湖の堆積物

湖には、北海道の摩周湖や富士山の北にある本栖湖のように流れこんだり流れ出したりする川がないものもありますがふつうは湖に流れこんだり流れだしたりする川がみられます。

このよう湖には、流れこむ川が泥や砂を運んできて、湖の底に堆積します。
そのため、湖はだんだん浅くなり、大きさもせばめられていきます。

またそれに伴って、湖の中央部まで水草が生えるようになり、湖は沼になります。

沼は、さらに尾瀬ヶ原のような湿原になり、ついには、草原になってしまいます。

現在、各地につくられている人工湖もやがては土砂でうめられて、なくなってしまうわけです。

湖は、このように、できてからしだいに変化し、ついには消えてしまいます。
これはちょうど、人間がうまれてから死ぬまでの一生にたとえられます。

この湖の一生は平地にできた浅い湖ほど早く終わります。

湖の跡

むかしの湖の跡に、湖の堆積物が地層になってみられることがあります。
この地層を湖西成層といいまがすが、湖成層には加瀬がふくまれていることがあります。

栃木県の塩原温泉にでる「木の葉石」は、むかしの湖の中にまわりの植物の葉が沈んでで、化石になったものです。

また湖成層にはダイナマイトの原料になる二酸化ケイ素をふくむケイソウ土のあることがあります。

これは顕微鏡でみなければわからないほど小さいケイソウの死骸が湖の底にたくさん堆積してできた土です。

このほか北海道などの寒い地方でよくみられる泥炭層は浅い湖にできた植物の堆積層の1つです。

湖の性質

湖水の表面は、太陽の熱であたためられるので、気温と同じように変化します。
夏と冬、昼と夜によって、あたたかくなったり、冷たくなったりしますが気温ほどの差はありません。

また、深くなるにしたがって、その変化はますます小さくなります。

日本の湖で、冬になって表面が凍るのは、群馬県や長野県よりもほぼ北の地方です。
しかし、湖が深くて大きいと、寒い地方でもなかなか凍りません。

十和田湖・田沢湖・洞爺湖・支笏湖などは寒い地方にありますが、ほとんど凍りません。

湖の色

日本の観光地には、よく湖がありますが水がすんでいて空の青さや周りの木立をうつし、美しいものがたくさんあります。

しかし、湖水の色というのは空の色やまわりの風景に左右されない水の色のことをいいます。

水の色を調べるには水色標準液を使います。
これは1号から11号まで標準の色が決めてあり、湖水の色をこれとくらべます。

標準液の色は、1号が藍色で、番号が増えるごとに緑色から黄色になります。
ふつう山地にある深い湖は3号から4号で、平地にある湖は9号から11号です。

湖の水は、ふつう透き通っていれば、美しい青色に見えます。
日光の7色のうち青みがかった光だけが、反射されて見えるからです。

しかし湖によっては、特別な色をしているものがあります。

たとえば、火山地方の湖は、硫黄のために乳白色ににごっていることがありますし水の中に、いろいろな物質が溶けていたり、プランクトンが多くいたりすると色が違ってきます。

平地にある湖で黄緑色にどんより見えるのはたいていプランクトンのためです。

湖の透明度

水がどのくらい透き通っているかを、水の透明度と言います。

これを調べるには、透明度板という直径25～30センチの白い円盤を使います。

この円盤を水の中に沈め、ちょうど見えなくなった深さをメートルであらわし透明度何メートルといいます。

平地にある湖は、透明度が小さいのがふつうです。
これは、にごった川の水が流れこんだりするためです。

山地にある深い湖は、透明度の大きいものが多く日本には透明度20メートル以上の湖がたくさんあります。
北海道の摩周湖は、1931年に測ったときには透明度41.6メートルで、世界第一でした。

