泥炭林土壌の温室効果ガスの生成と消失
森本聡 1 · 永田修 2 · 川本健 3 · 長谷川周一 4

Production and consumption of greenhouse gases in a peatland forest soil
Satoshi MORIMOTO1 · Osamu NAGATA2 · Ken KAWAMOTO3 · Shuichi HASEGAWA4

Abstract: Peat wetlands are considered to be the major
sources of greenhouse gases. Many studies have been conducted to evaluate quantitatively greenhouse gases production and consumption in peat soils, however, only limited
information on dynamics of greenhouse gases in peatland
forest soils. In this study, emission, production, and consumption of greenhouse gases such as CO2 , CH4 , and N2 O
were investigated at a soil profile in the peatland forest by
combining techniques of a closed-chamber method, annual
monitoring of soil gas concentrations in the unsaturated
zone, and laboratory measurements on water retention andgas diffusivity for soil core samples. Results show thatthe annual amounts of 725 g CO2 -C m−2 were emitted
from the soil surface and approximately 90% of the CO2
was produced at the depth interval less than 10 cm. On
the other hand, the soil profile acted as a CH4 sink andthe annual amounts of 0.47 g CH4 -C m−2 were oxidized（consumed) within the 0–10 cm depth interval. For the
dynamics of N2 O, the annual amounts of 0.249 g N2 O-N
m−2 were emitted from the surface and both production
and consumption occurred at each depth interval above thewater table. Especially, the production and consumption of
N2 O was significant at the 22-cm depth from the surface. It
was also revealed that the N2 O was produced / consumed
markedly even during the snowfall and snowmelt periods
differing from the CO2 and CH4 .
Key Words : carbon dioxide, methane, nitrous oxide, peatland forest, gas production and consumption

1. はじめに性から，このような土地利用には排水改良や客土等が不可欠であるが，それは泥炭の分解を促進させ，様々な問題を発生させてきた．泥炭の分解による急激な地盤沈下
はその代表的な例である（宮地ら，1995）．さらに，近年の地球温暖化への関心の高まりとその炭素含有量の多さから，湿地における温室効果ガスの発生も大きく注目されてきている（Alm et al.，1999； Pilegaard et al.，2003;
永田，2006）．
このような背景から泥炭地を含めた湿地では，温室効
果ガスの湿地における存在形態や輸送経路に関する研究（Le Mer and Roger，2001；Tokida et al.，2005）をはじめとして，温室効果ガス放出に土地利用形態の変化（Naser et al.，2005；Yu et al.，2006），地下水位変動（Yuet al.，2003；van Huissteden et al.，2006），湿原植生の変化（Nagata et al.，2005），積雪 · 融雪（Alm et al.，1999）
が及ぼす影響など，温室効果ガスに関する研究は数多く行なわれている．これらの既往の研究成果から，一般に，地下水位が地表付近に存在する自然状態の泥炭地では，

CH4 や CO2 は地表から大気へ放出（ガスフラックスが正）され，N2 O は放出されない，もしくは僅かに吸収（ガスフラックスが負）にある（Regina et al.，1996）との傾向が示されている．そして，地下水位が低下し，泥炭地に不飽和帯が形成されると，CH4 は放出から吸収に転じ，泥炭基質の有機物分解により CO2 の放出が大きく増加し，N2 O の放出も増加するとの報告がされている．
しかし，このように不飽和帯を有する泥炭土における温泥炭は陸域面積の約 3 % を占めるのみであるが，その室効果ガスの研究は，客土や排水等により農耕地化され炭素含有量は全土壌中の約 3 分の 1 に相当する 455 Pgた土壌での研究が大半であり，防風林内のように不飽和以上と言われている（Gorham，1991）．国内において泥帯を有する自然状態に近い泥炭林や湿地林において，土炭は北海道に広く分布し，その総面積は約 20 万 ha であ壌が温室効果ガスの放出源／吸収源として機能するのかり，現在その約 70 % は明治以降の開発により農地や宅を調べた研究は少ない．Magnusson （1995）や Yu et al.

