名古屋大学加速器質量分析計業績報告書， XXV, 2014.03

ヒノキーカラマツ林におけるリター層.土壌層間炭素供給機構の解明

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伊藤健二・森泉純.山津弘実
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名古屋大学・院・工(Gradua旬 School ofEngineering , NagoyaU凶versity).Corre司pondence to:JunMORIIZUMI;E‑mail:j-mori帥mi@nucl.聞'goya-u.acjp

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キーワード: !Jター分解;土壌有機物分解;炭素循環

1.はじめに

森林は陸域生態系最大の CO2 吸収源かっ放出源であるロ IPCC 報告書[1] によると、大気ー陸域生態系聞の CO 2 交換量は化石燃料起源 CO 2 放出量の約 20 倍であり、現状は吸収量が放出量を上回り、森林は正味の炭素吸収源として働くと考えられている。森林土壌は森林生態系内に存在する有機炭素量の約 3/4 を保持し、炭素貯蔵源として機能している。したがって、気候変動の将来予測を目的とした全球炭素循環の推定には森林土壌への炭素供給機構の理解が重要である。森林土壌への主要な炭素供給経路は落葉落枝によって地表に堆積した植物遺体(リター)と生根からの分泌物、枯死根である。特に陸上植生が十分に生長した壮年の落葉性樹林では、光合成により植物体中に固定され− 69 −

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た有機炭素のほとんどがリターとして地表に供給されるため、土壌の炭素収支を見積もる上でリターの炭素動態が重要な役割を果たしている。
光合成による有機物の合成、微生物による有機物分解過程での同位体分別効果により、落葉落枝が降り注いだ直後のリターフォール、地表に堆積し有機物分解を経験したリタ一層 (L 層)、 L 層直下の表層土壌はそれぞれ異なる炭素同位体比を示す。したがって、微生物分解に伴う炭素同位体比の変化を把握することで、マスバランスを用いた L 層と表層土壌における炭素動態の評価が期待される。

本研究では L 層と表層土壌間の炭素供給機構を解明することを目的とし、現地での観測と室内培養実験を行った。現地観測ではリターフォール、 L 層、表層土壌における有機炭素量水平分布及び炭素同位体比 (ö 13 C， ~14C)土壌深さ分布の測定を、室内培養実験では L 層、表層土壌の CO 2 放出率及13び ö C 値の経時変化の測定を行った。

2. 現地観測

実環境下での表層土壌への炭素蓄積過程における有機炭素蓄積速度、 ö 13 C 値の変動を把握するために、リターフォール、 L 層、表層土壌の有機炭素量水平分布と炭素同位体比の土壌深さ分布の測定を 2012 年 9 月から 2013 年 12 月にかけて愛知県豊田市稲武町 (35 0 198' N , 13705
74'E，標高 1ロ20∞Om)の名古屋大学大学院生命農学研究科附属フイ一ルド科学教育研究セン夕-内のヒノキ (υJαψrpo
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トロン加速器質量分析計 2 号機 (Tande仕on・2 ， HVEE) を用いた。

各メッシュのリターフォールーL 層、 L 層ー表層土壌の有機炭素量に有意な相関は見られなかった。
ぱらつきの指標として、 16 メッシュ平均値に対する相対標準偏差を計算すると、リターフォールが12.9% 、 L 層が 42.6% 、表層土壌が 20.9% であった(図 1)。

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図 1 各メッシュにおける有機炭素量比較(左:リターフォールーL 層、右 :L 層ー表層土壌)− 70 −

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観測結果から実環境下での炭素供給過程について、次のことを明らかにした。 (1) リターフォール

は地表面に対して水平方向ほぼ均一に供給された、 (2)地表面に堆積している L 層の段階で有機炭素量の不均一な空間分布が形成された、 (3)L 層有機炭素量の空間不均一性は表層土壌有機炭素量の空間分布に対して有意に寄与しなかった。
L 層採取後の地表面状態を観察すると、目視により L 層が多いメッシュにおいて、地表面を細かい根がより多く被覆している傾向が見られた。採取した表層土壌試料を純水中で 0.85mm メッシュのふるいにかけ、直径 2mm 以下の根の質量を根量として測定した。根量と L 層堆積量は正の層間(R2 =0.6497) を示した(図 2)。細根が地表面を覆うことで地表面状態が粗くなり、リターの流出が抑制される、細根が枯死することでリターフォール以外の L 層へのリター供給源となるなどの過程を経て、地表面の根被覆が L 層における不均一な分布の形成要因のひとつとして働いたと考えられる。

