Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
“Constructing a depth-stratified model for soil organic carbon: a brand-new, integrated ecosystem model with radiocarbon tracking”

30）伊勢武史: 日本生態学会近畿地区会(2011)

「泥炭地のシミュレーションと気候変動－生態学と地球環境」

31) T. ISE, N. KATO, H. ENOMOTO, M. KONDO, M. UCHIDA: The 4th East Asia AMS Symposium, Tokyo, Japan, 2011

“Constructing a depth-stratified model for soil organic carbon: dynamics of past, current, and future accumulation and decomposition”

32）内海真生、近藤美由紀、安立美奈子、内田昌男：第45回日本水環境学会年会（2011）

「アラスカ北極圏の湿原土壌環境特性の解析 I ──土壌呼吸について──」

33）秋山昇平、近藤美由紀、安立美奈子、内田昌男、内海真生：第45回日本水環境学会年会（2011）「アラスカ北極圈の湿原土壌環境特性の解析Ⅱ—微生物群集構造について—」

34）内海真生、近藤美由紀、安立美奈子、天野（佐藤）千恵、内田昌男：第59回日本生態学会（2012）「アラスカ北極圈陸上生態系の土壌呼吸特性解析」

35）榎本浩之、内海真生、内田昌男、伊勢武史、森健介、近藤美由紀、ヌアスムグリ アリマス、佐々木文彬，金龍元：第3回極域科学シンポジウム（2012）

「アラスカ広域の積雪および土壌温度・水分の季節変化，-土壌分解とモデリングのための基礎物理情報取得-」

36) H. Y. AZUMA, H. HAYASAKA, M. HIRABAYASHI, K. GOTO-AZUMA, T. KADOTA, H. YABUKI, T. OHATA,

S. TAKAHASHI, R. KUSAKA, T. SHIRAKAWA, N. ALIMASI, T. AOKI, S. SUGIYAMA, K. TATEYAMA,

37) M. UTsumi, M. UCHIDA, M. KONDO, M. ADACHI, T. YAMAMOTO: 2012 AGU Fall Meeting, San Francisco, USA, 2012

“ $ CO_{2} $ , $ CH_{4} $ fluxes and bacterial diversities at terrestrial ecosystem along the trans-Alaska pipeline in tundra and boreal forest, Alaska.”

38) S.F. RELLA, and M. UCHIDA: 2012 AGU Fall Meeting, San Francisco, USA, 2012

“Sedimentary organic matter and carbonate variations in the Chukchi Borderland in association with ice sheet and ocean-atmosphere dynamics over the last 155 kyr.”

39) M. KONDO, M. UCHIDA, Y. SHIBATA, H. IWATA, Y. HARAZONO: 2012 AGU Fall Meeting, San Francisco, USA, 2012

“Estimation of Carbon loss by fire in a burned black spruce forest in interior Alaska using radiocarbon”

40）伊勢武史:第59回 日本生態学会大会(2012)

「物質循環シミュレーションモデルにおける土壤生態系：新たなフロンティアとその課題」

42) K. MORI, T. ISE, M. KONDO, Y. Kim, H. ENOMOTO, M. UCHIDA: Third International Symposium on the Arctic Research, Tokyo, Japan, 2013

“The effect of the feedback cycle between the soil organic carbon and the soil hydrologic and thermal dynamics.”

43) M. KONDO, M. UCHIDA, Y. SHIBATA, H. IWATA, Y. HARAZONO: Third International Symposium on the Arctic Research, Tokyo, Japan, 2013

“Estimation of C loss by fire in a burned black spruce forest in interior Alaska using radiocarbon”

44）伊勢武史：第60回 日本生態学会大会（2013）

「気候変動下の土壌炭素モデルのあるべき姿-- ここに気づけばもっと良くなる」
### 7. 研究者略壓

課題代表者:內田 昌男

東京農工大学大学院連合農学研究科卒業、博士（農学）、現在独立行政法人国立環境研究所主任研究員

## 研究参画者

(1): 内田 昌男 (同上)

(2): 榎本 浩之

チューリッヒ工科大学大学院卒業、北見工業大学教授、現在、国立極地研究所教授、同北極観測センター長および総合研究大学院教授

## (3) : 內海 真生

筑波大学大学院生物学研究科卒業、現在、筑波大学生命環境科学研究科准教授

## (4) : 伊勢 武史

ハーバード大学大学院進化個体生物学科卒業、現在、兵庫県立大学大学院シミュレーション学研究科准教授
A-1003 北極高緯度土壌圏における近未来温暖化影響予測の高精度化に向けた観測及びモデル開発研究

