Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
寒冷気候にある北海道を代表する二つの気候区分帯にある北海道・道東地域十勝地区：芽室（42°53′N、143°04′E；北海道農業研究センター芽室拠点）と北海道・道央地域石狩地区：札幌（43°0′N、141°24′E；北海道農業研究センター羊ヶ丘）に観測サイトを設置した(図1)。観測サイトは北海道中央部の日高山脈を隔てて東（芽室）と西（札幌）に約200 km離れて位置し、脊梁山脈を隔てて積雪・気温条件が異なる。西の札幌(石狩地方)は日本海側に位置し、冬期の東アジアモンスーンによる季節風がもたらす降雪により多雪傾向にある。それに対し東側に位置する芽室(十勝地方)は一般に少雪傾向にあり、冬季に晴天日が多く放射冷却が卓越するため、北海道の中でもより寒冷な気象条件にある。

図1 観測サイトの立地条件

土壌は両サイト共に我が国に代表的な火山灰を母材とする黒ボク土であり、表層の透水性は良好であるが、札幌は深さ約1 m以深に透水性が不良な土壌があり、下層土が湿潤になりやすいのに対し、芽室は深さ約1 m以深から砂礫層が出現し、地下水位も深さ約1 m以深から砂礫層が出現し、地下水位も深さ8 m程度であるため、排水性の良い圃場である。

両サイトにおいて、除雪処理により土壌凍結を発達させる区（除雪区）、融雪材を散布して消雪を早める区（融雪材散布区）、土壌中の溶質移動を調査する区（溶質移動区、課題（2））そして自然状態を維持した対照区を設け（表1）、各試験区で一酸化二窒素放出、土壌ガス濃度、土壌水分と肥料成分の移動、微気象要素の観測を行った。観測期間は、2008年11月から2010年10月である。

表1 各処理区の設計

処理区	目的	積雪の処理
対照区(CO)
Control	自然の積雪状態を再現する。	積雪に対する処理はおこなわない。
除雪区(SR)
Snow Removal	一定期間、断熱材の役割をする雪を除雪することで、土壤凍結を促進させる。	2月上旬まで、積雪深が0.2mを超えたら除雪をおこなう。
融雪材散布区(SM)
Snow-melting acceleration	融雪材により対照区よりも早く融雪させる。	3月上旬に融雪材(粗粒木炭)を散布する。
溶質移動区(ST)
Solute-tracing	水の移動に伴う土壤溶液中の溶質の移動を調査する。	積雪に対する処理はおこなわない。

## （２）データの取得・管理システムのネットワーク化

各観測サイト(芽室・札幌)の対照区において、気温、相対湿度、気圧、降水量、を観測した。また各処理区ごとに、放射(長波・短波各上下)、積雪深、雪温、土壌水分、電気伝導度、水分ポテンシャル、地温、地中熱流量を観測した(表2、3)。以上の項目を計測するセンサー数は300を超え、大規模な観測体系となっている。そこで、複数のサイトの各試験区から得られる膨大なデータの処理を簡便にするために、以下に示すシステムを導入した。
表2 芽室サイトの測定項目 ○の中の数字は測点数

測定項目	対照区(CO)	除雪区(SR)	融雪区(SM)	溶質移動区(ST)
共通要素	気温・相対湿度	○*1
風向・風速	○*1
降水量	○*1
大気圧	○*1
長波・下向き	○*1
地上部	長波・上向き	○	○	○
短波・下向き	○	○	○
短波・上向き	○	○	○
積雪深	○	○	○
雪温	⑩*2	⑦*3	⑨*4
地下部	地温	⑭*5	⑯*6	⑪*7	⑪*8
土壤水分	⑮(センサー	⑳(センサー共	㉕*11	㉖(センサー共
電気伝導度	共通)*9	通)*10	通)*12
水分ポテンシャ	⑫*13	⑨*14
ル
熱流量(2cm)	○	○	○
土壤中酸素濃度	㉑*15	㉒*15	㉓*15
自動ガスサン	自動ガス採取装	○
プリング	置
自動開閉チャン	○	○
バー

$ ^{*} $ 1 気象観測露場の値を使用
表3 札幌サイトの測定項目 〇の中の数字は測点数

測定項目	対照区(CO)	除雪区(SR)	融雪区(SM)	溶質移動区(ST)
共通要素	気温・相対湿度	○
風向・風速	○
降水量	○
大気圧	○
長波・下向き	○
地上部	長波・上向き	○	○	○
短波・下向き	○	○	○
短波・上向き	○	○	○
積雪深	○	○	○
雪温	⑨*1	⑨*1	⑨*1	⑨*1
地下部	地温	⑪*2	⑪*2	⑪*2	⑪*2
土壤水分	⑩(センサー	⑩(センサー共	⑨*5	⑨x2(センサー
電気伝導度	共通)*3	通)*4	共通)*6
水分ポテンシャ	⑧*7	⑧*7	⑧*8
ル
熱流量(2cm)	○	○	○
土壤中酸素濃度	⑨*9	⑨*9	⑨*9
自動ガスサン	自動ガス採取装	○
プリング	置
自動開閉チャン	○	○
バー
野外での自動計測からデータ解析の間に、データ収集(データ回収・バックアップ)のプロセスがある。この作業は、測定データがデータロガーに蓄積され次第、パソコン等へ取り込んでから表計算ソフトなどを利用してデータの整理・確認を行なうのが一般的である。この作業を繰り返す頻度が高いほど測定値の把握・測定エラー等のトラブルの早期発見において有利である一方、作業量が増大し、データ解析に要する時間に制限が生じるというジレンマに陥る。このような問題は、観測体系が大規模化している地球環境モニタリング研究が共通にかかえている。そこで、観測運用-データ回収-バックアップ-作図の一連の作業を自動化したネットワーク観測システムを構築し、これまで困難であった複数のデータロガーの時刻補正やプログラムの同時制御を実現した(図2)。

図2 観測システムのモデルと、本観測システムで特筆すべき事項

まず、全てのデータロガーにIPアドレスを割り振り、データロガー(Campbell社)のTCP/IP・Ethernetアダプタ(NL110, NL115)を用いてインターネットに接続した。長期にわたる観測において問題となるデータロガーの内部時刻のズレを定期的に調整するために、インターネット上で正確な時刻を提供するNetwork Time Protocol(NTP)サーバーにデータロガーから直接同期を取るよう測定プログラムを作成した。また、観測機材の過重複を抑えるため、各観測サイト内の各試験区間において、共通に利用できる要素を一ヶ所で測定し、そのデータをリアルタイムで他のデータロガーで使用するよう設計した。本観測システムのネットワーク型の手法により一台のPCから遠隔地の全てのデータロガーの同時制御を実現し、観測の運用を大幅に効率化することができた。データ回収には専用ソフトウェア(Logger Net、Campbell社)を用い、1時間毎の自動回収を札幌と芽室に設置した2つのPCサーバーからそれぞれ独立した2系統で行なった(図3)。そのデータを自動作図するプログラムを作成し、PDF形式でweb上にて閲覧可能とした。またネットワークカメラも設置し、観測サイトの状況を視覚的に監視できるようにした。このような観測システムの構築により、すべてのプロジェクトメンバーのデータ取得の省力化、遠隔地でのリアルタイムモニタ
NARCH-Sapporo