淡水湖と塩水湖

海にごく近くて、海水の入り込む湖は、海と同じように水が塩辛くなっています。

このような湖を塩水湖または、かん水湖といいます。
これにたいして、ふつうの真水の湖を淡水湖といいます。

また、塩水湖と淡水湖の中間の湖、つまり海水にくらべて塩分のうすい湖を汽水湖といいます。

海岸からはなれて海水と関係のない湖にも塩水湖があります。
これは、雨が少なくて蒸発のさかんな地方にある湖です。

日本には、これの例はありませんが、大陸には、これの大きな湖もあります。

イスラエルとヨルダンの国境にある死海という湖は、海からははなれていますが非常に塩分が濃く、魚も住めないということから、この名前がついたほどです。

また、北アメリカのコロラド高原にあるグレートソール湖（大きな塩水湖という意味）は、名前の通りの大塩水湖です。

アジア大陸の内部には、塩水湖の水が蒸発してしまい湖水に溶けていた塩化ナトリウム（食塩）や炭酸ナトリウムなどが堆積しているものもあります。

そのほか湖のなかには、酸性が強かったり硫化水素をふくんでいたりして、生物の住めないものもあります。

火山に関係のある湖

カルデラ湖

カルデラに水がたまったもので、日本にはたくさんあります。
北海道の洞爺湖・支笏湖・司寒湖・屈斜路湖・摩周湖、東北地方の十和田湖・田沢湖・渚苗代湖、鹿兄島県の池田湖などが代表的なものです。

