地球環境史学会 PALEO 1, PL-0001, 2013 年 11 月

	
 
	
 
	
 
総説	
 

	
 

泥炭堆積物コアを用いた古気候復元研究
A review of the paleoclimate reconstruction using peat deposits core
	
 
	
 

篠崎	
  鉄哉	
 
Tetsuya Shinozaki
2013 年 5 月 5 日受付．2013 年 7 月 11 日受理．
筑波大学大学院生命環境科学研究科地球進化科学専攻(shinozakit@geol.tsukuba.ac.jp)

要 旨 泥炭堆積物コアは，氷床コアや海底堆積物コアと同様に古環境復元試料として用いられている．泥炭堆積物を用いることで，完新世を含んだ数万年スケールの古気候変動を高時間分解能で広域にわたり復元することが可能であるが，高精度の 14C 年代軸の構築を行なうには，(1) 正しい年代を保存した試料の選別，(2) リザーバー効果の有無の確認，を行うことが求められる．泥炭堆積物中の安定同位体比，脂質バイオマーカー，
花粉化石などのプロキシを用いることにより，気温，水環境，植生などの古環境を復元することができる．また，泥炭堆積物は堆積速度が速いため，測定した値と気象観測データの比較が可能な場合があり，測定値と気象要素のより直接的な関係を見いだすことができる．試料の精密な年代値を得た上で上述のプロキシを活用することで，人類の生活圏である陸上の古気候を高精度で復元することが可能となる．
キーワード：泥炭堆積物，気候変動，14C 年代，リザーバー効果，安定同位体比，脂質
バイオマーカー，花粉分析，核実験由来の放射性炭素１ ． は じ め に 	 	 現在，地球は深刻な温暖化問題に直面している．IPCC第4次評価報告書（IPCC,	
 2007）
で報告されたように，2100年には全球平均で2℃以上の気温上昇が予測されている．さらに，気温が上昇することによる生態系や淡水資源などへの影響が懸念される（IPCC,	
 2007）．気温変化に伴う環境への影響は地域によって大きく異なるため，地域毎で温暖化の影響評価を行うことが必要である．現在進行中の温暖化による地球環境への影響を予測するには，過去に起きた自然レベルでの気候変動の実態をより正確に理解し，気候変動が地球環境にどのような影響を及ぼしてきたのかを明らかにすることが求められる．さらに，人類社会が受ける影響を考える上で，人類の生活圏である陸上の古気候記録は非常に重要である．そこで現在，陸上の古気候復元試料として，泥炭堆積物を用いた研究の重要性が高まってきている．	
 	
 泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

図 1. 世界各地における泥炭湿地の分布（Jackson and Charman, 2010）．Jackson and Charman（2010）
は，Lappalainen（1996）および Charman（2002）に基づいて図を作成している．

	
 
泥炭は主に低温湿地で植物遺骸が十分に分解されずに堆積し形成される．熱帯地域でも木質遺骸による泥炭が形成されることがあり，泥炭湿地は低緯度域から高緯度域にかけて幅広く分布している（図1,	
 Jackson	
 and	
 Charman,	 2010）．泥炭堆積物は，一般に海底堆積物や湖沼堆積物に比べて堆積速度が非常に速く，植物遺骸から形成されるため有機物が豊富に存在し，気温や水環境の変化に敏感に反応して化学組成が変化する（Blackford,	
 2000）．これらの特徴から，泥炭堆積物を用いることで，地域毎で得た古気候記録を広域にわたり比較することができ，完新世を含んだ過去数万年間の古気候変動を高時間分解能（数年~数十年）で復元することが可能となる．さらに，泥炭堆積物
コアを用いることにより，氷床コアや海底堆積物コアに比べて人類の生活圏に近い場所
での古気候データを得ることができる．本論文では，泥炭堆積物を用いた古気候復元研
究の特徴や諸問題について総括する．	
 
	
 
	
 
２ ． 泥 炭 堆 積 物 の 年 代 測 定 	 	
 堆積物コアを用いる古気候復元研究では，正確な年代値に基づく古気候記録を作成することが重要である．正確な深度・年代モデルを作成するために，年代が既知のテフラ層が用いられる．日本のような火山地帯ではテフラが含まれることがあり，テフラの年代から堆積物コアの年代を推定したり，後述する年代測定の試料選定の際の鍵層として用いることができる．しかし，コア中に必ずしもテフラ層が含まれるとは限らない．本
章では，泥炭堆積物試料の年代決定に用いられる放射性炭素（14C）年代測定法を取り上げ，その試料選定の注意点とリザーバー効果の影響について紹介する．	
 
	
 
	
 

2

篠崎鉄哉	
 PL-0001

２ −１ ． 試 料 選 定 	
 泥炭堆積物は，維管束植物，水生植物，コケ類などの様々な植物が未分解で堆積したものであり，堆積物中には様々な物質（地上部の植物遺骸，根，細根，真菌の菌糸体，木炭，異地性の微小有機物など）が含まれている．有機物が豊富な泥炭堆積物の年代決
定には，一般的に 14C 年代測定が用いられる．しかし，泥炭の堆積層には堆積時に生育した植物遺骸だけでなく，堆積後上部から侵入する根が含まれている場合があり，真の堆積年代よりも若い年代を示してしまう場合がある（木越ほか,	
 1978）．また，水に溶
けやすく可動性の成分が地層中を移動していることが考えられ，実際に堆積物コア中の古い層からいくつかのフラクションに分画して 14C 年代測定を行なったところ，求めた
年代値に大きな開きがみられたことが報告されている（宮崎,	 1971）．以上のような理由から，泥炭質の堆積物（バルク堆積物）をそのまま測定しても正しい年代値を得ることができない場合が多い．そこで，泥炭堆積物の 14C 年代決定には，特定の試料を拾い出し（もしくは抽出し）測定することが多い．ここでは，泥炭堆積物の 14C 年代測定に関して，様々な試料の利点と注意すべき点を紹介する．	
 	
