Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
表9 土壤ガス $ N_{2}O $ 濃度（ppm）の年間平均値および年次間差

札幌	土壤深度(cm)	土壤深度(cm)
10	20	30	40	芽室	10	20	30	40
CO	PY2008	0.29	0.32	0.38	0.41	CO	PY2008	1.73	1.71	1.68	1.46
PY2009	0.32	0.41	0.46	0.56	PY2009	0.34	0.35	0.36	0.36
△	0.03	0.10	0.08	0.16	△	-1.39	-1.36	-1.33	-1.10
SM	PY2008	0.29	0.38	0.47	0.44	SM	PY2008	0.37	0.35	0.38	0.32
PY2009	0.31	0.44	0.56	0.47	PY2009	0.34	0.36	0.38	0.37
△	0.02	0.06	0.08	0.03	△	-0.03	0.01	-0.01	0.05
SR	PY2008	1.70	1.35	1.86	1.98	SR	PY2008	5.02	7.36	5.63	3.92
PY2009	0.81	1.10	0.81	1.47	PY2009	2.88	0.75	0.86	0.67
△	-0.90	-0.25	-1.04	-0.51	△	-2.14	-6.61	-4.77	-3.25

CO：对照区、SM：融雪材散布区、SR：除雪区

PY2008：2008年11月～2009年10月、PY2009：2009年11月～2010年10月

△：PY2009-PY2008

表10 土壤ガスCO₂濃度（ppm）の年間平均値および年次間差

札幌	土壤深度(cm)	土壤深度(cm)
10	20	30	40	芽室	10	20	30	40
CO	PY2008	1094	1508	2087	2279	CO	PY2008	1018	1439	1592	1574
PY2009	992	1440	1778	1817	PY2009	883	1311	1682	1748
△	-102	-68	-309	-461	△	-135	-128	90	175
SM	PY2008	893	1818	2289	2743	SM	PY2008	813	1134	1136	1255
PY2009	900	1590	1923	2192	PY2009	817	1323	1301	1462
△	7	-228	-366	-551	△	3	189	165	207
SR	PY2008	1385	1581	2066	2198	SR	PY2008	1143	1480	1738	1640
PY2009	1020	1184	1933	2553	PY2009	1152	1430	1845	1859
△	-365	-397	-133	355	△	9	-50	108	219

CO：对照区、SM：融雪材散布区、SR：除雪区

PY2008：2008年11月～2009年10月、PY2009：2009年11月～2010年10月

△：PY2009-PY2008

## （３）土壤凍結層が形成されることで一酸化二窒素の大量排出が起こる条件

2009年11月から2010年4月の芽室除雪区の一酸化二窒素排出量が、土壌凍結深から予想されるほどに高くなかったことから、土壌凍結層が発達すること単独が一酸化二窒素の土壌中での生成を促すことにはならないことが示唆されている。そこで、この年次間変動の理解を中心に、土壌凍結層が発達することで一酸化二窒素の大量排出が生じる条件を考察する。

これまでの研究で、凍結融解土壌における一酸化二窒素の生成は主に従属栄養微生物による硝酸呼吸、すなわち脱室反応の発現によるものと考えられてきた。脱室反応の発現のための主たる要因として、硝酸イオンよりもエネルギー生成効率の高い酸素分子の利用性が低いことと微生物の代謝活性を促すための温度が高いこととが挙げられる。そこで予め酸素センサーを土壌中に埋設し凍結融解条件での観測を試みたところ、0.10 m深において、2009年3月から4月の方が2010年
3月から4月より酸素濃度の低下が顕著であった（図15）。このことから、2010年3月は2009年3月

図15 芽室除雪区における土壌ガス酸素濃度の経時変化

プロットは日平均値を表す

よりも酸素の利用性が高く脱窒が発現しにくい状況にあり、一酸化二窒素の生成および蓄積の程度が低かったものと考えられる。つまり、土壌凍結層の発達により大気からの酸素の供給が妨げられて低酸素環境が形成されるものと考えられてきたが、もう少し要因を考える必要があることになる。

すなわち、大気から土壌へ酸素の供給が遮断されることと、大気から遮断され閉塞された空間で微生物が酸素を消費することが両立してはじめて土壌ガス中酸素濃度が低下すると考えることができ、これがいかにして土壌の凍結融解条件において成立するかが肝心である。微生物活性を制御する温度条件をみると、2009年では-1℃以上0℃未満で維持された期間が長かったのに対し2010年では気温の日変化に対応するような地温の低下・上昇が見られ、低いときでは-4℃にも達した（図16）。つまり、規模的にはわずかではあるが年次間で温度の差はあったことになる。ついで、この温度差の成因であるが、それは融雪期の積雪深にあると考えられる。2009年は最後の除雪のあとに降雪があり積雪深が対照区とほとんど変わらなかったのに対して、2010年は最後の除雪のあとに降雪がほとんどなく、その結果として土壌凍結がより深く発達した。しかしそのことが融雪期に地表面に大気の影響を強く与え地温が下がり、結果として微生物活性を抑制したように考えられる。

加えて、積雪深が低い状態で融雪期を迎えたことは、融雪水量の年次間差も生み出している。土壌が冷え凍結が深く発達するほど一酸化二窒素排出量は多くなることが予測される $ ^{19)} $ が土壌凍結深は2009年の方が2010年より浅かったにもかかわらず一酸化二窒素排出量は2009年の方が高かった。このとき、融雪期の積雪深は2009年の方が2010年より高く維持されていた。すなわち、凍結した層自体が大気から土壌への酸素の供給を遮断するのではなく、凍結層により土壌への浸潤を阻まれた融雪水が大気から土壌へ拡散侵入する酸素の遮断を担っている可能性が考えられる。このことは、凍結融解条件下での一酸化二窒素の濃度上昇部位が、凍結前線より下の地温がより
図16 除雪区の融雪期の0.10 m深土壌ガスN₂O濃度と地温の変化。地温は1時間平均値を示す。

