湖におけるリンの分布と循環
Distribution and circulation of phosphorus in lakes
杉山 雅人 ・望月 陽人＊＊

Masahito SUGIYAMA and Akihito MOCHIZUKI
京都大学大学院 人間・環境学研究科
Graduate School of Human and Environmental Studies, Kyoto University

摘

要

湖の多様な物理学・化学・生物学特性を反映して，リンの分布と循環はそれぞれの湖によって大きく異なっている。このため湖をその陸水学的性格から大きく四つ（巨大湖，湖水の成層と鉛直全循環が起こる湖，無酸素深水層が出現する湖，塩湖）に分けて，それぞれにおけるリンの分布と循環の様式を示した。生物生産制限因子としてのリンについて述べ，窒素制限からリン制限へと変わる境界域，許容負荷量の概念，
その概念からは捉えきれない琵琶湖の特徴を議論した。リンの内部負荷として重要である堆積物からのリン回帰の機構について論じた。これらの議論によって，湖でのリンの生物地球化学過程について体系的な理解を試みた。

キーワード：生物生産制限因子，分布と循環，湖，リン，リン許容負荷量
Key words：limiting factor for biological production, distribution and circulation, lake,
phosphorus, critical loading level for phosphorus

1．はじめに湖におけるリン（P）の生物地球化学過程は，基本
的には海のものと同じである。湖でも海でも流入河
川や大気から水域に負荷されたリンは，表層での生物による摂取，溶存態から懸濁態への移行・固化，
表層から深層への粒子の沈降，湖底・海底への堆積，によって水域から除去される。これに，表層，
深層，堆積物表面などさまざまな水深と場所での生物粒子の分解とそれに伴うリンの再溶解が加わって，巨大湖や外洋でよく見られるリンの鉛直分布，
すなわち水深とともに溶存態リン濃度が増加する分1）－ 3）。
布が形成される
しかし，湖と海でリンの分布と循環が全く同じというわけではない。それは，一般に湖は海に比べて生物生産力が高い，陸域からの距離が短く溶存態・懸濁態ともに集水域からのリン負荷の影響が大きい，
水深が浅いので堆積物からのリン回帰が水域全体に波及しやすい，富栄養湖や汽水湖の深水層では無酸素水塊の出現に伴い堆積物中の水和鉄酸化物などからリン負荷が起こる，温帯域に位置する湖では，通常，少なくとも年 1 回は湖水の鉛直全循環が起こり
4）－ 6）。そ
水質が均質化する，ことなどによっている
して，これらの特性が湖によってさまざまであるた
めに，水域によって大きく異なるリンの分布と循環が形成される。

本稿では，さまざまな湖におけるリンの分布と循環について具体例に基づいて解説する。また，湖における生物生産の制限因子としてのリンの特徴について述べる。
2．湖でのリンの化学形態と分析方法
湖水中のリンにはさまざまな形態のものがある。
通常，どのような形態のリンがどのようにして分析されているかについて紹介する。
湖水中のリンは大きく溶存態と懸濁態に分けられる。ろ紙を用いて湖水をろ過したとき，ろ液に含まれるものが溶存態リン（DP; Dissolved Phosphorus），
ろ紙上に捕捉されたものが懸濁態リン（PP; Particulate
Phosphorus）である。DP と PP の和，すなわち湖水 中 に 存 在 す る リ ン の 全 量 は 全 リ ン（TP; Total
Phosphorus）と呼ばれる。
DP と PP の区別には 0.1～0.45 µm の孔径のろ紙がよく用いられる。DP と PP はそれぞれ無機態と有機態に分けられ，溶存態無機リン（DIP; Dissolved Inorganic
Phosphorus），溶存態有機リン（DOP; Dissolved Organic
Phosphorus），懸濁態無機リン（PIP; Particulate Inorganic
Phosphorus），懸濁態有機リン（POP; Particulate Organic
Phosphorus）と呼ばれる。DIP はさらにリン・モリ7），8）との反応性に基づいて，溶存態
ブデンブルー法
無機反応性リン（DIRP; Dissolved Inorganic Reactive

受付；2015 年 3 月 10 日，受理：2015 年 5 月 8 日＊〒 606-8501 京都市左京区吉田二本松町，e-mail：sugiyama.masahito.5s@kyoto-u.ac.jp
2015 AIRIES