 ２ −１ −１ ． 腐 食 物 質 	
 堆積物から分離した様々な腐植物質の 14C年代値に関して多くの検討が行われている（宮崎,	
 1971;	
 木越ほか,	
 1978;	
 Johnson	
 et	
 al.,	 1990;	
 Bartley	
 and	
 Chambers,	
 1992;	
 Shore	 et	
 al.,	 1995;	
 Lowe	 et	
 al.,	 2004;	
 Howard	 et	
 al.,	 2009）．腐植物質には，ア
ルカリに可溶で酸に不溶のフミン酸（humic	
 acid），酸にもアルカリにも可溶のフルボ酸（fulvic	
 acid），そして酸にもアルカリにも不溶のフミン（humin）がある．水に可溶なフルボ酸は，地下水の動きによって上部堆積層から下部へ移動し，下部堆積層において真の年代よりも若い年代を示す原因物質となりやすい．また，上層からの根の混入
も，堆積層において年代を若くさせる要因の一つである．大量の根の混入によりフミンの年代が実際の堆積年代よりも若くなることがある（Johnson	
 et	
 al.,	 1990）．以上の理由より，フミン酸，フルボ酸，フミンを比較した場合，フミン酸が真の年代を示しているという報告がある（宮崎,	 1971;	
 Johnson	
 et	
 al.,	 1990;	
 Shore	 et	 al.,	 1995）．
しかしながら，緩やかな斜面に形成された湿原やブランケット湿原（blanket	
 bog：地形なりにミズゴケ類が広がった湿原）のように水の動きがある場所で採取した泥炭堆積物コアにおいては，アルカリに可溶なフミン酸よりも，酸にもアルカリにも不溶なフミンのほうが真の年代を示しているとした報告もある（Bartley	
 and	
 Chambers,	
 1992;	
 Lowe	 et	
 al.,	 2004）．また，Bartley	
 and	
 Chambers（1992）は，フミンとフミン酸のそれぞれの割合と年代値の加重平均から得られた年代値もまた，真の年代に近いと指摘している．Fowler	 et	
 al.（1986）は，同一の泥炭堆積物サンプルから抽出したフミン酸と脂質（lipid），そして植物遺骸の14C年代値を比較したところ，アルカリに可溶なフミン酸
が他に比べて非常に若い年代値を示したことから，年代測定には酸にもアルカリにも不溶である脂質が最適であると報告した．木越ほか（1978）は，堆積物コアからフミンとフミン酸を分離し14C測定を行ったところ，深度が深くなるにつれて両者間の年代差が大きくなることを示した．このことから彼らは，深い地層ほど上部から地下水によって運ばれた年代の若い有機物を多量に吸着している可能性を指摘した．また，泥岩層や砂岩層のような不透水層が存在する場合，その直上の層では，フミン，フミン酸の年代差が大きくなる可能性があると指摘している．彼らは，不透水層の直上の層では，年代の若い有機物を含んだ上部より流れ込んでくる地下水が常に接触を繰り返している可能性が高く，水を通しやすい層に比べて年代の若い有機物の吸着量が増大し，この年代の若3

泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

い有機物が各フラクションのいずれかに多量に含まれてしまうことによるものと考察している．	
 以上のように，腐植物質でどのフラクションが真の年代値を保存しているかについては，未だ結論がでていない．しかしながら上記より，堆積年代と異なる炭素の混入は若い炭素である場合が多い．そのため，腐植物質などの有機物を用いる場合は，同層準で何種類かのフラクションで 14C 測定を行い，古い年代が出たものが最適である可能性が高い．また，腐植物質を用いる際，どのような試料から抽出を行なったのかを明記しておくことを推奨する．例えば，(1)	
 単一種の植物，(2)	
 複数種の植物，(3)	
 バルク堆
積物，のようにである．このような記載を参照することで，第三者が再検討しやすくなるためである．	
 	
 ２ −１ −２ ． 植 物 遺 骸 	
 年代測定に適しているとされている植物遺骸の一つにミズゴケ（ Sphagnum）がある（Nilsson	
 et	
 al.,	 2001;	
 Goslar	
 et	
 al.,	 2005）．ミズゴケは根を持たないので，堆積層の下位から古いCO2を取り込むことがなく，大気中からのみCO2を取り込むという理由から，正しい年代値を示すと言われている（Jungner	
 et	
 al.,	 1995）．ここで注意しなければならない点として，14C測定に必要なミズゴケ量を得られない場合があることだ．
近年の加速器質量分析（AMS）法の進歩によって14C測定に必要な試料の量は以前と比較して格段に少なくなったものの，ミズゴケが生育しないような環境の場合や，存在していたとしても分解が十分に進んでしまっている場合には，測定に必要な試料量を得られない．そのため，ミズゴケを年代測定に用いる際は，まず初めにコアの上部から下部にかけてミズゴケが存在しており，測定に十分な量が得られるか検討する必要がある．	
 少量の炭素でも加速器質量分析計を用いることで 14C年代測定が可能になったことから，1990年代以降，泥炭堆積物中の花粉化石を用いた年代決定に関する研究が進められており，花粉化石が正しい14C年代を示していると多くの研究で報告されている（Brown	
 et	
 al.,	 1992;	
 Richardson	
 and	
 Hall,	
 1994;	
 Mensing	
 and	
 Southon,	
 1999;	
 Vandergoes	
 and	
 Prior,	 2003;	
 Newnham	
 et	
 al.,	 2007;	
 Wüst	 et	
 al.,	 2008）．その根拠の一つとして，年代が既知のテフラ層の上下の層から得た花粉化石の14C年代値がテフラ年代と同様の値を示したことが挙げられる（Brown	
 et	
 al.,	 1992;	
 Richardson	
 and	
 Hall,	
 1994;	 Mensing	 and	
 Southon,	
 1999;	
 Newnham	
 et	
 al.,	 2007）．また，Vandergoes	
 and	
 Prior（2003）は，堆積物コアから花粉化石を拾い出し，数層準で花粉化石とバルク有機物の14
C年代値の比較を行った．その結果，ほとんどのバルク有機物が花粉化石よりも若い年代を示した．この理由として，年代が若い有機物を含んだ植物遺骸もしくはフミン酸が混入したことが原因でバルク有機物が若い年代を示したのではないかと考察している．
以上のように，花粉化石は堆積当時の年代を保存している可能性が高い．しかしながら，堆積物中の花粉化石の中には，風により運ばれた異地性の花粉化石が含まれる場合や，微小であるために上下の層に再堆積する場合が考えられるため，実際の年代とは異なる
年代を示す可能性も指摘される（Shore	
 et	
 al.,	 1995）．	
 堆積物コア中に含まれる木片が年代測定に用いられることがある．木片の場合は，それが樹木の中心と端の部分では100年以上年代が異なることもあり，注意が必要である（Vandergoes	
 and	
 Prior,	 2003）．また，堆積物コアに木片が一定の間隔で堆積物コア中に含まれていることが，いつも期待できるわけではない．このように木片のみを用いての年代軸の構築は難しい．	
 球果や大きな葉のような大型植物化石や昆虫化石などは，堆積後に土壌内で移動しにくいため年代測定に適した試料として用いられる．単体であっても年代測定が十分可能