NARCH-Memuro

図3 観測システム全体のネットワーク概念図、

および日別値の図例(2009年3月17日時点の物)。

左は札幌サイト、右は芽室サイト上段は気温、中段は積雪深、下段は土壌凍結深を示す。積雪深と土壌凍結深は対照区(CO)、除雪区(SR)、融雪材散布区(SM)についてそれぞれプロットされている。1日1回自動更新
リングの共有が容易に実行でき、トラブルの早期発見、積雪管理(除雪・融雪材散布時期)の判断を効率的に下すことができた。本観測システムは、多雪・厳寒の厳しい気象条件下でも安定して稼働した。また、フラックス観測のような高時間分解能、高精度、複雑な制御を必要とする高度・専門的な測定にも対応可能であるところも本観測システムの特徴である。

なお、このシステムはサーバーの負荷を軽減させるためのマイナーチェンジをプロジェクト期間中では行ったが、実績としては3年間の観測で順調に作動した。

（３）水と熱の移動、積雪深、積雪水量、土壌凍結深のモニタリングと融雪水の浸透量の計算

札幌・芽室の各試験区において、地表面から深さ1 mまでの土層の土壌水分量と地温プロファイルを、それぞれTDR（Time domain reflectometry）方式の土壌水分計と熱電対により測定した。土壌が凍結する可能性が低い下層（札幌は深さ0.25，0.35，0.45 m；芽室は深さ0.90，1.00 m）にテンシオメータを埋設し、土壌水のポテンシャル（圧力水頭）を測定した。深さ0.02 mに地中熱流板を設置し、地中熱流量を測定した。溢水式降水量計（RT-4型）により降水量を、超音波積雪深計により積雪深を測定した。これらの結果は10分間隔でデータロガーに記録し、無線LANにより屋内の気象サーバーに記録した。1週間に2度、直径0.05 mの採雪筒により積雪水量を、メチレンブルー土壌凍結深計により土壌凍結深を測定した。地温プロファイルからも土壌凍結深を推定した結果、両者はよく一致した。

芽室の融雪期における融雪水の移動の模式図を図4に示す。観測期間中、土壌凍結深は最大でも

### 0.5 m程度であった

ため、土層を地表面から深さ0.50 mまでと、深さ0.50 mから水フラックスの測定深さである深さ0.95 mまでの土層に分けた。融雪水の深層への浸透量を評価するため、融雪期における深さ0.50 m以深への融雪水の浸透量（ $ -\sum q_{0.5} $ ）を、次の水収支式により評価した。

ΣM: 融雪水量.

ΣR: 系外への流出量.

ΔSp: 地表面における渋水量.

ΣIm: 凍結層における氷の融解量.

ΔSIF: 凍結層における液状水の増加量.

ΔS0.5: 土壤表面から深さ 0.5 m までの土層における液状水の増加量.

-Σq0.5: 深さ 0.5 m 以深への下方浸透量.

ΔS0.5-0.95: 深さ 0.5～0.95 m までの土層における水分貯留量の増加.

-Σq0.95: 深さ 0.95 m の下方浸透量.

図4 水収支法による融雪水の浸透量の評価

$$ \begin{array}{r l r}{-\sum q_{0,5}}&{{}=}&{\Delta S_{0,5-0,95}-\sum q_{0,95}}\end{array} $$

ここに、$\Delta S_{0.5-0.95}$ は深さ $0.50 \sim 0.95\ \text{m}$ の土層の水分貯留量の増加、$-\sum q_{0.95}$ は深さ $0.95\ \text{m}$ における下方浸透量である。$\Delta S_{0.5-0.95}$ は深さ $0.55 \sim 0.95\ \text{m}$ に $0.10\ \text{m}$ 間隔で埋設した土壌水分計の計測値から計算した。$-\sum q_{0.95}$ は深さ $0.90\ \text{m}$ と $1.00\ \text{m}$ に埋設したテンシオメータにより計測した压力水頭から動水勾配を計算し、別途実験室で求めた不飽和透水係数と压力水頭の関係式を用いて、ダルシ
一の法則を不飽和領域まで拡張したリチャーズ式により計算した。地表面における融雪水の浸透量（Inf）を、次式により評価した。

$$ Inf=\Delta S_{0.5}+\Sigma I_{m}-\Sigma q_{0.5} $$

ここに、$\Delta S_{0.5}$ は地表面から深さ $0.5\ m$ までの土層の水分貯留量の増加、$\Sigma I_{\mathrm{m}}$ は凍結層における氷の融解量である。$\Delta S_{0.5}$ は深さ $0.05 \sim 0.45\ \mathrm{m}$ に $0.10\ \mathrm{m}$ 間隔で埋設した土壌水分計の計測値から計算した。融雪期には融雪水が連続して供給されるため、$\Sigma I_{\mathrm{m}}$ は $0\ \mathrm{mm}$ から凍結層における液状水の増加量（$\Delta S_{1\mathrm{F}}$）の間にある。そこで、$\Sigma I_{\mathrm{m}}$ とその推定誤差をそれぞれ $\Delta S_{1\mathrm{F}} / 2$ とした。なお、札幌では深さ $0.35\ \mathrm{m}$ と $0.45\ \mathrm{m}$ に埋設したテンシオメータの出力値からリチャーズ式により水フラックスを算出したため、水収支を計算する対象土層を深さ $0.40\ \mathrm{m}$ までとし、芽室と同様の方法により水フラックスを計算した。

後述のように、土壌凍結深が浅い（約0.2 m以下）場合には、融雪水の浸透量に対する$\Sigma I_{\mathrm{m}}$の割合は小さいが、特に土壌凍結深が発達した芽室の除雪区では、$\Sigma I_{\mathrm{m}}$が大きくなる傾向がみられた。そこで、土壌凍結深が深いときのデータも含めて融雪期の土壌への融雪水の浸透量を詳細に評価する必要がある場合には、次の熱収支式により凍結層の氷の融解に必要な熱量（$\Delta H_{\mathrm{l}}$）を計算し、計算値を水の潜熱（333.6 MJ m$^{-3}$ K$^{-1}$）で除して$\Sigma I_{\mathrm{m}}$を算出した。

$$ \Delta H_{\mathrm{l}}=\sum G_{\mathrm{f}}-\sum G_{\mathrm{s}}-\Delta H_{\mathrm{f}} $$

