北太平洋亜寒帯域およびベーリング海における鉄の分布と生物生産に対する寄与
高野通明＊・小畑丸尾

1.

序論
植物プランクトンは海洋表層において活発に光合成を行っており、海洋全体 としての生物生産は陸上植物に匹敵する。光合成が可能な有光層において生育する植物プラ
ンクトンは、寿命が短いためにその現存量は小さい。しかし、植物プランクトン由来の有機物は、動物プランクトンの捕食によって炎粒となる過程などを経て、沈降粒
子 として深海に運ばれる。この有機物の深悔への輸送は、大気 ー海洋表層系から 二酸
化炭 素を除去する役割を果たしている。この過程は生物ポンプ (biological pump) と呼ばれ、生物ポン プが効率的に働くことは
大気中の 二酸化炭素の減少につながる。すなわち、海洋における生物地球化学的循環
は、地球温暖化に関わる温室効果ガスの大
気中の濃度を制御する上で、極めて重要な役割を担っている。
海洋における植物プランクトンは、ほぼ一定の元素組成比を持っており 、このレッ
ドフィ ールド比にしたがって栄養塩類を消費する。リービッヒの最少律に照らし合わ
せると、レッドフィ ールド比と比較して存在量が最も少ない元素が植物プランクトンの一次生産を制限する。外洋域の表層においては、栄養塩が植物プランクトンに消費されて枯渇し、生物生産を制限している場合が多い。しかし南大洋は、表層の栄養塩") 東京大 学海洋研究所〒 522‑8533〒 164 ‑8639

Transactions of T h e R esearch Institute of
Oceanochemistrv Vol.IS. N o .I , Apr., 2002

元＊＊

雅啓＊・中山英一郎拿が年間を通じて比較的高い濃度で存在している海域である。この海域では、冬季に鉛直方向の混合が活発となり、豊富な栄養塩が中・深層から表層にもたらされている。

このことから、植物プランクトンの生育に対して、栄養塩以外の他の制限因子が存在すると考えられてきた。この南大洋のように高濃度の栄養塩が存在するにもかかわらず期待されるほど植物プランクトンのバイ

オマスや純生産 量が高くない海域は H i g hNutrient L o w Chlorophyl] 海域 ( H N L C 海域）と呼ばれ、その制限因子について様々な議論が行われていた 。 M artin らは試料の採取、分析に厳密なクリーン技術を適用する

ことにより、これ らの海域では鉄が極めて低濃度であることを明らかにした 。そして、 H N L C 海域では植物プランクトン成長が、栄養塩の欠乏よりも大気由来の鉄の欠乏によって制限されている、という仮説を提唱した。 Martin らは、その 一連の研究か
ら、南大洋 (Mai・tin et al., 1990a.b) の他にも、

赤道湧昇域 (Martin et al.1994 、 Coale etal.1996) 、北太平洋亜寒帯域 (Martin &Fitzwater. 1988 、 Martin & Gordon.1988 、Martin et al. 1989) においても鉄が一次生産の制限因子になっている可能性を示した。

さらに、最近の研究では上記の海域のほかにも、カリフォルニアの沿岸湧昇域(Hutchins & Brulai1d, 1998) でも大気由来の鉄滋賀県彦根市八坂町 2500

東京都中野区南台 1‑15‑1(36)

の供給が非常に少ないことから、鉄によって植物 プランクトンの 一次生産が制限されていることが明らかにされた。

Martin & Fitz.water(! 988) 、Martin et al. (1989)の研究に よって、東部北太平洋（アラスカ湾）も H N L C 海域で、鉄が生物生産を制限し、ていることが明らかになっている。 一方

西部北太平洋からベーリング海にかけての海域は、東部北太平洋に比べてアジア大陸
からの土壌粒子の降下が多く、鉄の供給が比較的多いと考えられる。しかし、これらの海域全体における鉄の分布に関する報告は非常に少ない。そこで本研究では、東京大学海洋研究所 調査船白鳳丸 K H‑99‑3 次航海において、これらの海域全体における鉄の分布を調べ、鉄の生物生産への寄与について新たな知見を得ることを目的とした。

2.