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篠崎鉄哉	
 PL-0001

なので，ボーリングコアなどの断面から直接採取することも可能である．しかしながら，
このような大型植物化石や昆虫化石が堆積物中に混入していることは多くないため，これらの試料だけを用いて，堆積物の上部から下部にかけて年代を入れることは困難である．	
 以上，泥炭堆積物の年代決定に用いられている試料に関してそれらの利点と注意すべき点を紹介した．堆積物コアの年代決定を行なう際は，コアの上部から下部まで統一
して同じ物質を用いることが望ましい．一部の層ではミズゴケ，一部の層では花粉化石など，異なる物質の 14C 年代値から年代軸を構築してしまうと，物質が異なることで信頼性の評価がしにくくなる．しかしながら，信頼性の高いミズゴケや大型植物化石が，堆積物の上部から下部にかけて一定量得られることは稀である．そこで，ミズゴケや大型植物化石が得られる層準で，コア全体で得ることが容易な腐植物質などを同時に測定し，比較することを推奨する．両者間との年代差が小さな試料を 14C 測定に適した試料とし，その試料を用いてコア全体の年代測定を行なうことで，確度の高い年代軸の構築を行なうことができる．	
 	
 ２ −２ ． 泥 炭 堆 積 物 の リ ザ ー バ ー 効 果 	
 堆積物の14C年代値を解釈する上で注意しなければならない点として，古い14Cを取り込むことにより14C年代値が古くなること，いわゆるリザーバー効果（Stuiver	
 and	
 Pollah,	 1977）による年代のズレが挙げられる．海底堆積物コアで暦年較正を行う際にリザーバ
ー効果を考慮することの必要性は十分認識されているが（Stuiver	
 and	
 Braziunas,	
 1993），海底堆積物に限らず泥炭堆積物に関してもその存在が確認され問題視されている（Olsson,	 1986;	
 Kilian	
 et	
 al.,	 1995,	
 2000;	
 Blaauw	
 et	
 al.,	 2004）．Kilian	
 et	
 al.
（1995）は，オランダ東部の高層湿原で掘削された数本の泥炭堆積物コアに対して 14C
連続データの比較検討を行った．その結果，純粋なミズゴケに対して，ミズゴケにツツジ科の細根（2~4%）が含まれた試料は，100~150年ほど「古い」年代を示していた．
通常，上部からの細根の混入があった場合，年代は若くなることが予測されるので，この「古い」年代は予想とは逆の結果を示した．そこで彼らは，年代が古くなった原因として古い炭素を取り込んだ可能性，つまりリザーバー効果が働いた可能性を指摘した．
図2a-2dにみられるように，14Cの測定結果は14C較正曲線に対して正の方向に「一定のズレ」を持っていた．また，そのズレの大きさは地域毎に異なり，それらのズレは149年から237年の幅を示していた．この「一定のズレ」がリザーバー年代に相当する．図2e-2hのようにリザーバー効果を考慮しないで較正を行った場合， 14C較正年代値は 14C較正曲線に対して大きなズレが生じるため，リザーバー効果を考慮した年代決定の必要性が指摘された．一方，Blaauw	
 et	
 al.（2004）では，Kilian	 et	
 al.（1995）と同様の高層湿原で採取したコアの14C結果に関して異なる報告をしている．彼らは，地上部の植物遺骸（枝，葉，種）が真の年代を記録しており，これらに関してはリザーバー効果による影響が無いとしている．その理由は以下の3つである．	
 (1)	
 高層湿原における地上部の植物の炭素同位体比は，大気14Cと平衡状態にある．	
 (2)	
 地上部の植物の14C値はリザーバ
ー効果を仮定しなくても14C較正曲線と合っている．	
 (3)	
 同層準で得られた異なる地上部の植物遺骸は統計的に異なる14C年代を示していない．	
 リザーバー効果の影響は地域によって異なることが図 2a-2d からも見てとれる．そのため，リザーバー効果の影響を見るためには，多数の試料を測定して 14C 較正曲線と比較し，リザーバー年代を算出する必要がある．もしくは，リザーバー効果の影響がな
いと考えられる地上部の植物遺骸を拾い出し測定する．いずれの場合においても，年代決定を行う際にはリザーバー効果の影響の有無を検討することが求められる．	
 5

泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

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図 2. オランダ東部の四カ所の高層湿原（Eng-I, Eng-VII, Draved Mose, Haslacher See）で得られた
バルク堆積物の 14C 測定結果（黒丸; エラーは±1 σ）と，INTCAL98 14C 較正曲線（黒線; エラー
は±1 σ; Stuiver et al., 1998）（Blaauw et al., 2004）．（a-d）リザーバー効果を考慮した場合．サイト
名横の年代はリザーバー年代を示す．小さな点は，リザーバー効果を考慮した際の較正曲線の位置を示す．（e-h）リザーバー効果を考慮しないで暦年較正した場合．	
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篠崎鉄哉	
 PL-0001

３ ． 古 気 候 復 元 プ ロ キ シ 	 	
 泥炭は植物の遺骸が堆積して形成したものであり，もともとはその大部分が植物である．植物が生育時に経験していた気象（気温や降水量）の変化は植物中（代謝産物など）に保存される．したがって，堆積物を分析することで，植物の生育時の気候を間接的に復元することが可能となる．ここでは，泥炭堆積物中の「なに」を用いて「どのような」古気候情報を得ることができるのか紹介する．	
 	
 ３ −１ ． 安 定 同 位 体 比 	 ３ −１ −１ ． 炭 素 安 定 同 位 体 比 （ δ 13 C） 	 泥炭堆積物のδ 13C分析を行う際，バルク堆積物や堆積物中の単一の植物から抽出したセルロース（(C6H10O5)n）の同位体比を測定する場合が多い．バルク堆積物中には，セルロース以外にもヘミセルロースやリグニン，タンパク質などが含まれており，これらの泥炭堆積物組成の割合が違うことで安定同位体比の値に及ぼす影響を取り除くために，植物の主な構成成分であるセルロースが用いられる．また，セルロースは堆積後も分解せずに地層中に残っており（Klemm	
 et	
 al.,	 2005），セルロースとその同位体比は105年は安定であることから（Briggs	
 et	
 al.,	 2000），古気候復元プロキシとして用いられている．	
 植物遺骸からなる泥炭堆積物中セルロースのδ 13Cは，主に降水量や湿度の変化を反映していると言われている（Schleser,	 1995;	
 Edwards	
 et	
 al.,	 2000;	
 Hong	 et	
 al.,	 2010）．
そのメカニズムは，植物が光合成でCO2を取り込む際の同位体分別が大きく関係している．光合成の際に起きる炭素の同位体分別（Δ）は，C3植物の場合，近似的には以下の式で表される（Farquhar	
 et	
 al.,	 1982）．	
 
	
 
Δ	
 =	
 4.4	
 [(Ca	 -	 Ci)/Ca]	
 +	
 b	
 Ci/Ca	
 
	
 (1)	
 
	
 