35

杉山・望月：湖におけるリンの分布と循環

Phosphorus）と溶存態無機ポリリン酸（DIPP; Dissolvedを加えて加熱し，試料中の全てのリンをリン酸に酸
Inorganic Polyphosphate）に分けられる。これらの分化分解する。この溶液のリン酸濃度を測定すると TP
12）類を示すと図 1 のようになる。
濃度が求められる 。
既に述べたように，水溶液中のリン酸の代表的な
リン・モリブデンブルー法は，リン・モリブデンの生成，青色錯体への還元，青色リ
測定法はリン・モリブデンブルー法である。この方酸（H3PMo12O40）
ン・モリブデン酸の吸光光度定量に基づいた，リン法での測定下限は，手動による場合はせいぜい数十
13）
酸（H3PO4）の代表的測定法である。水中に存在するµg/L 程度であるが ，空気分節連続流れ分析法
さまざまな形態のリンのうち，リン・モリブデン酸 （ASCFA; Air Segmented Continuous Flow Analysis）
を形成してこの方法により定量されるのは，主に溶を用いると飛躍的に感度が向上し 0.1 µg/L の濃度
9）14）
存態リン酸イオンである 。したがって，リン・モ
でも測定できるので ，現在ではこの自動分析法にリブデンブルー法によって直接に湖水を分析するのよって測定されることが多い。懸濁試料の場合にはであれば，水中に溶存するリン酸イオンが選択的に試水のろ過量と試薬溶液の添加量によって測定溶液測定される。このため，この方法で定量されたリン中のリン濃度を調節できる。この場合，その濃度がを DIRP あるいは溶存態反応性リン（DRP; Dissolved
200 µg/L 以上となるのであれば，誘導結合プラズマ
Reactive Phosphorus），溶存態リン酸（DPO4）と 呼発 光 分 析 法（ICP-AES; Inductively Coupled Plasma ぶ。リン・モリブデンブルー法だけでなく，リン・Atomic Emission Spectrometry）
を用いても十分な精
11）
モリブデン酸の生成を基礎とする他の方法で定量さ度と感度でリンを定量できる 。
れたリンにもこの名称が用いられる。
9）3．巨大湖でのリンの分布と循環
DIPP の測定では ，試料に硫酸などを加えて加熱をリン酸にし，ポリリン酸（H4P2O7 や H5P3O10 など）
バイカル湖（ロシア）は最大水深 1,632 m を誇る世分解する。この試料のリン酸濃度を測定すると DIRP
界最大・最深・最古の淡水湖である（本稿で議論すと DIPP の総和である DIP 濃度が求められる。DIP
る湖の諸元を表 1 にまとめている）。この湖では外濃度から DIRP の値を差し引くと，DIPP 濃度とな3）。
洋とよく似たリンの鉛直分布が観測される （図 2）る。
DPO4 は水深とともに濃度増加する。場所によって
DOP の測定には，試料にペルオキソ二硫酸カリウなどの酸化剤を加え，DOP をリン酸に分は湖底付近で濃度が減少する。このようなバイカルム（K2S2O8）8），9）。この溶液のリン酸濃度を解した溶液を用いる
湖での DPO4 の鉛直分布は，湖でもリンの分布と循測定すると，DIP と DOP の総和である DP 濃度が環が，上述の【表層での生物による摂取・固化】－求められる。DP 濃度から DIP の値を差し引くと，【表層から深層への粒子の沈降】－【深層での粒子のDOP 濃度となる。
分解に伴う再溶解】という生物地球化学過程によっ
PIP の測定では，懸濁物試料に 1 mol/L 塩酸（HCl） て基本的に支配されていることを明確に示してい10）を加えてリン酸鉄や水和酸化鉄を溶解させる 。こる。また，リン酸以外の溶存態栄養塩である硝酸とケイ酸（DSiO2）も DPO4 と同様の分布にあの試料のリン酸濃度を測定すると，PIP が求められ （DNO3）り（図 2），これらにも同じ過程が働いていることがる。POP は，PIP と POP の総和である PP から PIP
分かる。外洋域に比べ，表層から深層への DPO4 のを差し引いて求める。PP を測定するときには，懸濁・過塩素酸（HClO4）・フッ化水
濃度増加が少ないのは，バイカル湖深層水の平均滞物試料に硝酸（HNO3）
11）
3）
素酸
（HF）
の混合液などを加えて加熱する 。この操留時間（更新時間）は約 8 年 と海洋深層水の滞留時
作によって試料中の全てのリンをリン酸に酸化分解
間に比べ格段に短いことによっている。
する。溶液中のリン酸濃度を測定して PP を求める。
バイカル湖のような巨大湖の沖域では，陸域からDIP，PP の測定法は堆積物の分析にも用いられる。
の影響が比較的小さく，地殻起源粒子の寄与が少な
TP は DP と PP の総和として求めることもできるい。このため，湖内で生産される自生画分の懸濁態
が，直接に測定することもできる。懸濁物質を含む
リン（PautoP；懸濁態の総濃度から地殻起源粒子由来の濃度を差し引いた値。地殻起源粒子由来の濃度
未ろ過の試料を蒸発乾固する。これに過塩素酸など
は，地殻起源粒子中のリンとアルミニウム（Al）の濃
溶存態無機反応性リン度比に湖水中での懸濁態全アルミニウム濃度を掛け（DIRP）
溶存態無機リン（DIP）て求める）の鉛直分布を明瞭に観測できる。図 3 に溶存態リン
溶存態無機ポリリン酸（DP）（DIPP）
溶存態有機リンは，バイカル湖水深 740 m の地点での DPO4 と PautoP（DOP）
全リン（TP）
並びに懸濁態炭素（PC）や懸濁態窒素（PN），クロロ
懸濁態無機リン15）
フィル-a（Chl-a）の鉛直分布を示した 。PautoP が極
（PIP）
懸濁態リン
（PP）
大値を示す水深は PC，PN，Chl-a の極大水深と一懸濁態有機リン（POP）致していること，PautoP が急激に減少する水深において DPO4 濃度の急激な増加が見られることが分か
図 1 リンの存在形態，化学形態．
36

地球環境 Vol.20 No.1

る。また，表層 0～15 m での PC/PautoP 比，PN/PautoP
比はそれぞれ 106～138 mol/mol，15.7～19.4 mol/mol
16）と Redfield 比 に近い値にあった。これらのこと
も，リン酸が上述の生物地球化学過程にあることを強く示唆している。
アフリカにあるタンガニカ湖はバイカル湖に次ぐ巨大淡水湖（最大水深 1,410 m）
である。ここでも海洋
17）とよく似た DPO4 の鉛直分布が形成される 。この35−46（2015）

分布にも上述したリンの生物地球化学過程が影響しているが，タンガニカ湖の特異な物理・化学環境の寄与もある。タンガニカ湖は標高 773 m にあるが赤道付近に位置するので，湖水の鉛直全循環は起こらない。このため，
水深 140 m 以深には溶存酸素（DO）
17）
は存在せず，硫化水素（H2S）が溶存している 。したがって，深水層に沈降する生物粒子の嫌気的分解と，後述するリン含有水和鉄酸化物の還元溶解によるリン負荷により，長期間にわたってリンが深水層に蓄積し水深とともに DPO4 濃度が増加する鉛直分布が形成されている。
4．‌湖水の成層と鉛直全循環が起こる湖でのリンの
分布と循環