方法

置する測点 St.01‑03 を「西部北太平洋：
W N P 」、ベーリング 海内に位置する 測点

St.04 07B および St.16 を「ベーリング海：‑165° に位置
B S 」、アラスカ湾内の西経 I50°
する測点 St.08‑10 を「アラスカ沿岸域：

A C R 」、そしてアラスカ湾内の西経‑150° に位闘する測点 St.12‑14 を「東135°
部北太平洋： E N P 」とした。これらの測点において試料を採取した 。

試料の採取には、内部をテフロンコート
された通常型ニスキン採水器、レバーアクx 採水器を用いた 。採水器は C T D ‑C M S(CDT センサー付きカローセル採水器架台）に搭載され、各層で採水を行った。試料はギ酸 ーギ酸アンモニウム緩衝溶液を用いて
p H 3.2 に調整した後、 Nalgene 社製の低密度
ポリエチレン製の容器に保存した 。器具の洗浄や試薬精製 、測定機器は Obata et al.
(1993, 1997) に従 い、船上で測定を行った。
ケイ酸および硝酸塩の猿度は航悔中、各K H‑99‑3 次航海の測点を海域ごとに次のように分けた（ 図 1 ) 。東経 155° 170°に位

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図 1 北太平洋亜寒帯域及びペーリング海に設けた観測点{37)

海 洋 化 学 研 究 第 15 巻第 1 号 平 成 14 年 4 月

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図 2 北太平 洋亜寒 帯域及 びペー リング 海の 2 0 0 m 以浅に(a) W N P , (b) B S , (c) A R C , (d) E N P

T ransactio n s or T h e R esea rch In stit ute or
Oceanoch ern islr y V o l.15, N o .I, A p r., 200 2

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{38)

おける 鉄の鉛 直分布

測点において乗船研究者が分担して測定した。クロロフィル a 濃度は Suzuki et al. (inpress) を引用した。

3.

い値を示した。 St.06 、St.07A および St.16 では表面付近で極小（約 0.05 n M ) となり枯渇していた。 St.078 は他の測点よりも鉄濃度が高く、表面で 0.45 n M が消費されずに結果残存していた。

全ての測点における鉄の鉛直プロファイ

れずに残存していた。ケイ酸濃度は、 St.02

アラスカ沿岸域 ( A C R)
表層における硝酸塩は、 St.08 およびSt.10の表面において 0.5 μM と非常に低い値を示していた。 一方、 St.09 では 8 μM が消費されずに残存していた。ケイ酸は、 St.08 において約 Z O μM が残存していたのに対して、
St.09 では 6 . 6 μM 、St.IO では 1.4 μM まで消費されていた。鉄濃度は St.09 の水深 10 20
m で約 0.1 n M であり非常に低い値を示す 一
方、 St.08 およびSt.10 ではほぼ全層で 0.5 n M
以上が消費されずに残存していた。

St.03 では約 2 0 μM 、St.01 では約 10 μM ま

3. 4

における、ケイ酸と硝酸塩は水深 20 m 付近

約 11 μM が消 費されずに残存していた。 一ルは、非常に浅い St.078 を除いて、濃度が表層で低く深度と共に増加し、深層ではほぼ一定の値になる栄養塩型のプロファイルを示していた。

各海域における水深 0 2 0 0 m の鉄濃度の鉛直分布を図 2 に示す。

3.

1

西部北太平洋( W N P )表層の硝酸塩濃度は 、St.01 および St.03

では約 l O μM 、St.02 では約 2 0 μM が消費さでは約 4 0 μM が残存しているのに対して、で消費されていた。また、 St.01 および St.02

3. 3

東 部 北 太 平 洋 ( E N P)

表層の硝酸塩は、 S t.1 2 および St.13 では

で極小濃度を示していた。鉄濃度は 3 測点

方、 St.14 では 7. Z μM が残っていた。ケイ

0.1 n M で非常に低い値であった

び St.13 では 1 6 μM 以上が利用されず残っとも表面付近において、検出限界以下(~0.02)酸は硝酸塩と同様の傾向を示し、 St.12 およているのに対し、 St.14 では 9.7 μM が消費さが、 St.03 では水深 20 30 m で極小値を示す