形は、まるみを帯びていて、たいてい深く水もすんでいます。

火口湖・火口原湖

火山の噴火口や火口原に水がたまったものです。

火口湖には、蔵王山のお釜（宮城県）や白根山の湯釜（群馬県）霧島火山帯にある大浪池（鹿児島）などがあり、ほとんどまるい形をしています。

火口原湖は、二重式火山や三重式火山の外輪山と中央火口丘のあいだの火口原にみずがたまったものです。

箱根山の芦ノ湖はその代表的なものです。

マール

マールは、溶岩を噴出したかった火口だけの火山です。
ふつうはまるい形の湖になっていることが多いのです。

秋田県の男鹿半島の一の目潟、二の目潟、三の目潟がその例です。

火山せき止め湖

火山の噴火のときの溶岩で、川や谷がせきとめられ、湖ができることがあります。
富士山の北にある富士山の北にある富士五湖や、日光の湯ノ湖がその例です。

日光の中禅寺湖は、もとの湖が男体山の溶岩で湖水の出口をふさがれさらに大きく深くなったものと思われます。

吹き島圏の裏磐梯にある檜原湖・小野川湖・秋元湖は1888年に磐梯山に土や砂が川をせきとめてつくった湖です。

火山に関係のない湖

断層湖

断層によって落ち込んだところに水がたまってできた湖です。
琵琶湖（滋賀県）・諏訪湖（長野県）などは、このようにしてできました。

シベリアのバイカル湖、アフリカのニアッサ湖・タンガニーカ湖など細長くて深い湖は、両側が断層でおちてできた。

地溝にできたもので、やはり断層湖に入ります。

せきとめ湖

火山に関係なくできたせきとめ湖があります。
地震や大雨のときの山崩れなどで、水がせきとめられたものです。

神奈川県の震生湖は、1923年の関東地震のときにこのようにしてできた湖です。

また、川の本流がたくさんの土砂を押し流し支流の出口をせきとめて湖をつくることがあります。

これもせきとめ湖で千葉県の印旛沼・手賀沼は利根川の支流がせきとめられたものです。

三日月湖

川が自由に曲がりくねって流れているところでは流水のはたらきで川の一部がきられて、川の流れ道がかおることがあります。

そして、まえに川であった曲がった部分が三日月形の湖になって残ります。

北海道の石狩川に沿って、このような三日月湖がたくさんみられます。

潟湖（ラグーン）

海岸にそって流れる潮流によって砂浜が細長く伸びていき、海の一部をとじこめてできた湖です。

秋田県の八郎潟や北海道のサロマ湖は、このようにしてできた湖です。
潟湖はわりあいに浅い湖で、いまでも塩分をふくんでいるものが少なくありません。

氷食湖

氷河が流れて土地を削った低いところに、水がたまってできた湖です。

ヨーロッパ北部や北アメリカ北部に多くみられますが氷河が広く発達しなかった日本にはみられません。

人工湖

川や丘陵の一部をせきとめて、人工的につくられた湖です。
最近、電源開発や洪水調節のために、山奥にダムがつくられたくさんの人工湖ができました。

東京都の水道のためにつくられた、奥多摩湖や狭山湖・多摩湖なども人工湖です。

湖と沼

土地の低いところや、大きなくぼみに、水がたまっているのが湖です。
海岸や平野にあるものもあれば山の中にあるものもあります。

湖に、荒波の押し寄せる海と違って、ふつうは、静かに水をたたえています。
岸は、絶壁になっている場合もありますが、多くの場合なだらかで岸のところまで草木がはえています。

また、岸辺にはヨシなどの水草が、はえていることもあります。

このような水草が、岸ばかりでなく、湖の中央部まではえているのは湖の底が浅いからで、沼と言います。

沼は、平野ばかりでなく、山の中にあることもあります。
もっと底が浅く、一面に水草がはえていて沼沢地といったほうがよいものもあります。

しかし、沼も沼沢地も、広い意味で湖に入れて考えてよいのです。

湖の名前で、八郎潟や霞ヶ浦のように潟や浦のついているものがありますがこれらは、ほとんど、海の一部が湖となったものでいまでも、塩分の残っているものがあります。

また、池とよばれるのは、人間がつくった小さなものですが。
まれには、北アルプスの上高地にある大正池のように自然のつくった湖のこともあります。

同じ人工的なものでも、貯水池の大きなものは、湖と言っています。

湖の大きさ

湖には、小さいものから非常に大きいものまで、さまざまです。
日本でいちばん大きいのは琵琶湖で、その面積は674.4平方キロあります。

世界でもっとも大きいのは、アジアとヨーロッパにまたがっているカスピ海（裏海）で面積は日本の総面積より広く、44万平方キロもあります。

この湖は塩水湖ですが淡水湖でもっとも大きいのは、北アメリカのスペリオル湖です。
ここには、スペリオル・ミシガン・ヒューロン・エリー・オンタリオの5つを合わせた面積は、約25万平方キロになります。

湖の形と深さ

湖の形と深さは大きさと同じようにさまざまですが湖のできかたにも関係があります。
山地の谷間にできた湖は小さい谷のあいだにも湖水が広がるため、複雑な形になります。

火山の噴火口などにできたものは、まるみを帯びた形の湖が多く岸からすぐ深くなるのがふつうです。
また海に近い湖には、あまり深いものはありません。

日本でいちばん深い湖は秋田県の田沢湖で深さ425メートルです。
この湖の水面は、海面から250メー卜ルの高さにありますから湖の底は海面よりずっと低いことになります。

世界でいちばん深い湖は、シベリアにあるバイカル湖で、深さは1523メートルです。

この湖の底は、海面下1000メートル以上にもなります。

海底地すべり

大陸棚といわれる、陸地に近い浅い海底には、ところどころに陸上の谷と同じような海氏の谷が刻みこまれています。

海流などによって、この谷の両側の斜面や上流に堆積した土砂がその重み、あるいは津波や地震などをきっかけにしてとつぜんすべりだすことがあります。

そして、谷底に沿って深海まで流れ下ります。これが海底地すべりです。

この地すべりのなかには、土砂をまきあげたり、ときにはれきもふくんで、長距離を流れ下るものもあります。

これを、とくに乱泥流といっています。

海底地すべりは、大陸棚の上だけでなく大陸棚の先の傾斜の大きい大陸斜面でも、ときどき起こっているようです。

海底風化

海底でも風化がおこなわれています。

たとえば海底には、炭酸マンガンや二酸化マンガンのかたまりが分布していることがあります。

これは海水中にごく少量ふくまれている成分がとりだされてかたまったものだと考えられています。
このほかにも、海水中からとりだされたと思われる鉱物が海底にあることがあります。