ここで，CaとCiは，それぞれ大気中と葉内（細胞間隙）のCO2分圧（CO2濃度）を表す．
定数4.4は，CO2が気孔を通過する際に12CO2と13CO2の拡散速度の違いによって生じる同位体分別である．定数bはCO2固定酵素（C3植物では主にRubisco）によってCO2が同化されるときの同位体分別で，27 程度と考えられている．(1)式で，4.4	
 [(Ca	 -	 Ci)/Ca]	
 は気孔からの取り込みに伴う同位体分別を，b	
 Ci/Caは酵素反応に伴う同位体分別を示す．
ここで，C3植物の同位体分別とCiとの関係を図3に示す．Rubiscoは12CO2と反応しやすい
ため，Rubiscoの近くの空気（細胞間隙）では13CO2よりも12CO2が多く消費し，その結果，相対的に細胞間隙中に13CO2が増える．同位体比分別は，気孔の開度に大きく影響を受ける．気孔が閉じている時には，細胞間隙での13CO2の濃度が高くなるので，Rubiscoは13CO2と反応する割合が増える．一方，気孔が十分に開いている時には，細胞間隙と大気のCO2は十分に混合されるので，細胞間隙での 13CO2濃度は大気よりもそれほど高くならず，Rubiscoが13CO2と反応する割合は低くなる（半場,	
 2003）．気孔が閉じている時というのは，植物が植物内部の水分を体外に逃したくない時，つまり，乾燥環境下にある状態を表す．このことから，乾燥環境下では同位体分別が小さく，植物に記録されるδ13C値は重い値を示す．一方で，気孔が開いている時というのは，植物の周りに水分が十分にある時，つまり，湿潤環境下にある状態を表す．このことから，湿潤環境下では同位体分別が大きく，植物に記録されるδ13C値は軽い値を示すこととなる．以上のような関係から，C3植物由来の泥炭堆積物のδ13C値は，堆積当時の水環境の状態を表していると考えられている．ここで注意しなければならないのが，主に低緯度域で生息しているような

7

泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

C4植物の同位体分別メカニズムが，C3植物のそれと大きく異なる点である．C4植物のCO2固定酵素PEPCの炭素同位体分別（2 程度）はRubiscoに比べると小さく，C4植物体中のδ13C値はC3植物に対して大気中（約-8 ）に近い値を示す（Sternberg	
 et	
 al.,	 1984）．
δ 13C値で表すと，C3植物は-35~-21 で，C4植物は-17~-11 に分布する（Mohr	
 and	
 Schopfer,	
 1995）．したがって，C3植物起源の泥炭堆積物とC4植物起源の泥炭堆積物のδ13Cでは値が異なるため，相対的な変化の比較はできても絶対値の比較はできない．堆
積物コアのδ13C連続データを得る際は，調査地周辺の現在の植生も同時に記載，採取し，それら植物の同位体比のおおよその値を把握しておくとよいであろう．また，単一コア
中で，植生がC3植物からC4植物（もしくは逆）に変化しているかどうかは，花粉分析による植生復元を行うことで判断することができる．	
 
	
 
図 3.	
  植物の同位体分別(a) 気孔が開いているとき(b) 気孔が閉じているときの概念図（半場,	
 2003を基大気!,!,に作成）．Ca およびCi は，それぞれ大気中と細胞間
気孔
隙中のCO2分圧を示す．(a)	
 気孔が開いているときは，!$!$## ! !"!"
大気と細胞間隙の間では#!(#(CO2が十分に混合されるの
細胞間隙
!$
!"
!$
#
で，細胞間隙には 13Cが溜
!$
#
#
!"
#
#
まらない．この際，酵素
Rubisco は 12C を 優 先 的 に固定する．(b)	
 気孔が閉じ
!"
!"
!$
!"
#
#
#
ているときは，細胞間隙に
#
葉肉細胞
13
Cが溜まるため，Rubisco%&'()*+%&'()*+
で固定されるCO2には13Cが多くなる．	 	 	 維管束植物以外にも，ミズゴケ植物のセルロースの炭素同位体比を用いた古気候復元
研究が行われている．	
 Kaislahti	
 Tillman	 et	
 al.（2010）は，カナダの湿原で採取したミズゴケから成る泥炭堆積物のδ13C値と気象観測データを比較したところ，δ13Cと7月の気温との間に正の相関関係（R2=0.60）を認めた．このことは，ミズゴケのδ13C値
が水環境ではなく気温，特に7月の気温を反映している可能性を示す．アラスカでは年間を通して降水量が少なく，気温の季節変動が大きいため，変化の大きい気温がδ 13C
値に影響を及ぼしたことが考えられる．また，彼らが測定した試料が維管束植物から成る泥炭ではなく，気孔を持たないミズゴケから成る泥炭であるため，上述した気孔開閉による同位体分別の違いのメカニズムが当てはまらなかった可能性がある．Ménot	 and	
 Burns（2001）は標高の違う地点で採取した維管束植物，ミズゴケ植物のδ13C値と気温の関係を考察したが，気温変化がミズゴケ植物のδ13C値に及ぼす影響を明らかにできなかった．多くの研究では，ミズゴケのδ13C値は乾湿変動に規制されると報告しているが（Rice	
 and	
 Giles,	 1996;	
 Williams	
 and	
 Flanagan,	
 1996;	
 Moschen	
 et	
 al.,	 2009;	
 Zhu	
 et	
 al.,	 2009;	
 Loisel	 et	
 al.,	 2010），大気CO2濃度の変動が影響を及ぼすとする研究もある（White	
 et	
 al.,	 1994;	
 Akagi	 et	
 al.,	 2004）．より正確な古気候復元研究が行われるためには，今後の研究が求められる．	
 以上のように，植物の種類や生育環境によって同位体比を決定する気象要因が異なるものの，炭素安定同位体比は古環境記録を復元する上で有望な指標と考えられる．	
 8

篠崎鉄哉	
 PL-0001	 ３ −１ −２ ． 	
 酸 素 お よ び 水 素 安 定 同 位 体 比 （ δ 18 O,	
 δ D） 	 泥炭堆積物中セルロースのδ18OおよびδDもまた，降水や湿度，湿原地下水などの水
環 境 の 変 化 に よ り 値 が 変 動 し て い る と 言 わ れ て い る （ Epstein	  et	
  al.,	
  1977;	
 Brenninkmeijer	
 et	
 al.,	 1982;	
 Aucour	 et	
 al.,	 1996;	
 Daley	 et	 al.,	 2010）．セルロ
ースの酸素および水素の同位体組成は，(1)	
 湿原地下水の同位体組成，(2)	
 蒸発散による葉内水の重い同位体比の濃縮，そして	 (3)	
 湿原地下水とセルロースの間の生物学的分別，の3つの過程で制限されている（Brenninkmeijer	
 et	
 al.,	 1982）．以上の過程を考慮して，酸素および水素の安定同位体比の近似式は以下のように表される（Zanazzi	 and	
 Mora,	
 2005）．	
 	 δcell	
 =	
 δs	
 +	
 εb	
 +	
 (εe	
 +	
 εk)	
 (1	
 -	
 h)	
 