ここに、ΣG_{f}は凍結層下端から凍結層に供給される熱量、ΣG_{s}は地中熱流量、ΔH_{f}は凍結層の顕熱の変化量である（図5）。ΣG_{f}は、熱電対により測定された凍結層下端から深さ1mまでの地温の変化から計算した。

ΣG_{s}は、深さ0.02mに埋設した地中熱流板により測定した。ΔH_{f}は凍結層の地温の変化から計算した。

$$ \Sigma G_{s}. $$

降水量と積雪

水量の変化から

融雪水量を計算

した。融雪水量と、

$$ \Delta H_{1}: $$

$$ \Delta H_{\mathrm{f}}: $$

$$ \Sigma G_{\mathrm{f}}: $$

図5 熱収支法による凍結層の氷の融解量の評価

$ Inf-\sum q_{0.5} $ を比

較することで、融雪水が土壌に浸入する量や、深層（深さ0.5 m以深）への下方浸透量が、土壌凍結層の存在によりどの程度抑制されるかを評価した。

（４）農地における積雪・土壌凍結期間の一酸化二窒素・二酸化炭素フラックスおよび土壌ガス濃度の観測
対照区・除雪区・融雪材散布区に2 m四方の区画を1ヶ所設け、秋に畑の作土に施肥窒素が硝酸態窒素として残留する様子を模擬するために、硝酸カリウムを50 kg N ha $ ^{-1} $ 散布した(図6)。その

図6 土壌ガスサンプラーの構成及びガス観測部の概要

中央に1 m四方のガス観測サブプロットを設け、クローズドチャンバー法に基づいた地表面ガス放出速度（主目的である一酸化二室素の放出速度と土壌有機物の分解量の指標となる二酸化炭素放出速度）の手動による定点観測を行った。融雪・融解期には一酸化二室素放出速度の増大が短期集中的に生じることが知られていることから、昼夜を問わず最大2時間間隔での高頻度観測を、自動サンプリングシステムを導入することで実施した。これに加え、地表面からのガス放出が観測されなかったときの根拠として土壌中でのガスの蓄積の有無の検討を可能とするために、土壌ガス濃度の観測を並行して実施した。ここで、寒冷地ではガスとともに水が採取された際に、従来の土壌を直接吸引する方法では採取装置内で水が凍結するとそれが融けるまでガス採取は不可能となってしまうことを考慮し、土壌が乾燥・湛水・凍結といった様々な条件でも液体の水の浸入を防いでガスのみを確実に採取することが可能なシリコンチューブ法 $ ^{10,11} $ を採用した。また、一酸化二室素の生成経路は酸素分圧に強く影響されることから、土壌中での一酸化二室素生成部位・生成過程を特定するために、土壌ガス中の酸素濃度の計測を同時に実施した。

手動によるクローズドチャンバー法では、灰色・塩化ビニル製の円筒（内径22 cm、高さ40 cm）からなる密閉チャンバーを用い、チャンバー内からガスを10分間隔で4回採取した。ガス試料中の一酸化二室素濃度は電子捕獲型検出器付きガスクロマトグラフで、二酸化炭素は熱伝導度検出器付きガスクロマトグラフで定量し、チャンバー内でのガス濃度変化速度を直線回帰により求め $ ^{12} $ 、その統計的有意性を\alpha=0.10を基準に確認した上でガス放出速度を算出した $ ^{13} $ 。観測は10月から2月までは7～10日に1回の頻度で、3月から4月にかけては2～3日に1回の頻度で行った。自動サンプリングシステムでは、透明・塩化ビニル製の円筒型自動開閉チャンバー（内径22 cm、高さ40 cm：北海道大学低温科学研究所）を、内径2.2 mm、長さ20 mのステンレスチューブ（内容積76 mL）で自動ガス採取装置（株グリーンブルー）と接続した。自動開閉チャンバーと自動ガス採取装置の
制御は、従来はPCにより行っていたが、低温下でのPCの動作不良を避けるため、野外での観測に定評のあるキャンベル社製のデータロガーで行えるよう改良した。手動によるサンプリングと同様にチャンバー内から10分間隔で4回ガスを採取し、前述と同様にガス分析・フラックス算出・品質管理(ここでは $ \alpha=0.20 $ を基準)を行った。ガス試料中の一酸化二室素および二酸化炭素の濃度は前述のとおり定量し、それぞれガス放出速度を算出した。観測は、日中3回夜間1回（9、12、15、0時）または日中4回夜間4回（9、11、13、15、18、22、2、6時）の頻度で、消雪直前から行った。

土壌ガスサンプラーは、シリコンが液体の水を通すことなくガスを透過させる性質をもつことを利用したものである $ ^{14} $ 。長さ1 mの土壌ガスサンプラーを1 m四方のガス観測サブプロットの直下0.10、0.20、0.30、0.40 mの深さに水平に挿入した。土壌ガスのサンプリングは手動によるクローズドチャンバー法でのサンプリングと同じ日に行った。土壌ガス中の一酸化二室素および二酸化炭素の濃度は前述のガスクロマトグラフにより定量した。また、ガルバニ電池式酸素センサー（KE-25、ジーエスユアサパワーサプライ）を接続した長さ0.50 mの土壌ガスサンプラーをガス観測サブプロット内の0.10、0.30 m深に挿入し、既述のデータロガーシステムを通じてデータを収集して土壌ガス中の酸素濃度を自動連続計測した。酸素センサーの出力（10-13 mV）のスパン校正を行うため、酸素をアルゴンと低温で分離するモジュールを有する熱伝導度検出器付きガスクロマトグラフシステム $ ^{15} $ を用いてシリコンチューブ内の酸素濃度を定量した。

表4 表層0-10 cm土壌の理化学的性質

サイト	試験区	pH -	有効態リン -	交換性K -	交換性Mg -	交換性Ca -	CEC -	塩基飽和度 -	リン酸吸収係数 -	土性 -	砂 -	シルト -	粘土 -
mg P2O5 kg-1	cmolc kg-1	cmolc kg-1	cmolc kg-1	cmolc kg-1	%	g P2O5 kg-1	%	%	%
札幌	CO	5.4	99	0.62	1.27	12.0	39.4	35	1.68	33.6	35.3	31.1
SM	5.4	88	0.58	1.35	10.7	37.2	34	1.57	34.7	29.1	36.3
SR	5.4	84	0.51	1.44	12.2	41.6	34	1.65	34.2	31.2	34.7
平均值	5.4	90	0.57	1.35	11.6	39.4	34	1.63	埴壤土	34.2	31.8	34.0
標準偏差	0.0	8	0.06	0.09	0.8	2.2	1	0.06	0.5	3.2	2.6
芽室	CO	5.6	74	0.33	0.54	7.3	21.7	38	1.62	60.3	37.5	2.2
SM	5.7	30	0.24	0.44	4.5	19.9	26	1.78	60.3	38.1	1.7
SR	5.8	70	0.42	0.63	6.4	21.6	34	1.64	65.3	32.9	1.8
平均值	5.7	58	0.33	0.54	6.1	21.1	33	1.68	壤土	62.0	36.1	1.9
標準偏差	0.1	24	0.09	0.10	1.4	1.0	6	0.08	2.9	2.9	0.3