図2

バイカル湖での栄養塩の鉛直分布．

1988 年 7 月，Weiss ら 3）をもとに著者改編．
DPO4：溶存態リン酸，DNO3：溶存態硝酸，DSiO2：溶存態ケイ酸

図3

表1

巨大湖というほど大きくはないが，ある程度の水深があって 1 年のうちに湖水の水温成層と鉛直全循環が起こる湖では，湖水の停滞期（成層期）と循環期でリンの鉛直分布に大きな違いが現れる。その代表的な例として，琵琶湖水深 75 m の地点での水温と18）
DO，DPO4 濃度の鉛直分布を図 4 に示している 。
循環期には湖水が湖表面で冷却されることによる活バイカル湖での溶存態リン酸（DPO4），自生画分懸濁態リン（PautoP）の鉛直分布．
1999 年 7 月 31 日，杉山ら 15）をもとに著者改編．
PC：懸濁態炭素，PN：懸濁態窒素，Chl-a ：クロロフィル - a

湖の諸元．

湖

所在国

バイカル湖

ロシア

緯度

標高 最大水深 表面積（m） （m）
（km2）

経度

水型

混合型

文献

淡水

2 回循環＊1

3）
, 55）

51°
－56°N 104°－110°E456

1,632

31,500

タンガニカ湖

タンザニアなど 3°－9° S 29°－32° E773

1,410

32,000

淡水

部分循環

17）

琵琶湖

日本

85

104

674

淡水

1 回全循環

2）

35°
15ʼ

N 136°05ʼ

E

N 102°
53ʼ

撫仙湖

中国

24°
28ʼ

E

1,720

157

212

淡水

1 回全循環20）, 21）

フブスグル湖モンゴル

50°－52°N 100°
－101°E

1,645

262

2,760

淡水

2 回全循環23）

Esthwaite Water 英国

54°
22ʼ

N 2°
59ʼ

W

65

15.5

1.0

淡水

2 回全循環

27）

宍道湖

35°
27ʼ

N 132°
58ʼ

E

0

6.4

80

汽水

部分循環

35）
, 56）
35）
, 56）

日本

中海

日本

35°
29ʼ

N 133°
11ʼ

E

0

ワン湖

トルコ

38°
38ʼ

N 42°
49ʼ

E

1,648

死海

ヨルダンなど

31°
30ʼ

N 35°
30ʼ

E －410

8.4
450
330

64

汽水

部分循環

3,522

塩水

1 回全循環＊2

37）
, 56）

塩水

＊3

38）
, 56）

780

1 回全循環＊1

春と秋に鉛直方向に水温が均一にはなるが，水質からすると湖底までの全循環が起こってはいないと推測される。
深層水の平均滞留時間（更新時間）は約 8 年とされる。
毎年ではなく 2 年から数年に 1 度の頻度で全循環が起こると推測されている。
＊3
1979 年から 1 回全循環が起こるようになった。それまでは永年の塩分躍層が存在していた。
＊237

杉山・望月：湖におけるリンの分布と循環

発な湖水鉛直全循環が起こる。このために，水温も水質も鉛直方向に均一となる。このことによって
DPO4 も表層から湖底までほぼ均一な分布を示す（4 月）。夏季に向かって湖が水温成層すると，湖水は暖かい表水層と冷たい深水層に分断され，両層の水の混合が停止する。表水層では活発な生物生産によって DPO4 は涸渇状態になる。一方，深水層では表水層から沈降した生物粒子や以前から湖底堆積物に含まれていた生物粒子の分解が起こり DPO4 が湖水相に負荷される。このため水深とともに，また停滞期の進行とともに DPO4 濃度が増加する。ただし，水深とともに DPO4 濃度が増加するのは巨大湖や外洋と同じであっても，鉛直分布の様式はそれらとは異なっている。すなわち，巨大湖や外洋では鉛

図 4 琵琶湖での水温，
‌
溶存酸素
（DO）
，溶存態リン酸（DPO4）の鉛直分布．

●：2005 年 4 月 12 日，●：2005 年 8 月 9 日，●：2005 年 11 月 15 日．
Sugiyama ら 18）をもとに著者改編．

図 5 琵琶湖と流入河川での全リン（TP）濃度の水平分布．
水深：0.5 m．棒グラフの色と高さで測定地点の TP 濃度を表している．
■：0 ～ 0.6 µmol/L，■：0.6 ～ 3 µmol/L，■：3 ～ 10 µmol/L．
滋賀県 24）をもとに著者作図．

38

直分布が上に凸であるが，琵琶湖では逆に下に凸となっている。このことは，巨大湖や外洋では表水層から沈降する生物粒子の分解が DPO4 の主な供給源となるが，琵琶湖では湖底堆積物表面での生物粒子の分解と生成した DPO4 の湖底から上層への拡散が重要となることを示している。これは，巨大湖や外洋に比べると琵琶湖の水深はとても浅く，鉛直水柱
中で生物粒子は十分には分解されず，湖底に到達した後にも粒子の分解が続くことを意味している。この観測と同じ地点での沈降粒子の観測結果によれ
19）2ば ，沈降粒子束は水深 30 m で 649 g/m /y，湖底
2
表面で 611 g/m /y，堆積 2 年後における沈降粒子の
2
埋没速度
（残存量）
が 403 g/m /y であることからも，湖底表面での粒子の分解が大きな割合を占めている
ことは疑いない。琵琶湖と同様の DPO4 の鉛直分布
20），21）は，最大水深 157 m の撫仙湖
（中国） や最大水深22），23）でも見られて262 m のフブスグル湖（モンゴル）いる。
冬になって停滞期が終了すると，深水層に蓄積された DPO4 は湖水の鉛直全循環の再開によって表水層に回帰して，全層にわたって DPO4 濃度は均一になる。これが次の暖期の生物生産を支える。この湖
水鉛直全循環によるリンの表層回帰と濃度の均一化
は 1 年に 1 度必ず起こる。したがって深水層での（濃度増加）は停滞期のみに限られるの
DPO4 の蓄積で（琵琶湖の場合，長くて 4 月下旬から翌年 1 月下旬の 9 ヶ月間），深水層での DPO4 濃度はそれほどには高くならない。このことはバイカル湖（図 2 と図 3）と琵琶湖（図 4）の深水層での DPO4 濃度の増加量を比べればよく分かる。琵琶湖は中栄養湖，バイカル
湖は貧栄養湖であるのに，濃度増加量はバイカル湖の方が 2 倍以上大きい。
湖でのリンの濃度は水平方向にも大きな違いを示す。図 5 は琵琶湖表面水と流入河川水における TP
24）濃度の水平分布を描いている 。琵琶湖は大きく北湖と南湖に分けられ，湖水は北湖から南湖に流れ，湖南端の瀬田川へと流出する。TP 濃度は湖水よりも河川水，湖中央部よりも周辺部，北湖西岸よりも東岸，北湖よりも南湖で高いことが分かる。集水域
からの流入負荷，湖での生物による摂取と粒子の沈
降，湖岸の形状，湖底堆積物からの内部負荷などさ
2）
，25）
，26）
。自然だ
まざまな事象が複雑に関係している
けでなく人為的な要因にも基づいている。例えば，流入河川水中の濃度が北湖流入河川よりも南湖流入
河川で高いのは，北湖よりも南湖で，集水域での人為活動が盛んなうえに流入河川の水量が少ないこと
によっている。
5．無酸素深水層でのリンの分布と循環
富栄養湖で水温成層が続くと無酸素な深水層が出現する。表水層から沈降した有機物の分解に多量の地球環境 Vol.20 No.1