## (1) 土壤有機炭素分解の実態把握と生物地球化学的メカニズムの解明に関する研究

（独）国立環境研究所

環境計測研究センター 同位体・無機計測研究室 内田昌男

<研究協力者>

（独）国立環境研究所

環境計測研究センター 有機計測研究室 近藤美由紀

（独）農業環境技術研究所 大気環境研究領域 米村正一郎

米国アラスカ大学フェアバンクス校国際北極圈研究センター（IARC）

Larry Hinzman・原菌芳信・岩田拓記、岩花剛・Kim Yongwon

米国アラスカ大学フェアバンクス校水環境研究センター

吉川謙二

平成22～24年度累計予算額：91,638千円

（うち、平成24年度予算額：28,292千円）

予算額は、間接経費を含む。

## [要旨]

本研究では、北極高緯度域の土壌圈を対象に、凍土土壌炭素の温暖化影響を予測する為のモデルパラメーターの取得並びに凍土土壌炭素の分解・蓄積に関する知見を得るため、アラスカフェアバンクスより北極海に至る、タイガ、ツンドラ生態系にまたがるおよそ650kmに調査区を設け、1m深までの土壌炭素蓄積量、放射性炭素（ $ ^{14} $ C）を用いた土壌有機炭素の分解率（k）、平均滞留時間（RT）、および1年当たりの供給量（I）の実測を行った。RTは、北方林で27年、ツンドラで69年と求められた。このkとIから、北方林における従属栄養呼吸量（ $ R_{h} $ ）が0.195 kgC m $ ^{-2} $ yr $ ^{-1} $ 、土壌における炭素収支は0.052 kgC m $ ^{-2} $ yr $ ^{-1} $ と推定された。CO $ _{2} $ フラックス観測結果と比較すると、生態系呼吸に占める $ R_{h} $ の割合は54%、純生態系生産（NEP）のうち土壌圈に分配される割合は約40%と試算された。これらの試算は、世界初の試みで有り、北極生態系における炭素の分配を正確に把握する上で重要となる。北極生態系におけるこれら土壌炭素の時間軸を含めた炭素の蓄積・分解に関するパラメーターの実測は、世界で始めて実施され、方法論の確立と相まって、今後さらに同様のデータ取得が可能となり、関連分野への貢献が極めて高いものと期待される。また、土壌呼吸の温度特性を明らかにするため、凍土土壌を用いた土壌培養実験の開発を行い、低温条件下での培養法を確立し、低温下における温度特性（ $ Q_{10} $ 値）を得ることに成功した。得られた $ Q_{10} $ 値は、低温下で最大50以上と特に大きな値を持つことが確認され、温暖化による凍土土壌有機物分解の応答性の高さが証明された。低温環境下での観測は、極めて制限が大きいことから、培養実験の確立は、今後の北極土壌炭素の分解特性のメカニズム解明の重要な鍵となることが期待される。凍土土壌において初めて得られた $ Q_{10} $ 値並びに、上記のRTの実測値は、土壌炭素動態モデルの開発において極めて重要なパラメーターを提供するもので有り、本研究のサブテーマ4で実施された北極土壌特有の物理化学特性を考慮に入れた土壌炭素モデル開発に対して観測データと重要な関係を建立し、
な知見が得られた。

[キーワード]

炭素循環、土壤炭素動態、気候変動、極域溫暖化、溫室効果気体

### 1. はじめに

近年の地球温暖化に伴う気候変動が自然界のフィードバックを介して最も顕著に現れるのが、北極圈およびその周極地域である。北極海では、気候変動に関する政府間パネル（IPCC）でのモデル予測を超えたスピードで海水面積が減少し、熱エネルギーを駆動する水循環がダイナミックに変動している。このような水循環の変動は、海洋とつながる陸上生態系の環境にも重大な影響を及ぼしており、北極海における集中観測と合わせて陸域生態系における観測の必要性が強く求められている $ ^{1} $ 。陸域モデル分野では、温暖化が特に顕著に生じると予測されている北極域を中心に、土壤有機物分解応答の偏差が将来予測における不確実性の原因の一つとなっていることがモデル間相互比較プロジェクトから示唆されており、それを低減して信頼性を向上させるための研究が求められている。このように、陸域炭素循環モデルにおける将来予測を行う上で、北極高緯度土壤圈の温暖化に対する応答性に関し、信頼出来る観測データに基づいた観測ネットワークの構築が早急に求められている。アラスカの積雪期間の短期化や夏季の気温上昇は、ここ数年顕著になる一方で、永久凍土の融解が年々拡大している。しかし、永久凍土融解の進行とCO $ _{2} $ 放出並びに温度依存性については、観測に基づいたメカニズムの包括的な理解は十分に得られていない。温暖化は、永久凍土の融解を引き起こし、微生物による永久凍土中に保存されていた古炭素の分解を促進する。この古炭素の分解は、大気－土壤間の炭素収支のバランスを崩し、温暖化に対して正のフィードバック効果を引き起こすとして強く懸念されている。したがって、北極高緯度域において土壤からのCO $ _{2} $ 放出をモニタリングし、解析結果をモデル化することは、温暖化などの環境変動に脆弱な北極高緯度陸域生態系の温暖化影響メカニズムを解明し将来予測に活かすためにも重要である。

### 2. 研究開発目的

本サブテーマでは、北極高緯度域における土壌有機炭素蓄積の実態把握と生物地球化学的手法による北極域特有の炭素分解メカニズムの解明をめざす。このため、放射性炭素同位体 $ ^{14}C $ を指標に用いて、土壌有機炭素の滞留時間を評価し、有機物の蓄積と分解に関する定量的なデータの取得を行う。これらのデータを、サブテーマ4の北極土壌炭素動態モデルの開発と検証のために提供する。加えて、土壌 $ CO_{2} $ 、土壌から放出する $ CO_{2} $ および微生物膜脂質の $ ^{14}C $ 分析から土壌から発生する $ CO_{2} $ の起源を明らかにし、古土壌の有機物分解等の北極高緯度域特有の土壌有機炭素分解メカニズムを解明することを目的とする。

## 3 ．研究開発方法

## （１）観測サイト

本研究にて現地調査開始するにあたり、地質図および植生図と予備的に実施した調査結果を参照に、今後継続的に観測を実施するための定点調査点をアラスカ北極圈の気候植生区に対応させ決定した（図(1)-1、表(1)-1）。北部アラスカの代表的な植生は、北極海から南に灌木と矮生低木
が優占するツンドラやスゲと矮生低木が優占するツンドラが広がり、ブルックス山脈付近では北斜面にはワタスゲのタソクが優占するツンドラやスゲとコケのツンドラが、ブルックス山脈の山頂付近には、亜高山帯ツンドラの植生である匍匐性の矮生低木とイネ科型草本が優占する。さらにブルックス山脈より南に位置するタタナ川及びユーコン川下流に位置する平地および低地には北方林が、谷部の末端に位置する低地には湿地が広がる。これらの植生に対応する場所を選定し、各調査を実施した。詳細は以下に記す。

本研究では、土壌炭素動態モデル構築のためのデータ取得を念頭に、高緯度域特有の土壌炭素の蓄積・分解のメカニズムを解明するための精査サイトを、アラスカ大学フェアバンクス校が管理する2つのCO₂フラックス観測サイト、フェアバンクス校校内の北方林（UAF）およびフェアバンクス校から北東に約50km程度離れた森林火災跡地（PF）に設定した。高頻度で観測実施する精査サイトでは、植生への負荷最小限に防ぐための木道の整備を行い、観測環境を整備した。また、より広域的なデータを得るために、フェアバンクスを起点に、ユーコン川、ブルックス山脈を越えて北極海の町Deadhorseまで、アラスカを南北に縦断する総延長約600kmの間で石油パイプラインに沿って整備されたダルトンハイウェイ沿いに、upland tundra (UT)、subalpine tundra (SaT, ブルックス山脈北斜面)、ecotone (TZ, tundraとboreal forestの移行帯)の定点観測サイトを3カ所設定した。さらに、多地点で土壌炭素蓄積に関する基礎データを構築するために、定点観測サイト以外にも、ツンドラ生態系5カ所（031～033、035、050）、北方林の火災跡地9カ所（036、037、042～048）で土壌採取を行った。