CO：对照区、SM：融雪材散布区、SR：除雪区
各サイトの表層0-0.10 m深の土壌の理化学的性質を表4に示す。札幌サイトは砂・シルト・粘土がほぼ等量含まれる埴壌土であったのに対し、芽室サイトは粘土が少なく砂が多い壌土であった。この差がCEC（陽イオン交換容量）の差をもたらしていると考えられるが、塩基飽和度は両サイトで約30％と同等であった。リン酸吸収係数は札幌サイトで1.63±0.06 g P₂O₅ kg⁻¹、芽室サイトで1.68±0.08 g P₂O₅ kg⁻¹といずれも値が1.5 g P₂O₅ kg⁻¹以上であり、黒ボク土の性質を強く反映している。土壌pHは札幌サイトで5.4、芽室サイトで5.7と、札幌サイトの方がわずかであるが低かった。

表5 試験区設置時(2008年9月)の土壌の全炭素含有量(g C kg $ ^{-1} $ )および全窒素含有量(g N kg $ ^{-1} $ )

サイト	層位	対照区	融雪材散布区	除雪区
深度(cm)	全炭素	全窒素	深度(cm)	全炭素	全窒素	深度(cm)	全炭素	全窒素
札幌	Ap1	0-15	63.3	4.2	0-11	49.2	3.3	0-17	60.9	4.0
Ap2	15-30	62.9	4.1	11-30	49.4	3.3	17-30	62.0	4.0
Bg1	30-59	7.2	0.7	30-47	14.4	1.1	30-47	6.8	0.6
Cg1	59-89	4.8	0.4	47-94	7.5	0.7	47-94	3.7	0.4
Cg2	89+	4.9	0.5	94+	x	x	94+	x	x
芽室	Ap1	0-33 $ ^{†} $	41.5	3.2	0-30 $ ^{†} $	31.4	2.7	0-34 $ ^{†} $	37.5	3.1
41.3	3.2	30.7	2.6	36.8	3.0
43.1	3.3	31.6	2.7	36.1	2.9
C	33+	14.3	1.4	30+	11.2	1.2	34+	16.3	1.5

x: 測定データなし、十: 地表面から10 cm間隔で分割して分析試料とした

表6 試験区の0-0.3 mの土壌炭素量(Mg C ha $ ^{-1} $ )

对照区	除雪区	融雪材 散布区	平均	標準偏差	変動係数 (%)
札幌	175	169	138	160	20	12
芽室	106	93	79	92	14	15

最表層の土壌の全炭素含量は札幌サイトで約50から60 g kg⁻¹、芽室サイトで約30から40 g kg⁻¹と芽室サイトの方が札幌サイトより低く、乾燥密度も芽室サイトの方が札幌サイトより低かったため、作土（0から0.30 m深）の土壌炭素量は、札幌サイトでは160±20 Mg C ha⁻¹（対照区：175、除雪区：169、融雪材散布区：138）、芽室サイトでは92±14 Mg C ha⁻¹（対照区：106、除雪区：93、融雪材散布区：79）と約1.7倍の違いがあった（表5,6）。

（５）クローズドチャンバーと二酸化炭素濃度計測センサーを利用した二酸化炭素放出量の高頻度観測

札幌サイトの対照区・除雪区において、手動による観測と同様、クローズドチャンバー法を用いて、地表面からの二酸化炭素放出量の自動連続観測を行った。チャンバー内の二酸化炭素濃度を自動連続計測するため、透明・塩化ビニル製の円筒型のチャンバー（内径0.25 m、高さ0.40 m、内容積19.6 L）の中に二酸化炭素濃度計測センサー（GMP343A、VAISALA社）を固定した。手動観測と同様のステンレス製の枠を設置し、その上にチャンバーを常設した。チャンバーの開閉は自動
で行われるようプログラムで制御し、15分間蓋が閉じた後、15分間蓋が開く、30分の動作間隔とした。チャンバー内の二酸化炭素濃度はデータロガー(CR10X、Campbell社)に10秒おきに記録し、蓋が閉じた後3分後から12分間の二酸化炭素濃度上昇速度から30分おきに地表面放出量を計算した。なお観測は2009年9月17日より行った。また、二酸化炭素濃度計測センサー(BEC-二酸化炭素SA、バロン電子株式会社)をそれぞれの区の土壤深度0.10 mに埋設し、2009年10月2日より土壤二酸化炭素濃度の連続観測を行った。

また、2010年8月7日よりチャンバーを常設することによる周辺環境の攪乱を少なくするため、対照区、除雪区ともにステンレス製の枠をそれぞれの区に計3か所(Plot A, B, C)ずつ設置し、それぞれの区において1つの自動開閉チャンバーを順番に3つの枠の上に移動させた。さらに、チャンバー直下の地温、土壌水分環境を調べるため、熱電対を0.05m深に、土壌水分計(CS616、Campbell社)を0.05m深にそれぞれの枠の直下に設置した。

これら得られたデータはデータロガー(CR10X、Campbell社)に10分間隔で記録した。

## 4 ．結果・考察

（１）観測期間における積雪・地温（土壌凍結深）・土壌水分量の推移と融雪水の浸透

本節ではまず、観測期間全体の地温や土壌水分量の特徴について述べ、次に観測期間における2冬（2008-09年冬期：2008年11月～2009年4月と2009-10年冬期：2009年11月～2010年4月）の融雪期の土壌水分移動について述べる。

