Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
(a) TOC (1995.11)

(c) TOC (1996.7)

(b) UV (1995.11)

(d) UV (1996.7)

図(1)-24 霞ヶ浦湖心における底泥間隙水中のDOMの分子サイズ分布：(a) UV検出(1995.11)、(b) TOC検出(1995.11)、(c) UV検出(1996.7)、(d) TOC検出(1996.7)。

[その他の湖沼] 霞ヶ浦以外の湖沼に採取した底泥間隙水についてもDOMの分子サイズ分布をTOC検出、UV検出および蛍光検出（励起波長340nm、蛍光波長430nm、フミン様物質対応）で測定した（図(1)-25）。霞ヶ浦の間隙水の場合と同様に、TOC検出では高分子画分と中・低分子画分が存在していることが確認された。しかし、湖沼によっては霞ヶ浦間隙水の分子サイズ分布の特徴とは顕著に異なっていた。

琵琶湖北湖（夏季）の場合、他の湖沼よりも高分子画分の存在割合が大きかった。また、高分子画分のUV吸収能も比較的に高かった。底泥表層（0-1.5cm）の高分子画分のUV吸収能は極めて強かった。TOC検出で高分子画分の最大ピークは0-1.5cm層（表層）で、中・低分子画分の最大ピークは39-42cm層（最下層）で観察された。UV検出での最大ピーク出現は、TOC検出の場合と同じであった。中禅寺湖（春季）の場合では、高分子画分だけではなく低分子画分にもUV吸収能を持た
ないDOMが存在していた。底泥表層間隙水中のDOMのUV吸収能は琵琶湖の場合と同様に高かった。十和田湖（冬季）の場合には、非常に複雑な結果が得られた。TOC検出では、高分子画分の最大ピークは9-12cm層で、中・低分子画分の最大ピークは24-27cm層で観察された。高分子画分ピーク（9-12cm）はUV検出でも最大ピークを呈したが、中・低分子画分ピークのUV吸収能は非常に小さかった。猪苗代湖（冬季）の間隙水では、TOC検出、UV検出ともに高分子画分の寄与はとても少なかった。TOC検出でもUV検出でも、24-27cm層で最大ピークを呈した。以上をまとめると、湖沼の間隙水DOMには高分子画分と中・低分子画分が存在することは一般的であったが、高分子画分はUV吸収能がとても低く、中・低分子画分はUV吸収能が高いという知見は一般化できなかった。

さらに、全ての湖沼の間隙水サンプルに対して、フミン様物質を検出する条件に蛍光検出器を設定してSECを実施したところ、高分子画分は一切検出されなかった。同様な方法でスワニー川標準フルボ酸に対してSEC測定を実施すると、高分子画分は存在しないことが確認された。従って、フミン様物質は中・低分子画分のみに存在するという知見は一般的なものと考えられる。
0-1.5cm	3-6cm	9-12cm	15-18cm	21-24cm	27-30cm	33-36cm	39-42cm
1.5-3cm	6-9cm	12-15cm	18-21cm	24-27cm	30-33cm	36-39cm

図(1)-25 湖沼底泥間隙水中のDOMに係る分子サイズ分布（SEC検出器 TOC、UV[254nm]，RF[蛍光 Ex:340nm、Em:430nm]）：底泥コア採取場所の深度、琵琶湖北湖89m、中禅寺湖168m、十和田湖75m、猪苗代湖94m、霞ヶ浦5.8m。
## vi 海洋溶存有機物（DOM）の分子サイズ測定の開発

海洋溶存有機物（DOM）は複雑な混合物から成り立ち、その特性については不明な部分が多いが、生物分解に対し耐性を持つ画分が大半を占めることが分っている。難分解性の海洋DOMの多くは分子量数千ダルトン（Da）以下の低分子画分で構成され、糖などの易分解性のDOMは高分子として存在する。そのため、分子量は海洋DOMの難分解性に関する重要な特性と考えられる。しかし、塩分による測定方法の制限等の理由から未だその知見は非常に乏しい。本研究室では全有機炭素（TOC）計を接続した淡水DOM用の定量的なサイズ排除クロマトグラフィー（SEC）システム（TOC-SEC）の開発に成功している $ ^{4} $ 。このTOC-SECでは吸光や蛍光を持たない有機物を定量できるため、海水の定量的脱塩方法を開発・確立することできれば、海洋DOMの分子量分布の定量的評価が可能となる。本研究では、海水試料の定量的脱塩法を検討・開発し、TOC-SECを用いて海洋DOMの分子量分布と有機炭素として定量的に明らかにした。