高い部位ではなく土壌凍結を受けた表層部分であったことからも推察されることである。2009年3月に6日と15日に2回、土壌ガス中一酸化二室素濃度が急上昇したタイミングがあるが、これは降雨の翌日であった。このことは、融雪水に限らず凍土表面が液体の水に覆われることで大気と土壤中の気相との連続性が途切れることで、土壤中に閉塞した空間が形成され、土壌気相中の酸素の消費が進行して脱窒が誘導され一酸化二室素の蓄積が起こったのだと考えることができる。年最大土壌凍結深が0.15 m以上発達すると一酸化二室素排出が増加する傾向があるのは、融雪水の浸透障害が顕著になるのが年最大土壌凍結深0.2 mを境とするという見識と合致している。一酸化二室素の濃度上昇は凍結融解の繰り返しが起こり始める晩秋には見られず消雪前後においてのみ、土壌凍結が深く発達した試験区で見られるのは、凍結層が融雪水や降水の浸透を妨害するという状況が晩秋には生じなかったためであると考えられる。したがって、融雪期の積雪深は、①凍土への拡散障壁となる液体の水の供給と②表層土壌に大気の冷えを伝えない保温槽の、二つの役割を果たすことで、土壌凍結が発達した条件で一酸化二室素の生成を促すような酸素濃度の低い環境の形成に関与していると考えられる。2009年3月に見られた「0℃カーテン」が土壌中に氷と液体の水が共存している様子を示唆しており、このとき大気からの酸素の供給速度をしのぐほど微
生物による酸素の消費速度が高ければ、酸素に次いでエネルギー生成効率の高い硝酸イオンが土壤溶液に存在する程度に比例的に脱室菌に利用され、一酸化二室素が生成され、ガス拡散が制限された小さな空間に蓄積するものと考えられる。その模式を図17に示す。その後、湛水が土壌を浸透するにともない土壌中の気相に存在していた一酸化二室素は大気へ排出される一方で、本研究における観測体系では測られていないまでも土壌溶液中に溶存していた一酸化二室素が土壌下層へ流出していたかもしれない。

図17 本研究で考えられた寒冷地での $ N_{2}O $ 大量生成・排出の機構

なお、芽室除雪区における凍結融解期の一酸化二窒素の主たる生成反応が脱窒であるならば、その基質である硝酸イオンの量の多少が一酸化二窒素の生成・排出量に影響を与え、年次間差を生じさせた可能性があると考えるかもしれない。しかし、毎年秋に50 kg N ha $ ^{-1} $ 相当量の硝酸カリウムを散布している。硝酸カリウムを散布してから土壌が凍結を開始するまでの降水量をみると、消雪後にスパイク状の一酸化二窒素の放出がみられた2008-09年の秋には33.5 mmであったのに対し、顕著な放出がみられなかった2009-10年の秋には77.5 mmであり、44 mmの違いしかなかった。この値は、土壌水分量を0.5 m $ ^{3} $ m $ ^{-3} $ と仮定し、ピストン流のみを仮定したときにはわずか0.02 m程
度、硝酸イオンを下方に押し流す程度の雨量にしか相当しない。また、環境省地球環境保全費（温暖化条件下の積雪・土壌凍結地帯の長期変動傾向の予測と農業に及ぼす影響評価；研究代表者廣田知良）の報告書から、試験圃場では土壌凍結層が発達するときに多量の水が表層付近で鉛直上向きに移動することが指摘されており、上記の降雨により下方に移動した硝酸カリウムも融雪期にはより浅い部位に存在すると考えられる。以上のことから、本試験では硝酸イオンの欠乏が2010年の春に一酸化二窒素が顕著に促進されなかったことに対する支配的要因とは考えにくい。

以上のことから、2010年2月から4月にかけて、芽室除雪区で土壌凍結が発達したにもかかわらず高い一酸化二室素放出速度が見られず積算一酸化二室素放出量があまり大きくなったのは、測り逃しというよりは土壌中での一酸化二室素生成量が2009年の同時期と比較して多くなかったことが挙げられ、現象としては正しく評価されたものと考えられる。すなわち、土壌の積算寒度や年最大土壌凍結深と一酸化二室素排出量の相関関係は、融雪期の積雪深が一定の時に成立すると考えられる。Wagner-Riddle et al. $ ^{19)} $ はカナダで輪作畑における一酸化二室素排出の年次間差の説明に成功しているものの、本プロジェクトにより得られた結果を踏まえると、この関係を異なる気象条件を含む広域にわたる一酸化二室素排出量の予測に単純に拡張することは避けるべきであると推察される。一方で、融雪材の散布が消雪後に土壌凍結層の形成や地表面湛水を引き起こすことは見られなかったことから、炭化物を融雪材として農地へ施用することは土壌中での一酸化二室素生成および土壌から大気への一酸化二室素放出を促す可能性は極めて低いと考えられる。凍結融解条件における土壌中での一酸化二室素の生成反応が脱室とみなすことができるのであれば、作土に硝酸イオンを残留させないような肥培管理が徹底されること以上に、硝酸イオンがたとえあっても土壌中で酸素濃度が低下するような還元的な状態にならなければ一酸化二室素の生成と排出を抑制することはできると考えられる。すなわち、現行の肥培管理の変更を伴うことなく、雪氷管理による一酸化二室素の大量排出の抑制が実現する可能性を秘めている。実験的な検証が必要となるのは言うまでもないが、融雪期に更なる除雪をおこなって表層土壌を冷やすことで、野良イモの防除や硝酸態窒素の流出抑制を目的とした土壌凍結深の促進処理を行ったとしても土壌中での一酸化二室素生成を顕著に促進することなく、大気への排出も低減できる可能性がある。今後のさらなる研究が待たれる。

（４）自動開閉式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および土壌中二酸化炭素濃度の高頻度観測

2009年10月から2010年5月までの札幌における日最低、最高気温、降水量、積雪および土壌凍結深、地温、土壌水分量、二酸化炭素放出量、土壌二酸化炭素濃度の時系列変化を図18に示す。
図18 日最高・最低気温および降水量(a)，積雪および土壌凍結深(b)，地温(c)，土壌水分量(d)，二酸化炭素放出量(e,g)，土壌二酸化炭素濃度(f,h)の時系列