35−46（2015）

DO が消費されるが，湖の成層により湖水の鉛直循
環が停止して，表層からの DO の供給が滞るためである。深水層が有酸素なときには，このような湖でも上述の琵琶湖と同様のリンの分布と循環が形成される。しかし，無酸素な深水層が出現すると湖底堆
積物中の水和鉄酸化物やリン酸鉄の還元溶解が始まって，リンの分布と循環に変化を来たす。
図 6 と 図 7 は 英 国 湖 水 地 方 に あ る 富 栄 養 湖，
Esthwaite Water（水深 15.5 m）
での DO，DPO4，溶存
27）
（図 6）
に
態鉄
（DFe）
の鉛直分布を示している 。6 月
は DO は表水層の 0～5 m に豊富に存在するが，水温躍層が現れる 6 m 以深では水深とともに減少し13 m 以深ではほぼ涸渇している。一方，水深 10 m
以 深 で は DPO4，DFe，PautoP， 自 生 画 分 懸 濁 態 鉄（PautoFe）全ての濃度が増加している。DPO4 と DFeの濃度は湖底でそれぞれ約 1.4 µmol/L，約 48 µmol/Lに及んでいる。これらの分布は，【堆積物中のリン含有水和鉄酸化物・リン酸鉄の還元溶解に伴う鉄とリンの溶出】－【上層へのイオンの拡散】－【湖水中での鉄イオンの酸化・沈殿析出とリンの吸着】によって形成されている。
停滞期が進行して，深水層の酸素涸渇・還元雰囲
気が強まると，図 7（9 月）のような鉛直分布が形成される。このとき，酸素涸渇は水深 8 m にまで達している。DPO4 と DFe の濃度はともに水深 10 m 以深で増加し，湖底ではそれぞれ約 11 µmol/L，約 170 µmol/Lにある。7 月に比べ DPO4 は約 8 倍，DFe は約 4 倍の濃度になっていて，深水層の還元性が増して DPO4 ，DFe の蓄積が進んでいることが分かる。PautoP と
PautoFe の濃度は水深 8～10 m で高く，それ以深では一旦減少した後 14～15 m にかけて再び増加している。水深 8～10 m での PautoFe の高濃度は，いわゆる
2＋28）（酸化還元フロント） に形成
Fe2O3/Fe redox front
29）
される ferrous wheel によるものである。底層から拡散してきた 2 価の鉄イオンが水深 8～10 m に存在する酸化還元躍層で 3 価イオンに酸化されて水和鉄酸化物として沈殿析出すること，沈殿析出した酸化物粒子が沈降すると下層で還元されて 2 価イオンとして再び溶存態に変わること，によっている。こうして形成された水和鉄酸化物粒子にリン酸イオンが特異的に吸着するために，PautoP も 8～10 m で高濃度になるのである。水深 14～15 m での PautoP と PautoFeの濃度増加は，硫化鉄沈殿の生成とそれへのリン酸の吸着によっている。図には示していないが，深水層では還元的雰囲気が強まって硫酸イオンの還元による硫化物イオンの生成が確認されていて，硫化鉄が生成していることがわかっている。
PautoFe/PautoP 比を見ると，どちらの時期でも懸濁態濃度が高い水深ではおおよそ 7～9 mol/mol の値にある。これは水酸化鉄によるリン吸着の室内実
30）
験 での比 17～34 mol/mol に近い値となっている。
すなわち，水和鉄酸化物沈殿は実験的にも野外観測
結果からもリンを Fe/P 比 7～34 mol/mol の値で吸着除去していることがわかる。
無酸素深水層でリンと鉄の分布と循環が相関にあ31），32）。琵琶
ることは，琵琶湖でも観測されている
湖南湖に人工島（矢橋帰帆島，滋賀県草津市）を建設するために，1978 年に人工島沖約 500 m の湖底が約 25 ha にわたって浚渫され，水深 14～15 m の窪地ができた。いわゆる南湖浚渫水域である。この水域では夏に湖水が成層するようになって，無酸素深水層が出現する。この水域における TP，全鉄（TFe）
32）の季節変化を図 8 に示している 。成層の開始，深水層での DO の涸渇に伴って，ここでも鉄とリンの溶出が起こっている。
図 6～図 8 からわかるように，無酸素深水層での（340 µg/L）に達
DPO4 の蓄積は最高で約 11 µmol/L
していて，3～4 章で述べた湖の深水層での値をはるかに上回っている。海洋深層水の大循環により2,000 年をかけてリンの蓄積が行われる太平洋深層
水の値と比べても 2 倍以上に及んでいる。無酸素水塊の出現によるリン蓄積が激しいこと，水域の化学