これらは海底の風化作用によってできたものと考えられます。

海岸での海水のはたらき

海岸は、大きくわけて、岩石海岸と砂浜海岸および内湾の泥の多い干潟をもつ海岸とに分類することができます。

このうち岩石河岸は、ふつう浸食作用が進んでいることが多いようです。

海水の浸食作用

海岸に打ち寄せる磯波は、少しずつ岸を破壊してその岩くずを少しずつ沖合に運びます。
岩石海岸では、このようにして岸が削りとられ、海食崖がつくられます。

ときには、がけの下の部分だけがえぐられて、海食どうができることもあります。

しかし、海食崖の前面の海底は、浅く削りとられるだけなので、海食台ができます。これは、わりあい平らな浅い海底の台地です。

伊豆半島や房総半烏には、代表的な海食崖がみられます。

砂浜喬岸でも付近の川の上流にダムなどがつくられる川口まで運ばれてくる土砂の量が減ると、湾岸の浸食が起こります。

そのため海岸線が陸のほうに入りこんできます。

海水の堆積作用

川から運ばれてきた土砂は、流れが遅くなる川口に堆積して三角州をつくりますが海水も同じような堆積作用をおこないます。

岩石海岸では、波の浸食作用で削りとられた堆積物で海食台の上のくぼみを埋めることがあります。

また砂浜海岸では、波が海底の土砂を少しずつ沖合に運んで堆積し海岸線近くの海底に丘をつくります。

この丘がしだいに大きくなると海面上にあらわれて海岸線に平行した細長い砂州になります。

これを沿岸州とよんでいます。

この砂州と、もとの砂浜とのあいだには、潟湖ができることがあります。

砂浜

大きい川口では、長い砂浜がみられます。
これは、川から運ばれてきた土砂が海岸に沿って運ばれ長い距離にわたって堆積したものです。

泥は川口から流れにのって沖合に運びさられてしまうので、海岸には残っていません。

波は、風の方向などに影響されて海岸にななめにあたることがあります。
このとき、海水は波の進行方向に少しずつすすむため、海岸線に沿って流れます。

この流れを沿汀流といいます。

川口から吐き出される砂は、この沿汀流にのって海岸沿いに運ばれ長い砂浜をつくるのです。

波は海岸にたいして、右からも左からもななめにあたるのでふつう川口の両側に砂浜ができます。

また砂浜の砂は風で陸上に運ばれて、沿岸砂丘をつくることがあります。

砂嘴

海岸から沖合にむかって、鳥のくちばしのような形をした砂れきのはまが見られることがあります。

これを砂嘴と言います。

砂嘴は、海岸沿いに、わりあいに強い流れがあって海岸がかぎの手に曲がっているところによくできます。

このようなところでは、川から運びだされた砂や波で海食崖から削られた砂れきなどが強い流れにのって海岸沿いに運ばれ海岸線が急に陸側へ入りこんでいるところへきてもまえの勢いのために曲がらずに進みます。