	
 (2)	
 
	
 
δcellはセルロースのδ値，δsは湿原の地下水のδ値，εbは生物学的分別の大きさ，
εeは水の蒸発における平衡分別の大きさ，εkは水の蒸発における動的分別の大きさ，そしてhは相対湿度を示す．ここで，εeとεkは温度に依存することから，Hong	
 et	
 al.
（2009）は，湿度が比較的一定な地域で天水により現生植物のδ18O値が支配される地域
では，セルロースのδ18Oが気温の指標となりうると指摘した．この論文で彼らは，中国
北東部の湿原から採取した泥炭堆積物コアのセルロースのδ 18Oを測定し，そのδ 18O値の変動がGISP2氷床コアのδ18O変動に見られる最終退氷期の急激な気候変動（温暖期，寒冷期）と同調していることを見いだした．	
 Brenninkmeijer	
 et	
 al.（1982）は，泥炭堆積物中セルロースのδ18OおよびδDと水環境との関係性について，同位体比と花粉分析結果との比較から議論を行なっている．
彼らが用いたのは，オランダ東部の高層湿原から採取した過去3100~2400年前をカバーする泥炭堆積物である．比較の結果，δ18OとδD値は類似の変動パターンを示し，深度108	
 cmから上位にかけての同位体比の急激な負のシフトがSphagnum	
 papillosumの出現と一致していたことが示された．S.	
 papillosumの出現は，この湿原周辺が湿潤環境に変わったことを示し，水環境の変化が同位体比に影響したことが示唆された．	
 式(2)で示したように，δ18OおよびδDは，地下水の同位体比や蒸発，相対湿度といった様々な気象要因によって制限される．Hong	 et	
 al.（2009）が行ったように，湿度が比較的一定な環境であれば気温の指標として用いることも可能であるが，そうではな
い場合は測定値がなにを示しているのか，その意味を明確にしてから議論を行わなければならない．	
 	
 ３ −１ −３ ． 窒 素 安 定 同 位 体 比 （ δ 15 N） 	 泥炭のバルク堆積物のδ15Nに関する研究は，δ13Cやδ18Oに比べて著しく少ない．それは，窒素の供給源，拡散過程，植物への吸収過程が複雑であることから，δ15Nはδ13C
やδ18Oに比べて解釈が難しいといった理由による（Jones	
 et	
 al.,	 2010）．そのためδ
15Nの変化が一概に「なに」を表しているかはよくわかっておらず，現状では古気候復元にδ 15Nを単独で用いることは難しい．しかし，他の測定データ（例えばδ 13C）と併せて用いることで，解釈の一助となることもある．Jones	
 et	
 al.（2010）	
 は，アラスカ南部の湿原で採取した泥炭堆積物コアを用い，δ13C，δ15N，C/N比そして花粉化石の分析を行った（図4）．後氷期（14000	
 ˜	
 12000	 cal	
 yr	 BP）の低いδ13C値とC/N比は，湖成藻類のもつ値の範囲内であることから，同時期にこの地域は湖底に泥が堆積した湖であった可能性が高いと彼らは考察している．このことは水生植物のHippuris	 vulgarisや

9

泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

スゲ属のCarex	
 spp.の産出（Jones,	
 2009）からも支持される．また，この時期のδ15N
は相対的に軽い値（-2~-4 ）を示しているが，δ15Nが軽い値を示す理由として，彼らは以下の二つの可能性を挙げている．一つは，植物による活発な窒素利用があった可能性である．もし高い窒素利用があれば，14Nが選択的に利用されることで生物学的分別が大きく働き，結果として植物のδ15Nは軽い値を示す．もう一つは，外生菌根植物が繁茂していた可能性である．Carex	
 spp.のような菌根共生する植物が定着および繁茂していると，選択的に15Nが消費されやすいので，植物は残った14Nを多く含む窒素を利用する．
結果として植物のδ15Nは軽い値を示す．	
 δ15N に関しては，同位体分別がよく分かっていない反応過程が多く，窒素の安定同位体比と植物の生理学的な過程とを関連付けるのは難しい．このように，未知の部分があるのが現状であり，今後の研究の進展が望まれる．	
 
	
 

図 4.	
 アラスカ南部の湿原堆積物から得られた過去15000年間のδ13C，δ15N，C/N比，有機物量
および花粉化石の分析結果（Jones	
 et	
 al.,	 2010）．HTMは完新世最温暖期を示す．δ15Nは，後氷期に相対的に軽い値（-2~-4 ）を示しており，同位体比が低い理由として，植物の高い窒素利用があった可能性，もしくは外生菌根植物が繁茂していた可能性が挙げられる．	
 

	
 

	
 
ここまで，バルク堆積物もしくはセルロースの同位体比に関する研究を紹介した．
すべての同位体比で共通する問題点が，同位体比の決定メカニズムである．特に炭素，
酸素，水素安定同位体比はその計算式まで明らかとされているものの，植物の違い（C3植物かミズゴケ植物か）や生育環境の違いによって同位体比に影響を及ぼす気象要因が異なってしまう．そもそも，気象と同位体比の間に一対一の関係を見いだすことは限りなく難しい．それは，気象自体が複雑に相互に影響を及ぼしているためである．そのため，同位体比から古気候を復元する際は，単一ではなく複数の同位体比の値を組み合わせることで余計な情報を除去するとよい．実際に，分子レベルの同位体比から特定の情報のみを抽出する手法が用いられているが，そちらに関しては「３−２．脂質バイオマーカー」にて記述したのでそちらを参照頂きたい．また，ローカルな影響を考慮するには，Kaislahti	
 Tillman	 et	
 al.（2010）が行っているような実際の気象観測記録と同位体比を直接対比する方法がある．しかしながら，必ずしも気象観測記録が残っている時代を記録した堆積物が得られるわけではないので，この方法を用いる場合は地域の選定

10篠崎鉄哉	
 PL-0001に注意が必要である．今後，同位体比を用いた古気候復元研究の精度向上のために，特に，同位体比決定メカニズムの解明，特定の気象情報の抽出方法の確立，気象観測記録との比較による同位体比制限要因の特定に関する研究に期待したい．	
 	
 ３ −２ ． 脂 質 バ イ オ マ ー カ ー 	
 泥炭を形成する植物中の脂質バイオマーカーの分子組成もまた，湿原環境の変化を復元するのに重要なプロキシとして用いられている（Ficken	
 et	
 al.,	 1998）．脂質は生物有機物の主要な構成成分であり，その化学構造や生理学的機能は極めて多様性に富んでいる．このうち直鎖飽和脂肪族炭化水素はn-アルカンと呼ばれ，地球化学試料中に普遍的に存在している（半田,	 2004）．維管束植物（スゲ，草本，低木，樹木）の葉表面ワ
ックスの場合は長鎖	 (C29-C31)	
 n-アルカンが優勢であり，ミズゴケの葉表面ワックスの場合は中鎖	 (C23-C25)	
 n-アルカンが優勢であるものもある（Nott	
 et	
 al.,	 2000）．Nichols	 et	
 al.（2006）はこの関係に注目し，アメリカ北部の湿原の泥炭堆積物コアに対して	
 (3)式を用いて水生植物と陸生植物の割合の変化に関する考察を行った．	
 