地として利用されている（冨士田，2007）．泥炭の特殊（2006）らは，不飽和帯を有する泥炭林や湿地林における土壌ガス濃度分布と土壌水分量や酸化還元電位について

1 DOWA ECO-SYSTEM Co., Ltd.

統計的相関を調べ，土壌水分量変化にともなう酸化 · 還コシステム（株）

元状態の違いが温室効果ガスの生成 · 消失と密接に関係

Hanaokamachi Aza Tsutsumisawa
Odate, Akita 017-0005, Japan. Corresponding author: 森本聡, DOWA エ
2 National Agricultural Research Center for Hokkaido Region, Sapporo

062-8555, Japan
3 Graduate School of Science and Engineering, Saitama University,
Saitama 338-8570, Japan
4 Field Science Center for Northern Biosphere, Hokkaido University,
Sapporo 060-0811, Japan
2009 年 4 月 1 日受稿 2009 年 8 月 10 日受理
土壌の物理性 113 号, 3–12 (2009)することを示したが，温室効果ガスの生成 · 消失量の季節変動や，土壌内での生成 · 消失部位の詳細な検討は行なっていない．不飽和帯を有する泥炭林や湿地林は，水文地形学的 · 植生学的には，還元状態が容易に形成されCH4 の放出源とされる湛水湿地や地下水位が地表付近に存在する泥炭土壌から，一般に CH4 の吸収源である森林

4

土壌の物理性第 113 号

(2009)

土壌へと移行する重要な遷移域であり，今後，湿地全域∆ (θaC)
∆q
=−
+r
∆t
∆z

における炭素収支や温室効果ガスの放出量の算出精度を高める上で重要な土地形態であるといえる．

(2)

そこで本研究では，農地化されておらず，不飽和帯を有ここで θa は土壌の気相率（m3 m−3 ）， t は時間（s），r

する泥炭林土壌を調査対象地とし，温室効果ガス（CO2 ，は単位体積あたりのガスの生成あるいは消失速度（kgCH4 ，N2 O）の地表放出量および土壌内ガス濃度分布を
約 1 年間測定するとともに，各深さの土壌試料のガス拡

m−3 s−1 ） である．通常ガス移動は水や溶質移動に比べ散係数を測定した．そして，これらの結果を用いて，温るほど小さいと考えると，（2）式は次のように簡略化す

室効果ガスの生成 · 消失量の季節変動を明らかにするとることができる．

て非常に速いため，左辺に示す貯留項の変化は無視でき

ともに，地表面及び土壌内各深さのガスフラックスを定∆q = ∆z r

量的に解析し，不飽和帯を有する泥炭林土壌内での温室効果ガスの生成 · 消失部位の検討を行なった．

(3)

これは 2 深度のフラックスの差（∆q）を計算すること

2. 方法

により，2 深度間（∆z）の単位体積あたりのガスの生成あるいは消失速度（r）が求まることを意味している．こ2.1 調査地
調査は，北海道美唄市の北海道農業研究センター美唄
試験地より約 200 m 北に位置し，約 70 m の幅で東西にのように本研究では（1）式と（3）式を用い，土壌中のガスフラックス，生成あるいは消失速度を求めた．

広がる防風林に 3 m × 3 m の試験区を設けて行った．同

2.3 測定項目

地域は石狩泥炭地と呼ばれ，かつて約 6 万 ha の湿原が土壌断面と測定および採取項目を Fig．1 に示す．

存在していたが，開拓によりその大部分が農地となった．

土壌ガス濃度は 6，15，30，40 cm 深と地下水面近傍で調査地とした泥炭林は客土が行われず，自然状態のままある地表面下 60 cm の各深度から，先端に直径 10 mm，防風林として残されている貴重な場所である．土壌は高長さ 15 mm のポリエチレンフィルターをつけた採気管

位泥炭に分類され，層序は泥炭の分解程度から H1（0 –により，試験区内の異なる 3 点で採取した．同時に地表

3 cm），H2（3 – 42 cm），H3（42 – 76 cm）で，以下，粘土混じりの C1（76 – 124 cm），粘土の C2（124 cm 以下）

面の空気（0 cm）も異なる 3 点で採取した．採取した空気は予め真空にした 3 mL のバイヤル瓶に引き入れた．

であった．本調査地の地下水位は降雨に対応して変動し地表面からのフラックスは，0 cm と 6 cm の濃度勾たが，8 月から 9 月は深さ約 90 cm で最も低く，融雪期