炭素同位体比 (Õ 13 C ，企 14C)の土壌深さ分布の測定結果を図 3 に示す。 Õ 13 C 値は L 層が表層土壌に比べ 2.5%。程度低い値を示した。この要因として(1 )Suess 効果、 (2)植生の変化に伴う L 層 Õ 13 C 値の変化、 (3)L 層分解残誼が高い Õ 13 C 値を示す、などが考えられる。化石燃料の消費に伴い、大気中の Õ 13 C 値が1. 5%。程度低下したこと (Suess 効果)が報告されており [2] 、今回対象とした森林でも L 層、表層土壌聞の Õ 13 C 値の差に最大1. 5%。の寄与を与えていたと考えられる。しかし Suess 効果だけでは L 層、表層土壌の Õ 13 C 値の差のすべてを説明することが出来なかったことから、可能性(2) 、 (3)についても生じていた可能性がある。可能性(3) について、培養実験結果から検討を行った(第 4 節 )0i1 14 C 値は大規模な大気圏内核実験の開始前である 1950 年を基準として、森林生態系に炭素が固定された年代が 1950 年以降の場合は正の値、 1950 年以前の場合は負の値を示す。したがって演習林発足 (1955 年)以降に形成された L 層から表層土壌へと供給された有機炭素は正の企 14 C 値を示す。しかし測定した表層土壌か 5cm の企 14 C 値は常に負の値だ、った。この結果は表層土壌全有機炭素に対する L 層からの炭素供給の寄与が小さいことを示している。企 14 C 値の土壌深さ分布測定から L 層の有機炭素量空間不均一性が表層土壌空間分布に対して寄与しなかった要因として、表層土壌への炭素蓄積速度が遅かった可能性が考えられる。

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− 71 −

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3. L 層、表層土壌の培養実験
培養試料の採取は 2013 年 8 月 2 日に林内の数カ所で行い、 L 層、表層土壌それぞれ湿潤質量lOg 、40g の培養試料を 3 つずつ用意した。容積 0.5L の密閉容器内に各培養試料を封入し、 20 0C で培養を行った。適宜 CO 2 を含まない純空気で密閉容器内の空気を置換し、 24h 後に容器内の空気を採取した。採取した空気は CO 2 濃度測定および CO 2 の精製を行い、 õ 13 C 値の測定を行った。容器内の CO 2
濃度上昇速度から CO 2 放出率(単位時間、単位乾燥質量あたりに放出された CO 2 量)を算出した。 CO 2濃度測定にはガスクロマトグラフ (GC-14B ，島津製作所)を、 õ 13 C 値の測定には安定同位体質量分析計(Finnigan MAT252 , ThennoFisherScientific) を用いた。

CO 2 放出率と õ 13 C 値の経時変化を図 4 に示す。 CO 2 放出率は L 層が常に表層土壌よりも高い値を示した。 L 層は培養 1 週間程度ぱらつきながらも高い CO 2 放出率を示し、培養 20 d 以降ゆるやかに減少する傾向を示した。一方、表層土壌は培養 1 週間で急激に減少した後、培養 40d 以降はほぼ一定値を示した。表層土壌では培養初期の 1 週間と 40 d 以降では減少速度が異なることから、分解速度の異なる有機物群が分解したと考えられる。 õ 13 C 値は L 届が培養 60 d までばらつきながらもほぼ一定の値を示し、 60 d 以降に 1%。程度増加する傾向を示した。一方、表層土壌は培養初期の 10 d以内に 2%。程度減少した後、 40d までほぼ一定、 40 d 以降ゆるやかに増加する傾向を示した。この結果から異なる Õ13 C 値を示す有機物群が少なくとも L 層で 2 種類、表層土壌で 3 種類分解したと考えられる。図 4 中に点線で示した試料全体の Õ 13 C 値と比較すると L 層は培養期間を通して常に高い値、表層土壌は初回以降常に低い値を示した。
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図 4 に示した CO 2 放出率 S(のの変化は分解速度の異なる有機物群がそれぞれ独立に分解され、 CO 2放出量は原料となる有機炭素に比例する (1次反応)と仮定すると、次式で表される。

S(t)
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(1)

ここで、分解性 i の初期 CO 2 放出率を SO.i、回転時間を Ti とする。 Ti は分解性 i の平均滞留時間に相当する。 CO 2 放出率の測定結果から L 層は分解性 1 種類、表層土壌は分解性 3 種類として式 (1)をCO 2 放出率測定結果に当てはめ、 SO.i 、 Ti を推定した。分解性別の回転時間は L 層が 416 d、表層土壌がそれぞれ回転時間1. 8d、 21 d、 107d だった。式(1) の右辺の項を t= ∞まで積分すると、放出される CO 2 の総量が分解性別に得られる。分解された有機物はすべて CO 2 になると仮定すると、 L 層の全有機炭素量の 46 .2%、表層土壌の全有機炭素量の 6.9% に相当する有機炭素が可分解性であると推定された。 L 層、表層土壌それぞれ残りの 53.8% 、 93.1% はより分解されにくく実験期間では顕わ− 72 −