しかし、ここで流れが弱くなるために、砂れきは堆積して、砂嘴をつくります。砂嘴は、川口にできることもあります。

運ばれてくる砂れきの量は、季節的に変化したり、年によって差があります。

そのため砂嘴の形は始終変化しているのがふつうです。北海道の野付崎は、そのよい例です。

海岸のすぐ沖に島があると、島と海岸とのあいだの浅瀬に砂がたまって海岸と島をつないでしまうことがあります。

これも砂嘴の一種です。
神奈川県の江ノ島や干葉県の富津洲などはその例です。

砂州

砂嘴が伸びきって湾の入口をふさぎ、その先が向かい側の陸地に接続したものまたはほとんど接続しかけているものを砂州といいます。

砂州には、このようにしてできる湾口砂州と海水の堆積作用によってつくられる沿岸砂州との2つがあります。

日本三景として有名な、京都府の天ノ橋立は代表的な湾口砂州の例です。
ふつう砂州の内側は潟湖になっています。

これを流水の淘汰作用といいます。

流水の淘汰作用は、れき・砂・泥がそれぞれ沈降速度（沈む速さ）や初動速度（動きだすときの流れの速さ）が違うために起こるものです。

これによって、れき・砂・泥は流水の中でわけられそれぞれ別に集まる傾向があります。

沈降速度

鉱物や岩石の粒で、直径2ミリから16分の1ミリまでのものを砂といいこれより大きいものをれき、小さいものを泥といいます。

泥は、海中を沈む速さが非常に遅いため流水があると水中にまざったまま遠くへ運ばれてしまいます。

これにくらべて、砂やれきは、水中での沈降速度が速いのでたとえ水中に吸い上げられても、すぐ底へもどってしまいます。

皮が運んできた砂が海岸の地殻に堆積し泥が沖合まで運ばれるのは、この理由によります。

また、れきは川岸に積み上げられるか川口付近まで運ばれるだけであまり遠くへは逃げられません。

初動速度

流れの速さを、0からしだいに上げていくと、川底で、まず砂が動きはじめます。
さらに速度を増すと、れきや泥が動くようになります。

このことから、水中が乱れるような流れでれきや泥を動かせないような弱い流れでも、砂は動かせる場合があることがわかります。

自然には、このような流れもしばしば起こるので、砂はれきや泥を置き去りにして短距離の移動を繰り返して進むことがあります。

潮流

海面は、ふつう1日に2回、ゆっくりともり上がり、まだ下がります。
その高さは数十センチから数メートルです。

このもりあがることを満潮、下がることを干潮といいこのような上がり下がりの減少を潮の満ち干とか潮汐と言います。

潮汐はおもに地球のまわりをまわっている月の引力によって海水が引き寄せられるために起こる現象です。

陸地にかこまれた内海と外洋とで潮汐の起こる時間がずれているときなどにその境にある海峡などで、激しい流れができることがあります。

これが潮流です。

日本では、瀬戸内海の出口の2つである鳴門梅峡のうず潮はこのような潮流の激しいものによって起こるのです。

海流

大洋の中には、その表面に川のような流れのある部分があります。この流れを海流とに言います。

海流の生じる原因にはいろいろありますが、つぎのようなことが、おもなものです。

吹送流

海面上で、偏西風や貿易風のように長い時間一定の方向にいつも吹いている風があります。

そのため、海水の表面が既に引きずられて海流を生じます。
これが風に引きずられて海流を生じます。

これを吹送流といいます。

密度流

海水は温度や塩分など、場所によって密度のことなる所があります。
このため、密度の大きいほうから小さいほうに海流を生じます。

これを密度流と言います。

傾斜流

風や陸地から流れこむ川の水などによって海面に傾斜ができます。
川の水が高いところから低いところへ流れるようにして生じる海流を傾斜流と言います。

補流

梅水がある場所から移動すると、その場所の海水が少なくなるのでこれを補うために、他の場所の海水が流れこむことがあります。

このようとして生じた海流を補流と言います。

世界の海流

海流には赤道付近を東から西に流れて大陸につきあたると北や南にそれ、中緯度で西から東にもどる暖流系と極地方から中緯度地方に流れてくる寒流系とがあります。

暖流系には、北半球では、赤道近くを西から東へ流れる赤道反流、それよりやや高緯度を東から西へ流れる北赤道河流、日本近海を北上する黒潮、アメリカ大陸の東岸を北上する湾流（メキシコ湾流）などがおもなものです。