図(1)-1 アラスカ北部における観測サイト。UAF：アラスカ州立大学フェアバンクス校内フラックス観測サイト（北方林、クロトウヒ林）、PF：ポーカーフラットフラックス観測サイト（2004年森林火災跡地）、GC：北方林（シロトウヒ林）サイト、TZ：北方林-ツンドラ遷移サイト（エコトーン）、SaT：山岳ツンドラサイト、UT：アップランドツンドラサイト、030～033・035～039・042～044・046～048：土壌採取地点。☆（036・037・042～044・046～048）は森林火災跡地を示す。
表(1)-1 精査サイトと土壌採取場所の位置情報および植生 $ ^{2)} $

サイト名	緯度	経度	標高	斜面方位	斜度	植生	優占種
UT	68°54'N	148°52'W	440	S60E	3	Subarctic upland tundra	Eriophorum vaginatum, Ledum palustre, Betula glandulosa, Vaccinium vitis-idaea
SaT	68°10'N	149°26'W	1110	N60E	5	Alpine tundra	Vaccinium uliginosum, Dryas integrifolia, Carex bigelowii, Salix reticulata
TZ	67°59'N	149°45'W	740	N80W	10	Forest-tundra ecotone	Picea glauca, Vaccinium uliginosum, Vaccinium vitis-idaea, Empetrum nigrum
UAF	65°38'N	147°28'W	240	S80E	4	Boreal forest (Black spruce forest)	Picea mariana, Ledum palustre, Vaccinium vitis-idaea, Vaccinium uliginosum
PF	65°08'N	147°26'W	491	Burned black spruce forest in 2004	white birch, trembling aspen, Labrador tea, bog blueberry, sedge, fireweed, and mosses

## （2） 试料采取方法

精査サイトおよび定点観測サイトにおいて、 $ ^{14} $ C分析に用いる大気CO $ _{2} $ 、土壌呼吸CO $ _{2} $ 、土壌CO $ _{2} $ 、および土壌試料、土壌培養実験用の土壌試料採取を実施した。土壌から放出するCO $ _{2} $ の発生源を検討するために用いた、土壌呼吸CO $ _{2} $ および土壌CO $ _{2} $ の採取は、精査サイト（UAFおよびPF）では、2011年5月下旬から6月上旬、7月中旬、8月中旬から9月上旬の合計3回採取を実施した。また、定点観測サイト（UT、SaT、TZ）では、2011年8月中旬から9月上旬に行った。採取方法については、以下に記す。

## 1 ）土壤試料

活動層までの土壌試料は、融解が最も進む2011年8～9月にスコップでブロック状に採取した。採取した土壌は、チャック付きの袋に入れて形が崩れないよう細心の注意を払って日本に持ち帰った。さらに、永久凍土を含む土壌試料を、土壌層位を崩さずに採取するために、活動層まですべて凍結する厳冬期の2012年2月に採取を行った。採取には、John machine shop社（米国）の小型エンジン付きの永久凍土採取用コアラー（直径10cm）を用いた。

## 2 ）土壤 $ CO_{2} $ および土壤呼吸 $ CO_{2} $

土壤呼吸CO₂は、金属製のベースおよびプラスチック製のチャンバー（直径52cm、高さ25cm）を用いて、密閉法で採取した。真空引きした1Lのガラスボトルを、ニードルバルブを介してチャンバーと接続し、60分から120分間隔で2～3回採取した。また、土壌CO₂の採取は、深さ10、15、20、30cmに埋設したステンレス製の採気管（直径6mm）に土壌ガス採取ラインを接続し、真空引きした500mlのボトルに採取した。本サブテーマでは、CO₂の発生源、特に古炭素の分解を明らかにするために、土壌深度別に土壌中の小さい空壁に溜まるCO₂を採取する必要があった。しかし、従来の方法では、土壌に埋設した採気管から真空状態のガラスボトルへ採取する流量をごく少量
に調整することが難しかった。特に、低温で微生物活性が低く、 $ CO_{2} $ 生成が少ないアラスカの土壌では、目的の深度以外からも $ CO_{2} $ を引き込んでしまうことが懸念された。そこで、乾電池やリチウムバッテリーを電源に用いて、ガス拡散の原理を利用して非常にゆっくり（数cc/min.程度）ガスを採取できる装置を新たに作成し（写真(1)-1）使用した。

（3） $ ^{14} $ C分析のための前処理および $ ^{14} $ C分析アラスカで採取した試料は、日本に持ち帰った後、大気CO $ _{2} $ 、土壌呼吸CO $ _{2} $ および土壌CO $ _{2} $ は、CO $ _{2} $ 濃度測定と同位体( $ ^{13} $ Cおよび $ ^{14} $ C)

写真(1)-1 同位体分析用土壤 $ CO_{2} $ 采取装置

分析を行った。また、土壌試料は、仮比重、炭素含有率、窒素含有率、同位体（ $ ^{13} $ Cおよび $ ^{14} $ C）分析を行った。

土壌呼吸 $ CO_{2} $ および土壌 $ CO_{2} $ は、実験室にて真空の精製ラインを用いて $ CO_{2} $ のみに精製され、マノメータを用いて炭素量を定量する。その後、 $ ^{14}C $ 分析のための前処理として、グラファイト試料となる。精製済みの試料を専用のグラファイト作成ライン $ ^{3)} $ にて、鉄と水素を触媒に反応させて、グラファイトを作成した。

土壌試料は、土壌炭素蓄積にかかる時間をより高分解で得るために、厚さ1～2cm毎にスライスし、根などの植物体を取り除き、乾燥・粉砕した。粉砕後の試料うち、有機物層以外は、HCl処理をおこなった。これら試料は、還元銅、酸化銅とともに石英管に入れて封管し、燃焼させ、ガス化させる。ガス化した試料は、グラファイトラインにてグラファイト試料にされる。

作成されたグラファイト試料は、専用の金属製のカソードにプレスされ、国立環境研究所が所有する米国NEC社製タンデム型加速器質量計（AMS, NIES-TERRA）にて、 $ ^{14} $ C分析を実施した。