自動観測によって得られたデータは手動観測に基づくデータと似た季節変動を示したが、降雨
イベントに伴う一時的な土壌二酸化炭素濃度の増大は自動観測データでのみ見られた。これはセンサーでは1地点の時々刻々と変化する二酸化炭素濃度変化をとらえるのに対して、シリコンチューブを用いた土壌ガスサンプリングではセンサーに比べて応答速度が遅いため、両者の値に違いが出たと考えられる。

除雪区において土壌凍結期間中は土壌二酸化炭素濃度が上昇し、地表面二酸化炭素放出はほと

(A)

(B)

図19 二酸化炭素放出量、土壤二酸化炭素濃度、地温、風速、降水量の時系列変化
んど見られなかった。また、対照区の積雪期間中においても地表面二酸化炭素放出はほとんど見られなかった。消雪及び土壌凍結が完全に融解した後に一時的な二酸化炭素放出量の増大が観測された。これらの結果は土壌凍結層あるいは積雪層は土壌から大気へのガス拡散を抑制していたことを示している。

一方、除雪区の自動観測データでは地表面付近の土壌凍結融解が起こったときに一時的な二酸

図20 各風速レンジごとの疑似拡散係数の変化
化炭素放出量の増大が見られた。これは自動開閉式チャンバーを常に設置しているためにチャンバー内の空気が温められチャンバーから土壌への熱伝導が起こり、局所的に土壌凍結融解を促していたためである。

一般に土壌からの地表面二酸化炭素放出量は地温に大きく依存することが知られている。また、土壌から大気への二酸化炭素放出の駆動力が主にガス拡散であるとすると、土壌から地表面における二酸化炭素の鉛直濃度勾配と土壌の構造などで決まるガス拡散係数の積によってガス放出量が決まると言える。地表面二酸化炭素放出量に与える影響として、地温以外の気象要因として、風速、降水量も調べた。図19に二酸化炭素放出量、二酸化炭素濃度、地温、風速、降水量の時系列変化を示す。図19（A）では土壌二酸化炭素濃度に大きな変化は見られない一方、風速の変動が二酸化炭素放出量の変動と非常に類似している様子が見られ、二酸化炭素放出量の举動に大きな影響を及ぼしている。図19（B）からは二酸化炭素放出量が地温、風速の影響をはっきり受ける様子は見られず、降雨に伴い二酸化炭素放出量、土壌二酸化炭素濃度がわずかではあるが上昇する様子が見られた。これは土壌の二酸化炭素濃度が上昇することによって土壌二酸化炭素濃度の鉛直勾配が大きくなり、二酸化炭素放出量が大きくなったためだと考えられる。以上の結果から1日より短い時間スケールでは地温の他に、風速、降雨が二酸化炭素放出量に及ぼす影響がはっきり見られた。

次に、二酸化炭素放出量を決める一因となるガス拡散への風速が及ぼす影響を解析した。それぞれの風速レンジにおける疑似ガス拡散係数の変化を図20に示す。これらは自動観測から得られたデータを用いた。対照区においては土壌凍結前(2009年9月25日～2009年12月13日)、土壌凍結期間中(2009年12月14日～2010年1月11日)、積雪期間中(2010年1月12日～2010年4月4日)、消雪後(2010年4月5日～2010年5月31日)の期間に分けて、除雪区においては土壌凍結前(2009年9月25日～2009年12月13日)、土壌凍結期間中(2009年12月14日～2010年2月24日)、土壌凍結融解中(2010年2月25日～2010年3月30日)、土壌凍結融解後(2010年3月31日～2010年5月31日)の期間に分けて示す。ここでの疑似拡散係数とは二酸化炭素放出量を地表面あるいは雪面(400ppmと仮定)と土壌0.10 m深の二酸化炭素濃度鉛直勾配で除すことにより計算した値で、ガス拡散の起こりやすさを示す指標となる。土壌凍結前、消雪後、土壌凍結融解中、土壌凍結融解後においては風速が増大するにつれて疑似拡散係数も増大した。疑似拡散係数が大きくなることにより二酸化炭素放出量は大きくなると言え、この結果は風速が二酸化炭素放出量の変動に大きな影響を及ぼした図19の結果と一致する。一方、土壌凍結中、積雪中は疑似拡散係数は風速の影響を受けずに小さな値をとる様子が見られた。疑似拡散係数が小さくなることにより二酸化炭素放出量が小さくなると言え、この結果も土壌凍結層あるいは積雪層が土壌から大気へのガス拡散を抑制したと推測される図18の結果を支持した。また、除雪区の土壌凍結融解期間中に風速が大きいレンジ内で疑似拡散係数は $ 4.0 \times 10^{-5} \, m^2 s^{-1} $ を超えた。これは大気中のガス拡散係数 $ 1.39 \times 10^{-5} \, m^2 s^{-1} $ を大きく超える値であり、土壌から大気への二酸化炭素放出に対してはガス拡散以外にも、融解水の浸透などが駆動力となる移流が大きな影響を及ぼしていると示唆された。
対照区、除雪区における、地温と二酸化炭素放出量の関係を図21に示す。図20と同様にデータを4つの期間に分けた。土壌凍結前、消雪後、土壌凍結融解後には二酸化炭素放出量が地温に依存

(A) 对照区

(B) 除雪区

図21 二酸化炭素放出量と地温の関係
する、他の研究でも見られる一般的な傾向が見られた。土壌凍結期間、積雪期間には二酸化炭素放出量は地温によらず0に近い値を示した。これは図18、図20からも推察された、土壌凍結層、積雪層のガス拡散の抑制を示している。除雪区において、土壌凍結融解期間中に手動データではほとんど地表面放出が見られなかったのに対して自動データでは0℃付近で二酸化炭素放出量が見られることにより、および土壌凍結融解後に同じ地温条件下で自動データよりも大きな二酸化炭素放出量が手動データに見られた結果には、図18で示した自動観測データと手動観測データの一時的な二酸化炭素放出量のピークのタイミングの違いが表れていると言える。