	
 
(C23	
 +	
 C25)/(C23	
 +	
 C25	
 +	
 C29	
 +	
 C31)	
 =	
 Paq
	
 (3)	
 （Ficken	
 et	
 al.,	 2000）	
 	 (3)式では，Paqが0に近いと維管束植物が卓越していたことを示し，1に近いとコケ植物が卓越していたことを示す．彼らは，Paq比が腐植度および有殻アメーバから復元した
地下水面深度と高い相関を示すことから，n-アルカン分布が過去の泥炭地の地下水面深度を復元する上で効果的な方法であると指摘している．	
 さらに，分子レベルの安定同位体比（炭素，水素）を古気候研究へ適用した報告例もある（例えば，Xie	
 et	
 al.,	 2000,	
 2004;	
 Yamamoto	 et	
 al.,	 2010;	
 Seki	 et	
 al.,	 2011）．
Yamamoto	 et	
 al.（2010）は，中国北東部の湿原で得られた過去16000年分をカバーする
泥炭堆積物コアを用いて，植物由来のワックスのn-アルカン（C21-C33の奇数n-アルカン）の分析を行った．図5は，n-C31	
 アルカンのδ13C値からC21,	
 C23,	
 C25,	 C27,	 C29	 およびC33	
 nアルカンのδ13C値を引いた値	
 （Δδ13C），n-アルカン比，Paq比（Seki	
 et	
 al.,	 2009），
n-C27	 アルカンのδD値（Seki	
 et	
 al.,	 2009）を示す．この図より，Δδ13C，Paq，C23/C31
そしてC27/C31は，14.9~13.2	
 kaと12.7~11.6	
 kaに同調的に変動していることがわかる．
14.9~13.2	
 kaの期間は，n-C31	
 アルカンに対してC21とC25のn-アルカンの割合が卓越していることから（図5c），この時期には，主にミズゴケが繁茂していた可能性が高い．
このことは，同時期のC31-C25のΔδ13C値が約3.4 ，C31-C27のΔδ13C値が約3.8 を示しており（図5a），この値が，現生のミズゴケのC31-C25，C31-C27のΔδ13C値（約3.4 ）と近い値を示すことからも支持される．一方で，12.7~11.6	
 kaの期間は，C31-C27のΔδ13C
値とC27/C31比の増加が認められる（図5b，5d）．これは，13Cが少ないn-C27	
 アルカンの相対的増加，または，13Cが少ないn-C31	
 アルカンの相対的減少を示す．ミズゴケは多くのC27を含み，C23，C25，C27のn-アルカンのδ13C値はC29，C31のそれよりも1.3~2.0 低いので，高いC27/C31比とΔδ13C値はこの時期にミズゴケが繁茂していた可能性を示す．また，
この湿原近くの湖沼堆積物の花粉分析から，12.7~11.6	
 kaの期間に針葉樹が優占していたことがわかっている（Stebich	
 et	
 al.，2009）．針葉樹の葉表面ワックスにはC3被子植物よりも13Cが多いn-C31	
 アルカンが含まれている．したがって，高いC27/C31比とΔ
δ13C値の理由として，針葉樹の拡大により13Cが少ないn-C31	
 アルカンの割合が相対的に減少した可能性も考えられる．	
 一方，Seki	 et	
 al.（2011）は，チベット東部の湿原で得た堆積物を用いて，分子レ
ベルのδDの分析から過去12000年間の水環境の復元を行っている．彼らは，植物ワック

11

泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

スのC23-C31	
 n-アルカンのδDが，東アジアモンスーンやインド洋モンスーンの指標となっている鍾乳石のδ18Oと同調的な変動パターンを示すことを見いだした．しかしながら，降水の同位体比を規定する要因は水蒸気の起源や輸送経路の変動など複数あるため，植物ワックスのn-アルカンのδD値が単純に水環境を反映しているとは限らない．そこで
彼らは，Sachse	 et	
 al.（2006）が提案した相対湿度の情報のみを抽出する手法である
n-C23とn-C31	
 アルカンのδDの差（ΔδDC23-C31）の値を用いた．ΔδDC23-C31は水生物由来のバイオマーカー（ n-C23	
 アルカン）と陸上植物由来のバイオマーカー（ n-C31	
 アルカン）の水素同位体比の差であることから，降水の同位体比を打ち消した，相対湿度の効
果のみを示すと考えられる．この手法は主に湖沼堆積物を対象に最終氷期以降の相対湿度の復元に用いられている（Hou	 et	
 al.,	 2006;	
 Jacob	 et	
 al.,	 2007;	
 Aichner	 et	
 al.,	 2010）．このΔδDC23-C31と調査地周辺の湖の炭酸塩のδ 18O，湖面レベルとの比較を行った結果，ΔδDC23-C31が，炭酸塩のδ18Oよりも湖面レベルの変動と同調的であることが明らかになった．このことは，炭酸塩のδ18Oが単純な降水量のプロキシではないことを示
唆する．しかしながらこの手法は，乾燥した地域で用いるのには注意が必要である．それは，乾燥した地域においては蒸発の影響で湖沼水の同位体比が重くなることで，水生由来の植物ワックスのδDは陸上植物のそれに比べて重い値を持つ傾向があるためである（Mügler	
 et	
 al.,	 2008）．さらに，この手法では生合成における見かけのδDがどの種でも同じであることを前提としているが，実際の植物ワックスの水素同位体比は種（草本，樹木，裸子，被子植物等）によって大きく異なっていることに留意する必要がある．植物ワックスのδDから過去の降水量を復元するには他の同位体プロキシや花粉分析などと比較を行い，データの信頼性を確認することが重要である（関，2011）．	
 以上のように，脂質バイオマーカーの構成だけでなく，その同位体比を用いること
で，詳細な古植生や古環境の復元を行うことができる．また，脂質バイオマーカーの分
析は比較的少量のサンプルで行えることから，泥炭地における古水理学的記録の高解像度復元が期待できる．	
 図 5.	
 中国北東部の湿原堆積物から得られた過去16000年間の分析結果（Yamamoto	 et	
 al.,	 2010）．
（a,	
 b）n-C31	
 アルカンのδ13C値からC21,	
 C23,	
 C25,	 C27,	 C29	 およびC33	
 n-アルカンのδ13C値を引