## （４） $ ^{14} $ Cをトレーサーに用いた土壌炭素動態メカニズムの解明

環境中の放射性炭素同位体（ $ ^{14} $ C）は、安定な $ ^{12} $ Cおよび $ ^{13} $ Cと共に様々な炭素リザーバーに分布する。炭素が各リザーバー間を循環するプロセスを解析する上で、 $ ^{14} $ Cは化学トレーサーとしてきわめて有効で有る。また、これまで考古学や地質学で使用されてきたように年代測定法として $ ^{14} $ Cの利用が可能である。大気中のCO $ _{2} $ は光合成により植物体に取り込まれ、 $ ^{14} $ Cも一定の割合で取り込まれる。植物体が枯死すると、 $ ^{14} $ Cは新たに取り込まれなくなるため、枯死体に含まれる $ ^{14} $ Cは、時間経過に従って規則正しく減少する（ $ ^{14} $ Cの半減期：約5730年）。この減少の割合を正確に測定することで、植物が枯死してからの経過時間が推定出来るため、 $ ^{14} $ Cを使った年代測定法として、考古学や地質学で利用されてきた。また、1950年代末から1960年代初期に盛んに実施された核実験により $ ^{14} $ Cが生成され、大気中の $ ^{14} $ C濃度は元の10倍に近くになったといわれる。核実験起源の $ ^{14} $ C（Bomb carbon）は、短期期間に突発的に生成されたため、核実験起源の $ ^{14} $ Cは炭素リザーバー間を循環するプロセスを解析するトレーサーとして有効である。このような、従来の $ ^{14} $ Cの半減期を利用した年代測定と、この核実験由来の大気 $ ^{14} $ CO $ _{2} $ 濃度の変動を利用することにより、時間スケールが長い（数百年～数千年）現象から、時間スケールが短い（数年から百年）から現象を再現することが可能であり、炭素循環研究への利用が期待される。本研究では、この特性を利用し、土壌
有機炭素の分解速度を知る指標である平均滞留時間（有る炭素プールの中にある有機炭素がすべて入れ替わるまでにかかる時間、分解率の逆数）の推定や、 $ CO_{2} $ の発生源の特定を試みた。詳細な方法は、以下に記す。

## 1 ）土壤有機炭素の平均滞留時間（RT）の推定

平均滞留時間（RT）の推定には、Trunmbore & Harden (1997)が提唱した $ ^{14} $ Cモデル式 $ ^{4)} $ を応用した。1年あたりの土壌炭素収支（dC/dt）は、炭素供給(I; kg C m $ ^{-2} $ yr $ ^{-1} $ )と分解率（RTの逆数、k; yr $ ^{-1} $ ）と、ある年(t)の土壌炭素蓄積量（C(t)）で表される。

$$ \mathbf{d}C/\mathbf{d}t=I-kC(t) $$

初期の炭素蓄積量を0と仮定すると、式（1）は、以下のように書き換えられる。

$$ C(t)=(I/k)\times(1-\mathbf{e x p}^{(-k t)}) $$

土壤試料の分析から得た仮比重および炭素含有率から推定された累積炭素蓄積量と、 $ ^{14}C $ 濃度（ $ \Delta^{14}C $ ）から得た有機炭素の生成年代（t）をプロットさせ、式(2)に当てはめ、1年あたりの土壤への炭素供給(I)と分解率（k）を推定した。さらに、累積炭素蓄積量とkから1年間に分解される有機物量（微生物呼吸量、 $ R_{h} $ ）を求め、 $ I $ と $ R_{h} $ の差（式（1））から土壤圏における炭素収支dC/dtを求めた。

図(1)-2 土壌圏における炭素収支の模式図

## 2 ） $ ^{14} $ Cを用いたCO $ _{2} $ の発生源の特定

地質時代（5万年以上前）の生物活動により形成された有機炭素、 $ CO_{2} $ 、メタン（化石炭素、fossil carbon）には、 $ ^{14}C $ の半減期に比較して十分な時間が経過しているために $ ^{14}C $ が含まれない（ $ \Delta^{14}C=-1000\%o $ ）のに対し、現代の大気 $ CO_{2} $ を炭素源とする植物由来の有機炭素には核実験由来の高濃度の $ ^{14}C $ が含まれる（2012年のバックグラウンド大気 $ CO_{2} $ の $ ^{14}C $ 濃度： $ \Delta^{14}C=+30\%o $ 前後 $ ^{5)} $ ）。この性質を利用して、土壤呼吸 $ CO_{2} $ 、土壤内 $ CO_{2} $ について $ ^{14}C $ 分析を行うことにより、微生物による古炭素の分解の実態把握を試みた。

## 3 ） $ ^{14} $ Cを用いた自然火災による炭素消失量の推定

アラスカを初めとする高緯度北極圈では、温暖化による自然火災の頻度と強度の増加がツンドラ、タイガ生態系に及ぼす影響が懸念されている。しかしながら、その影響を定量化する方法は確立していない。そこで、自然火災による表層土壌の炭素消失量を推定するために、自然火災跡地（PF）と火災の影響を受けていない場所で土壌コア試料を採取し、これらについて詳細な $ ^{14} $ C分析を行い相互比較することで、消失量を定量化することが可能かどうか検討を行った。本研究では、2004年の6月から8月にアラスカ州フェアバンクスから北に約50kmのPoker Flat Research Rangeで発生した自然火災跡地（PF）で2010年に採取した土壌試料を用いた。土壌コアの $ ^{14} $ Cの鉛直プロファイルを作成し、火災の影響を受けていない場所の結果と比較し、火災によって失われた表層土壌の深度を求め、消失した表層土壌中の炭素量を火災による消失量として算出した。
## （５）活動層土壌及び凍土土壌中SOC分解に関する温度依存性の検討

北極土壤における最も特徴的なのが、低温下における土壌有機炭素の分解特性についての不確実性がある。特に温度依存性に関する知見は、温暖化による影響下での土壌有機炭素の分解量を推定する上で重要である。一般に土壌呼吸と温度との関係（温度依存性）は、 $ Q_{10} $ 値（温度が10℃上昇したときの土壌呼吸速度の変化率）という指標が用いられている。これは、土壌呼吸が従属栄養生物による土壌有機物の分解と根の呼吸に由来し、地温に依存して $ CO_{2} $ の放出量が変化することによる。一般的に温帯域における土壌呼吸と地温との間には指数的な関係が仮定され、経験的に $ Q_{10} $ 値は2前後とされている（Raich et al. Davidson et al.）。 $ Q_{10} $ 値は、フィールドにおける土壌呼吸の季節変化の観測に基づき経験的に試算されるものである。本研究では、サブテーマ3において土壌呼吸の観測が実施されているが、北極域に関しては、本研究で実施したような通年及び遠隔地での観測インフラの構築が難しく、観測期間が特に夏季に限定される。そのため、10℃以上の地温変化の下での観測は難しく、 $ Q_{10} $ 値の算出が困難な状況にあった。本研究では、サイト間で $ Q_{10} $ 値の対比を行うため、凍土の培養を行った。そこで、現地から凍土の状態で試料を国内へ持ち帰り、培養による $ Q_{10} $ 値の算出に関する実験の検討を行った。