配から（1）式により算出した（以下，拡散法）．また，の 4 月には深さ約 40 cm で最も高かった．調査期間は直接測定ができるクローズドチャンバー法（以下，チャ

2007 年 6 月 13 日から 2008 年 10 月 20 日であった．気象庁による同地域の気象統計情報（1979 – 2000 年）によると，年平均気温は 7.1 ◦ C，年平均降水量は 1,156 mm
であり，最大積雪深は 100 cm を超える．

ンバー法）によっても測定し，拡散法の評価を行った．

2.2 土壌中のガスフラックス，生成量の計算法
土壌中のガス移動は圧力勾配による移流と濃度勾配による拡散とがある．一般に，気圧 · 温度 · 風速の変化によって生じる移流は土壌中のガス移動に果たす役割は小さく，土壌中のガス移動は通常拡散が支配的であるとみなされる（Laursen，1991；藤川ら，2003）．そこで本研究もこの拡散移動のみに着目した．したがって， 土壌中のガス移動は Fick の法則を用いて次式のように表すことができる（例えば，Rolston and Moldrup，2002；Webb，

2006）．
q = −Ds

∆C
∆z

(1)

ここで q は土壌中のガスフラックス（kg m−2 s−1 ），Ds
は土壌ガス拡散係数（m2 s−1 ），C は着目するガスの濃度（kg m−3 ），z は距離（m）である．Ds を大気中のガス拡
散係数 Do で除すことにより，相対ガス拡散係数 Ds /Doが求まる．なお，q， z とも上向きを正の値とした．
また土壌中において，質量保存側から次式が成り立つ．

Fig． 1 調査地の土壌断面と測定および採取項目．
Soil profile and depths of measurements and core sampling.

論文：泥炭林土壌の温室効果ガスの生成と消失

5Fig． 2 気相率とマトリックポテンシャルの関係．グラフ内の値は深度，実線はモデル値を表す．
Relations between matric potential and air-filled porosity at five different depths. Fitted curves with the van Genuchten soil-water
retention model are given.

チャンバーは底面積が 30 cm × 30 cm，高さが 26 cm のロガー（サーモクロン G タイプ，KN ラボラトリーズ製）

塩化ビニル製で，試験区周囲の異なる 3 定点にあらかじを埋設し，3 時間ごとの経時測定を行った．

め設置しておいたチャンバーベースに載せて測定した．

現場のマトリックポテンシャルは，2008 年 5 月 7 日に測定の際には表面の植生および落葉を取り除いた．また深さ 10.5，22.5，35，50，90 cm にテンシオメータを埋積雪期は雪の上から測定した．この時，チャンバーと雪設し，1 時間ごとの経時測定を行った．それ以前の期間

面の間の漏れを防ぐため，チャンバー周辺の雪を手で固（2007 年 6 月 13 日から 2008 年 5 月 7 日）における各めた．なお，ガス採取はチャンバーを載せる直前の 0 分

深度のマトリックポテンシャルは，地下水位から推定しと，非積雪期は 6， 10， 20 分後に，積雪期は 60 分後にた．すなわち，2008 年 5 月 7 日以降の各深度のテンシオ行った．

メータの値と地下水位の関係を導くことにより，それ以採取した空気試料は 10 時間以内にガスクロマトグラ前の期間におけるマトリックポテンシャルを推定した．

フィー（SHIMADZU GC-8A）により CO2 ，CH4 ，N2 O

土壌ガス拡散係数 Ds は遅沢 · 久保田（1987）の方法に濃度を分析した．チャンバー法によるガスフラックス

準拠し測定した．試料は，試験区近傍の各深さ（3，10.5，

は，CO2 は 0 と 6 分後の濃度変化から，CH4 ，N2 O は 0と 20 分後の濃度をもとに，積雪期はどのガスフラック

22.5，35，50 cm）から断面積 100 cm2 ，体積 500cm3 の円筒試料を用いて 3 反復で採取し，毛管飽和後，吸引法

スも 0 と 60 分後の濃度をもとに直線回帰法で算出したにより土壌水分を数段階に調節した．測定範囲は試料の（土壌環境分析法，1997）．

収縮を考慮して，マトリックポテンシャルが 0 cm から

地温は深さ 6，15，30，40，60 cm に小型温度データ−100 cm とした．

6

土壌の物理性第 113 号

(2009)