寒流系には、アメリカの西岸を南下するカリフォルニア海流、日本近海を流れる親潮、アメリカ大陸の北部東岸を流れるラブラドル海流などがあります。

海流は、海面から深さ200～300メートルまでしか影響が及びません。
しかし、それよりも深い成層圏のところも海水は深さによってある決まった方向に流れています。

日本付近の海流

日本付近の代表的な海流には、暖流である黒潮と寒流である親潮があります。

黒潮は、北赤道海流の暖流がフィリピン諸島から台湾の東側の海域で南シナ海の沿岸水と混合してできたものです。

流れる速さは、1～4ノット（1ノットは海時1852メートル）以上、幅は和歌山沖で約150キロ、厚さは200～400メートル以上もあります。

色は濃い藍色をし、水温が高くて、塩分が多く酸素や栄養分が少ないのでプランクトンはあまりいません。

親潮は、オホーツク海から流れ出して千島列島にそって南に下り北海道の南側を通って三陸沿岸を流れる海流です。

流れる速さは0.5～1ノット、幅は北海道の納沙布岬の南方沖合では150キロ、厚さは100～200メートルあります。

色は黄緑色を帯びており、水温は低いが、酸素や栄養分が多いのでプランクトンを多くふくみます。

潮目

性質の異なる海流がぶつかって、海面にできた線を潮目といいます。

日本の三陸沖では、親潮と黒潮がぶつかって、北からの親潮は黒潮の下にもぐり海面では、その境に潮目ができます。

ここでは、さざ波かたったり、泡や漂流物が集まったりしています。
さらに養分にとんだ海水が上部へ運ばれて、プランクトンがよく繁殖するのでよい漁場となっています。

海の波

海面ではいつも波が見られます。

波は風やその他の原因で海面にゆがみができたとき、重力とかの表面張力によってこれをもとに戻そうとする力がはたらいてできます。

波は、海面を上下させながら、どこまでも進んでいきます。

みたところ波の山が進むにつれて海水も前進しているようですが海水に、円運動をしているだけです。

ある点の海水の粒を考えてみると、粒が円の最上部にきたときに波の山が通過し粒が円のいちばん下にきたときに波の谷が通過しています。

つまり、波の山と谷では、水の動きは逆に方向になっているわけです。

水の粒は、つぎつぎにその運動を、となりの水の粒に伝えます。
ですから、海水はごく限られた動きしかしていないのに波はどこまでも伝わっていくのです。

しかし水の粒も円運動をしながら、少しずつ波の進行方向に進んでいます。
これは、水に粘性（ねばり）があるからです。海で起こる波には、風浪とうねりとがあります。

風浪

その場所の風によって、直接起こされる波で波の山がとがっていて、波長（波の山と山とのあいだの距離）は5～50メ一トルぐらいで短いものです。

これよりも、波長の短い波をさざ波といいます。

うねり

遠くで起こった風浪が、はるばる伝わってきたもので波の山がまるみを帯びていて、波長は長く、50～500メートルぐらいあります。

土用波といわれるのは、はるか南方洋上にある台風によって生じたうねりをいいます。

津波

地震や海式火山の噴火などで、海底急激な地形の変化が起こると大洋全体の水がゆり動かされるような波ができます。

これが津波です。

津波は、波長が何百キロにも達する大きなものなので深さが4キ口も5キロもある大洋でも、浅い海と同じような動きかたをします。

そして太平洋を10時間前後で伝わるほどの速さで進みます。

津波は沖合では海面を20～30センチぐらい高めるだけですが岸につきあたると大きくもり上がります。

これは、津波の波長が長いため動かしている海水の量が大きいからです。

とくに、東北地方の三陸海岸のように沖にむかってラッパ状に開いた湾の多いところでは、湾の奥になるにつれて波がしだいに高くなるので、大きな被害をうけることがあります。