採水は東京都東京湾晴海ふ頭、茨城県鹿島港、千葉県犬吠埼の三ケ所で表層海水を採取した。採取した海水はポリカーボネート製のフィルター（孔径0.22μm）でろ過し、これを脱塩用試料として使用した。脱塩は電気透析器(ASTOM アシライザーS3)を用いて、試料の電気伝導度が1.0 mS/cmになるまで脱塩を行った。この脱塩試料をTOC-SEC分析用試料とした。脱塩時のTOC回収率は77-90%だった（図(1)-26(a)）。脱塩による有機炭素量の減少は概ね2割以下に抑えることができた。

次に東京湾、鹿島港、犬吠埼の脱塩処理したDOMサンプルをTOC-SECに供して分子サイズ分布を測定した。主な測定条件は下記の通り。カラム：TOSOH G3000WXL、溶離液：60 mM リン酸ナトリウム緩衝液、流速：0.8 mL/min。DOMの検出にはUV（波長：254 nm）、蛍光（波長：励起/蛍光=310/400 nm）、TOC検出器(UV酸化+NDIR)を用いた。分子量の校正はポリスチレンスルホン酸ナトリウム、炭素量の定量にはフタル酸水素カリウムを用いた。

得られた結果のうち、東京湾のクロマトグラムを図(1)-26(b)に示す。すべての試料で重量平均分子量(Mw)10,000 Da以上の高分子のPeak1と2000 Da以下の低分子のPeak2が得られた。各検出器のクロマトグラムを比較すると、高分子は紫外吸収や蛍光をほとんどもたない有機物であることがわかる。これは高分子が糖などの有機物で構成されている可能性を示唆している。各ピークのMwは蛍光検出器のクロマトグラムで小さくなる傾向が見られた。低分子に強い蛍光を発する成分が存在しているためと考えられる。Peak1とPeak2のピークエリア比(H/L)はTOC検出器で10-15%、他の検出器では5%以下であった。従って、TOC検出器以外では吸光や蛍光を持たない有機物量を過小評価していると推察される。本研究結果は、脱塩とTOC-SECを組み合わせることによって、海洋DOMの分子量分布を炭素ベースで定量的に十分に評価できることを強く示している。

本研究で開発した海洋DOMの分子サイズ測定方法を使えば、汽水湖DOMの分子サイズは測定できる。従って、全ての湖沼において、DOMの分子サイズ分布は定量評価可能になったと言える。
(a)

試料名	DOC濃度(mgC/L) 燃焼酸化方式	DOC回收率
原水	脱塩後	標準偏差
東京湾	1.66	1.46	0.10	88%
鹿島港	1.18	1.06	0.11	90%
犬吠埼	1.13	0.87	0.03	77%

(b)

図(1)-26 海水の溶存有機物（DOM）の分子サイズ測定：(a) DOC濃度と脱塩後の回収率、(b) 東京湾海水のサイズ排除クロマトグラム。

## vii 湖沼底泥間隙水中溶存有機物（DOM）の分子サイズ分布と糖類組成の関係

溶存有機物（DOM）の分子サイズ分布は、その生分解性や拡散挙動を解析するためにとても重要な指標である。我々は全有機体炭素（TOC）検出サイズ排除クロマトグラフィーシステム（TOC-SEC）を開発し、霞ヶ浦湖水および底泥間隙水DOMの中に紫外吸収や蛍光をほとんど持たない高分子画分が存在することなどを明らかにしてきた。本研究では、貧栄養および中栄養湖などの栄養段階が異なる淡水湖沼から底泥のコアを採取し、間隙水中DOMの分子サイズ分布と中性糖組成などの関係について検討・評価を行った。

2013年から2014年にかけて、霞ヶ浦西浦、猪苗代湖、中禅寺湖、十和田湖、琵琶湖南湖および北湖から内径11cm、深さ42cmの底泥コアを採取し、窒素ガス雰囲気下で1.5～3cm毎に15層に切り分け、遠心分離を行って底泥間隙水を採取した。DOMの分子サイズ分布は、島津製作所製HPLCシステム（UV検出器254nm；蛍光検出器Ex:340nm、Em:430nm）に自作のTOC検出器を連結したTOC-SECシステムで測定した。溶離液はリン酸Na緩衝液（pH 6.8、イオン強度100mM）、分子量較正にはポリスチレンスルホン酸Naポリマー（PSS）をそれぞれ使用した。DOM中の糖類は、pH 1.1の塩酸酸性、100℃の条件下で24時間加水分解して単糖に変換した後にDionex製の糖類分析システムを用いて
測定した。

底泥間隙水DOMの重量平均分子量(Mw)は、水深が浅い湖沼を除き、ORPが-50mVを下回った場合にDOMのMwが急激に低下しており（図(1)-27）、底泥層の酸化還元特性がDOMの分子量分布に大きな影響を及ぼしていることが明らかとなった。ORPが高い方が間隙水DOMのMwが大きくなるという結果はとても興味深い。さらに、MwとDOM中の糖類由来炭素量の間には極めて高い正の相関関係が認められた（図(1)-28）。ただし、Mwと中性糖組成の間に明瞭な関係はなく、湖沼の栄養段階や水深の違いによる影響も見られなかった。以上の結果から、間隙水DOMの高分子画分は、湖沼の栄養段階に関係なく炭水化物類を多量に含み、その存在量は底泥の酸化還元環境の違いに依存した生物反応に影響されている可能性が示唆された。