Fig． 3 気相率と相対ガス拡散係数の関係．グラフ内の値は深度，実線はモデル値を表す．
Soil-gas diffusivity as a function of air-filled porosity at five different depths. Predicted curves with the Millington and Quirk model
are given.

2.4 土壌ガス拡散係数の推定求め，θs から引くことにより −100 cm よりも低いマト

土壌ガス拡散係数は気相率の関数であるため，テンシ

リックポテンシャルに対応する気相率 θa を算出した．

オメータから得たマトリックポテンシャルと室内試験でこの気相率に対応するガス拡散係数は次式で示される得た土壌ガス拡散係数から現場の土壌ガス拡散係数を推Millington-Quirk モデル（Millington and Quirk，1961）

定した．

を用いて算出した．

現場でマトリックポテンシャルが −100 cm よりも低//
Ds Do = θa 10/3 Φ2い場合の体積含水率（気相率）は（4）式の van Genuchten
モデル（van Genuchten，1980）を用いて推定した．
n −m

θ = (θs − θr ) (1 + |α h| )

+ θr

(5)

，Φ は全間隙率（m3 m−3 ）ここで θa は気相率（m3 m−3 ）(4)

ここで θ は体積含水率（m3 m−3 ），θs は飽和体積含水率（m3 m−3 ），θr は残留体積含水率（m3 m−3 ）である．

h はマトリックポテンシャル（cm），α ， n は定数，mは 1 − 1/n である．（4）式にテンシオメータから得られたマトリックポテンシャルを代入することにより θ をを表す．
なお，マトリックポテンシャル，気相率，ガス拡散係数のヒステリシスは考慮しなかった．また，3 cm 深にはテンシオメータを埋設しなかったため，3 cm 深のマト
リックポテンシャルは静的平衡を仮定し 10.5 cm のマト
リックポテンシャルの値に −7.5 cm を加えた．

論文：泥炭林土壌の温室効果ガスの生成と消失

7Fig． 4 地表面からのガスフラックスのチャンバー法と拡散法の比較．破線は y = x，（a）CO2 ，（b）CH4 ，（c）N2 O．
Comparison of gas flux values at the soil surface obtained by the closed-chamber method and the soil-gas diffusivity-based method.
Dotted lines show 1:1. (a) CO2 , (b) CH4 , and (c) N2 O.

Fig． 5 地表面と土壌中の CO2 濃度．
Measured CO2 concentrations at the soil surface and the depths of 6, 15, 30, 40, and 60 cm.

3. 結果と考察
3.1 マトリックポテンシャル，気相率，相対ガス拡散

3.2 クローズドチャンバー法と拡散法の比較
Fig．4 にチャンバー法と拡散法によるガスフラックス
値の比較を示す．正の値は大気への放出，負の値は土壌の吸収を表す．CO2 は全体的にチャンバー法が拡散法

係数の関係よりも大きい値を示し（Fig．4（a）），CH4 は全体的にFig．2 に各深度の気相率とマトリックポテンシャルの関係を示す．3 cm 深と 10.5 cm 深では毛管飽和時（0 cm時）において気相率が 0.2 – 0.4 m3 m−3 と粗大な間隙が多いのに対し，22.5 cm 深以下では気相率は 0 – 0.1 m3
m−3 であり粗大な間隙は少ないことがわかる．また，どの深度においても van Genuchten モデルは実測値とよい