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2014.
03に CO 2 放出率への寄与が見えなかった難分解性有機炭素と見なせる。 L 層の ò 13 C 値は培養期間中常に有機物全体より常に高い ò 13 C 値を示していたため、質量保存の関係から L 層の難分解性有機炭素が示す ò 13 C 値は L 層全体の ò 13 C 値 -28 .4%。より低い値を示す。 L 層の難分解性有機炭素が分解残溢として表層土壌に供給されるとした場合、表層土壌の有機物の ò 13 C 値が L 層残溢より高い -26%。
程度を持つことと合致しないロ従って可能性(3) を否定する結果だった。本研究で対象とした森林において、 L 層分解残澄が表層土壌を形成する土壌深さ方向の単純な炭素供給過程では表層土壌における炭素収支を説明できない可能性が示唆された。

4.

まとめ

有機炭素量水平分布の測定からリターフォールは地表面に水平方向均一に供給され、 L 層の段階で不均一な分布を形成、表層土壌には L 層の不均一性が反映されないことを明らかにした。根量とL 層堆積量聞に正の層聞が見られ、地表面の根被覆が L 層の不均一性形成要因のひとつとなった可能性が考えられる。 A 14 C 値土壌深さ分布の測定から今回対象とした森林の土壌に対する炭素蓄積速度が遅かった可能性が示唆され、 L 層有機炭素の不均一性が表層士壌に反映されていなかった原因のひとつとして考えられる。培養実験から L 層、表層土壌の全有機炭素のそれぞれ 46.2%、 6.9% に相当する有機炭素の回転時間を明らかにした。 L 層分解残漬の Ò13 C 値は L 層全体と比べ低い ò1'C値を示し、 L 層、表層土壌聞の ò 13 C 値の不一致を説明できなかった。今回推定された分解性有機炭素の分解速度温度依存についての知見を得ることで、今後温度変動を考慮した L 層、表層土壌からの年間 CO 2 放出量及び表層土壌の炭素収支を推定することが期待される。
謝辞
本研究を遂行するにあたり、名古屋大学年代測定総合研究センターの中村俊夫教授、池田晃子様には炭素同位体比測定で大変御支援頂きました。研究対象とする森林の選定にあたり、名古屋大学大学院生命農学研究科附属フィールド科学教育研究センターの高部直紀様に御協力頂きました。深
く感謝の意を表します。

参考文献[1] In旬rgovernm阻旬1 PanelonClimateChange(2013) , "Clima旬 Change 2013:τ'he PhysicalScience
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dofﾒ13Cin
atmosph町icC0 2

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日本語要旨

森林土壌に対する炭素供給機構を解明するため、リター及び土壌の有機炭素量、炭素同位体比13(ò C、 A 14 C)の変化を現地観測により、有機物分解由来の CO 2 の放出率及び Ò13 C 値の経時変化を室内培養実験により測定した。研究対象として愛知県豊田市稲武町 (35 0 198' N , 13705
74' E) の標高1200m に位置するヒノキーカラマツ混合林を選定した。リターフォールは水平方向均一に供給され、L 層で不均一な分布が形成、表層土壌には L 層の不均一な分布が反映されていないことを明らかにした。 L 層の ò 13 C 値は表層土壌に比べ 2.5%。低い値を示した。 A 14 C 値は表層土壌が負の値を示した。

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A 14C 値の測定結呆から表層土壌に対する炭素蓄積速度が遅い可能性が示唆された。室内培養実験では L 層、表層土壌を 20 0 C で培養し、 CO 2 放出率、 ô 13 C 値の経時変化を測定した。 CO 2 放出率は L層が培養 20 d 以降ゆるやかに減少し、一方で表層土壌は培養lO d 程度で急激に減少し、培養 40 d以降は 10 陪C (g̲dryr1d- 1 程度の値を示した。培養期間中 L 層から放出された CO 2 の ô 13 C 値は常にL 層の有機物全体より高い値を示した。培養実験結果から推定した L 層分解残澄の ô 13 C 値では L層、表層土壌聞の ô 13 C 値の不一致を説明できなかった。対象とした森林では L 層分解残澄によって表層土壌が形成される炭素供給過程では、表層土壌の炭素収支を説明できない可能性が示唆されたロ
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