れずに残存していた。鉄は 3 測点とも水深のに対し、 St.01 および St.02 では表面で極小となっていた。

約 100 rn 以浅で枯渇(:‑::; 0.02 n M ) していた。

3 . 2 ベーリング海 ( B S )4. 考 察4. 1 深屑における鉄濃度

表層の硝酸塩濃度は、 St.04 06 においてl O μM 以上残存していた。一方、 St.16 ではJohnson et al.(1997) は、太平洋や大西洋な

約 6 μM 、St.07A では約 3 μM 、St.07B では

ど様々な海域において溶存する鉄濃度が、検出限界 (0.13 μM ) 以下まで消 費されてい深層で約 0.6 n M であることを示した。また。ケイ酸は St.05 、St.078 および St.16 にた、鉄の溶解度が太平洋で同じく約 0.6 n M

濃度を示していた。一方 St.07A では約 13として存在する (Rue & Bruland.1995, V a n

おいて表層付近で 0.6 1.5 μM と非常に低 いであること (Kuma et al.1996) 、鉄は有機錯体

μM 、St.04 および St.06 では 20μ M 以上が消den Berg.1995) ことから、鉄の分布を支配す

および St.05 において表面で極小を示さず、存鉄は懇濁粒子によって吸着除去され易い

費されずに残存していた。鉄濃度は、 St.04

る要因を次のように提案した。無機態の溶

おおよそ水深 20 40 m で 0.11 n M 以下の低のに対し、有機錯体となった 0 . 6 n M 以下の(39)

海 洋 化 学 研 究 第 15 巻第 1 号 平 成 14 年 4 月

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図 3 西インド洋(KH‑93‑3, IR‑1:
22° 59.97'5, 74°

00.04'E) 、東部南イ ン ド 洋( K H ‑96‑5, PA‑5: 29°
0
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洋 中 央 部( K H ‑00‑3, B 0 0 0 6 :2 °0 0 0. 2 8 ' N ,168° 59.45'E)Iこ
おける鉄の鉛直分布．

能性がある。また、採X

水時の汚染について

n】

6000

も考慮する必要がある。しかしながら、当研究室で測定した、

西部南インド洋 ( K H ‑99‑3 、
IR‑1) 、東部南イ

ンド洋 (KH‑96‑5 、P A

5) 、平洋中央部 ( K H ‑00‑3 、B0006) における

溶存鉄は粒子に吸着 されにくく、除去速度

鉄の鉛直分布（図 3) では、鉄濃度が深度

らゆる海域において約 0 . 6 n M になるという低い値を示している。このため、 Johnson らの鉄濃度は測点ごとに異なっており、全てになるという仮定は必ずしもあてはまってが減少する。このため、深層の鉄濃度があ仮説である。しかし、本研究における深層の測点において 0 . 6 n M より高い値を示していた 。

1000 rn 以深の深層において 0.6 n M よりもの、全海洋の深層において、鉄濃度が 0 . 6 n M
いない。今回得られた 0 . 6 n M 以上の濃度を示す鉛直分布についても、必ずしも採水法

Johnson らが用いた分析法では多くの場や濾過の問題とは 言えない。 Measures &を用いて濾過した後、測定を行っている。

いて、 Jonhson らによる M o s s Landings 研 究合、孔径 0.2 μm または 0.4 μm のフィルター

Vink(2001) は南極海における鉄の分布につこれに対し、本研究で用いた分析法では、所の結果よりもおおむね高い値を得た。彼

ず、試料を pH 3.2 とした後、測定している。

はないかと述べている。 Measures & V i n k

測定しているため、大きな値が得られた可接触分析法を用いたフローシステムにより濾過作業中の汚染を避けるため濾過を行わしたがって、本法では粒子状の鉄の 一部をTransactions o 「T h e R eseard1 lnslilule or
Oceanochemislrv Vol.15, No.I, A(H., 2002