手動観測と自動観測によって得られたデータから計算した、それぞれの期間ごとの二酸化炭素放出量の平均値を表11に示す。対照区の土壌凍結前および消雪後、除雪区の土壌凍結前および土壌凍結融解後ではおおむね手動観測によって得られたデータに基づく積算値が自動データのそれ

表11 手動および自動観測データに基づくそれぞれの期間の平均二酸化炭素放出量。積雪期間中の対照区の自動データはほとんどの期間中観測を停止したため、データなし。

期間 (days)	手動データ (gC m^{-2} day^{-1})	自動データ (gC m^{-2} day^{-1})
対照区 土壤凍結前 (80)	0.48	0.37
土壤凍結期間 (29)	0.031	0.042
穀雪期間 (83)	0.025	-
消雪後 (57)	0.24	0.26
除雪区 土壤凍結前 (80)	0.48	0.29
土壤凍結期間 (73)	0.0079	0.041
土壤凍結融解期間 (34)	0.023	0.19
土壤凍結融解後 (62)	0.33	0.15

を上回った。この原因として、手動観測は日中に行い、地温が高い条件下、すなわち二酸化炭素放出量が1日の平均を上回る時間帯のデータを取得したことが考えられる。また、土壌凍結期間及び積雪期間（手動観測のみ）はこれらの期間よりも1オーダー以上小さい値を示した。この結果は上述したように、積雪および土壌凍結層が大気へのガス拡散を抑制したことを支持している。除雪区の土壌凍結融解期間の自動観測データに基づく放出量の平均値は手動に基づくものよりもずっと大きく、逆に土壌凍結融解後は手動データに基づく平均値は自動データのそれの2倍を上回った。これらの結果は図18および図21で言及した、土壌凍結融解のタイミングの違いによる一時的なフラックスの増大の時期のズレを反映している。

2010年12月から2011年3月までの除雪区における日最低、最高気温、降水量、積雪および土壌凍結深、地温、土壌水分量、二酸化炭素放出量、土壌二酸化炭素濃度の時系列変化を図22に示す。2011年1月14日に除雪区の土壌凍結深が0.10 mに到達して以降、0.10 m深の二酸化炭素濃度が約10 ppm day $ ^{-1} $ の割合で少しずつ上昇し続けた。これは前年度の除雪区においてもみられた現象である。その後2011年2月23日明け方から気温が0℃を下回らず、融雪が進み続け、2月24日の夕方に0.05 m深の土壌水分量が平均でおよそ0.16 m $ ^{3} $ m $ ^{-3} $ から0.32 m $ ^{3} $ m $ ^{-3} $ へと一時的に2倍近く増加した。この融
雪に伴い除雪区0.10 m 深の二酸化炭素濃度がわずかに減少した。その後2月27日の午前まで気温は氷点下を記録し続け、二酸化炭素濃度は以前よりも高い割合(約60ppm day $ ^{-1} $ )で上昇し続けた。高い割合で二酸化炭素濃度が再度上昇し続けた理由として、2月24日に融雪水が土壌に浸透することにより、土壌水分率が増加し、その後氷点下の外気にさらされることにより土壌中に浸透した融雪水は氷となり、土壌中での氷の割合が増加し、拡散を阻害する凍結層がより強固なものになったためだと考えられる。

積雪および土壌凍結を伴う期間において、地温が低いため潜在的な地表面二酸化炭素放出量は小さいもの、積雪層および土壌凍結層は土壌から大気への二酸化炭素ガス拡散を抑制し、地表面放出はほとんど見られなかった。一方、融雪や消雪に伴いガス拡散を抑制していたバリア（積雪層・土壌凍結層）が無くなると、従来の温度依存式で見積もられる量以上の地表面放出量が観測された。また、同じ土壌凍結深度でも、土壌中に存在する氷の量が増えると、土壌凍結層のガス拡散を抑制する強度は強くなった。

図22 日最高・最低気温および降水量(a)，積雪および土壌凍結深(b)，地温(c)，土壌水分量(d)，土壌二酸化炭素濃度(e)の時系列変化

## （５）土壤凍結層が形成されることで融雪水の浸透が抑制されるメカニズム

本章（1）の2008～2009年冬期の融雪水の浸透に関する観測結果から、1）土壌凍結深が深い場合と、2）厳冬期の一時的な寒さの緩みによって降雨や融雪のイベントが発生した場合に、融雪水の土壌への浸透が極めて抑制されることが示された。そこで、本節では、これらの現象が生
じるメカニズムについて考察する。なお、融雪期は1年に1度しかないため、本プロジェクトの観測期間の2年間のデータのみでは、詳細な解析に限界があった。そこで、環境省地球環境保全費（温暖化条件下の積雪・土壌凍結地帯の長期変動傾向の予測と農業に及ぼす影響評価；研究代表者廣田知良）により、本試験圃場と同じ圃場で2006年10月から2008年4月まで実施した、土壌凍結条件下の融雪水量や土壌水分移動に関する観測データ $ ^{18)} $ を加えて解析をおこなった。

## 1 ）土壤凍結深の増加とともに融雪水の下層への浸透が抑制されるメカニズム

融雪水量が多いほど融雪水の下方浸透量が多くなると考えられる。また、下層への融雪水の浸透量は、対象とする深さまでの土層の土壌水分量が少ないほど、土壌にトラップされる融雪水量が多くなり、下層へと浸透する水分量は減少すると考えられる。そこで、上記の観測期間中に芽室の対照区と除雪区で得られた、融雪期における深さ0.50 m以深への融雪水の浸透量（ー $ \Sigma q_{0.5} $ ；図4）を、深さ0～0.50 mの土壌水分量で補正した同期間の融雪水量（ $ \Sigma M $ ）で除した次式により、融雪水の浸透割合（ $ IR_{0.5} $ ）を算出した。

$$ IR_{0.5}=\text{—}\Sigma q_{0.5}\text{/}\quad\left(\text{—}\Sigma M\text{—}\Delta S_{sw}\right) $$