図 6 Esthwaite‌Water での水温，溶存態リン酸（DPO4），
自生画分懸濁態リン（PautoP）の鉛直分布．

図 7 Esthwaite‌Water での水温，溶存態リン酸（DPO4），
懸濁態リン（PautoP）の鉛直分布．

1979 年 6 月 27 日．Sholkovitz ら 27）をもとに著者改編．
DO：溶存酸素，DFe：溶存態鉄，PautoFe：自生画分懸濁態鉄

1979 年 9 月 3 日．Sholkovitz ら 27）をもとに著者改編．
DO：溶存酸素，DFe：溶存態鉄，PautoFe：自生画分懸濁態鉄39杉山・望月：湖におけるリンの分布と循環
ＤＯ
（％）

水深
（m）

水深
（m）

水温
（℃）

TFe
（µg/L）

水深
（m）

水深
（m）

TP
（µg/L）

図8

琵琶湖南湖浚渫水域での全リン（TP）の分布．

1981～1982 年．Kawashima ら 32）をもとに著者改編．DO：溶存酸素，TFe：全鉄

的・生物学的環境への影響が極めて大であることがわかる。
無酸素深水層は汽水湖でも出現する。汽水湖では下層に海からの塩水が，上層に流入河川からの淡水が存在する。このため塩分の違いによる密度成層が起こって，これが長期にわたって安定に存在するので，水の鉛直混合が起こらず無酸素深水層が出現する。日本での代表的な例は島根県の宍道湖，中海で33）－ 35）。ここでも上述の Esthwaite Water や琵琶ある湖南湖浚渫水域と同じ機構によって，深水層に DPO4が蓄積する。
6．塩湖でのリンの分布と循環
乾燥地域の内陸部には溶存成分が高度に濃縮されて，総塩分濃度が数～数百 g/L となった塩湖が存在2＋する。これらの塩湖は，流入水の水質が ① 2［Ca ］
22＋＋2［CO3 ］で あ る も の と， ② 2［Ca ］＞＜［HCO3 ］
236）
＋2
［CO3 ］
であるものの二つに分けられる 。
［HCO3 ］
この分類は蒸発濃縮を受けた塩湖湖水から，まず炭酸カルシウム（CaCO3）の沈殿が析出することに基づ2＋いている。①の湖では Ca が涸渇し炭酸化学種に富む湖水が生成し，②の湖からは逆に炭酸化学種が涸
2＋
渇し Ca に富む湖水が生成するからである。図 9 に
37）は①，②それぞれの代表的な湖であるワン湖 （トル38）コ，塩分：約 23 g/L）と死海 （ヨルダンなど，塩分：
約 340 g/L）
での DPO4 の鉛直分布を示した。どちらの湖でも DPO4 濃度は高い。しかし，生物生産はど
ちらの湖も低い。ワン湖の Chl-a 濃度は夏季でも 0.1
39）～0.9 µg/L にすぎない 。死海では基礎生産量は実質上ゼロとされ，多雨な年に塩濃度が薄まった表層
38）
水において短期間だけ生物生産が起こる 。した
がって DPO4 の高濃度は，湖水の蒸発によって，河川由来の DPO4 が濃縮されたためと考えられる。しかし，塩濃度がワン湖よりも 10 倍以上高い死海で40

図9

塩湖での溶存態リン酸（DPO4）の鉛直分布．

ワン湖：1989 年 6 月，死海：1977 年 3 月（●），1981 年 11 月（●）．
Reimer ら 37），Stiller と Nissenbaum38）をもとに著者改編．

は，逆に DPO4 濃度は低い。これは，ワン湖，死海や水酸化リン酸
ともにリン酸カルシウム（Ca（PO
3
4）
2）
（PO4）
）
のようなカルシウム塩のカルシウム（Ca5OH
3
沈殿が飽和に近い状態にあるが，カルシウム濃度が37）
ワン湖では約 0.1 mmol/L であるのに対し，死海で38）
は約 17 g/L （0.43 mol/L）と格段に高いことが関係していると考えられる。
7．生物生産制限因子としてのリン湖沼でのリンは窒素（N）とともにその水域における生物生産の制限因子として働く。このことは，湖
沼の植物プランクトン量の指標である Chl-a 濃度がTP 濃度，全窒素（TN）濃度と良い相関にあることに40）
よって示される。図 10 は日本の 24 湖沼 におけるそれらの年平均値の相関を示したものである。TP 濃度，TN 濃度の年平均値が高いほど年平均 Chl-a 濃
度が高くなり，湖は貧栄養から過栄養へと変化する
41）
42）
ことがわかる。日本 や世界 の他のさまざまな湖
でも，同様のことが報告されている。
TN/TP 比の違いを表しながら図 10 と同様なプ

地球環境 Vol.20 No.1

ロットをすると，水域の生物生産におけるリン制
限，窒素制限についての情報を得ることができる。
図 11 は図 10 と同じプロットであるが，TN/TP 比の違いによって記号を変えている。TN/TP 比が 24以下の湖沼は赤，24～63 は青，63 以上は緑で表している。図中の回帰直線は対象とした 24 の湖沼における Chl-a 濃度と TP 濃度，Chl-a 濃度と TN 濃度の平均的な関係を示している。赤で示す TN/TP 比≦24 の湖は TP 濃度に比べて TN 濃度が相対的に低いために，TP 濃度から予想される Chl-a 濃度よりも実際の濃度の方が低い値となっている。すなわち生物生産が TN 濃度によって制限されている。一方，
緑で示す TN/TP 比≧63 の湖は TN 濃度に比べて TP
濃度が低いために，TN 濃度から予想される Chl-a 濃
度よりも実際の濃度の方が低い値にある。すなわち
生物生産が TP 濃度によって制限されている。これ
らのことをまとめると，TN/TP 比が 24～63 を境に湖沼は窒素制限からリン制限に変わるといえる。