チャンバー法が拡散法よりも小さい値を示した（Fig．4

適合を示した．

Fig．3 に各深度の気相率と相対ガス拡散係数の関係を示す．どの深度も気相率の増加と共に相対ガス拡散係数は増加する傾向にあった．Millington-Quirk モデルは 3cm 深では実測値よりやや過大であり，22.5 cm より深い部位では過小評価となった．気相率と相対ガス拡散係数の傾向は，美唄湿原の泥炭土を対象にした Iiyama andHasegawa（2005）と類似した．

（b））．N2 O はチャンバー法の大きな 2 点を除けば，全体的に他のガスよりもよい一致を示した（Fig．4（c））．
拡散法のフラックスの平均はチャンバー法のフラックスの平均を 100 とすると， CO2 は 53 %，CH4 は 27 %，N2 O は大きな 2 点を除くと 105 % であった．絶対値がCO2 ，CH4 ではチャンバー法が拡散法より大きくなったのに対し N2 O では良い一致を示したことは，土壌ガス拡散係数の影響よりも濃度勾配の影響が大きいと考えられる．つまり CO2 ，CH4 では，6 cm 深よりも浅い部位で濃度勾配をとる必要がある．このようなことが生じるのは CO2 ，CH4 の生成 · 消失がごく浅い層で盛んに起こっているためと考えられる．同様に，N2 O がチャンバー法で非常に大きい値が測定されるときも，土壌のごく表層で生成が起こっていることが考えられる．

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土壌の物理性第 113 号

(2009)

Fig． 6 地表面と土壌中の CH4 濃度．（a）地表面から 40 cm 深の濃度，（b）60 cm 深の濃度．
Measured CH4 concentrations (a) at the soil surface and the depths of 6, 15, 30, and 40 cm, and (b) at the depth of 60 cm.

Fig． 7 地表面と土壌中の N2 O 濃度．
Measured N2 O concentrations at the soil surface and the depths of 6, 15, 30, 40, and 60 cm.

9

論文：泥炭林土壌の温室効果ガスの生成と消失

Fig． 8 地表面および土壌中のガスフラックス．グラフ内の値は濃度勾配の決定深度（地表面はチャンバー法の値），（a）CO2 ，（b）CH4 ，（c）N2 O．
Gas flux values at the soil surface and each soil-depth interval. (a) CO2 , (b) CH4 , and (c) N2 O.

3.3 土壌中のガス濃度

3.4 土壌中のガスフラックス，生成量

Fig．5，6，7 に地表面および土壌中のガス濃度の年間

拡散法を用いて各土層におけるガスフラックスと生成変動をガスごとに示す．
地表面の CO2

量（消失量）を算出した．地表面からのガスフラックス

濃度は季節変化がなく年間 4 × 10−4 –6 × 10−4 m3 m−3 で推移した（Fig．5）．土壌中の CO

2

は，3.2 の結果からチャンバー法により測定した値を用いた （Fig．8）．

濃度は積雪期（2007 年 11 月 – 2008 年 4 月）を除いて，得られたグラフから線形補間を用いてフラックス，生6 cm から 40 cm にかけて濃度が増加し 60 cm で減少あ

成量の年積算値を算出した．40 – 60 cm のフラックスは

るいは増加する傾向があった．積雪期はどの深度の濃度

データ数が少ないため年積算値の計算は行わなかった．

も低くほとんど差がなかった．濃度ピークは 8 – 9 月にまた，突発的な大きな CH4 フラックスは計算から除外し現れ，40 cm が最大で 0.021 m3 m−3 であった．地表面

た．年積算値は地表面からのフラックスを 100 として土の CH4 濃度は季節変化がなく，年間 1.6 × 10−6 – 2.7 ×

壌中のフラックス，生成量の相対値を示した（Fig．9）．

cm の CH4 濃度はほぼ同じで地表面よりもやや低く 1 ×
10−6 – 3 × 10−6 m3 m−3 で推移したが，6，30 cm 深では突発的に大きい値が観測されることがあった．40 cmの濃度はそれらよりもやや大きく 2 × 10−6 – 4.5 × 10−6
m3 m−3 を示した．60 cm の濃度は非常に大きい値を何度か示す傾向がみられた （Fig．6（b））．地下水位は夏期には地表から 50 – 90 cm の間を変動し，冬期 · 融雪期
は 40 – 50 cm であった．60 cm での高い濃度は地下水面下の嫌気的条件下で CH4 が生成され，噴出し上昇してき値は CO2 が 725 g C m−2 y−1 ，CH4 が −0.47 g C m−2