ここに、$\Delta S_{\mathrm{sw}}$ は深さ0～0.5 mの土層に埋設した土壌水分計の値から計算した、融雪期に同土層に貯留される可能性がある融雪水量である。

$ IR_{0.5} $ と融雪期直前の土壌凍結深との関係を調査した結果、両者には明確な負の相関関係が認められ、対数関数でよく近似された（図23）。 $ IR_{0.5} $ は下方浸透量と融雪水量の補正值との比であるため、確率分布が正規分布にならない。そこで、確率分布を正規分布にするため、 $ IR_{0.5} $ の対数をとってロジット変換 $ ^{21)} $ し、融雪期直前の土壌凍結深との関係を調査した結果、5%水準で有意であった。同様に、ロジット変換した $ IR_{0.5} $ と融雪期前日の土壌凍結層の地温との関係を調査したとこ

図23 深さ0.50 m以深の融雪水の浸透割合（ $ IR_{0.5} $ ）と融雪期直前の土壌凍結深の関係。図中のRMSEは、確率モデル（詳細は本文を参照）や対数関数で近似した曲線と実測値から計算したIRとの平均自乗誤差を意味する。
ろ、両者には5%水準で有意な関係はみられず、もっとも相関が高いと考えられた表層よりも深層の方が、相関係数が高くP値が低いという結果が得られた（表12）。一方、融雪期よりも1ヶ月以上早い、1月に記録された最低地温と $ IR_{0.5} $ との関係は、深さ0.10 m以深では有意な相関はみられなかったものの、深さ0.05 mで5%水準で有意な相関が認められ（表12）、両者の関係

表12 各深度における深さ0.5 m以深への融雪水の浸透割合 $ (IR_{0.5}) $ と冬期の最低地温との間のP値と相関係数（表中の“最低地温”；括弧内の数字が相関係数）。 $ IR_{0.5} $ と融雪期直前の地温との間のP値と相関係数も示した（表中の“融雪期直前の地温”）。

深さ (m)	最低地温	融雪期直前の地温
0.05	0.01*(0.99)	0.69 (0.31)
0.10	0.12 (0.88)	0.54 (0.46)
0.15	0.21 (0.79)	0.14 (0.86)
0.20	0.16 (0.84)	0.08# (0.92)
0.30	0.14 (0.86)	0.08# (0.92)

$ ^{*} $ 有意水準 5% $ ^{#} $ 有意水準 10%

は土壌凍結深と $ IR_{0.5} $ の関係と同様に対数関数でよく近似された（図24）。

融雪期直前の土壤凍結深と融雪期直前の地温および冬期の最低地温との関係を調べたところ、深さ0.05 mの最低地温（表12）と融雪期直前の土壤凍結深との間に有意な相関関係が認められた（図25）。また、比較的相関係数が高かった融雪期直前の深さ0.30 mの地温（表12）と、土壤凍結深との間に有意な相関関係が認められた（図25）。十勝地域では、積雪深が0.20 mに到達するまでの積算寒度と最大土壤凍結深との間に高い相関があることが報告されている $ ^{2)} $ ， $ ^{22)} $ 。このことは、積雪深が浅いときの気温が土壤凍結深に大きな影響を与えることを意味している。最低地温も積雪深が浅いときに記録される。地表面に近い地温ほど気温の影響を強く受けるため、今回の観測では深さ0.05 mの地温と土壤凍結深との間に高い相関がみられたと考えられる。一方、融雪期直前の表層付近の地温は、多量の雪による大気と土壤の断熱効果や気温の上昇の影響により上昇する（図24）。これに対し、土壤凍結深はこれらの地上の影響を受けにくく、最大土壤凍結深

図24 深さ0.50 m 以深の融雪水の浸透割合（ $ IR_{0.5} $ ）と冬期の最低地温との関係。図中のRMSEは、対数関数で近似した曲線と実測値から計算したIRとの平均自乗誤差を意味する。
と融雪期直前の土壤凍結深はそれほどかわらない（図24）。深層の地温も土壤凍結深と同様に地上の影響を受けにくいため、深さ0.30 mの地温と土壤凍結深との間に図25に示した関係がみられたと考えられる。これらの議論から、深さ0.05 mの最低地温や深さ0.30 mの融雪期直前の地温と $ IR_{0.5} $ との間の相関係数が高かった理由は、これらのパラメータが融雪期直前の土壤凍結深と相関

図25 融雪期直前の土壌凍結深と、観測期間における深さ0.05 mの日平均地温の最低値（●）ならびに融雪期直前の深さ0.30 mの日平均地温（□）との関係。

が高かったためとして説明される。すなわち、今回の試験結果は、土壌凍結深が比較的浅い場合には、土壌凍結深が深層への融雪水の浸透量を決定する支配的な要因の一つであることを意味している。

土壌凍結深の増加とともに融雪水の深層への浸透速度が減少する理由を説明するため、透水性への寄与が大きい，直径が等しいN本の管状の間隙が土壌中に分布するようなモデル（図26）を考案した。図26に示したN本の間隙について、単位厚さ（ここでは0.01 m）の土層が凍結したときにアイスレンズ等の氷で間隙が遮蔽される確率をpとすると、任意の深さ（z m）における通水間隙の本数（ $ N_{inf} $ ）は次式で表わされる。

$$ N_{\mathrm{i n f}}~=~N(1~-~p)^{100z} $$

芽室において、土壌凍結深が0.2 m以下の対照区では、融雪期の深さ0.05 mの液状水量は間隙率よりもかなり低い値であった（図8f）。このことから、対象圃場では浸透能が融雪水量を大きく上回るため、透水間隙の一部を使うだけで全ての融雪水が土壌に浸透することが示唆される。実際、芽室の0～0.50 mの土層の飽和透水係数を測定した結果、 $ 4.0 \times 10^{-5} \sim 7.0 \times 10^{-6} $ m s $ ^{-1} $ であり、透水性が良好であることがわかる。飽和透水係数の最低値である $ 7.0 \times 10^{-6} $ m s $ ^{-1} $ から、粗間隙による位置ポテンシャルが卓越した流れを想定して動水勾配を1と仮定し、浸透速度を計算すると、605 mm d $ ^{-1} $ となる。一方、観測期間中の融雪速度を計算したところ、20 mm d $ ^{-1} $ 以下であった。このことから、芽室の試験圃場において凍結層が存在しない場合には、図26に示すように透水間隙の一部に空気が存在し、全ての透水間隙が機能しなくても、ほとんど全ての融雪水が浸透すると考えられる。そこで、非凍結時に融雪水相当量の水が浸透しても透水には寄与しない間隙の本数を $ N_{rem} $ とし、
## a) 土壤凍結層が存在する場合