35−46（2015）

8．リンの許容負荷量
TP 濃度が水域の生物生産を制限しているのであるなら，湖沼へのリン負荷量をある値以下に保っていれば，富栄養化を招くことなくその水域を適正な環境に保つことができるとの考えに至る。これが，湖沼の富栄養化指標としての許容負荷量の考えである。
この考えの最も基本的なものとして Vollenweider43）－ 45）。
による次の関係式が挙げられる
Lc = Csp Z（ρw＋σP）= Csp（τZw ＋ZσP）
Lc： 湖の単位表面積あたりのリンの許容負荷量
2（mg/m /y）Csp：春季循環期における全リンの限界濃度
3（mg/m ）
Z： 湖の平均水深（m）
ρw：湖水の希釈率（1/y）
σP： リンの沈降係数（1/y）τw：湖水の滞留時間（y）
ここで，ρw とτw の関係は次式で与えられる。
Qyρw = V = τ1w
Qy：湖からの年間流出水量（m /y）3
V： 湖の容積（m ）
3

図 10

‌
日本湖沼におけるクロロフィル- a（Chl-a ）濃度
と全リン
（TP）
濃度，全窒素（TN）
濃度の相関．

●：過栄養湖，●：富栄養湖，●：中栄養湖，●：貧栄養湖．
測定値は 1993 年又は 1994 年の年平均値．
採水深度：過栄養湖・富栄養湖 0.5 m，中栄養湖 2 m，貧栄養湖 5 m．
採水地点：原則として水域の中心部．
図中の直線は，全ての値を用いて最小二乗法により求めた．
高村ら 40）をもとに著者作図．

上記の許容負荷量の式は，リン濃度に関して湖が定常状態にあるとき湖に負荷されたリンは湖水の流出と湖内での沈積によって除去されるとの仮定に基づ
いていて，
LcS = CspQy＋CspVσP = CspV
（ V ＋σP）= CspS Z（ρw＋σP）
Qy

S： 湖の表面積（m ）2の式から誘導される。また，アメリカの 25 の湖沼における測定結果からσP と Z はσP = 10
Zの関係にあるとされる。したがって，
Lc = Csp（τZw ＋10）
図 11‌
日本湖沼におけるクロロフィル- a（Chl-a ）濃度
と全リン
（TP）
濃度，全窒素（TN）
濃度の相関．

TN/TP 比：●≦24，●=24 ～ 63，●≧63．
測定値は 1993 年又は 1994 年の年平均値．
採水深度：過栄養湖・富栄養湖 0.5 m，中栄養湖 2 m，貧栄養湖 5 m．
採水地点：原則として水域の中心部．
図中の直線は，全ての値を用いて最小二乗法により求めた．
高村ら 40）をもとに著者作図．

と表されることになる。
図 12 はアメリカと日本のさまざまな湖沼における単位表面積あたりの年間リン負荷量とτZw の実測値
46）3をプロットしたものである 。Csp を 10 mg/m ，
3
20 mg/m としたときの年間リン許容負荷量とτZwの関41

杉山・望月：湖におけるリンの分布と循環

図 12

全リン
（TP）
年間負荷量と平均水深／湖水滞留時間（Z /τw）の相関．

図中の点線は，年間 TP 負荷量 = 10 Z /τw ＋ 100（PERMISSIBLE ）と年間 TP 負荷量 = 20 Z /τw ＋ 200（EXCESSIVE ）の関係を示している．
南部ら 46）をもとに著者改編．

表2

琵琶湖での全リンの年収支（t/y）．
負荷

降雨・降塵 地下水

排出

河川

その他

計

河川

その他

計

320

-

416

186

-

186

文献

230

47）

35

61

27

96

137

-

260

116

-

116

144

48）

34

76

1,041

7

1,157

106

18

124

1,033

25）

係を表す曲線も同図に描かれている。Csp ＜10 mg/m
3の領域にある湖はほとんどが貧栄養，Csp ＞20 mg/mの領域にある湖はほとんどが富栄養である。すなわ
ち，この考えによれば，湖でのリンの許容負荷量 Lc
2は（10 τZw ＋100）～（20 τZw ＋200）mg/m /y と表される。
39．湖での全リンの年収支
琵琶湖を例にして，前述の許容負荷量と比較しながら，湖での TP の年収支について議論する。陸水学研究が盛んな湖であっても，栄養塩などの物質収支を詳しく議論した研究はそれほど多くない。これはひとえに負荷量の見積りが困難だからである。大
抵の湖では流出河川の数はごく少数で，人工河川（水路）を含めてもせいぜい 2，3 に限られる。したがって，これらによる排出量は詳しく測定することが可能である。しかし，流入河川については湖が大きくなるほど多数に及び，琵琶湖では一級河川だけ
47）
でも 118 もの河川が流入している 。したがって，
河川からの流入量を詳しく測定することは極めて困難といえる。また，湖面への直接降雨や地下水からの寄与も見積りが難しい。湖が大きくなるほど湖面への直接降雨の量と質の地域差が広がる。地下水の流入はシーページメータといった専用の装置を用いて現場測定することが必要であり，広範囲にわたる
連続観測は多大な労力を要する。このため，陸水学
42

残存

研究の蓄積が深い琵琶湖でも，年収支を議論したものは表 2 に示すようにわずかである。
琵琶湖でのリン負荷で最も大きなものは河川からの流入である。量では 137～1,041 t/y，全体に占める割合では 53～90％となる。報告によって大きな違いがある。これに伴って，全負荷量も 260～1,157 t/y47）と大きく変動している。これは，例えば国松 の見積りは晴天で平～低水位での流入が 1 年間継続した25）
ときの値であるのに対し，藤井 の見積りは降水時には晴天時に比べて総流入量が増加することを考慮した値だからである。河川流入に次ぐのは地下水，そして降水・降塵となる。全体に対する割合は地下水が 7～37％，降水・降塵が 3～10％である。これ
らの負荷量は報告によって大きな違いはない。降水と降塵を比べると，同じ測定期間ではないが降水のみよりも降水＋降塵の方が負荷量は 5～8 倍高い傾向にある。その他は河川や地下水を経ず湖岸から直接に湖に流入するもので，下水処理場からの直接放25），49）と比較し流などがこれに相当する。TN の負荷て最も大きな違いは，TP では全体に対する降水・降塵の割合が TN
（14～24％）ほどには大きくないことである。TN には窒素酸化物など大気汚染物質による影響が強いためと考えられる。
排出量の総計は 116～186 t/y である。負荷量ほどには報告による差はないが，違いの主な原因は流47）
出水量と平均濃度の値にある。例えば，国松 によ地球環境 Vol.20 No.1