活動層、凍土土壌中の土壌有機炭素を分解する微生物の活性の温度依存性、特に低温域での特性については、国内外においてほとんど知見が得られていない。一般的には、凍土が融解し、活動層が増加し、活動層の有機物が微生物活動の結果、分解され、放出される二酸化炭素は、さらに温暖化を加速させるという正のフィードバックを引き起こすと考えられている。この現象の理解は、北方林であれば、不連続凍土帯から連続凍土帯が広がるアラスカ中央部からツンドラにかけての遷移帯において、また連続凍土帯が存在しているツンドラにおいて重要な物理化学プロセスである。これらの環境では、永久凍土の融解は急激な土壌有機炭素の分解を引き起こすことになると考えられているが、凍土土壌の物理化学的プロセスを説明する観測データが十分ではない。これらの知見は、モデル開発に必須な検証データとなる。本研究で検討を開始したQ_{10}値の培養は、温暖化による凍土土壌有機物の分解特性を理解する上で最も重要な対象の一つである。サブテーマ4の土壌炭素動態モデルとその将来予測において重要なパラメータ一と知見を提供することができることから、本研究の観測・生物地球化学研究とモデル開発の同時進行の重要性を端的に示すものであり、火を見るよりも明らかである。

以下に、本研究で実施した土壌ガス交換量自動測定システムを用いたアラスカ涑土のガス交換量測定の詳細について説明する。

## 1 ）通気法を利用した土壌ガス交換量自動測定システムによるガス交換量測定

凍土のガス交換量の経時的な変化を捉えるために、通気式を採用したシステムを利用した（図(1)-3）。4つのチャンバーを温度制御可能（-20℃～80℃）な培養器内に入れた。室外から空気をコンプレッサーにより室内に導き水蒸気を取り除いた後にCO₂をソーダライムで除去後、それぞれのチャンバーには流量180ml min⁻¹程度でマスフローコントローラで一定流量に制御し通気させた。培養機の制御温度が氷点下になる実験があり培養機内のバブラーが使えないので、チャンバーに供給する空気としては、乾燥空気（露点-40℃程度）をチャンバーに導入した。そして、電磁弁で各チャンバーからの空気を分析し、ベース（チャンバー供給空気）との濃度差を求めることにより二酸化炭素ガスの発生量を求めた。

チャンバーとしては、温度伝達性を考えて、小型のチャンバー（日本、コールベル製特注、内
径95mm，チャンバー内高95mm、体積673ml）を用いた。このチャンバーは上部の蓋部分にファンがついており、チャンバー内の空気を一様にすることが出来て、発生・吸収量測定の精度を上げている。土壌サンプルはシャーレ上に載せ、このチャンバーの中のシャーレを出し入れすることにより、サンプルを交換した。同時にチャンバー土壌温度などをモニタリングした。CO $ _{2} $ の測定はLI-COR社（米国）のLI-820を用いた。

## 2 ）培養に用いた凍土土壌試料

培養に用いた試料は、本研究で実施しているトランクセット観測点で採取した深さ1mまでの柱状凍土コア試料を用いた。採取されたコアから、活動層、凍土層に相当する層準から、直径5-8cmの柱状コアの半割試料から、長さ5-10cmの試料を分割して用いた。使用した土壌コア試料のうち、凍土試料は、融解させることなく、日本に持ち帰り実験まで-20℃で保管していたものを使用した。それぞれの土壌は100cc円筒コアで持ち帰ったものであり、この土壌を培養器内で融解させた後(1℃)に実験に供した。

## 3 ）培養条件の検討

凍土でのガス交換量測定は初めての経験であり、まず温度をどの程度の時間制御すれば一定の温度になるかのテストを行った。凍土は水分ごと凍った場合が多く、温度制御に時間がかかることがわかったが、このため、温度制御は12時間ごとに制御を行った。実験の基本温度は5℃とした。土壌が凍結した場合の土壌呼吸量の変化を調べるため、以下の要領で温度制御を行った。5℃→-5℃→5℃では、凍結融解を伴うために温度制御に時間がかかり、制御は24時間ごとに変えた。また、土壌が融解している条件での温度特性がどうなるかを調べるため、以下のプラス温度での上げ下げを行った。5℃→15℃→5℃→15℃→25℃→15℃→5℃と凍結融解を伴わないので1段階12時間で制御を行った。
図(1)-3 $ Q_{10} $ の算出で用いられた土壌ガス交換量自動測定システム（農環研米村氏協力）