らはこの結果の差は分析法の違いが原因で(40)

鉄を測定しているのに対し、 Moss Landings

らない。さらに、 Boyle(1997) の指摘の通り、研究所では主に溶媒抽出ー原子吸光分析法

難溶性金屎の深層水中の濃度は、トリウムを用いることから、鉄の有機錯体に対するのように必ずしも溶解度では決まっていない。 Johnson らの示したモデルについても、各分析法の親和性が異なるのではないかと様々な海域での結果と比較し、詳しい検討

推測している。本研究と同じオキシン系キ
レート樹脂を用いた結果が高い値を示したが必要であると考えられる。

という指摘は注目に値する。また、最近の

Nishioka et al.(2001) 、W u et al. (200 I) のデー

4. 2

ロイド状の鉄であることを示した。今後は域で行った鉄添加培養実験と、同海域で行る必要がある。つまり、海洋における鉄の実験のデータから、植物プランクトンによ態についての研究を同時に進めなければな

constant) が0.12 n M で、鉄濃度がこの濃度以タは「溶存鉄」のうち、かなりの部分がコ

Coale et al. (1996a,b) は太平洋赤道漁昇

コロイド状の鉄についても考慮して議論す

われた Takeda & Obata.(1995) のボトル添加

分布を明らかにするためには、鉄の溶存状

表1

る鉄取り込みの半飽和定数 (half saturation

下である場合、鉄が植物プランクトンの成育を制限していると報告している。さら各観測点毎に観た鉄制限とケイ酸に、 Coale et al. (1996a,b) は、鉄のみと鉄制限の可能性。鉄とケイ酸の他に制とケイ酸を同時に加えるボトル添加実験の限因子となりうる硝酸塩の各観測点

結果から、鉄が植物プランクトン成長の制表面における濃度を示した。ーは、鉄限因子となった後、ケイ酸が二次的にケイとケイ酸の濃度が半飽和定数（鉄：藻の制限因子となっていることを報告して

0 . 1 2 μM ，ケイ酸： 2 . 9 μM ) よ り も 低いる。ケイ酸の半飽和定数はケイ藻の種類いことを示している。
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鉄制限とケイ酸制限や様々な環境要因によって変化することが知られており、外洋域においては 4.6 μM

N Oバ
μM)

(Nelson & Treguer. 1992) 、 2.9 μM (Goering

戸et al.1973) 、 0.7 μM(Nelson et al. 2001) など

21.5

12.9
19.1
11.2

の値が報告されている。本研究では、外洋域のケイ藻種の平均的な半飽和定数である

14.7

2 . 9 μM を採用して検討に用いた。これら半3.0飽和定数の値は、本研究と海域が同 ーでは

0.0
0.5
8.0
0.5
10.7

ないので、水温、日射量、植物プランクトンの種組成などが異なるが、今回は 一つの指標として用いることとする。

11.1

各測点における鉄制限とケイ酸制限の可7.2能性を表 1 にまとめた。 St.02 および St.03

5.9(WNP) 、St.06(BS) 、St.09(ACR) 、St.12‑14(ENP) は、表層付近の鉄濃度が 0.12 n M よりも低い値を示す。これらの測点では、硝酸塩が消費されずに約 7 μM 以上残存し、ク

ロロフィル a 濃度が 1 μg/L よりも低く抑え(41)

海 洋 化 学 研 究 第 15 巻第 1 号 平 成 14 年 4 月

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図 4 北太平洋亜寒帯域及びぺ．ーリング海の 3 0 0 m 以浅に おけるの相関関係．（ a) W N P 、{b) B S , {c) A R C , {d) E N P

Transac tions o r T h e R esea rch Institut e orO c e a n o c h emis tr y V ol.1 5, No. I, A p r., 200 2

(42)

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14

16

図 5 北太平洋亜寒帯域及びベーリング海の 2 0 0 m 以浅におけるケイ酸：硝酸塩の取り込み比．
られていることから、 H N L C 海域であるとる(Liu et al. 2002) 。このため、栄養塩濃度以外の要因と併せた検討が必要である。
St.O l( W N P ) 、St.05 および St.16(BS) では、