る 見 積 り は 流 出 水 量 37.5 億 m /y と 平 均 TP 濃 度
325）348 mg/m に，藤井 の値は流出水量 49.6 億 m /y と3
平均 TP 濃度 21 mg/m に基づいている。その他の寄与は水草の刈取り，漁獲，農業用取水などによる25）ものであるが，藤井 の報告を除いてはこの量は見積られていない。
負荷量と排出量の差は，湖に残存する量を表している。このうちの大部分は湖底に堆積していると考えられるが，一部は湖水中での TP 濃度の増加をもたらすことになる。このことについては，許容負荷量と比較しながら詳しく議論する。
43）
Vollenweider の考え に基づき，リンの許容負荷量が Lc = 20 τZ ＋200 で表されるとするなら，琵琶湖
44），τw = 5.29（y）であるから ，Lc =では Z = 41.2（m）
2356（mg/m /y）となる。すなわち，琵琶湖全体に対2する許容負荷量は，琵琶湖の表面積は 674 km であ2）
るから 240 t/y と与えられる。表 2 に示すように，
琵琶湖へのリンの年間負荷量は 260～1,157 t/y であるので，最も少ない値でも許容負荷量を上回っている。最大値の 1,157 t/y は許容負荷量の約 5 倍に及ぶ。したがって，この許容負荷量の概念が正しいとすると，琵琶湖は北湖も含めて全域が富栄養化することになる。しかしながら，現在，琵琶湖南湖は富栄養にあるものの北湖は中栄養であって，近年にお26）
いては TP 濃度の増加は見られない 。このことは43）
Vollenweider の式では琵琶湖の許容負荷量の正確な評価ができていないことを示唆している。これは10
恐らく，リンの沈降係数見積りの式σP = Z が琵琶湖には適用できないためである。
上述の式が成立するのであれば，琵琶湖のσP は0.24 となる。一方，TP の年収支から琵琶湖の沈降
26）
係数を求めると次のようになる。滋賀県環境白書によれば，琵琶湖北湖と南湖の平均 TP 濃度はそれ
ぞれ 8 µg/L，19 µg/L であり，したがって，琵琶湖全体における TP の現存量は 222 t となる。沈降係数（t），沈降量 F（t/y）との関係は Wσp =σp，現存量 W
F であるから，表 2 の残存量が沈降量に等しいとす
25）
るとσP は 0.65～4.65 となる。藤井 の試算による
現存量 275 t を用いてもσP は 0.52～3.76 であって，
43）
Vollenweider の式による 0.24 に比べるとどれもか
50）51）
なり大きい。Hori ら や Shrivastava ら は琵琶湖での長期観測の結果から TP 濃度の増加速度を求めて，それぞれ 260 ng/L/y（1963～1980 年），2.9 nmol/
L/y（89 ng/L/y，1963～2008 年）の値を報告しているが，これらの値を考慮してもσp はほとんど変わら50）
ない（0.50～4.62：Hori ら の 値 か ら，0.51～4.64：
51）。このようにして見積る
Shrivastava ら の値から）σp は，湖でのリンの現存量と年収支差に基づくので上述のように大きな幅をもっているが，どのような43）
見積りにおいても Vollenweider の式 による値に比
べてかなり高いことは疑いない。琵琶湖にはアメリカの湖沼にはない効率的なリン沈降除去機構が働い
3

w

35−46
（2015）ている可能性がある。
TP であっても DPO4 であっても，流入河川水中の濃度に比べ琵琶湖中心部の濃度はとても低い（図 5に TP の例を示している）。河川水中の TP 並びに
47）
52）
DPO4 の平均濃度はそれぞれ 104 µg/L ，35 µg/L
50）（1.13 µmol/L）とされるが，湖中心部では 10 µg/L ，52）の値にある。すなわち，河川
2.1 µg/L （67 nmol/L）
によって流入する多量のリンは湖中心部までには至らず，湖岸部で速やかに除去されている。これは，主に生物活動によるものと考えられる。琵琶湖でのChl-a は水深の浅い湖岸部に集積しているという衛
50）
星写真による解析 からも，このことが支持される。
流入河川河口域では水和鉄酸化物の沈殿生成による DPO4 の吸着除去も活発に起こっている。しかし，このことによるリンの除去は生物活動によるものに比べればわずかでしかない。流入河川水中の52）
DFe 平均濃度は 446 nmol/L ，湖中心部では 6.6～
52），53）である。この差に相当する DFe が14.7 nmol/L
全て河口域で沈殿したとすると，その量は 1.19～
6
1.21×10 mol/y になる。したがって，前述した水和
鉄酸化物中の PautoFe/PautoP 比 7～9 を用いて吸着除去されるリン量を見積ると 4.1～5.4 t/y となるが，この値は湖への残存量 144～1,033 t/y の 4％以下でしかない。
10．湖底堆積物からのリンの回帰
生物粒子に取り込まれたリンは，その死滅・分解によって湖水中に回帰する。この反応は，表層での粒子の浮遊時，表水層から深水層への粒子の沈降
途中，粒子の湖底堆積後のどの段階でも起こり，
3～6 章で述べたリンの鉛直分布に影響を及ぼす。特に，湖水が成層するものの水深が巨大湖ほどには深くない湖では（4 章），堆積物からの回帰を主たる機構として底層・深水層にリンが蓄積する。そして，成層の崩壊，鉛直水循環の再開によって，これらのリンが表層に輸送され，その後の湖での生物生産を担う。ここでは琵琶湖を例に，こうしたリン回帰の機構について述べる。
柱状採泥器により採取した湖水 / 堆積物試料を用いて培養実験を行うと，堆積物からの回帰により湖水中の DPO4 の濃度増加が起こる。図 13 は湖水に窒素（N2）・酸素（O2）・二酸化炭素（CO2）の混合ガスを通気することにより，湖水の DO 濃度と pH を調節しながら培養したときの湖水中の DPO4，溶存態マンガン（DMn），DFe の濃度時間変化を示してい18）
る 。DPO4 はどの条件でも濃度増加する。しかし，DMn は DO が 0 mg/L のときだけ濃度増加し，DFeはどの条件でも濃度増加は見られない。実際，琵琶湖の底層でも DO が十分に存在する条件下で DPO4
濃度は増加している（図 4）。また，このときの DMn，
43