10−6 m3 m−3 で推移した（Fig．6（a））．深さ 6，15，30

たものと考えられる．

美唄泥炭林における地表面からのフラックスの年積算

y−1 ，N2 O が 0.249 g N m−2 y−1 であった（Table 1）．
CO2 は微生物呼吸と根呼吸の両方を含む土壌呼吸の値である．既往の報告によれば，CO2 は温帯針葉樹林が 681
g C m−2 y−1 ，温帯落葉樹林が 647 g C m−2 y−1 でありTable 1 美唄泥炭林で得られた地表面からのガスフラックスの年積算値と文献値との比較．CO2 は土壌呼吸値．
Comparison of the annual amounts of gas flux at the soil surface
in Bibai peatland forest with literature data. Values of CO2 -C are
soil respiration.

地表面の N2 O 濃度は季節変化がなく 0.3 × 10 −6 – 0.6

× 10−6 m3 m−3 で推移した（Fig．7）．CO2 と同様に 6
cm から 40 cm にかけて増加し，60 cm で減少あるいは増加する傾向があった．融雪期間（2008 年 3 月 21 日から 4 月 9 日）に 15 cm より深い層で濃度の急上昇がみられ，その後減少した．濃度ピークは 3 月 21 日に 30 cm
で 18 × 10−6 m3 m−3 を示した．

美唄泥炭林
温帯針葉樹林 1)
温帯落葉樹林 1)
美唄水田 2)
美唄転換畑 2)
1)
2)

CO2
g C m−2 y−1
725
681
647
—
—

Raich and Schlesinger (1992)
北海道農業研究センター (2006)

CH4
g C m−2 y−1
−0.47
—
—
82.16
0.07

N2 O
g N m−2 y−1
0.249
—
—
0.078
0.866

10

土壌の物理性第 113 号

(2009)

Fig． 9 年間の地表面および土壌中のガスフラックス．左側の値は深度，矢印の中の値は地表面からのフラックスを 100 とした
ときの値．生成量は左矢印が生成，右矢印が消失，N.D. はデータなし，（a)CO2 ，（b)CH4 ，（c)N2 O を表す．
Gas flux, production, and consumption at each soil-depth interval. The values in the arrays are shown as relative percentages to theannual amounts of gas flux at the soil surface. The ND is no data.（a) CO2 , （b) CH4 , and （c) N2 O.

（Raich and Schlesinger，1992），本研究はそれらよりもでで生成されており，生成された CO2 はそのまま大気へ

やや高い水準にあった．これは泥炭の持つ炭素含有量の放出されていることがわかった．これはチャンバー法と多さが影響しているものと考えられる．CH4 は美唄地域

拡散法の比較による考察と一致する．CO2 は 22.5 – 35

での水田が 82.16 g C m−2 y−1 ，転換畑が 0.07 g C m−2

cm で消失となったが，通常 CO2 が土壌中で消失するこ

y−1 であり（北海道農業研究センター，2006），本研究とは考えられないため，濃度やガス拡散係数のばらつき

はそれらと異なり吸収であった．一般に森林の地表面はによるものと考えられる．また夏期として 2007 年 7 – 9

CH4 の吸収源であるということが言われており（Le Mer
and Roger，2001），本調査地の不飽和帯を有する泥炭林においても例外ではなかった．このことから，CH4 の地