言える 。これらの域では捕食圧が成長率を大きく上まわっていない (Liu et al. 2002) ことから、主に鉄制限を受けて いると 言え。
る

表層付近で鉄とケイ酸がともに枯渇しており、共に 制限因子となっている可能性があ

濃度が 1 μg/L を超えているため H N L C 海域
ではないが、硝酸塩は表層で消費し尽くさ

4. 3 ケイ酸と硝酸塩の取り込み比る。

St.04(8S) の水深 1‑ 2 5 m はクロロフィル a

れていない。ここでは捕食圧が植物プラン
クトンの成育率を下回っているため、ク ロ

）
△N 比
△Si ／
（

南極海 、北部北太平洋 、太平洋赤道浬昇

ロフィル a 濃度が高いと考えられる (Lie et

域、沿岸湧昇域における培養実験の結果から、鉄が制限因子として働いている場合、

al. 2002) 。捕食圧が低く、鉄濃度が 0. 12 nMより低い深度もあることから 、やはり鉄が植物プランク トンの制限因子になっている可能性がある。

ケイ藻のケイ酸：硝酸塩取り込み比（以下• Si/~ N と記す）が高くなる傾向を示すことが報告されている (Takeda.1998 、H utchins& Bruland. 1998) 。そこで、水深 300 m 以浅S t.07B(BS) 、St.lO(ACR) では硝酸塩と共にケイ酸が枯渇している。 St.078 について
は水深が 111 m の大陸棚であり 、陸水や堆積物の影響を受けやすいため 、他 の測点とにおけるケイ酸濃度と硝酸塩濃度の関係を検討した（図 4) 。全ての海域において硝酸の欠乏と共に、高い捕食圧も観測されていである。 St.04 06(BS) では硝酸塩濃度が 20

塩濃度に対してケイ酸濃度をプロットした
時の回帰直線の傾きはほぼ等しく 、2.2‑2.4

同様の取り扱いは難しい。 St:10 では栄養塩(43)

海洋 化学研究第 15 巻第 1 号

平成 14 年 4 月

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図 6 観 測 点 K N O T と P a p a の 2 0 0 m 以浅における鉄の鉛直分布．
μM 以下になると、傾き が 3. 4 と大きく なる。それに対して、 St.Ol‑03(WNP) 、St.09

時、栄養塩取り込み量比は一次生産が行われている下限の深度に供給される栄養塩濃(ACR) 、St.12 および St. I3(ENP) 、St.16 (BS)度と、表面水における栄養塩濃度の差の比

し)有光層内で生物生産が行われていると考では、硝酸塩濃度によって傾きが変化しな
0

また、 St.08(ACR) では硝酸塩濃度が 20

μM 以下になると、傾きが 0.6 と非常に小さくなる。 St.07A • B(BS) と St.lO(ACR) でも、であると考えることができる。本研究では
え、 200 m 以浅の△Si△／ N を求め、図 5 に示した。各測点の△Si△／ N を比較すると、 St.02
および St.03(WNP) 、
St.06 (BS) 、
St.09(ACR) 、硝酸塩濃度が 2 0 μM 以下になると、傾きがSt.12 および St.13(ENP) において、△Si△／N

プランク トン群集 の△Si/6. N が低いと考えとした、先の議論と一致している。鉄制限

l.2 1 .6 となる。したがって、 St.07A・ B 、 は大きく、鉄制限下での取込み比の傾向を
St.08 、St.IO では他の観測点に比べて、植物示した。この結果は 0.12 n M 以下を鉄制限られる 。

(< 0.12nM) を受けているとした測点の中で、ら供給さ れるケイ酸と硝酸塩が、すべて表している 。これは、 St.14 においてケイ藻がさらに定量化して検討を試みた 。深層か有光層では再生されないと仮定する。このT r ● ns ●clion s o 『 T h e Resea 『ch ln slilule o 『O ce ●nochemi slry Vol .IS, N o .I, A p r ., 2002