杉山・望月：湖におけるリンの分布と循環

DFe は そ れ ぞ れ 130 nmol/L，11 nmol/L 以 下 の 低濃度にあった。したがって，図 4 で見られるような琵琶湖深水層での DPO4 の濃度増加は，堆積物表面における生物粒子の好気的酸化分解によるものだということがわかる。ちなみに図 4 と図 13 の結果
から好気的分解による堆積物からの DPO4 の溶出速
2（図 4），3.0～度を求めると，8.4～9.8 µmol/m /day2
32.8 µmol/m /day（図 13）となり，両者は良い一致を示す。
DO が 0 mg/L であると，DPO4 とともに DMn の濃度増加が起こる。両者の濃度変化は良い直線相関にある。ただし，その傾きは DMn/DPO4 比として
16）635 mol/mol であって，Redfield 比 から予測され54）
る以下の分解反応式 での Mn/P 比 212 mol/mol とは大きく異なっている。
（NH3）（H3PO4）＋212 MnO2 →（CH2O）
106
16
2＋
2－
－
212 Mn ＋106 CO3 ＋212 OH ＋16 NH3＋H3PO4（CH2O）（NH3）（H3PO4）;10616
有機物の平均的な元素組成2＋
MnO2：二酸化マンガン，Mn ：マンガンイオン，
2－－
CO3 ：炭酸イオン，OH ：水酸化物イオン，
NH3：アンモニア，H3PO4：リン酸
これは堆積物中の有機物粒子は表層からの沈降途中や堆積後での分解・変性のために C/P 比が Redfield16）
比 とは異なっていて 895～2,090 mol/mol とかなり
18）
大きいためである 。
DO が 0 mg/L になっても DFe は溶出しないが，これには水温が影響している。図 13 の培養実験は
琵琶湖湖底を想定して水温を 8℃に調節している。
この条件では 452 時間（約 19 日）の培養でも DFe の濃度増加は起こらない。一方，水温を 25℃にすると約 200 時間以上の培養で DFe が濃度増加するようになる。これは鉄還元を引き起こすバクテリアの活性が温度依存性をもつためと考えられる。ちなみに，
このときの DPO4 濃度と DFe 濃度も良い直線相関を示すが，その傾きは DFe/DPO4 比として 26.6 mol/
mol である。上述した DMn/DPO4 比の値とは違っ16）54）て，Redfield 比 から予測される以下の分解反応式
での Fe/P 比 424 mol/mol よりとても小さい。
（CH2O）（NH3）（H3PO4）＋212 Fe2O3＋212 H2O →
106
16
2＋
2－
－
424 Fe ＋106 CO3 ＋636 OH ＋16 NH3＋H3PO4
Fe2O3：酸化鉄（III），H2O：水，Fe ：鉄イオン2＋

これは Fe2O3 の還元溶解に伴って，Fe2O3 中に吸着されていたリンも DPO4 として溶出するためである。
26.6 mol/mol の DFe/DPO4 比は 5 章で述べた水和鉄
酸化物中の Fe/P 比 7～34 mol/mol とも良い一致にある。もちろん，リン酸鉄の還元溶解も DFe/ DPO4比を低くする方向に働く。
これらの結果から，現在の琵琶湖における堆積物
からのリンの回帰は生物粒子の好気的酸化分解によって起こっているが，DO の濃度変化に伴ってリン回帰の反応が段階的に変化することが分かる。
11．おわりに湖におけるリンの分布と循環は，水域が異なっていても基本的には同一の生物地球化学的過程によって駆動されている。そこにそれぞれの水域がもつ陸水学的特徴，水深・標高・緯度の違いに伴う湖水の成層・循環の有無などの物理学的特性，酸化還元環
境の違いなどの化学的特性，貧栄養から過栄養にわたる栄養段階の違いなどの生物学的特性が反映されて，湖によってさまざまに異なるリンの分布と循環の様式が形成される。これらの統一的な理解に向けて，さらに体系的で広範な研究が望まれる。
引用文献

図 13

‌
湖水／堆積物界面の培養実験における溶存態の
，マンガン
（DMn）
，鉄
（DFe）のリン酸（DPO4）
濃度変化．

●：DO = 10 mg/L， ●：DO = 2.6 mg/L， ●：DO = 0 mg/L．
DO：溶存酸素
水温：8 ℃，pH：6.4 ～ 7.7．Sugiyama ら 18）をもとに著者改編．

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杉山雅人／Masahito SUGIYAMA

1957 年，岡山県津山市生まれ。1980 年
京都大学理学部卒業。1986 年京都大学大学院理学研究科博士後期課程修了。京都大学化学研究所教務職員，
同教養部助手，同総合人間学部助教授，同大学院人間・環境学研究科教授などを経て 2013 年より，同国際高等教育院教授（人間・環境学研究科併任，現職）。
専門は水圏化学・分析化学。特に，陸水域における微量元素の生物地球化学過程，自然水中の微量化学成分の高感度分析法の開発について研究している。主な著書に『湖と海の化学』（共著，京都大学学術出版会），『基礎分析化学』（共著，朝倉書店）など。

望月陽人／Akihito MOCHIZUKI

1988 年，静岡県生まれ。京都大学総合
人間学部総合人間学科卒，京都大学大学
院人間・環境学研究科修士課程修了。現在，同研究科博士後期課程在学中。陸水域における微量元素（特にウラン）の分布と動態を研究している。近年では，国内
外河川（沖縄島・フブスグル－バイカル－エニセイ流域など）におけるウランの地球化学的動態の解明に取り組んでいる。
また，塩湖の主要成分組成と微量元素の濃度分布との関係に興味をもっている。