月，積雪期として 2007 年 11 月 – 2008 年 4 月の間のフラックスを算出した．夏期は年積算放出量の 35 % を占

表面のフラックスは，土壌の特性よりも土地利用形態の

方積雪期は地表面からのフラックスの値も小さく，10.5

影響が強いと考えられる．N2 O は同地域の水田で 0.078

cm より深い層ではガスフラックス，生成量ともに 0 で

g N m−2 y−1 ，転換畑で 0.866 g N m−2 y−1 が報告されあった．

め，0 – 10.5 cm の生成量も年間の約 30 % を占めた．一ており（北海道農業研究センター，2006），泥炭林の値は

CH4 では，地表面からのフラックスは年間を通じて負水田よりも高く，転換畑より低かった．これは，泥炭林であった（Fig．8（b））．6 cm から 40 cm までは年間通は水田よりも好気的条件下にあり，泥炭の無機化によるじてほぼ 0 であったが，6 – 15 cm の土壌で 2007 年 11

N2 O の発生が水田よりも多く，施肥や有機物の施与がな

月 22 日に 1 度非常に大きな値を示した．また，40 – 60

いので転換畑より低いことが考えられる．

cm のフラックスは他と異なり大きい正の値を数回示し

地表面からのフラックスと比較して土壌中の CO2 フ

た．このような他と大きく異なる値が生じた理由は不明

ラックスは年間通じて変動がほとんどなく，また 15 cm

であるが，概ね 60 cm 以深の地下水面下で生成されたより深い層ではほぼ 0 であった（Fig．8（a））．CO2 の年

CH4 が高濃度の気泡として上昇したことが可能性として考えられる（Tokida et al.， 2005； Kusmin et al.， 2006）．
CH4 の年積算値をみると，大気から拡散により移動してきた CH4 は全て 10.5 cm までには酸化され，消失していることがわかった（Fig．9（b））．これは，植物根圏における酸化的環境の発達によるメタン酸化作用（Lombardi

積算値は，全ての深度で大気へ向かう上向きフラックス
であった（Fig．9（a））．地表面からのフラックスに対し，

0 – 10.5 cm の土壌でその 91 % が生成し 10.5 cm より深い層の土壌では 9 % が寄与しているに過ぎなかった．これにより CO2 はそのほとんどが地表面から 10.5 cm ま

11

論文：泥炭林土壌の温室効果ガスの生成と消失

4. まとめ0 cm と 6 cm の濃度勾配から算出した拡散法のフラッ
クスはチャンバー法のフラックスと比較したところ，

N2 O はほぼ一致した．一方，CO2 ，CH4 では拡散法は過小評価であり，6 cm より浅い層での生成，消失が盛んであることが考えられた．
土壌中のガス濃度は，CO2 ，N2 O は深いほど濃度が高くなる傾向にあった．CO2 は最大濃度の季節変化がみられたが，N2 O は一定の傾向がみられなかった．CH4 は地表面の濃度が高く，土壌中ではそれより低い傾向にあったが，時折土壌中で深度に関わらず非常に高い濃度がみられた．
どのガスも地表面からのガスフラックスと比較すると，土壌中のガスフラックスはかなり小さく，15 cm より深い層ではどの時期においてもほぼ 0 であった．しかし CH4 は深部で時折大きい上向きフラックスを生じており，地下水面からの放出が考えられた．
年積算値を算出した結果から，地表面からの放出に主Fig． 10 積雪期の地表面および土壌中の N2 O ガスフラック
ス．矢印の中の値は，年間の地表面からのフラックスを 100 とに影響する土壌中のガスの生成 · 消失は CO2 ，CH4 ではしたときの値．

地表面から約 10 cm，N2 O では地表面から約 20 cm で起

N2 O gas flux, production, and consumption at each soil-depth
interval during the snowfall period. The values in the arrays areshown as relative percentages to the annual amounts of gas flux
at the soil surface.

こっていた．また CO2 ，CH4 は積雪期の生成 · 消失はほ
とんどなかったが，N2 O では積雪期の生成 · 消失が盛んであった．
今後は，土壌中の温室効果ガス挙動を地温や土壌水分

et al.，1997）が大きいものと考えられる．10.5 – 22.5 cm
でわずかに生成の値を示した．また CO2 と同様，積雪期
は土壌中での移動，生成はほとんど起こっていなかった．