## 1 ）観測期間における積雪・地温（土壌凍結深）・土壌水分量の推移

a. 2008-09年冬期と2009-10年冬期の観測結果の比較（札幌）

2008年11月から2010年3月の気温・積雪深・積雪水量・土壤凍結深・地温・土壤水分量の推移について、札幌の結果を図7にまとめた。
図7 札幌の除雪区（SR）、対照区（CO）、融雪材散布区（SM）におけるa）気温、b）積雪深、c）積雪水量、d）土壤凍結深、e）深さ0.10 mの地温、f）深さ0.05 mとg)0.30 mの土壤水分量の推移
札幌において、2008-09年冬期には、12月1日～20日の平均気温が0.9℃と、積雪深が0.2mを超える12月下旬まで気温が高かった（図7a）。その結果、2008-09年冬期には対照、融雪材散布区の最大土壌凍結深が0.02mであり、積雪深が0.2mを越えて土壌が断熱されるとすぐに凍結層がなくなった（図7d）。積雪深が0.2mを超えてから除雪を開始した除雪区では12月下旬以降の気温の低下とともに凍結深が増加し、最大土壌凍結深は0.21mとなった（図7a，d）。一方、2009-10年冬期の12月1日～20日の平均気温は-1.6℃であり、この時期に積雪深がほとんどなかったため、全ての試験区で最大土壌凍結深が0.14m以上になった（図7a，d）。12月中旬以降、積雪深が0.2mを超え、土壌が断熱されると土壌凍結深はゆっくりと減少し、2月中にはほとんど凍結がなくなった（図7d）。除雪をした除雪区では12月下旬以降も凍結が発達し、最大土壌凍結深は0.27mであった（図7d）。深さ0.1mの日平均地温の最低値は土壌凍結が最も発達した2009～10年除雪区で-2.5℃と最も低く、以下、最大凍結深が大きい順に2008～09年の除雪区で-2.0℃、2009～10年の対照・融雪材散布区でそれぞれ-0.9℃・-0.7℃、2008～09年の対照・融雪材散布区でそれぞれ0.0℃・0.2℃であった。

2008-09年冬期の札幌の深さ0.05 mの土壌水分量（不凍水量）は、土壌凍結が発達した除雪区では凍結層の発達に伴い凍結層中の水が氷に変化することで減少した（図7f）。土壌が凍結しない深さ0.3 mでも、下層から凍結層へと鉛直上向きに水が移動することで水分量が減少した（図7g）。一方、土壌凍結層がほとんど形成されなかった対照・融雪材散布区では土壌水分量の減少はみられなかった。1月23日と2月13～14日に10 mm d $ ^{-1} $ 以上の降雨があり、全ての処理区で深さ0.3 mの土壌水分量が増加した（図7d，gの矢印①）。3月6日に25 mm d $ ^{-1} $ の降雨があり、対照・融雪材散布区では深さ0.3 mの土壌水分量が段階的に増加したが、除雪区では1月と2月の降雨後に形成された多量の氷により同深度の土壌水分量の急激な増加はみられず（図7gの矢印②）、3月12日以降、積雪水量が連続的に減少した期間（融雪期）にも、土壌凍結深が0.13 mと浅かったにもかかわらず、薄い凍結層が融雪水の浸透を極めて抑制した（詳細は4（1）2）で記載）。除雪区の深さ0.3 mの水分量は消雪後の3月19日に急激に増加した（図7の線③）。対照区よりも10日程度消雪日が早かった融雪材散布区では、対照区よりも早く深さ0.05・0.3 mともに土壌水分量が減少したことから（図7b，f，g）、融雪材には春先に土壌水分を早く乾燥させる効果があることがわかる。対照区と融雪材散布区で積雪水量に明確な違いはみられなかったことから（図7c）融雪速度は融雪材散布区が対照区よりも早かったと考えられるが、土壌水分量に両試験区で違いが無かったことから、融雪水は速やかに下方浸透したと考えられる。

2009-10年冬期の札幌では、12月中旬の土壌凍結深の増加に伴って全ての処理区で深さ0.05 m、0.3 mともに土壌水分量が低下した（図7d, f, g）。その後、対照・融雪材散布区では土壌凍結深の減少に伴い、両深度の水分量は土壌が凍結する前と同程度になったが、土壌凍結がさらに発達した除雪区では水分量が減少を続けた（図7d, f, g）。厳寒期に数回の降雨はみられたが、その量は2008-09年冬期に比べると少なかったため、2008-09年冬期に形成された水を多量に含んだ凍結層は2009-10年冬期には形成されたと考えられる。全ての試験区において、深さ0.3 mの土壌水分量の急激な上昇は各試験区ともに気温が4.5℃になった2月25日以降であった（図7の線④）。積雪水量が少なかった除雪区ではこの日に消雪した（図7b, c）。

以上をまとめると、札幌における2008-09年冬期と2009-10年冬期の積雪・地温・土壌水分量に関する主な相違点として、次の3点が挙げられる。i）除雪区の2009-10年冬期の2月以降の積雪水
量（すなわち融雪量）が2008-09年に比べて極端に少ない。ii）対照・融雪材散布区において、2008-09年冬期にはほとんど土壌が凍結しなかったのに対し、2009-10年冬期には融雪期には凍結層が融解したものの、0.1 m以上の厚さの凍結層が12月に形成され、12・1月の土壌水分量が2008-09年冬期の同時期とは大きく異なった。iii）2008-09年冬期には厳寒期の1月と2月に10 mm以上の降雨があったが、2009-10年冬期にはそれがみられなかった。

### b. 2008-09年冬期と2009-10年冬期の観測結果の比較（芽室）

2008年11月から2010年3月の気温・積雪深・積雪水量・土壌凍結深・地温・土壌水分量の推移について、芽室の結果を図8にまとめた。

芽室は札幌に比べて全般的に冬期の気温が低く（図7aと図8a）、芽室の2008-09年冬期には1月上旬まで積雪深が0.2 m以下であったため、除雪・対照区で土壤凍結が発達した（図8b,d）。一方、融雪材散布区では12月まで顕著な土壤凍結深の増加はみられなかったが、1月上旬に凍結が発達し、最大土壤凍結深は対照区と同程度となった（図8d）。1月中旬以降、積雪深が0.2 mを超えると、対照・融雪材散布区の土壤凍結深は融雪期までほぼ一定で推移したが、1月中、除雪をおこなった除雪区ではその後も土壤凍結深が増加した（図8d）。各試験区の最大土壤凍結深は除雪区：0.42 m、対照区：0.15 m、融雪材散布区：0.13 mであった（図8d）。2009-10年冬期には12月中旬に土壤凍結深が0.2 mを超えたため（図8b）、気温は2008-09年冬期よりも低かったにもかかわらず（図8a）、対照・融雪材散布区の土壤凍結深は2008-09年冬期よりも浅かった（図8d）。一方、12～1月に除雪をおこなった除雪区では、気温が低かったことに加え、2月に降雪がほとんどなく、雪の断熱効果が弱かったことを反映し、2008-09年冬期よりも深く土壤が凍結した（図8d）。2009-10年冬期の最大凍結深は、除雪区：0.53 m、対照区：0.10 m、融雪材散布区：0.05 mである。冬期の深さ0.1 mの日最低地温の平均値は凍結深が深いほど低く、2009-10年冬期の除雪区で-8.4℃、2008-09年の除雪・対照・融雪材散布区でそれぞれ-4.0℃、-1.9℃、-0.4℃、2009-10年冬期の対照・融雪材散布区でそれぞれ0.0℃、0.2℃であった（図8e）。2008-09年冬期と2009-10年冬期の土壤凍結深の差は0.1 m程度であるが、2009-10年冬期の最低地温は2008-09年冬期より4℃以上低く、2月の積雪深の違いが表層の地温に大きな影響を与えたことがわかる（図8b,e）。