## 4 ．結果及び考察

## （１）土壌有機物の蓄積と分解に関する定量的なデータの取得

2010年8月から9月の観測において、フェアバンクスから北極海まで南北に総延長650kmの間で、ツンドラ生態系7カ所、森林限界移行帯1カ所、北方林2カ所、湿地1カ所、火災跡地9カ所合計20カ所で土壌試料の採取を実施した。さらに、厳冬期の2012年2月に凍土採取用の小型エンジン付きのコアサンプラーを用いた試料採取を実施し、ツンドラ生態系2カ所、北方林3カ所、湿地1カ所での試料採取に成功した。これら試料を日本に持ち帰り、各種分析を行った。図(1)-4に、北方林（PF）、ツンドラ2カ所（UT、CT）における深さ1mまでの有機炭素・窒素含有率、CN比を示す。北方林（PF、図(1)-4のa）では、クロトウヒの林床にはミズコケが優占し、深さ60cm程度に永久凍土層が存在する。土壌の環境は、湿潤かつ冷涼な環境のため微生物による有機物の分解は遅く、表層は全有機炭素（TOC）が20%以上の有機層が厚く（深さ90cm）堆積している。一方、ツンドラ生態系（UT、図(1)-4のb）では、ツガを初めとする草本植物やコケが優占し、タソクが点在する。PFサイトよりも薄いものの、TOCが20%以上の有機層が深さ26cmほど堆積していた。もっとも最北のツンドラ生態系（Coastal Tundra;CT、図(1)-4のc）では、UTより有機物層は厚く堆積しており、TOCが20%以上の有機層の厚さは64cmほどあった。またブルックス山脈北斜面に位置するツンドラ（Alpine tundra、SaT）や、北方林とツンドラが遷移するエコトーン（Forest-tundra ecotone）では、土壌の厚さは薄く、礫が深さ20～25cm程度で見られるようになり、有機層の厚さはそれぞれ19cmと20cm程度であった。
図(1)-4 アラスカ北方林（1）およびツンドラ（2、3）における土壌有機炭素含有率（a）、窒素含有率（b）およびCN比（c）の分布
土壤有機炭素堆積の特徴を調べるために、これら土壤試料の $ ^{14} $ C分析を行った。図(1)-5は、北方林（PF）、ツンドラ生態系2カ所（UT、CT）における深さ1mまでの $ ^{14} $ C濃度（\Delta^{14}\mathrm{C}、‰）の分布を示す。土壤水分が高く林床にコケが優占する北方林PFサイト（図(1)-5のa）では、表層15cmまでは\Delta^{14}\mathrm{C}が0‰以上と比較的年代が新しい炭素で、深さ20cm以深は\Delta^{14}\mathrm{C}が0‰以下の古い炭素であった。PFサイトでは、深さ60cm付近もTOCが20%以上と高い値を示す炭素が蓄積しているが、 $ ^{14} $ C年代（Libby age）は約2000年と古いものであった。同じ北方林のUAFサイトでは、土壤有機炭素の\Delta^{14}\mathrm{C}は、深さ8cmで528‰と極大となり、核実験に由来するBomb-Cのピークを示した。このBomb-Cのピークから、深さ8cm以上の炭素は1960年以降に蓄積した炭素と言える。深さ17cm以深では、 $ ^{14} $ C濃度が0‰以下になり、これらの炭素は、Bomb-Cの影響を受けておらず、表層土壤よりも滞留時間が長い炭素と推定される。一方、ツンドラ生態系（図(1)-5のbおよびc）は、\Delta^{14}\mathrm{C}が0‰以上と1960年代に行われた核実験に由来するBomb-Cの影響を受けた層は、北方林PFサイトに比べて薄く、深さ30cm以深で $ ^{14} $ C年代が2000年以上と古かった。これらの $ ^{14} $ Cデータから、ツンドラ生態系にくらべて、永久凍土上に発達した北方林では土壤有機物の堆積速度が速いことが示された。これら以外に、森林限界移行帯にあるエコトーン（TZ）やブルックス山脈北斜面のツンドラ（SaT）サイトでも、～深さ5cmでBomb-Cピークが検出され、同様の傾向が見られた。これらのアラスカの土壤では、低温条件下で分解が進まないまま長期間保存されてきた易分解性炭素が、夏期には融解する活動層に存在していることが分かった。また、ツンドラ生態系のいくつかのサイトでは、堆積環境に何らかの攪乱が有ったことが読み取れた。炭素含有率の減少が見られる表層5cm以深で、\Delta^{14}\mathrm{C}も急激に低下していた。 $ ^{14} $ C年代で見てみると、表層5cmまでは過去60年以内であるが、深さ9cmで3000年以上と急に古くなり、この間に蓄積していたはずの土壤が存在しない。このような層位学的な予想と異なる年代の逆転現象を説明する原因の一つとして、永久凍土層を持つ周氷河気候地域に特有の土壤現象である、クリオターベーション（凍結擾乱作用）の影響と考えられた。クリオターベーションが起こると、地下2～3mまでの堆積物の層理が波状～不規則に褶曲することがわかっている。しかしながらその分布や生成のメカニズムについてはいまだ十分に明らかではない。このように過去に低温かつ嫌気状態で未分解のまま土壌深層に保管されてきた有機物が、クリオターベーションにより表層に現れるような場所では、温暖化の進行に伴いこれらの分解が促進され、温暖化のホットスポットとなることが懸念される。ツンドラ地帯の土壤炭素動態を解明するために、土壌有機物の質を評価する手法と $ ^{14} $ C年年代の測定と組み合わせた評価を進める必要があると言える。
図(1)-5 アラスカ北方林（a）およびツンドラ生態系（b、c）における $ ^{14} $ C濃度（ $ \Delta^{14} $ C、‰）の分布

図(1)-6に、北方林(a:PF)、遷移帯（b:TZ）、ツンドラ(c:SaT）における土壌炭素蓄積速度の検証結果を示す。上図は$\Delta^{14}C$ が0‰以上（1950年以降に堆積）の有機物層、下図は有機物層と鉱物層（1950年以前に堆積分も含める）を併せて行った。X軸にあたる試料採取日からの経過年数は、土壌有機物の$\Delta^{14}C$ を基に推定させている。これらのデータを前出の式（2）に回帰させ、得られた係数から供給量（I）と分解率（k）を推定した。また、表(1)-2にこの手法で求めた、Iとk、平均滞留時間（RT）、1年当たりの分解量（微生物呼吸量、$\mathrm{R}_{\mathrm{h}}$）および炭素収支（dC/dt）の結果を示す。表層の有機物層の累積炭素蓄積量は、PFで5.3 kgC m^{-2}、TZで7.1 kgC m^{-2}、SaTで4.2 kgC m^{-2}に対して、Iとkは、PFで0.249 kgC m^{-2} yr^{-1}と0.037 yr^{-1}、TZで0.117 kgC m^{-2} yr^{-1}と0.014 yr^{-1}、SaTで0.176 kgC m^{-2} yr^{-1}と0.034 yr^{-1}と推定された。kから計算されるRTは、PFで27年、TZで73年、SaTで29年と計算され、過去50～60年程度の期間では、TZで最もRTが長く、PFとSaTの間で大きな違いは見られなかった。

一方、鉱物層を含めた結果を見てみると、炭素蓄積量は、PFで17.6 kgC m⁻²、TZで11.5 kgC m⁻²、SaTで11.0 kgC m⁻²に対して、Iとkは、PFで0.031 kgC m⁻² yr⁻¹と0.0061 yr⁻¹、TZで0.13 kgC m⁻² yr⁻¹と0.013 yr⁻¹、SaTで0.13 kgC m⁻² yr⁻¹と0.012 yr⁻¹であった。RTは、PFで617年、TZで83年、SaTで85年と計算された。ただし、TZとSaTは、土壌の厚さが薄く、最下部の¹⁴C年代は新しいため、永久凍土層を含むPFに比べて土壌形成年代が短い。Iとkの結果も、TZとSaTでは表層の有機物層の結果とほとんど変わらない。このため、PFと同様にこれらを単純には比較出来ない可能性がある。最北で最も冷涼なCTで深さ80cmまでのデータを用いて同様の方法で計算すると、炭素蓄積量は36.7 kgC m⁻²で
最も多く、I、kともに最も低い値を示し、RTは4536年と最も長かった。これらの結果から、ツンドラでは長時間未分解の有機物が、北方林と比べて約1.5倍蓄積されている一方、RTは7倍近く長いことが分かった。これは、ツンドラ生態系が長期的に蓄積した有機物を北方林よりも多く有していることを示しており、これらのツンドラ有機物の温暖化を含めた気候変動による脆弱性評価の必要性を強く示すものである。一つの例として、1950年以前に蓄積した土壌が現在（1950年以降）の分解率（滞留時間の逆数）で分解した場合、すべての有機炭素が分解するまでにかかる時間は、北方林（19.2 kgC m^{-2}）は98年、ツンドラ（36.4 kgC m^{-2}）は590年と計算される。