ほとんどクロロフィルバイオマスに対して寄与していない ( 0 4 % 、Suzuki et al. in
(44)

35

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34.5

︵ 34
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12

14

図 7 観 測 点 K N O T と P a p a における水温と塩分濃度の相関．

を受けている測点よりも比較的小さく、硝press) ことが原因であると考えられる。ケイ藻以外の植物プランクトンが鉄制限を受けているかを確認することが今後の課題である。

St.01 、St.05 および St.16 のASi/AN は、他の鉄制限を受けている測点と同じく大きな値を示している。ケイ酸が制限因子になっているケイ藻の△ Si/△N が高いとは考えにくい。したがって、これらの測点では鉄が強い制限因子となっており、 二次的にケイ酸が弱い制限因子となっている可能性が高い。
St.07 A は、鉄濃度が 0.12 n M よりも低い△N が他の鉄制限
深度があるものの、△ Si／

酸塩も大量に消費されている。ことから、

鉄は制限因子としては強く働いていないと考えられる。

4 . 4 観 測 点 K N O T と Papa の 比 較

W N P に位置する St.KNOT(St.01 、44° N
155° E) 、および E N P に位置する St.Papa(St.13 、50° N 145° W ) は、れぞれ日本とカナダにより国際共同研究プログラム］G O F S(Joint Global Flux Study) の一環として設定されたタイムシリーズ観測定点である。当研究室においても、これらの測点において本研究と同様の観測を過去に行っている。そ(45)

海 洋 化 学 研 究 第 15 巻第 1 号 平 成 14 年 4 月

こで、過去のデータと本航海のデータを比較した。

St.KNOT においては KH‑97‑2（以下 97 とおいて 0.12 n M よりも高い値を示し、その後 125 m まで鉄制限を受けている。 Nishioka
et al.(2001) は 1997 年 9 月に同様の結果を報記す）および K H‑98‑3 （以下 98 と記す）で試料告している。 K H‑97‑2 及び K H‑99‑3 航海でSt.KNOT は硝酸塩が 98 で 6.SμM 、97 で 9.3
μM が消費されず残存している 。 また、クて陸起源物質 の指標となるマンガン濃度も同時に測定している。この時、表面では 99とから、 KH‑99‑3 （以下 99 と記す）を含めたが検出された。少なくとも夏季の St.Papa でを採取し、鉄濃度を測定している。

ロロフィル a 濃度は 0.7 μg/L 以下であるこ

3 航海において、 St.KNOT は H N L C 海域に属する。図 6 左は St.KNOT における 3 航海の鉄濃度の鉛直分布である。 97 では、表層付近の鉄濃度が 0.12 n M よりも低い値を示し、 K H‑99‑3 （以下 99 と記す）と同様、鉄制限を受けていると考えられる。しかし、 98
では、表面付近の鉄濃度が 0.12 n M よりも高い値を示した。図 7 は 3 航海の温度と塩分の関係 (T‑S) を示し ている 。97 の水深 500m 以浅では T‑S の関係が他 の 2 航海と大 き
く異なっている。また、 99 と 98 では、 125m 以浅における T ‑S の関係が異なっていは自動分析装置 (Nakayama et al.1989) を用いの 0.4 n M に対して 97 は 0.8 n M のマンガ ン

は、陸起源物質が供給され、鉄濃度が時間的に変化していると考えられる 。陸起源物

質の供給過程は、大気降下物、沿岸や大陸辺縁部からの移流などが考えられ、その過程についてはさらなる検討が必要である。

本研究 (99) の St.03 05 および St.09 でも、表面におい て鉄濃度が高く、その下層において鉄制限を受けているという結果が見られた。これらの測点でも、 St.Papa と同様な陸起源物質の供給過程が存在するため、表面の鉄濃度が高い値を示している可能性がある。季節変化を含めた詳しい観測が必要る。これらの深度ではそれぞれの航海で異であろう。

じ観測点でも水塊によって鉄濃度が大きく

5. 結 論なる水塊を観測したことを示している。同異なることが明らかになった。水塊の起源
とそ の鉄濃度 を調査する ことにより、鉄の輸送過程の一端が明らかにできると期待される。