## b) 凍結層が無い場合

融雪水の浸透に寄与しな

い間隙の本数 = $ N_{rem} $ 本

$$ N_{\mathrm{i n f}} $$

図26 直管パイプによる融雪期の透水間隙モデルの模式図。a）土壌凍結層が存在する場合に、氷の発生により各深さの間隙がある一定の確率で閉鎖されると仮定したときの、融雪水の浸透のイメージ。b）土壌凍結層が存在しないときの融雪水の浸透のイメージ。

次式により $ N_{inf} $ を規格化した。

$$ N_{\mathrm{n}}=N_{\mathrm{i n f}}/\left(N-N_{\mathrm{r e m}}\right) $$

ここで $ N_{n} $ は，融雪水が浸透するために必要な間隙の本数に対する土壤凍結時の透水間隙の本数の割合である。式(5)から，土壤凍結層が存在しない（すなわち $ z=0\ m $ の）場合には $ N_{inf}=N $ となる。一方， $ N_{inf} $ は実際に透水している間隙の本数ではなく、透水が可能な間隙の本数である。上述のように試験圃場は飽和透水係数が高いため、 $ z=0\ m $ のときに $ N_{rem} $ は0よりも大きい値をとる。そのため、式(6)の性質上、凍結深が浅い場合には $ N_{inf} $ が融雪水を全て浸透させるのに必要な間隙量である $ N-N_{rem} $ よりも大きくなり、 $ N_{n} $ は1を超える。これに対し、式(6)では $ N_{n} $ が1を超えるような土壤凍結深のときにも、実際に融雪期において $ 0.5\ m $ 以深に浸透する量と融雪水量の比である $ IR_{50} $ （式(4)）は1を超えることがない。このように、土壤凍結深が浅い場合には $ N_{n} $ とIRが一致しない。しかし、 $ N_{n} $ が1以下の値をとるときには、 $ N_{inf} $ が実際に透水に寄与する間隙の本数と同等になるため、融雪水量に対する下方浸透量の割合である $ IR_{50} $ は $ N_{n} $ と同等と考えてよい。そこで仮にNを100本とし、図23の散布図で平均自乗誤差が最小となるように式(5)のpと式(6)の $ N_{rem} $ を決定した結果、p=0.088, $ N_{rem}=63.3 $ 本となり， $ N_{n} $ と実測したIRとの平均自乗誤差である0.15は、 $ IR_{50} $ を対数関数で近似した場合の0.25よりも小さくなった（図23）。このように、間隙が氷により閉鎖されることを
考慮したモデルで土壌凍結深と IR の関係が近似されることから、土壌凍結深の増加とともに鉛直方向の透水間隙の連続性が失われるため、 $ IR_{50} $ が減少すると考えられる。

以上のように、土壤凍結深の増加とともに下層への融雪水の浸透が抑制されることが明らかになった。それでは、地表面から土壌への融雪水の浸透量も同様に、土壌凍結深の増加に伴って変化するのであろうか？それを調べるために、芽室の除雪区と対照区において、式(5)と式(6)から融雪期の融雪水の浸透量（Inf）を計算し、融雪水量（ΣM）で除すことで浸透割合（IR）を計算した。計算結果を図27に示す。融雪期直前の土壤凍結深が深さ0.2mよりも浅いときにはIR ≠ 1であり、ほぼすべての融雪水が土壌に浸透したと判断される。一方、凍結深が深さ0.2mよりも深くなると、土壤凍結深が深くなるほどIRは減少し、融雪期の深さ0.50mの下方浸透量の場合（式(4)）と同様に両者の関係は対数関数で近似された。観測期間中、12月下旬に一時的に気温が高くなり、34mmの降雨がみられた。同様に厳冬期に降雨がみられた2008-09年の札幌の除雪区（4章(1)）でも同様に、土壤凍結深が浅いにもかかわらずIRはかなり小さい値であった（図27）。これらの結果から、土壤凍結深の増加とともにIRは減少するが、厳冬期の一時的な寒さのゆるみにより降雨が発生する場合は土壤凍結深に関係なく融雪水の浸透が抑制されることが示唆される。

図27 芽室における浸透割合（IR；融雪期における融雪水の浸透量を融雪水量で除した値）と融雪期直前の土壌凍結深の関係。融雪水の浸透が抑制された札幌除雪区の2008-09年の融雪期のデータも併記した。

## 2 ）厳冬期の降雨イベントにより融雪期の融雪水の浸透が抑制されるメカニズム

土壌凍結層の存在により融雪水の浸透が抑制される原因について、Stadler et al. 23やBayard et al. 24は、融雪期の土壌表面や凍結層における融雪水の再凍結により、融雪水の浸透する間隙が塞がれることをあげている。また、松田ら25は、初冬に水田に人工的に氷を張って人工的に厚い氷を張ると、融雪期に融雪水の浸透が抑制されることを示した。これらのことは、地表面付近の氷
の増加により、融雪水の浸透が抑制される可能性があることを示している。

地表面付近に雨水が供給されたとき、それが凍結する量は、地表面からどれだけの熱が大気側に奪われたかに依存すると考えられる。そこで、厳冬期に降雨がみられた芽室の2007-08年と札幌の2008-09年について、降雨があった前後の深さ0.02 mの地中熱流板により計測された地中熱流量と、地中熱流量を決定する要因と考えられる気温と積雪深の推移を図28と図29にそれぞれ示す。2007-08年の芽室では、厳冬期には、12月27日から28日にかけて0℃以上になり（図28a）、その