2008-09年冬期の深さ0.05 mの水分量（不凍水量）は土壌凍結深の増加とともに減少した（図8d, f）。凍結層の下の深さ0.5 mの水分量も凍結深の増加とともに減少し、凍結が深いほど減少量も大きかった（図8d, g）。3月6日の37 mmの降雨により対照・融雪材散布区の深さ0.05・0.5 mの水分量は急激に増加した（図8d, gの線①）。消雪日が2週間程度早かった融雪材散布区では4月20日の消雪以降、対照区よりも先に土壌水分量が減少した。札幌と同様に、融雪期の融雪材散布区の土壌水分量は対照区と同程度であることから、融雪水が速やかに下方浸透したと考えられる。一方、融雪材散布区の深さ0.5 mの水分量は3月6日の降雨以降もほとんど増加せず、この深さの土壌水分量が増加を開始するのは積雪深が0.1 m程度になった3月29日以降であった（図8b, gの線②）。
図8 芽室の除雪区（SR）、対照区（CO）、融雪材散布区（SM）におけるa）気温、b）積雪深、c）積雪水量、d）土壤凍結深、e）深さ0.10 mの地温、f)深さ0.05 mとg）0.50 mの土壤水分量の推移
2009-10年冬期にも除雪区では2008-09年冬期と同様に凍結深の増加とともに土壌水分量が減少した（図8d，f，g）。一方、凍結層がほとんど形成されなかった対照・融雪材散布区では0.05 mと0.5 mの土壌水分量に顕著な減少はみられなかった。2月に降雪がほとんど無く、その結果、融雪期の融雪水量は前年に比べてかなり少なかった。深さ0.5 mの土壌水分量に顕著な増加がみられたのは、各試験区ともに3月18日以降であった（図8g線③）。3月18日は、対照・融雪材散布区では融雪期の初日に相当するが、除雪区では消雪後にあたり、このとき地表面に雪はなかった（図8b線③）。

以上をまとめると、芽室における2008-09年冬期と2009-10年冬期の積雪・地温・土壌水分量に関する主な相違点として、次の3点が挙げられる。i）札幌と同様、除雪区の2009-10年冬期の積雪水量（すなわち融雪量）が2008-09年に比べて極端に少ない。ii）札幌とは逆に、対照・融雪材散布区において、2008-09年冬期よりも2009-10年冬期の方が土壌凍結層の発達が弱かった。iii）除雪区の2009-10年冬期の深さ0.1 mの最低地温は2008-09年冬期の値よりもかなり低かった。

### c. 土壤凍結地帯における暖候期と冬期の土壤水分移動の違い

札幌・芽室ともに暖候期には土壌面からの蒸発と降雨により、短い周期で土壌水分量が増減した（図7f, g；図8f, g）。一方、冬期には短期的な土壌水分量の変化は少ないものの、土壌凍結が発達したときには凍結層内では水から氷への相変化により、凍結層より下層では凍結層に水が移動することにより、土壌水分量は暖候期よりも減少し、融雪期には融雪水の浸透により土壌水分量は暖候期の100 mm d $ ^{-1} $ 以上の豪雨時かそれ以上になった（図7d, f, g；図8d, f, g）。一方、土壌凍結が形成されないときには表層・下層ともに冬期間を通して土壌水分量は高水分状態で推移した（図7d, f, g；図8d, f, g）。このように、土壌凍結層の有無により冬期の土壌水分状態が大きく異なり、凍結層が形成される場合は暖候期以上に土壌水分量の変化の幅が大きいことが明らかになった。

一方、深さ0.1 mの日平均地温は、夏期には25℃まで上昇したのに対し、冬期には雪の断熱効果により、土壌凍結がほとんど発達しなかった札幌の対照区や融雪材散布区ではほぼ0℃、土壌凍結深が0.2 m程度まで発達した札幌の除雪区や芽室の対照区で-2℃、最大土壌凍結深が0.4～0.5 mになった芽室対照区でも-9℃程度までしか地温が低下しなかった。土壌水分とは対照的に、地温は雪の存在により、冬期よりも夏期の方が、変動幅が大きいことがわかる。

## 2 ）融雪期の土壌水分移動

上記のように、土壌凍結深が0.2 m以上発達した札幌除雪区の2008-09年と芽室の除雪区の2008-09年ならびに2009-10年では、融雪期のはじめよりも後に下層の土壌水分が増加したことから、これらの圃場では土壌が凍結することで融雪水の浸透が抑制されたことが示唆される。そこで、式(2)により融雪水の浸透量を計算し、融雪水量と比較をすることで、どの程度融雪水の浸透量を定量的に求めた。
2008-09年について、札幌における融雪水量と融雪水の浸透量の融雪期の初日からの積算値の推移を図9に示す。融雪期には土壌凍結深が存在しなかった対照区（図7）では、融雪期の初めから融雪水量とほぼ同量の水が土壌に浸透した（図9）。著しい融雪（平均で20 mm d⁻¹）がみられた3月17日から3月22日にかけて両者の差は開いたが、3月23日以降は、融雪水量と浸透量はほぼ同じ値になった（図9）。その結果、融雪期間の融雪水量に対する浸透量の割合は0.77となり（表7）、8割近くの融雪水が土壌に浸透したと考えられる。一方、融雪期直前の土壌凍結深が0.13 mの同年の除雪区では、融雪期に入ってからも融雪水はほ

図9 札幌の除雪区と対照区における融雪期の融雪水量（$\Sigma M$）と融雪水の浸透量（$\Sigma I_{\mathrm{nf}}$）の積算値の推移

とんど土壌に浸透せず、多量の水が湛水、もしくは表面流出したと考えられる。

札幌の2008-09年と同様に、観測期間の札幌と芽室の除雪区、対照区、融雪区の観測データから計算した、融雪期における融雪水量と融雪水の浸透量の結果を表7に示す。融雪期直前の土壌凍結

表7 融雪期における融雪期直前の土壌凍結深と、総融雪水量と総浸透量の比較。2008-09年の融雪区については、テンシオメータがなかったため、浸透量が計算できなかった

