山地小流域源頭部の表層土における流出特性と土壌水分変動について : 滋賀県東南部の風化花崗岩山地における観測例

Abstract

山地小流域源頭部の表層土における雨水移動の過程を明らかにすることを目的として, 滋賀県東南部の風化花崗岩山地にある桐生試験地内の源頭部に試験流域を設定し, 水文観測を行った。その結果, 得られた知見を要約すると以下の通りである。1. 試験流域における平均表層土厚は, ヒノキ沢右俣 : 57. 5cm, 同左俣 : 53. 6cmである。桐生試験地における表層土の間隙率は0. 55であるので, 表層土の最大保水容量は, 右俣 : 316. 3mm, 左俣 : 295. 1mmである。また桐生試験地の平均表層土厚, 最大保水容量はそれぞれ61. 0cm, 335. 5mmである。また, 表層土厚の頻度分布は, 対数正規分布と見ることができる。2. 右俣, 左俣における表層土厚分布の違いが, 流出特性に影響している。右俣は, 谷底部の表層土が薄いため, 表層土内に飽和水深が発生, あるいは増加し, 特に表層土厚が20個以下の下流部では, 飽和水面が土壌表面に達することにより, 表面流の発生が見られる。一方, 左俣は, 谷底部の表層土が厚いため, 降雨は貯留量の増加に消費され, 飽和水深の発生は, 降雨強度, あるいは総降雨量が特に大きい場合に限られる。通常の水分移動は, 不飽和状態での流動が支配的である。3. 左俣において, 圧力水頭の測定によって表層土内の水分貯留量を算定した。観測期間内の流域平均貯留量の最小値は, 59. 4mm, 飽和度0. 20, 最大値は185. 4mm, 0. 63であった。4. 左俣の流量と左俣下端部 (T-1) における貯留量との間には, 明確な対応が見られ次式により表わされた。Q=8. 76×S_T1_7. 4 Q : 流量 (mm/hr), S_T1 : 流域下端 (T-1) における貯留量 (飽和度) 左俣の流量と流域平均貯留量との間には, 5 - 10日間の無降雨による減水期間について検討したところ, 各減水期間毎に, Q=a×S_b Q : 流量 (mm/hr), S : 流域平均貯留量 (飽和度), a, b : パラメーター で表される対応関係が見られた。しかしながら, 流域平均貯留量が等しくとも減水期間毎に流量は異なっている。この原因としては, 流域平均貯留量が等しくても, 流域内の水分分布, 特に流域下端部における貯留量が異なることが考えられる。

The observation of hydrological conditions was carried out to examine flow process in topsoil in headwaters of a mountain small catchment, Kiryu (5.99ha), consisted of weathered granite, at the south-east of Shiga prefecture. The main two experimental catchments, Hinokizawa-migimata (HR: 0.24ha) and Hinokizawa-hidarimata (HL: 0.065ha) compose of headwaters of one of the subbasins in Kiryu, Hinokizawa (HH: 0.40ha). The following are new interpretations obtained from the observations: (1) The average thickness of topsoil is 57.5cm in HR, 53.6cm in HL and 61.0cm in Kiryu. As the avergge of the porosity of topsoil is 0.55, the maximum water holding capacity in each catchment expressed by water depth is 316.3mm in HR, 295.1mm in HL and 335.5mm in Kiryu. The distributions of thickness of topsoil in each catchment show logarismic normal distribution. (2) The difference of runoff characteristics between HR and HL was caused by the difference of the horizontal distribution of topsoil. In HR, as the valley floor is covered with thin topsoil, saturated zone in topsoil was formed rapidly at storm events. At the parts where this water table reached ground surface, overlandflow was generated. The runoff from HR was mainly formed by saturated throughflow and overlandflow. In HL, as the valley floor is covered with thickish topsoil, the generations of saturated zone in topsoil were rarely occured. The runoff from HL was mainly formed by unsaturated throughflow. (3) The storage in topsoil of HL was estimated by measuring pressure head and soil sampling. In the observation period, the maximum value of the storage of HL was 185.4mm (saturation: 0.63), the minimum was 59.4mm (0.20). (4) The discharge from topsoil in HL was not clearly related to the average of the storage in HL, but clearly related to the value of the strage at the lowest tensiometer site of the catchment (T-1). This relationship is written by the following: [Figure omitted] where Q is the discharge (mm/hr) and ST1 is the value of saturation at the lowest tensiometer site (T-1).