N2 O は，地表面からのフラックスは年間を通じて正の値であったが，6 – 15 cm では正負どちらの値も示し，
15 cm より深い層では CO2 ，CH4 と同様，ほぼ 0 であった（Fig．8（c））．年積算値をみると，0 – 10.5 cm で 116% 生成し，10.5 – 22.5 cm で 33 % の消失があった（Fig．
9（c））．地表面付近の 0 – 10.5 cm では生成が盛んであるが，CO2 と異なり生成がそのまま地表面からの放出につながっていなかった．22.5 cm 以深の生成量が比較的量の変化に起因する微生物 · 植物活性，および地下水位の変動と結びつけて考察するなどし，不飽和帯を形成す
る泥炭森林土における温室効果ガスの生成 · 消失の実態解明に向けてさらなる検討を行なう予定である．

謝辞
本 研 究 の 一 部 は 日 本 学 術 振 興 会 科 学 研 究 費（No.
18360224，代表者小松登志子）の補助を受けた．また，
平成 20 年度平和中島財団国際学術共同研究助成を受けた．埼玉大学大学院の濱本昌一郎氏からは原稿段階で貴重な指摘を受けた．記して謝意を表します．

少ないことから地表面のフラックスに影響するのは主に

引用文献

0 – 22.5cm である．夏期（2007 年 7 – 9 月），秋期（2007
年 9 – 11 月），積雪期（2007 年 11 月 – 2008 年 4 月）をAlm, J., Saarnio,S., Nykänen, H., Silvola, J., and Martikainen, P.J.
比較した結果，40 cm より浅いどの深さからも生成 · 消(1999): Winter CO2 , CH4 and N2 O fluxes on some natural and
失が起こっており，CO2 や CH4 の生成 · 消失と大変異
drained boreal peatlands. Biogeochemistry, 44: 163–186.
なった傾向を示した．Fig．10 に積雪期のフラックスと土壌環境分析法編集委員会編 (1997): 土壌環境分析法，pp.129–生成を示す．Fig．9 と同様に，地表面におけるフラック
138， 博友社，東京.
藤川智紀，宮崎毅，井本博美 (2003): 耕盤層を有する土壌中のスの年積算値を 100 とした相対値で示してある．CO2 や
CO2 ，O2 ガス挙動に関する研究．農業土木学会論文集，225:
CH4 と異なり，積雪期の移動，生成量が大きかったが，111–118.
地表面からの放出量には影響しなかった．N2 O は土壌中の生成が大きいとき，それを打ち消すように消失も大きくなるという特徴がみられた．N2 O の生成，消失は，地冨士田裕子 (2007): 北海道の湿原生態系とその保全 · 再生．地球環境，12(1):7–20.

温，土壌水分，pH 等，様々な影響を受けるため，本研

Gorham, E. (1991): Northern peatlands: Role in the carbon cy-

究で得られた N2 O の挙動に関する要因解明については，cle and probable responses to climatic. Warming Ecological

今後，さらに検討する必要がある．

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12土壌の物理性第 113 号

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要

26, Springer.

旨

泥炭地は潜在的に温室効果ガスの放出源となり得るため，その土壌中の挙動を明らかにすることは重要である．本研究では，これまであまり報告例のない泥炭林土壌中における温室効果ガス（CO2 ，CH4 ，

N2 O）の挙動を，クローズドチャンバー法と土壌ガス拡散係数と濃度勾配に基づく拡散法を用いて約 1年間調査した．その結果，次の点が明らかになった．CO2 の地表面からの年間放出量は 725 g C m−2であり，その 90 % が 0 から約 10 cm までに生成されていた．CH4 の年間吸収量は 0.47 g C m−2 であり，地表面から約 10 cm までに大気から移動してきた全てが酸化され消失していた．10 cm 以下でのCH4 の移動はほとんどなかったが，地下水面近傍で何度か大きな上向きフラックスを生じていたことから，地下水面下で発生していることが示唆された．N2 O の地表面からの年間放出量は 0.249 g N m−2 であり，土壌のどの深さでも生成，消失が起こっていた．生成，消失が活発なのは地表面から約 22cm であった．CO2 ，CH4 と異なり N2 O は積雪期に生成，消失が活発であった．
キーワード：二酸化炭素，メタン，亜酸化窒素，泥炭林，ガスの生成と消失