12

篠崎鉄哉	
 PL-0001

いた値（Δδ13C），（c,	 d）n-アルカン比，（e）Paq比（Seki	
 et	
 al.,	 2009），（f）n-C27	
 アルカンのδD値（Seki	
 et	
 al.,	 2009）．網掛けはΔδ13C値とn-アルカン比の変動が同時に起こっている
期間を示す．	
 	
 ３ −３ ． 花 粉 化 石 	
 泥炭堆積物中に含まれる花粉の分析により，過去の植生の復元が可能となる．前述の通り，バイオマーカー分析からも古植生の復元が可能であるが，花粉分析のほうが植生に関してより詳しい情報を得ることができる．一般的に花粉組成が示す植生は，広域的要素の高木花粉，局地的要素の低木花粉と草本花粉，胞子に分けられる．ある地点の花粉組成に対して，広域的要素は離れた散布源からの花粉分類群で，局地的要素は近い散布源からもたらされた花粉分類群である．広域的植生と局地的植生を分けるには，同一湿原において複数のコアを分析することが有効である（米林,	
 1989;	
 吉田,	
 2006）．	
 植生の地史的変遷は，植物の進化や気候変動に伴う移動など様々な要因で起こると考えられているが，第四紀の植生変遷において主要な要因は気候変動である（紀藤・瀧本,	
 1999）．そこで，花粉分析記録から得られた植生変遷から，古気候記録を復元した研究がこれまでに数多くなされてきた．例えば，Hayashi	
 et	
 al.（2009）は日本中部で得た泥炭堆積物の花粉分析結果より，MIS6~3の東アジアモンスーン変動に関する考察を行っている．塚田（1958）は，湿原堆積物の花粉分析から復元した古植生と現生植生の花粉組成を比較することで，類似する現在植生の環境をあてはめて当時の気温の推定を行っている．ここで，花粉組成から気温や降水量を定量的に換算した試みとして，
Nakagawa	
 et	
 al.（2002）がある．彼らは，湖沼堆積物の花粉化石組成を現生植生の表層花粉組成と比較し，類似する現在の植生の環境をあてはめて古気候変動を復元する手法を開発した．まず，現在の気候のデータセットと表層堆積物中の花粉組成のデータセットを用いて，両者の対応関係を求める．次に，堆積物の花粉分析によって得られた花粉データが表層花粉データのどの地点と最も類似しているかを，ベストモダンアナログ
法（Guiot,	
 1990）によって求める．これにより求められた現在の地点の気候データから，過去の気候を推定している．この分析により得られる気候データは，年平均気温（℃），
最暖月平均気温（℃），最寒月平均気温（℃），年間降水量（mm），10月から3月の累積降水量（mm），4月から9月の累積降水量（mm）である．この手法を泥炭堆積物の花粉分析結果に応用したのがYoshida	
 and	
 Takeuti（2009）である．彼らは，日本の青森県田代湿原と福島県駒止湿原の2カ所の湿原泥炭堆積物の花粉分析を行い，Nakagawa	
 et	
 al.
（2002）の手法を用いて後氷期以降の気候データを算出した．その結果，両コアとも最終退氷期に気温が急激に減少した時期，つまり寒冷期が記録されているのがわかった．
田代湿原では，この時期に最大で約4℃の平均気温の低下が起こり，寒冷期の終わりには約8 Cの気温上昇が記録されている．一方，駒止湿原では，この時期に最大で約6 Cの気温低下が起こり，寒冷期の終わりには約8℃の気温上昇が記録されている．しかしながら，それぞれの湿原のデータが示した寒冷期は，田代湿原では11.8~10.6	
 ka，駒止湿原では15.5~13.0	
 kaと，調査地が近い位置であるにも関わらず，その開始時期や期間に大きなズレが生じている．さらに，1000年程度で8℃の気温変化はあまり現実的ではないことから，この分析結果には疑問が持たれる．Nakagawa	 et	
 al.（2002）が提案したこの手法は，平衡状態の静的な気候と植生の関係に基づいており，過去の気候変動に対して植生がどう反応したかという問題に答えを出すことは困難である（高原,	 2006）．しかし，気候データを絶対量で復元することは，過去の気候を解明する上で非常に意義があり，今後，高い精度での復元を行うためにより詳細な評価が必要とされる．	
 紹介したように，花粉分析は植生のみならず定量的な気候データをもつ古気候の復元ができる可能性がある．しかしながら，気候変動が生態系に与える影響を考える上で，13

泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

花粉分析結果から古気候を復元するだけでなく，花粉分析結果から復元した古植生の変遷と花粉以外のプロキシから得られた古気候データとを対比していくことが必要となってくる．	 	
 ３ −４ ． 気 象 観 測 デ ー タ と 古 気 候 復 元 プ ロ キ シ の 関 係 	 ここまで，様々な古気候復元プロキシを紹介した．例えば同位体比であれば，同位体組成を決定する植物生理学的特徴から間接的に過去の気象要素の変動の復元が行われている．ここで，測定したプロキシの値と現地で得られた気象観測データとの間に相関関係が得られれば，より信頼性の高いプロキシとして用いることができる．そのためには，気象観測データが残っている過去約 100 年以内の正確な年代決定が必要となる．
通常，この時代の年代測定を行うのは困難であるが，泥炭堆積物のように堆積速度が速い試料を用いると，この時代の年代測定が可能な場合がある．この近過去における年代決定の手法の一つとして，核実験由来の放射性炭素（Bomb	
 Radiocarbon）の増加のスパ
イクを利用した方法がある．	
 通常，放射性炭素年代は 1950 年を起点として年代が表記される．これは，1950 年以
降は大気圏内の核実験により人為的に大量の 14C が生成されたためである．しかしながら，その核実験による急激な 14C 濃度の増加を利用し，堆積物の年代決定が行われている（Jungner	
 et	
 al.,	 1995;	
 Goodsite	
 et	
 al.,	 2001;	
 Turetsky	
 et	
 al.,	 2004;	
 Marshall	
 et	
 al.,	 2007）．Goodsite	
 et	
 al.（2001）は，デンマークとグリーンランドの泥炭湿原で得られた表層堆積物の 14C 測定を行った．その結果，どちらの試料でも，表層から深度 18.5	
 cm までの 14C 濃度（pMC:	
 percent	
 Modern	 Carbon）変動パターンが，1950 年から 2000 年の間の大気 14C 濃度と一致していることを発見した（図 6）．特にグリーンランドの試料においては，北半球で 14C 濃度のピークを示した 1963 年の値，184.0	
 pMC に近い値である，179.1 0.8	 pMC が得られている．このように彼らは，泥炭の表層堆積
物には，過去 60 年間の記録が数年スケールの精度で保存されており，また，その時代の年代決定が可能であることを実証した．	
 	
 C level (pMC)