また、kが求められたことで、対象とする期間の微生物分解量（ $ R_{h} $ ）の平均値が求められ、土壌における炭素収支（dC/dt）も推定可能となる。PFを例にすると、表層の有機物層の $ R_{h} $ は0.195 kgC $ m^{-2} $ $ yr^{-1} $ 、dC/dtは0.052 kgC $ m^{-2} $ $ yr^{-1} $ と計算された。アラスカ大フェアバンクス校内の北方林（樹齢約120年のmature black spruce forest）において報告されている渦相関法による $ CO_{2} $ フラックス観測の結果 $ ^{6)} $ では、5月から9月までの総一次生産量（GPP）は1824 g $ CO_{2} $ $ m^{-2} $ （0.497 kgC $ m^{-2} $ ）、生態系呼吸（RE）は1346 g $ CO_{2} $ $ m^{-2} $ （0.367 kgC $ m^{-2} $ ）、生態系交換量（NEE）は-477 g $ CO_{2} $ $ m^{-2} $ （-0.130 kgC $ m^{-2} $ ）と推定されている。この結果と比較すると、REに占める $ R_{h} $ は約54％と計算される。また、NEE＝NEPであるから、NEPのうち土壌圏に蓄積される割合は約40％と見積もられる。一方、永久凍土層を含む鉱物層を含めた場合には、PF、CTともにdC/dはほぼ0に近いと推定された。

本研究で得られたIやkは、従来の方法では得られなかった炭素ブールへの分配（dC/dt）とRTを求めるもので有り、これまでブラックボックスとされていた土壌圏における炭素動態をブレークスルーするものである。生態学的なバイオメトリック法と微気象学的手法を併用した炭素循環研究より、生態系内への炭素吸収量の正確な推定やその変動が明らかになった一方で、土壌圏を初めとする非生物的炭素プールへの炭素蓄積の定量化とその機構の解明は残された課題である $ ^{7} $ 。温暖化を初めとする中・長期的な環境変化に対するフィードバックは、炭素プール毎に異なるため、単なる収支としての炭素吸収量の評価でなく、生態系の「どこ」に「どのように」炭素が蓄積されるかをきちんと理解することが不可欠である。
図(1)-6 アラスカ北方林（1）、ツンドラ－北方林遷移帯（2:TZ）およびツンドラ生態系（3:SaT）における土壌有機物蓄積の経時変化。上図（a）は表層の有機物層（1-a:深さ24cmまで、2-a:深さ14cmまで、3-a:深さ6cmまで）、下図（b）は表層の有機物層と鉱物層（1-b:深さ70cmまで、2-b:深さ22cmまで、3-b:深さ17cmまで）の堆積量を示す。これらのデータを式(2)に回帰させて、I（C Input）とk（分解率）を求めた。
表(1)-2 図(1)-5と式(2)から得られたI（炭素供給量）、k（分解率）、滞留時間（RT）、微生物呼吸 $ (\mathrm{R}_{\mathrm{h}}) $ および土壤炭素収支 $ (\mathrm{d}C/\mathrm{d}t) $

C(t)(kgCm^{-2})	I^{*}(kgCm^{-2}yr^{-1})	k^{*}(yr^{-1})	RT(yr)	Rh	dC/dt(kgCm^{-2}yr^{-1})
Soil surface Organic layer
Boreal forest	5.3	0.355 \pm 0.037	0.037 \pm 0.089	27	0.196	0.052
Forest-tundra ecotone	7.1	0.192 \pm 0.016	0.014 \pm 0.016	73	0.097	0.095
Alpine tundra	4.2	0.176 \pm 0.063	0.034 \pm 0.023	29	0.144	0.032
Soil surface Organic layer + mineral soil
Boreal forest	17.6	0.031 \pm 0.004	0.0016 \pm 0.003	617	0.028	0.003
Forest-tundra ecotone	11.5	0.130 \pm 0.026	0.0120 \pm 0.003	83	0.138	-0.008
Alpine tundra	11.0	0.130 \pm 0.015	0.0117 \pm 0.002	85	0.129	0.001
Coastal Tundra	36.4	0.011 \pm 0.003	0.0002 \pm 0.001	4536	0.008	0.003

$ ^{*} $ 式(2)に回帰して得られた値±（切片もしくは傾き）誤差

## （２） $ ^{14} $ Cを用いた土壌からのCO $ _{2} $ の発生源の特定

土壌から放出する$\mathrm{CO}_{2}$の発生源を検討するために用いる大気$\mathrm{CO}_{2}$、土壌$\mathrm{CO}_{2}$および土壌呼吸$\mathrm{CO}_{2}$の採取を、2011年5月下旬から6月上旬、7月中旬、8月中旬から9月上旬の合計3回採取を実施した。加えて、新たにエリオットハイウェイ沿いで2010年に起こった火災の跡地（EH）を定点観測点に追加し、2011年7月中旬、8月中旬から9月上旬に土壌$\mathrm{CO}_{2}$および土壌呼吸$\mathrm{CO}_{2}$の採取を実施した。また、アラスカ北部の3サイト（TZ、SAT、UT）では、2011年8月中旬から9月上旬に1回実施した。

図(1)-7は、北方林（UAF）と遷移帯（TZ）における土壤呼吸CO₂のCO₂濃度の逆数と¹⁴C濃度との関係を示している。土壤チャンバー中に溜ま

図(1)-7 土壤呼吸 $ CO_{2} $ の放射性炭素量と $ CO_{2} $ 濃度の逆数との関係（回帰曲線の切片）

る$\mathrm{CO}_{2}$は、大気$\mathrm{CO}_{2}$と土壌から放出する$\mathrm{CO}_{2}$の$^{14}\mathrm{C}$濃度の異なる2成分からなり、その$^{14}\mathrm{C}$濃度は2成分の混合比によって決まる。このため、$\mathrm{CO}_{2}$濃度の逆数と$^{14}\mathrm{C}$濃度の間には、直前回帰の関係があり、回帰曲線の切片が呼吸$\mathrm{CO}_{2}$の$^{14}\mathrm{C}$濃度（$\Delta^{14}\mathrm{C}_{\mathrm{SR}}$）を示す。その結果、$\Delta^{14}\mathrm{C}_{\mathrm{SR}}$は、北方林（UAF）で129‰（1980年代年のバックグラウンド大気$^{14}\mathrm{CO}_{2}$に相当）、遷移帯（TZ）で95‰（1990年代のバックグラウンド大気$^{14}\mathrm{CO}_{2}$に相当）であることがわかった。土壌有機物の$\Delta^{14}\mathrm{C}$と比較すると、$\Delta^{14}\mathrm{C}_{\mathrm{SR}}$は、UAFでは0-5cm深、TZでは0-3cm深の有機物の値と一致する。すなわち、遷移帯の方が活動層のより上部の有機物が分解されていることを示しており、遷移帯の有機物分解活性の高いことを示す結果となった。