海水の塩分

海水1キログラム中には約35グラムの塩分がふくまれています。

塩分の大部分をしめるのは塩化ナトリウム（食塩）で、これが海水の塩辛い原因です。
このほか、塩化マグネシウム・硫酸マグネシウムなどがふくまれています。

海水の中には塩類のほかに、有機物や非常に少しではありますが金属などもふくまれています。

金も入っていますが、取り出す費用のほうが得られた金の値段よりも高くなるために、まだ利用されていません。

塩類は、これにくらべると多いので取り出して調味料や工業原料として利用されています。

最近、海水にふくまれているウランを取り出して原子燃料に使おうとする実験が試みられています。

しかし、ふくまれている量が非常に少ないので、また実用化はされていません。

海水の温度

潜水の温度は、場所や季節によって違うだけでなく、深さによって違います。

海に降り注ぐ太陽の熱は、一部は海面で反射されますが、残りは海水中に入ります。
しかし、それも水深10メートルぐらいまでで、ほとんど吸収されてしまいます。

ところが、海面に近いところでは、上下の海水がぐるぐる入れ替わっているため
海面から200～300メートルぐらいまでの深さまでは海水の温度はわりあい高くなります。

それより深くなると水温はどんどん下がり、1000メートル以下では、2～0度になります。

海面での水温は、もちろん熱帯のほうが高く、25～28度にもなりますが両極付近では、夏でも0度前後のことが多いようです。

海水の塩分と温度の垂直分布

海面の近くの300～400メートルぐらいの深さのところまでは海水の対流が起こっています。

これを対流圏といいます。

そして、それより深いところを成層圏といいます。対流圏と成層圏の境目を躍層と言います。

塩分は、海面から200～300メートルぐらいまではだんだんその量は多くなりますが、それより深くなると減っていきます。

そして、1000メートル以下では、ほぼ一定となります。

温度は、海面から約1500メートルぐらいまではだんだん下がり、0～3度ぐらいになります。
しかし、それより深くなると、ほぼ一定であまり変化はありません。

海水の色と透明度

海水の色は海水中にふくまれているプランクトンや細かい泥などのために場所によっても違いがあります。

いっぱんに陸地に近いところよりも大洋の中心寒流よりも暖流のほうが青みがかった色をしています。

透明度も、大洋の中心部や暖流のほうが大きく、深くまで見えます。

土の成分

土は固体・液体（水分）、気体（空気）からなりそのわりあいは、ふつう、4、3、3ぐらいです。

もちろんこの割合は、土の種類によって違います。

ねん土の多い土では気体が少なく、砂の多い土では、気体が多くなります。
火山灰土は、固体がずっと少なくなりますが、その固体の多くは、腐植です。

固体の成分は、れき（小石）・砂・粘土・腐植です。
腐植以外の成分は粒の大きさで区分され、これらの割合は表のように分類されています。

土の酸性

日本の土は、ほとんど酸性です。これは、雨が非常に多いためです。

大陸では、雨量の多いところで、年間600ミリぐらいですが日本では1500～3000ミリにも達します。

雨が多いと、ねん土鉱物や腐植に吸着されていたアルカリ成分が水に溶けて流れ水の中の水素イオンと入れ替わります。
この水素イオンは、水に触れると酸性をしめすので土は酸性になります。

また、硫安や過リン酸石灰を長年使ったり完全に腐らない糞尿を使ったりすると土の酸性は強められます。
酸性の土を中和するには必要な量の石灰を土にくわえます。

雨や肥料による酸性のほか、ポドゾル土の不完全な腐植や泥炭土は特殊な有機酸による酸性をしめします。

この場合には石灰による中和だけでなく、腐植をよく分解してやることが大切です。

土の酸性の調べ方

土の酸性の程度を調べるには、まず試験管の中で中性の水と調べる土を混ぜてよく振り、しばらくそのままにしておきます。

のちにその上澄み液をとり、青色リトマス試験紙を入れると赤色にかわることで、おおよその見当がつきます。

くわしく調べようとするときは、ペーハー（pH）試験紙というものを使います。

土と植物の生育

小石や砂の多い土は水もちが悪く養分も逃げやすいがねん土の多い土は水や養分をたくわえる力をもっています。

しかし、水はけは悪くなります。

ですから、砂とねん土をほどよくふくんだ、壌土や徴砂質壌土が植物の生育にもっとも適しています。

土が酸性になると、ねん土鉱物の骨ぐみをつくっているアルミニウムが溶けだしてしまいます。

そしてこのアルミニウムは、リン酸とむすびついて、植物に害をあたえます。

このため酸性の土では作物がよく育ちません。とくに、大麦やホウレンソウなどは育ちません。

岩石と土

自然のままの土の上には、必ず植物が生えています。
しかし岩石には植物を育てる力がありません。この点が、岩石と土の違うところです。

植物が育つためには、必要なだけの水分と養分を恨からえなければなりません。
ところが、岩石は硬くて、水をたくわえる隙間がなくまた養分元素の量が少ないので、植物を育てることができません。