Denmark

Greenland

180

180

160

160

140

140

120

120

100

100

14

図 6.	
 デンマークおよびグリーンランドで得られた泥炭堆積物の 14C測定結果（Goodsite	
 et	
 al.,	
 2001を基に作成）．黒線
は北半球高緯度域の大気 14CO2 の年変動を示す．
層序関係から判断して，黒丸，白丸，灰色丸はそれぞれ，二つの年代の可能性を持つもの，年代値として採用したもの，年代値として除外したものを表す．測定値の信頼区間は 2	
 σ．	
 

1950

1960

1970

1980

Calendar age (ye AD)

19902000 1950

1960

1970

1980

1990

2000

Calendar age (ye AD)	
 このように，過去 60 年間分の年代決定ができれば，実際に観測された気象記録と同位体比などの古気候復元プロキシの値の比較をすることで，それらの相関関係がわかる．
そうして，各プロキシが持つ気象要素との関係性を明確にした上でさらに過去に遡り気候復元を行うことは，非常に信頼性の高いデータであると言える（図 7）．	
 14

篠崎鉄哉	
 PL-0001

	
 
	
 
	
 
図 7.	
 測定データと気象観測データの比較による古気候変動復元の概念図．まず，測定デー
タと気象観測データの比較を行う（ステップ1）．
次に，それらの相関関係を元にし，測定データから古気候記録の復元を行う（ステップ2）．	
 

	
 
	
 
	
 

೾৒ॹ‫ॱش‬॑੪प೾৒ॹ‫ॱش‬ऊैଽਞ౜੶ஈभ୮੪

೾৒ॹ‫ॱش‬धਞ଴
௴೾ॹ‫ॱش‬भૻຎ୮੪खञଽਞ౜੶ஈ

ਞ଴௴೾ॹ‫ॱش‬

４ ． ま と め と 課 題 	 	 泥炭堆積物コアは，氷床コアや海底堆積物コアと同様に，古気候変動復元研究に非常に有効な試料である．本論文では，泥炭堆積物コアの年代軸を構築する際の注意点や，いくつかの古気候復元プロキシを紹介した．地域に依存するものの，泥炭堆積物は堆積速度が非常に速いので，数万年の記録を高解像度で復元できる可能性を持つ．また，水環境，気温，植生など，様々な古環境の復元が可能である．高精度の年代軸の構築には，	
 (1)	
 正しい年代を保存した試料の選別，	
 (2)	
 リザーバー効果の有無の確認，を行うことが求められる．古気候復元プロキシは，主に泥炭堆積物を形成している植物の生理学的特徴から間接的に過去の気象要素の変動を復元していた．しかし，プロキシの示す値と気象要素のより確かな関係を明らかにする方法として，表層堆積物と気象観測データとの間の相関関係をみる方法がある．泥炭堆積物は堆積速度が非常に速く，気象データの存在する50~100年の記録が保存されている場合がある．しかしながら，この分析を行うにはmm単位でサンプリング，測定を行うことが必要であろう．	
 上記のような注意点はあるものの，陸上といった人類が生活している地域での高解
像度の古気候復元は非常に意義がある．今後，古気候復元研究の一つとして泥炭堆積物を用いた研究が確立するためには，確かな年代軸構築の手法や古気候復元プロキシと気象要因の関係に関して，より厳密な評価が必要となる．	
 
	
 
謝 辞 	
 
	
 
編集担当である山本正伸博士からは有益なご意見を賜り，本稿の修正に関しても的確なご指摘を頂いた．また，査読者である関宰博士からのご助言によって本原稿は改善された．以上の方々に感謝の意を表します．	
 
	
 
文 献 	
 
	
 
Aichner,	  B.,	
  Herzschuh,	  U.,	
  Wilkes,	  H.,	
  Vieth,	  A.,	
  Böhner,	  J.,	
  2010.	
  δ D	
  values	  of	
 n-alkanes	
 in	
 Tibetan	 lake	 sediments	
 and	
 aquatic	
 macrophytes	
 -	 A	
 surface	 sediment	
 study	 and	
 application	
 to	
 a	
 16	
 ka	
 record	 from	 Lake	
 Koucha.	
 Organic	
 Geochemistry	
 41,	
 779-790.	
 Akagi,	
 T.,	
 Minomo,	
 K.,	
 Kasuya,	
 N.,	
 Nakamura,	
 T.,	
 2004.	
 Variation	
 in	
 carbon	 isotopes	
 of	
 

15

泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

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 peat	 samples	 from	
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 Geel,	
 B.,	
 Mook,	
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 Variations	
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 the	
 D/H	
 and	
 18O/16O	
 ratios	 in	
 cellulose	
 extracted	
 from	 a	
 peat	 bog	
 core.	
 Earth	 and	
 Planetary	
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 carbon	 isotopes	
 in	
 peat.	
 Nature	
 367,	
 153-156.	
 Williams,	
 T.G.,	
 Flanagan,	
 L.B.,	
 1996.	
 Effect	
 of	
 changes	
 in	
 water	 content	
 on	
 photosynthesis,	 transpiration	
 and	
 discrimination	
 against	
 13CO2	 and	
 C18O16O	
 in	
 Pleurozium	
 and	
 Sphagnum.	
 Oecologia	
 108,	
 38‒46.	
 Wu ̈ st,	  R.A.J.,	
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  Comparison	  of	
 radiocarbon	
 ages	
 from	 different	 organic	
 fractions	 in	
 tropical	
 peat	 cores:	 inshights	
 from	
 Kalimantan,	
 Indonesia.	
 Radiocarbon	
 50,	
 359-372.	
 
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 Palaeoclimate	
 records	
 in	
 compound-specifc	
 δD	
 values	 of	 a	
 lipid	 biomarker	
 in	
 ombrotrophic	 peat.	
 Organic	
 Geochemistry	
 31,	
 1053-1057.	
 
Xie,	
 S.,	
 Nott,	
 C.,	
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 L.,	
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 D.,	
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 Molecular	
 and	
 isotopic	
 stratigraphy	
 in	
 an	
 ombrotrophic	
 mire	 for	
 paleoclimate	
 reconstruction.	
 Geochimica	
 et	
 aCosmochimica	
 Acta	
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 Environmental	
 influences	 over	 the	
 last	
 16	
 ka	
 on	
 compound-specific	
 δ13C	 variations	
 of	
 
leaf	
 wax	
 n-alkanes	
 in	
 the	
 Hani	
 peat	
 deposit	
 from	
 northeast	 China.	
 Chemical	
 Geology	
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 Quantitative	
 reconstruction	
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 paleoclimate	 from	
 pollen	
 19

泥炭コアを用いた古気候解析 PL-0001

profiles	 in	
 northeastern	
 Japan	 and	
 the	
 timing	 of	 a	
 cold	 reversal	
 event	 during	 the	
 Last	
 Termination.	
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 Paleoclimatic	
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 and	
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 wetlands	
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 change	 by	
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 sphagnum	 peat	 at	
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 20