凍結深(m)	浸透量(mm)	融雪水量(mm)	浸透量/融雪水量
札幌	2008-09年	対照区	0	168	219	0.77
除雪区	0.13	41	90	0.46
2009-10年	対照区	0	169	198	0.85
除雪区	0.25	8	12	0.67
融雪区	0	140	168	0.83
芽室	2008-09年	対照区	0.10	183	206	0.89
除雪区	0.39	84	155	0.54
2009-10年	対照区	0.05	190	190	1.00
除雪区	0.48	13	35	0.37
融雪区	0.02	176	190	0.93
深が0.2 mよりも浅かった札幌と芽室の対照区では、融雪水のほとんどが土壌に浸透した。一方、除雪区では、土壌凍結層の存在により融雪水の浸透が抑制された。芽室の除雪区のように、融雪期直前の土壌凍結深が0.4 m以上と深い場合には、過去の観測結果 $ ^{16)} $ ， $ ^{17)} $ と同様に、凍結層が厚いことで融雪水の浸透が抑制されたと考えられる。しかし、札幌の2008-09年の除雪区のように、融雪期の直前の土壌凍結深が0.13 mと浅いにもかかわらず、融雪水量に対する融雪水の浸透量の割合が、より土壌凍結深が深かった場合よりも小さくなっている場合がある（表7）。また、芽室・札幌ともに、融雪区においても、融雪材の散布により融雪速度を促進させたことで土壌への融雪水の浸透量が対照区に比べて少なくなることはなかった（表7）。

観測期間におけるデータのみでは、上記のように融雪水の浸透と土壌凍結深との関係を明瞭に示すことはできなかった。しかし、芽室において2006年から実施している観測データ $ ^{18)} $ を整理した結果、土壌凍結深が増加するほど融雪水の浸透が抑制される傾向があることが明らかになった。また、札幌の2008-09年の除雪区で融雪水の浸透が抑制された（図9；表7）原因は、融雪期よりも前の厳冬期に一時的に気温が上昇し、降雨が発生したことで地表面に供給された水が、その後の急激な気温の低下により凍結し、凍結層の氷が増えたことにあることが明らかになった。これらの詳細については、本章の（5）で詳細に述べる。

## （２）温室効果ガスの大気への排出と土壌中での生成

一酸化二窒素は札幌サイトでは消雪後と夏期に時折排出が見られたのに対し、芽室サイトでは土壌凍結がより深く発達した試験区で消雪後に顕著な放出が見られたものの夏期にはほとんど排出は見られなかった（図10）。このことは、二酸化炭素の放出速度が春から夏にかけて高くなり夏から秋にかけて低くなるといった気温の変化に準じているのと全く対照的であった。2008-09年に

観測期間（2008-2010年）

図10 クローズドチャンバー方（マニュアル）で測定された土壌からのガス放出速度 CO:対照区、SM:融雪材散布区、SR:除雪区。

札幌除雪区（S-SR）は2009年11月より3つの試験区内反復を設けているためその平均値と標準偏差を示している。それ以外は試験区内反復はない。
見られたスパイク状の放出速度の変化では、その最大値は芽室除雪区、芽室対照区、札幌除雪区でそれぞれ1553 μg N m⁻² h⁻¹、285 μg N m⁻² h⁻¹、201 μg N m⁻² h⁻¹であった。これら放出速度は、札幌融雪材散布区の98.2 μg N⁻² h⁻¹、芽室対照区の57.8 μg N m⁻² h⁻¹、芽室融雪材散布区の48.5 μg N m⁻² h⁻¹、芽室除雪区の38.0 μg N m⁻² h⁻¹という夏期に見られた比較的高い放出速度よりも高かった。芽室サイトでは、積雪期間中の一酸化二室素放出速度はせいぜい40 μg N m⁻² h⁻¹であったが、札幌の対照区と融雪材散布区ではほとんどゼロで、時折負の放出速度、すなわち大気から土壌への吸収が見られた。2009-10年にも融解期に除雪試験区でスパイク状の一酸化二室素放出速度の変化を観測することができたが、その最大値は芽室除雪区で112 μg N m⁻² h⁻¹と、2008-09年の最大値の7%ほどという非常に小さなものであった。札幌除雪区では試験区内変動を評価すべく設置した3つ定点観測部での平均値が最大となった日の放出速度は152 μg N m⁻² h⁻¹と2008-09年の最大放出速度と近い値を示したもののバラツキがやや大きかった。芽室除雪区では2008-09年と同様に一酸化二室素放出速度が高まると同時に二酸化炭素もスパイク状の放出速度の変化を示したが、札幌サイトでは一酸化二室素放出速度が高まっても二酸化炭素の排出は極めてわずかであった。

融雪前後のガス排出挙動を詳細に観測したところ、改めて一酸化二窒素と二酸化炭素との間に際立った違いが見出された（図11）。自動開閉チャンバーを用いた観測においては手動採取と比

土壤凍結地帯：芽室，除雪区

図11 クローズドチャンバー法（自動開閉）で測定された土壌からのガス放出速度日付の付されているところが0：00に相当する。4月2日に地表面湛水が消失。

試験区内反復はなし。

べて定量値に系統的な誤差が見られたものの、二酸化炭素では2009年4月1日の消雪後の地温の変動に連動したような周期的な放出が見られるようになったのに対し一酸化二室素は地表面の湛水の満ち引きと連動するような排出パターンが見られ、消雪し湛水が消失した2009年4月1日以後は日夜を問わず断続的にガス放出速度が小さく推移していくという傾向が捉えられた。このことから融雪・融凍と関連したガス排出動態の特徴として、一酸化二室素は二酸化炭素と違って、土壤中で生成されたものが即座に大気へ排出されるわけではないことが示唆された。このことは、土壤ガス濃度の変動特性を考慮して後に考察する。
2008年11月から2009年10月までの積算一酸化二窒素放出量は芽室の対照区で1.12 kg N ha $ ^{-1} $ 、除雪区で2.30 kg N ha $ ^{-1} $ 、融雪材散布区で0.59 kg N ha $ ^{-1} $ であったのに対し札幌では対照区で0.09 kg N ha $ ^{-1} $ 、除雪区で0.32 kg N ha $ ^{-1} $ 、融雪材散布区で0.60 kg N ha $ ^{-1} $ であった（表8）。2009年11月から2010年10月までの積算一酸化二窒素排出量は芽室の対照区で0.04 kg N ha $ ^{-1} $ 、除雪区で0.28 kg N ha $ ^{-1} $ 、融雪材散布区で0.05 kg N ha $ ^{-1} $ であったのに対し札幌では対照区で0.07 kg N ha $ ^{-1} $ 、除雪区で0.60 kg N ha $ ^{-1} $ 、融雪材散布区で0.54 kg N ha $ ^{-1} $ と、札幌では2008-09年と2009-10年で際立った違いは見られなかったが、芽室の試験区では2009-10年の一酸化二窒素排出量は2008-09年の3から