しかし風化作用が進んで、割れ目ができ、岩石が細かい岩片や砂の集まりにかわると、水分が染み込むようになり、その中に養分が溶けだします。

さらに、ねん土鉱物ができると、水分や養分をある程度たくわえるので植物は育ちやすくなります。

しかしこれだけでは、土としてはまだまだ不完全です。

土の生成

岩石の風化物の上に芽生えた植物が枯れて、その遺体が、細菌やかびに分解されると、黒っぽい複雑な有機化合物の集まり（腐植）に変化して、風化物の上にたまります。

そして植物の吸い上げた養分元素は、地表に戻され地表にたまっていきます。

腐植は、酸化鉄や酸化アルミニウムとともに、砂やねん土の粒をむすびつけて隙間の多い団粒をつくるはたらきをもっています。

団粒と団粒のあいだに、植物の根や細菌の生活に必要な水分や空気が充分にたくわえられます。

このように、植物の生活を支えるという土の特性は植物と風化物との共同のはたらきで、うみだされたものです。

土の断面

穴を掘ったり、道路の切通しなどで土断面を調べてみると、土の生い立ちがわかります。

いちばん上には、落ち葉や枯れ技の腐った層がうすくたまります。
その下に、腐植にとんだ黒っぽいやわらかな層（A層）がありそこには、鉱物の根がたくさんはびこっています。

ミミズや昆虫の幼虫も、たくさん住んでいて、団粒づくりを助けています。

その下には褐色の緻密な風化物の層（Ｂ層）があり、砕くと大きなかたまりに割れます。
割れ目には、雨水といっしょに上のほうから移動してきた粘土がうすい膜になってはりついています。

土の分類のしかた

土は、いろいろな方法で分類することができます。

岩石が風化して、その場で土になったものを原積土、もとの場所から水や風などに運ばれ、別の場所にたまって土になったものを運積土という区別は土の分類の1つです。

また、土の酸性、アルカリ性などの化学的成分や土の中の砂や粘土の割合やもとの岩石の種類などで土をわけることもできます。

しかし現在、世界で広く用いられているのに岩石で動植物の場合と同じように土の生い立ち（成因）によって、分類する方法です。

これは、上の断面に記録されている、できかたの特徴にもとづいています。

日本のおもな土

ポドゾル土

高山のコメツガやシラベなどの針葉樹林の下には、腐りにくい針葉樹の葉が気温が低いためにあまり分解されず地表にたまっています。

これらの落ち葉は、強い酸をしみだして土の中の鉄やアルミニウム・アルカリ成分などを溶かし雨水といっしょに下層に運びます。

このためA層下部には、灰色で粒の粗い層ができその下には鉄分に富んだ褐色の層ができます。

このような断面をもった土は、ポドゾル土と呼ばれ、日本の北のはしの稚内付近や本州では高山地帯など針葉樹林の下に広く分布しています。

この土は酸性が強く、養分に乏しいので、樹木はあまり育ちません。

かっ色森林土

北海道・東北地方の丘陵やほかの地域の山岳のブナ・ミズナラなどの落葉広葉樹林の下に分布しています。

この土に、落ち葉や枯れ枝などがよく分解してできた腐植に富むA層と、全体的にかっ色を帯びたＢ層とからなり樹木がよく育ちます。

赤色土

西日本の丘陵や台地には、鮮やかな赤い色の土が見られます。
これは何万年もまえの、いまよりもあたたかかった時代にできた土のなごりです。

鉱物の風化が非常に進み、養分元素やケイ酸に乏しく鉄やアルミニウムにとんだ、痩せた土です。
ここには、はげ山や小さな松林が多く、樹木や作物はよく育ちません。

火山灰土

日本には、火山灰土が広く分布し畑地として利用されています。
北海道の十勝平野・根釧台地・南九州・関東平野などは、代表的な火山灰土地帯です。

火山灰は粒が細かいので、化学的風化を強くうけ鉱物の一部は完全に分解しケイ酸とアルミニウムが新しくむすびついてアロフェンという特殊なねん土鉱物をつくります。

アロフェンは腐植とむすびつきやすいので火山灰土には、腐植が厚くたまっています。

この腐植は酸性が強いうえ、アロフェンは、リン酸とむすびついてリン酸を植物の作用できない状態にかえます。

このため火山灰土には作物があまり育ちません。