ⅰ）− ，農土論集．24 ，p p ． 3 1 ∼ 3 6（19 6 8 ）集・ 1 10 ，p p ．10 9 ∼ 12 3 （1 9 B4 ） 3 ）高田秀夫：中海底土および干拓地土壌の理化学的性質 9 ）河野英一水田作土の収縮挙動からみた工学的性質に関する研究，農土論集．8 1 ，p p ．1 ∼ 8 （1 97 9 ）について，環境科学研究報告 B 16 − R 12 −1 4 ，p p ．8 4 ∼ 1 0 ）河野英一締固め土の収縮挙動とそれに伴うキ裂の発 1 0 3 （1 9 7 8 ）連について，展土論集．9 2 ， p p ．8 ∼ 15 （19 8 1 ） 4 ）金子淳一：八郎潟干拓地ヘドロにおける機械化適応性の向上と耕地化過程に関する研究，秋田県農業試験場報 1 1） R ． N ．ヤング・ B ． P ．ワーケンチン著（山内豊聡・竹中輩・東山告，p p ．70 ∼ 78 （19 7 7 ）勇・前田隆）：新編土質工学の基礎，鹿島出版会，p p ． 4 0 ∼ 4 5 （1 97 8 ） 5 ）米田茂男＊本邦干拓地土額の生成論的ならびに立地学的研究，岡山大学農学部土壌肥料学教室報告 t 8 ，p p ． 1 2 ）土質工学会：粘土の不思議，入門シリーズ． 12 ，p p ． 74 ∼ 76 （19 8 6 ） 3 6 ∼ 3 8 （1 9 64 ） 6 ）長堀金造・佐藤晃一・萩野芳彦：笠岡湾干拓予定地ヘ 1 3 ）江崎要・竹中聾・駒村正治：乾燥および湿潤過程におけるヒステリシス現象について −八郎潟のホ場乾燥ドロ（海底粘土）の基礎的な性質について，農土誌． 42 に関する研究（Ⅵ ） − ，農土論集．53 ，p p ． 3 9 ∼ 4 7 （ 19 74 ）（1 1），p p ．3 1 ∼ 3 6 （1 9 74 ） 1 4 ）前掲 3 ），p p ．10 6 ∼ 10 8 7 ）久保田収治：干拓地土壌の特性と干拓後における土壌 S u m m a「y T h is s tu d y in v e stig a te d th e s h rin k a g e b e h a v io r o f str o n g ly c la y ey so il w ith a nd t h e T he p a r t i t r e s u l t s p l a y e d i n o b t a i n e d t h e f o r m a t i o n w e r e a s t b e a n i s o t r o p y so il ch a n g e d little ；th e th a t o f t h e 2 ． It w a s p la te lik e t h a t c h a n g e i n t h e s u p p o s e d t h a t s o i l p a r t i c l e s t h e t h e w i t b ones 3 ．T be n c a u s e d b y t h e b e t w e e n c o v e r l n g S O il t h e i r o r i e n t i n g p r e s s u r e o f t h e l o w o f t h e v e r t i c a l d t h e s h r i n k a g e h o r i z o n t a l d i r e c b e h a v i o r a n i s o t r o p y l n ； a n d c o n s e q u e n t h e s w e l l i n g t ly th e d g e s ， b e c o m e s t r u c t u r e o f t m u d d y s e d i m e n t f o r m i n g t h e e h o r iz o n t a l b e i n g o n e s b e t w s o i l w a s s o i l d u e e n b e h a h o r i z o n t a l l y th r a t h e r l a r g e r t h i s o f s h r i n k a g e th e p la te lik e so il p a rtic le s ，i ・e・，th e d ist a n c e s b etw e en th e ir fla t fa c e s ，b e in g sh o rte n e d u n d e r th e n o m s o l id a t io o f L i s o i l s t m c t u r e i n s h r i n k a g e l e n g t h s h r i n k a g e l e n g t h v e r t i c a l o n e i n o f s o i l t e x t u r e f o l l o w s ： 1 ． T h e s tro n g ly clay e y s o il in th e N a k a u m i re c la m a tio n ，eS p e C ia lly th e sh o w e d t h e a l s o e m al c o n − ， i ・e t b a n リ th e t h e v e r t c l a r i f i e d b y T h e c o m p r es sio n s tr e ss o f th e v er tic al d ir e ctio n to th e d e p o s itio n a l su rfa c e o f th is so il w a s la r g e a n d th at o f tb e l10 rizo n ta l o n e 4 ・ It w a s su p p o s e d t o i t w a s s m a l l ． t h a t i n t h i s s o i l ， b e c a u s e o f t h e a n i s o t r o p y i n i t s s prim ary cracks w as g re ater，th e dev elop m en t of secon dary crack s easier，and con seq u en tly th e form ation of th e p r is m a tic a n d a n g n lar b lo c k y s tm c tu re w a s s m o o th er th a n th at in th e so il c o n s is tin g m a in ly o f p la te lik e m o n tm o rillo n ite s w i t b a h i g h s w e 1 1 i n g （S o il P h y s ． f r o m C o n d ． P la n t t l l e H a c h i r o h g a t a G r o w t h ， J p n リ 6 2 ， 1 3 − 2 2 ， 1 9 9 1 ） r e c l a