図28 芽室2007-08年対照区の厳冬期における(a)気温、(b)積雪深、(c)地中熱流量（地表面の熱フラックス）の推移。地中熱流量は鉛直下向きをプラスとした。

間に降雨があった。この降雨イベント以前には、対照区で数cm程度の積雪があったが、この降雨により消雪した（図28b）。その後、気温が急激に低下し、対照区の地中熱流量が急激に低下した（図28）。降雨後の2日間の地中熱流量の合計は約3 MJ m⁻²であり、9 mm m⁻²の水を凍結させる熱量
に相当する。同様に、2008-09年の札幌の除雪区では、1月23日と2月13日に降雨があったが、その後の気温の低下により地中熱流量が低下した（図29）。

図29 札幌2008-09年対照区（黒丸）・除雪区（白抜きの四角）の厳冬期における(a)気温、(b)積雪深、(c)地中熱流量（地表面の熱フラックス）の推移。地中熱流量は鉛直下向きをプラスとした。

1月の降雨後の3日間と2月の降雨後の3日間の地中熱流量の合計は約10 MJ m⁻²であり、30 mmの水を凍結させるのに必要な熱量に相当する。これらのことは、降雨後の急激な気温の低下により多量の氷が形成されることを示している。低温であっても、積雪深が増加すると地中熱流量は増加するが、値がプラスになる（すなわち、大気から凍結層に熱が供給される）ことは融雪期までなかったため（図28と図29）、このときにできた氷が融雪期まで保存され、融雪水の浸透を抑制したと考えられる。

2008-09年の札幌の対照区では、積雪深が深く、雪の断熱効果が高いことで降雨後に気温が低下しても地中熱流量にほとんど変化がみられなかった（図29）。このように、気温だけではなく、
積雪層の厚さ等により変化する雪の断熱効果も土壌中の熱の移動に大きな影響を与える $ ^{26)} $ 。そこで、雪の熱伝導率と関係が高い雪密度（\rho_{\mathrm{s}}）と、積雪深（t s）と気温（T_{\mathrm{a}}）が、地中熱流量に与える影響を評価した。

積雪層において土壌から大気に移動する熱フラックスは、一般的には深さ方向に変化するが、ここでは簡略化するために積雪層内の熱フラックスを一様と仮定し、次式により地中熱流量 $ (G) $ を計算した。

$$ G\;=\;\lambda_{\mathrm{~s~}}\;\times\;\left(\Delta\;T/t s\right) $$

ここに、 $ \lambda_{s} $ は積雪層の平均的な熱伝導率、 $ \Delta T $ は気温と地表面温度の差である。 $ \lambda_{s} $ はSturm et al. (1997) $ ^{27)} $ の次の関係式により算出した。

$$ \lambda_{\mathrm{s}}=0.138-\left(1.01\times10^{-3}\right)\times\rho_{\mathrm{s}}+\left(3.233\times10^{-6}\right)\times\rho_{\mathrm{s}}^{2}\left(156\leqq\leqq600\mathrm{~kg~m}^{-3}\right) $$

$$ \lambda_{\mathrm{s}}=0.023-(2.34\times10^{-4})\times\rho_{\mathrm{s}}(\rho_{\mathrm{s}}<156\mathrm{~kg~m}^{-3}) $$

また、実測値を用いて、$\rho_{\mathrm{s}}$、$t s$、$T_{\mathrm{a}}$を説明変数とし、$\Delta T$を目的変数として回帰分析をおこなった結果、$\rho_{\mathrm{s}}$、$t s$、$T_{\mathrm{a}}$から$\Delta T$を推定する次式を得た。

$$ \Delta~T~=~0.860~\times~T_{\mathrm{a}}~-~3.77~\times~t s~+~5.61~\times~\rho_{\mathrm{~s~}}~+~0.0265 $$

式(9)の重相関係数は0.98、F値0.001以下であり、 $ \rho_{s} $ 、ts、 $ T_{a} $ から $ \Delta T $ が精度良く推定できると考えられた。これらの関係を用いて式(4)からGを算出した結果 $ (G_{\mathrm{e}}) $ を実測値 $ (G_{\mathrm{m}}) $ と比較した結果、 $ G_{e} $ は過小評価しているものの、両者の間には次の関係がみられた。

$$ \begin{aligned}G_{m}&=1.42G_{e}-2.21(R=\\0.89；P 值 &<0.001；n=18)\\&(10)\end{aligned} $$

そこで、この関係により $ G_{e} $ 補完して $ G_{e} $ を計算した結果、計算した $ G $ と $ G_{m} $ との関係は、ほぼ1:1の直線上に乗った（図30）。

図30 地中熱流量の実測値と推定値の比較。
上記の方法により計算した、Gと、 $ \rho_{s} $ 、ts、 $ T_{a} $ との関係を図31に示す。積雪深が0.1 mよりも浅

$$ \left(m^{3}\ m^{-3}\right) $$

図31 地中熱流量と積雪深（ts）、気温（ $ T_{a} $ ）、雪密度（ $ \rho_{s} $ ）の関係。 $ \rho_{s}=200,260,330 $ kg m $ ^{-3} $ はそれぞれ降雪後の平均的な全層雪密度、観測期間中の平均的な雪密度、観測期間中の雪密度の最低値を意味する。 $ T_{a}=-3,-6,-8 $ ℃はそれぞれ降雨後数日間の日平均気温の最高値、平均値、最低値を意味する。

いときに、特に指数関数的に G が減少するのに対し、 $ \rho_{s} $ が増加、あるいは $ T_{a} $ が低下しても G は直線的にしか変化せず、その減少率も積雪深が 0.1 m 以下の場合と比べて小さい。このことから、対照圃場と同様の気象条件の圃場では、積雪深が浅いことが、地表面から大気へと熱を奪い、降雨後に雨水を大量に凍結させるための必要条件であることが示唆される。