図(1)-8左に、2011年8月に、UT、TZ、GC（北方林、シロトウヒ林）で採取された土壌 $ CO_{2} $ の濃度プロファイルを示す。永久凍土直上で地温が0℃に近い土壌深層でも3000～6600ppmと高濃度 $ CO_{2} $ が採取されており、土壌深層でも微生物による有機物の分解が進んでいることが予想される。
また、2011年7月にEHおよびPFサイトの火災跡地で採取された土壌内CO₂の濃度プロファイルを図(1)-8右に示す。火災後1年目のEHサイトでは土壌内CO₂濃度は、深さ20cmで600ppmと低かった。土壌表面は黒く、表面付近の地温は北方林サイト（UAFやGC）と比べると高いものの、乾燥しており、微生物の活性は低く、有機物の分解が進んでいないと予想される。

一方、火災後7年経過したPFサイトでは、植生が回復し始めており、土壌表面をコケが覆う場所での土壌内CO₂濃度は、深さ20cmで1600ppm、深さ40cmでは7660ppmと、EHサイトやPFサイトの裸地よりも高かった。土壌表面をコケが覆う場所では、裸地に比べて、土壌含水率が高いため、微生物の活性も高くなり、有機物の分解が進んでいると予想される。どちらの火災跡地でも、永久凍土は見られず、またリターの堆積が他にサイトと比較して少ないため、太陽光の熱が伝わりやすいと予想される。このような場所では、古炭素を含む有機物の分解が促進される可能性がある。

これらの土壤内$\mathrm{CO}_{2}$の起源が、深層に堆積する古炭素か、表層から深層に移動してきた可溶性炭素であるか知るために、土壤内$\mathrm{CO}_{2}$の$^{14}\mathrm{C}$測定を行った。2010年7月に採取した土壤内$\mathrm{CO}_{2}$の$\Delta^{14}\mathrm{C}$値は、北方林UAFサイトの深さ30cmで67‰、火災跡地PFサイトの深さ40cmで35‰であった。1960年の核実験以降の大気$\mathrm{CO}_{2}$の$\Delta^{14}\mathrm{C}$値の経年変化と比較すると、PFサイトで分解される有機物の起源は1960年よりも古いと予想される。

図(1)-8 2011年8月にアラスカ北部のツンドラ（UT）、遷移帯（TZ）、北方林（シロトウヒ林、GC）で採取された土壌CO₂の濃度プロファイル（左）、および2011年7月に北方林（UAF）と火災跡地（EH:火災後1年後、PF:火災後7年後）で採取された土壌内CO₂の濃度プロ
## （３） $ ^{14} $ Cを用いた自然火災による土壌炭素消失量の推定

図(1)-9は、フェアバンクス郊外の森林火災跡地（PF）と北方林（未火災地、UAF）で採取した表層土壌試料の $ ^{14} $ C濃度の深度分布を示している。未火災地における $ ^{14} $ C分布は、深さ8cmに核実験由来のBomb-Cピークが検出されおり、深さ8cmまでは1960年以降に蓄積した炭素である。一方、火災地で採取したコアの $ ^{14} $ Cプロファイルを見ると、未火災地のプロファイルと比較して、表層10cm分に相当する炭素の蓄積が欠けている。また、1950年以降のバックグラウンド大気 $ ^{14} $ CO $ _{2} $ の経年変化 $ ^{5)} $ を対比させると、火災跡地の表層最上部の $ ^{14} $ C濃度は1950年頃の大気 $ ^{14} $ CO $ _{2} $ の値と一致する。これらの結果から森林火災による焼失炭素量を計算すると、2004年の火災によって、過去60年間の蓄積量に相当する有機層4.4kgC m $ ^{-2} $ が火災により焼失したと推察される。

図(1)-9 フェアバンクス郊外の森林火災地と未火災地で採取した表層土壌の $ ^{14} $ C濃度の深度分布

本研究で開発された核実験起源 $ ^{14}CO_{2} $ をトレーサーに土壌有機物の堆積状況を復元する方法は、これまで火災焼失量の定量的に求める手法としてプレークスルーとなるものである。このような定量的な手法は、アラスカを含めた北極土壌圏における自然火災におる炭素消失量を試算する方法として高い確度を持つものであり、モデル開発の上で重要である。本研究では、 $ ^{14}C $ をトレーサーに用いて、過去数十年から数千年までの様々な時間スケールでの土壌炭素動態を明らかにすることができ、本研究のサブテーマ4で進められているモデル開発において、重要で定量性の高いデータ提供が可能となった。

## （４）土壤培養実験による $ Q_{10} $ の算出

使用した土壌コア試料のサイト情報、深度、試料長、土壌層位、含水率、有機炭素含有量、全窒素、バルク密度、有機炭素の年代、 $ Q_{10} $ 値については、表(1)-3にまとめた。また-5→5℃、5→15℃，15→25℃の $ Q_{10} $ 値の結果は、図(1)-10に示した。図(1)-10より、-5→5℃の $ Q_{10} $ 値は、生態系、活動層、凍土によらず、変動が大きく、4.5～58.4を示した。まずは北方林について詳しく見ると、BS1、BS2の活動層、凍土層では、それぞれ、18.9と13.6、および7.3と4.5であった。北方林では、凍土層に比べて活動層の $ Q_{10} $ 値が有意に高い傾向を示した。これらの土壌は、ともに活動層が有機質土壌、凍土層が鉱質土壌の違いがあった。さらにツンドラ土壌について、UT（高地ツンドラ）、LT（低地ツンドラ）、CT（沿岸ツンドラ）についてみると、活動層が、UT:5.6、LT:9.1、CT:9.6であった。また凍土層については、同じくUT:58.4、LT:9、CT:33.8であった。LTでは、活動層、凍土層ともに有意な際は認められなかったのに対し、UTとCTでは、ともに凍土層で極めて大きな値