St.Papa では 97 で試料を採取し、測定を北太平洋亜寒帯域お よびベーリング海における鉄の分布を明らかにした。また栄養塩濃度と比較しながら、鉄の一次生産に与える影響を検討した。深層における鉄濃度

は 0.6nM といった 一定の値 には収束せず、行なっている。図 6 （右）は St.Papa における海域によって変動する可能性を示唆した。

用した鉄濃度の鉛直分布を示している。

だけでなく、 W N P や B S においても広い範2 航海の結果と Nishioka et al . (2001) から引

また、鉄、ケイ酸、硝酸塩濃度から、 E N P

St.Papa では St.KNOT と異なり、 T ‑S の関係に大きな変化は見られなかった。 1999 年 7
月に試料採取を行なった 99 における鉄濃度は、 0‑125 m まで 0.12 n M よりも低い値ている可能性がある。 St.KNOT では観測毎分布が 1998 年の 6 月および 9 月に報告されには陸起源物質の供給が時間的に変化してを示して鉄制限を受けている 。同様の鉛直ている (Nishioka et al.2001) 。一方、 1997 年
8 月に試料採取を行なった 97 では 0 3 0 m にTransaction, or T h e Re5earch In sti tute orO c ea no<hemistry Vol.JS, No.I, Apr., 2002

囲が H N L C 海域であり、鉄が植物プランク

トン の一次生産 を制限していることがわかった。ケイ酸は二次的な制限因子となっに異なった水塊が見られた。また、 St.Papa

いることを示唆した。

今後、鉄の溶存形態を明らかにすること(46)

で、その分布や一次生産に対する寄与についてさらに詳しい知見が得られることが期待される。また、鉄の試料と同時に現場の植物プランクトンを用いて半飽和定数を決定すること、ケイ藻以外の植物プランクト

ンの鉄制限について詳細に研究することが求められる。

謝辞
白鳳丸 K H‑99‑3 次航海において試料採取
や分析にご協力くださった乗船研究者とクルーの皆様に御礼申し上げます。また、植物プランクトンに関する情報を頂いた名古屋大学地球水循環研究センターの鈴木光次

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氏に深く感謝の意を表します。

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本稿は故中山英一郎先生がご存命中に御K u m a K., Nishioka J., Matsunaga K . (1996) :を祈りつつ、投稿させていただきました 。

seawater : T h e influence of p H and natural

指導をいただいた研究です。先生のご冥福

このような機会を与えてくださった諸先

生、諸先輩方に心から御礼申し上げます。

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【英文要旨】

Iron distributions in the subarctic Pacific Ocean
and the Bering Sea.
M . Takano',H .Obata", M .Maruo'and E. Nakayama''School of Environmental Science, T h e University of Shiga Prefecture,
Hikone,Shiga 522‑8533 ,Japan"Ocean Research Institute, T h e University of Tokyo, Nakano‑Ku,Tokyo 164‑8639,
Japan
T h e subarctic Pacific Ocean and the Bering Sea belong to the most productive oceanic
regions. and some of which are characterized as "high nutrient, low chlorophyll (HNLC) ".
In the eastern subarctic Pacific Ocean (the Gulf of Alaska), iron deficiency possibly induces
H N L C . In the western subarctic Pacific Ocean and the Bering Sea, however, the limiting
factor for primary production is not clear. W e studied iron distributions in the subarctic
Pacific and the Bering Sea during the research cruise of Hakuho‑maru. KH‑99‑3, andevaluated the limiting factor for the primary production in these regions. Our data areinconsistent with those in Johnson et al. (1997), the reason of which w a s possibly causedb y the difference in the analytical method. Our study indicated that iron was a primary
limiting factor in most of the H N L C regions, though silicate cou ld be a co‑limiting factor.
W e compared the consumption ratio of silicate to nitrate in the upper layer.and confi1medthat silicate was the secondary limiting factor in these regions.

(49)

海 洋 化 学 研 究 第 15 巻第 1 号 平 成 14 年 4 月