### 3 ）土壤凍結深が0～0.5 mのときに融雪水の土壤への浸透割合を評価する方法

以上の議論から、土壌凍結深が0～0.5 mの場合には、土壌凍結深のほか、厳冬期の一時的な降雨に伴う地表面もしくは土壌凍結層の氷の増加が融雪水の浸透量に大きな影響を与えることが明らかになった。この結果を踏まえ、気象要因や土壌凍結深から土壌凍結深が0.5 m以下のときに融雪水の浸透量を推定するフローを図32にまとめた。厳冬期に一時的に気温が上昇し、降雨や融雪があった場合は、その後の低温により雨水や融雪水が地表面付近で凍結したかどうかによって融雪期における融雪水の浸透量が大きく異なる。積雪層が薄い場合には、これらの水が凍結するため、土壌凍結層の厚さにかかわらず、融雪水の浸透が極めて抑制される（図27）。一方、積雪層厚い場合には、雪の断熱効果により雨水や融雪水は地表面付近で凍結しないため、融雪水の浸透は厳冬期に一時的な降雨や融雪がなかった場合と同様に考えて良い。厳冬期に極端に地表面付近の氷の量が増加することがなければ、融雪期における融雪水量に対する融雪水の浸透割合は、図23や図27に示すように、土壌凍結深に依存する関係として整理される。この場合、土壌凍結深が0.2 mよりも浅い場合には、融雪水の浸透が土壌凍結層によって抑制されることはなく、土壌凍結層が存在しても、融雪水の土壌への浸透量は、土壌凍結層が存在しない場合と同程度であると考
図32 融雪期直前の土壌凍結深が0～0.5m のときの、厳冬期の降雨と積雪深、土壌凍結深が融雪水の浸透に与える影響の模式図。

えられる。一方、土壌凍結深が0.2 mよりも深い場合には、土壌凍結深の増加とともに融雪水量に対する融雪水の土壌への浸透量の割合は減少し、凍結深と融雪水の浸透割合の関係は対数関数で近似できると考えられる。

## 5 ．本研究により得られた成果

## （1） 科学的意義

1）積雪・土壌凍結条件と融雪期の土壌水分移動の関係を定量化した。一般に土壌凍結深が0.2 m までは、土壌凍結層が融雪水の浸透を抑制することはないが、土壌凍結深が0.2 m よりも深くなると、土壌凍結深が増加するほど融雪水量に対する融雪水の土壌への浸透量の割合が低下した。ただし、厳冬期に一時的な気温の急上昇で降雨が生じて積雪層を一時的に消失した場合は、通常の年と異なり、その後の気温の低下で多量の雨水が地表面付近で凍結することで凍結深が0.1 m 台と比較的浅くても、融雪水の浸透が極めて抑制されることも明らかになった。

2）土壤凍結深の発達条件では、一酸化二窒素の土壌から大気への放出は助長され、消雪後にスパイク状の顕著な放出速度の変化を観測した。年間放出量に対するこの消雪後の大量放出の寄与率は、70%以上であった。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、冬期の寄与率が年間の6～18%であったのとは対照的であった。土壤凍結が発達する寒冷な気候帯では一酸化二窒素の年間放出量を評価する上では冬期評価は非常に重要であることが示された。

3）一酸化二窒素の土壌の凍結融解条件において短期・集中的に大量放出するメカニズムを解明
した。土壌凍結層の発達条件では大気との通気性が阻害されることで、融凍期に土壌ガス中の酸素分圧の低下が生じ、微生物が酸素から硝酸イオンに呼吸基質を選択する脱室において一酸化二室素の生成を促し表層土壌中に蓄積が大きく進むことで消雪後に大量放出が引き起こされる。

4）一酸化二窒素の放出量と土壌凍結深の強い関係は認められるものの、両者の関係には大きな年次間差がある。この要因として、一酸化二窒素は土壌凍結深ばかりでなく、融雪・融凍期の地温も微生物活動に影響を与え、ひいては一酸化二窒素の生成強度に関わっている可能性が示唆された。

5）二酸化炭素の放出量と土壌凍結深に一酸化二室素との関係のような強い相関は認められない。二酸化炭素放出量は既往の研究で報告されているように地温の影響を受け、地温が高いほど放出量は大きくなる傾向であった。積雪および土壌凍結を伴う期間においては、地温が低いため潜在的な地表面二酸化炭素放出量は小さく、積雪層および土壌凍結層は土壌から大気への二酸化炭素ガス拡散を抑制し、地表面放出はほとんど見られなかった。一方、融雪や消雪に伴いガス拡散を抑制していた積雪層・土壌凍結層が無くなると、従来の温度依存式で見積もられる量以上の地表面放出量が観測された。また、同じ土壌凍結深度でも、土壌中に存在する氷の量が増えると、土壌凍結層のガス拡散を抑制する強度は強くなった。

6）地球環境モニタリングに貢献できる以下の観測手法を開発・構築した。

① 厳寒かつ地表面が湛水となる悪条件でも確実なガスサンプリングが可能なシリコンチューブを用いた拡散チャンバー型土壌ガス採取法を開発した。②厳寒条件下で動作可能な自動開閉チャンバーに自動ガス採取装置を組み合わせ、地表面ガスフラックスを測定した。プログラム制御機能を持つデータロガーによって自動チャンバーシステムの一連の動作を自動制御するシステムを新規に構築し、融雪・融解期の一酸化二窒素大量放出時期において昼夜を含め最大2時間間隔の高頻度ガスフラックス観測を可能した。③複数サイト・多試験区での大気－積雪－土壌凍結観測から得られる膨大なデータの処理を効率化するため、「観測運用－データ回収－データバックアップ－作図」を自動化できる体系的なネットワーク型観測システムを構築した。

## （２）環境政策への貢献

融雪・融解期における一酸化二窒素委の大量放出は、世界各地で観測されていたものの現象自体があまり認知されておらず、現状としてIPCC第4次評価報告書でも取り上げられていない。したがって、今回得られた結果はこの分野の大幅な進展に貢献できるものである。

### 6 \. 引用文献

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