表8 クローズドチャンバー法により観測された土壌からのガス積算排出量

2008-2009	2009-2010
上半期	通年	上半期%	上半期	通年	上半期%
N₂O	札幌	CO	-0.13	0.07	NA	0.04	0.07
kg N ha⁻¹	SM	0.02	0.60	4	-0.07	0.54	NA
SR	0.24	0.32	76	0.44	0.60	73
芽室	CO	0.66	1.13	58	0.03	0.04
SM	0.12	0.59	20	0.02	0.05	47
SR	1.96	2.32	85	0.21	0.28	72
CO₂	札幌	CO	0.22	1.73	13	0.34	2.03
Mg Cha⁻¹	SM	0.21	1.62	13	0.25	1.38	18
SR	0.19	1.58	12	0.29	1.87	15
芽室	CO	0.14	1.84	8	0.23	1.97
SM	0.07	1.21	6	0.19	1.70	11
SR	0.27	2.27	12	0.34	2.71	13

CO：对照区、SM：融雪材散布区、SR：除雪区

## 上半期：11月から4月、通年：11月から10月、NA：計算適用外

12%程度と小さかった。しかし、除雪試験区においては11月から4月にわたる寒冷な半年間に排出された一酸化二室素は年間排出量の70%以上を占めることが改めて確かめられた（表8）。このことは、二酸化炭素の土壌からの排出挙動と対照的である。二酸化炭素の年間排出量は札幌サイトで1.38から2.03 Mg C ha $ ^{-1} $ 芽室サイトで1.21から2.71 Mg C ha $ ^{-1} $ で、11月から4月の半年間の排出量はそれぞれ0.19から0.34、0.07から0.34 Mg C ha $ ^{-1} $ であり、この期間の年間排出量に占める割合は6から18%と20%に満たなかった。

Wagner-Riddle et al. $ {}^{19)} $ にならい11月から4月の半年間の積算ガス排出量と土壌凍結の関係を示す(図12)。2009-10年の芽室除雪区のデータが大きく傾向から外れたものの、2008-09年単独だけでなく $ {}^{20)} $ 2009-10年の観測結果を含めても5 cm深土壌の積算寒度（0℃以下の時間平均地温の積算値の絶対値）と有意な正の相関（P < 0.01）を得、同様の有意相関を年最大土壌凍結深でも得ることができた（P < 0.01）。この結果は、Wagner-Riddle et al. $ {}^{19)} $ が示す関係を異なる地域で追試することができただけでなく、土壌の積算寒度が意味するところを土壌凍結深という直感的に分かりやすい変数で代替表現できたことを意味する。一方で、11月から4月の半年間における二酸化炭素排出量と土壌の積算寒度ならびに年最大凍結深との間には有意な相関関係は認められなかった（それぞれP = 0.205, P = 0.139）。実際、二酸化炭素に関しては土壌凍結動態との関連
について報告は特になく、たとえ相関関係が見出されたとしても因果関係を説明する積極的な論理は今のところ存在しないため、妥当な結果であると考えられる。これら結果は、温度の関数としてよく表現される二酸化炭素と違って、一酸化二窒素の場合は土壌凍結が発達するような条件では寒冷・低温であることを理由に観測を怠るようなことがあると、年間排出量の推計に決定的な影響を及ぼすことを強く示唆している。一方で、土壌が冷えること、すなわち土壌凍結が発達することは一酸化二窒素の生成を促す要因として強く関連しているといえるものの、直接的な因果関係は他に存在する可能性が示された。

$$ \left(ADH_{0.05},{}^{\circ}\mathbf{C}h\right) $$

図12 11月から4月にわたる積算ガス排出量と土壌凍結の関係スピアマンの順位和相関係数とそのP値を図中に示す。

以上の観察された地表面ガス排出動態の特徴とその妥当性を、土壌ガス濃度の変化から考察する。まずは、2010年4月にスパイク状の地表面ガス放出速度があまり大きくなかった芽室除雪区での観察が、観測の不手際によるデータの欠落のためか土壌中にガスが高濃度で存在しなかったためかの説明を試みると、2009年3月から4月に観測した4深度全てで頭著な濃度変化が見られたのに対し、2010年3月から4月は0.10 m深で頭著な濃度上昇が見られただけであった。このことから、土壌中への一酸化二窒素の蓄積が2010年3月には実際に少なかったため、同年には地表面からの排出量が少なくなったと考えられる。同様に、芽室対照区で2009年には融雪直後にスパイク状の一酸化二窒素放出速度の変化がみられたが、2010年にはこれが観察されなかったことに関しても、
土壌ガス中の一酸化二室素濃度を見ることで説明される。すなわち、芽室対照区において、2009年3月から4月は観測した全ての深度で土壌中の一酸化二室素の濃度上昇が融雪直前に生じていたのに対し、2010年3月から4月はどの深度においてもほとんど土壌ガスの濃度変化が見られなかったことから、定性的にではあるがその要因は観測時期の不適ではなく、土壌中にガスの蓄積がなかったためであると整理できる。

芽室融雪材散布区についても、土壌ガス中一酸化二窒素濃度は全く変動していないわけではないが、そのレンジが非常に小さいために土壌中での生成も蓄積も年間を通してほとんど起こらなかったといえる。また、芽室サイトでは3月から4月に限って土壌ガス中の一酸化二窒素濃度の大きな濃度変化が見られたのに対し、札幌サイトでは5月から8月にも無視しえない濃度変化が見られ、それと対応する地表面排出が見られた。ただし、土壌ガス中の濃度が大きく上昇したのは、地表面からの排出速度がまさに高くなった時よりも一週間ほど前の時期に相当し、生成物の直接拡散というよりは、貯留物の拡散・大気との希釈により土壌ガス濃度が変化していたと考えられる。土壌ガス中の二酸化炭素濃度も地表面排出と同様に温度の季節変化に準じた変動を示した。しかし、土壌凍結が発達した期間においては、地表面からガス排出が認められなかったにもかかわらず、土壌ガス濃度が上昇するという土壌ガス濃度と地表面排出のデカップリングが観察されており、単純に地表面排出の大小が土壌中でのガス生成のタイミングや強度を反映しないことを如実に表している。また、春先に一酸化二窒素の大量排出が見られた除雪試験区では、融雪期の土壌ガス中の一酸化二窒素濃度が、地温が高い下層部だけでなく、氷点下の表層部でも高くなった（図13、表9）。このことは、土壌ガス中の二酸化炭素濃度が、基本的に表層より下層で高いこと

觀測期間（2008-2010年）

図13 地表面（0 m）および土壤中（0.10，0.20，0.30，0.40 m深）の $ N_{2}O $ 濃度の経時変化
とと比べるととても対照的であった（図14、表10）。また、芽室サイトでは土壌ガス中二酸化炭素濃度の年間平均値の年次間差（2009-10年－2008-09年）は概して大きくなく2008-09年の各層位の平均濃度に対して-13%から+17%程度であったが、一酸化二室素の場合は対照区と除雪区で大幅な減少が見られ、2008-09年の各層位の平均濃度に対して-43から-90%に及んだ。

観測期間（2008-2010年）

図14 地表面（0 m）および土壌中（0.10，0.20，0.30，0.40 m深）のCO₂濃度の経時変化