図(1)-27 底泥間隙水の酸化還元電位(ORP)と重量平均分子量(Mw)との関係。
図(1)-28 DOM 中の糖類由来炭素量と重量平均分子量(Mw)との関係。

## vi 底泥酸素要求量（SOD）測定手法の検討

湖沼の底層における溶存酸素（DO）濃度（底層DO）は、底泥における有機物の分解や底泥からの栄養塩類の溶出に関連する重要な環境因子であり、近々、湖沼における新たな環境基準項目として採択される予定となっている。従って、今後、底層DOの状態を評価する、あるいはその濃度を制御するためのパラメータが必要となってくる。底泥表面や底泥中では有機物の分解に伴いDOが消費される。この時、底泥の直上水から十分な酸素が供給されないと、底泥は嫌気的になり酸化還元電位の低下を招く。このような還元的環境では、底泥中の硫酸塩などの酸化物を酸素の供給源とする反応が生じる。中でも、鉄の酸化物の還元は、共沈していたリンが溶存態のリン酸態リンとなり拡散や移流によって水柱中へと放出されるため富栄養化現象を招く一因となりうる $ ^{12)} $ ， $ ^{13)} $ 。よって、底泥からのリンの溶出メカニズム解明において底泥とDO（底層DO）の関係解明は湖沼環境評価に必要不可欠である。この底泥と底層DOの関係を示す指標として、底泥の酸素要求量（sediment oxygen demand, SOD）は底層DOと直接的に関係しており非常に有用なパラメータと考えられる。SODは底泥自身が消費する酸素量であり、この値が高ければ嫌気的になりやすい性質を持つと推察される。SODの測定は、底泥の表面を乱すことなく測定することが理想とされるため、現場にSOD測定用のチャンバー等を設置しての現地観測が望ましい。しかし、水深の深い湖ではチャンバーを設置しての測定はとても困難となる。一方、不攪乱で採取した底泥コアを実験室に持ち帰って測定する方法では、培養に大掛かりな装置を必要とする。また、コア採取時の底泥直上水に対する酸素供給も無視できない問題となる可能性がある。特に、嫌気的な状況下にある底泥コアに酸素供給が起こった場合、実験室への輸送中にも底泥による酸素消費が進んでしまい、SODの評価に問題が生じることが懸念される。

以上のことから、本研究では、不攪乱採泥器で採取した底泥コア同様、層構造を保った底泥を使用しながらもSODを小スケールで簡便に測定できる手法の開発を検討した(図(1)-29)。SODを測定する底泥コアを封入するバイアル（SODバイアル）を作成した。SODバイアルは内径12.8mm、長さ125mmで両端がフランジ構造となっている。これを、PP製の専用コネクターを使って10mLのピペ
ッターに接続し、底泥コアサンプルからのサンプル採取に使った。

霞ヶ浦湖心、琵琶湖北湖湖心において不攪乱採泥器を用いて不攪乱底泥コア（直径11cm、長さ50cm）を採取した。琵琶湖南湖唐崎沖においては、ダイバーによる底泥コア（直径11cm、長さ50cm）を採取した。採取した不攪乱底泥コアの直上水を取り出し、孔径0.2μmのメンブレンフィルターでろ過し、これをSOD測定用の試水とした。あらかじめ、非接触・非破壊蛍光式酸素センサーFibox3(Presens)用のDO測定センサーチップ(Presens)を内側に貼り付けたSODバイアルで、不攪乱底泥コア表面とSODバイアル内の底泥表面が平行となるように吸引しながら底泥を採取した。SODバイアルの底泥の封入量が6-7cmとなるように吸引量を調整した。SODバイアルの底面は、PTFEコーティングしたブチルゴムセプタムを取り付け、クリンプキャップとマニュアルクリンパーを用いて封をした。ここに前述のSOD測定用の試水を加え底部と同様に密閉し、現場の湖底直上水温で暗所において静置培養した。DO濃度の時間変化は蛍光式酸素センサーFibox3を用いて、琵琶湖南湖は実験室で、霞ヶ浦および琵琶湖北湖では船上で測定した。コントロールとして、ろ過した直上水のみをSODバイアルに入れたものを用意した。サンプルの温度管理は、琵琶湖南湖と北湖はバッテリー駆動の恒温槽、霞ヶ浦においては直上水を入れたクーラーボックスで行った。

SODは以下の式を用いて算出した。

$$ \mathrm{SOD}\ (\mathrm{gO_{2}/m^{2}/day})=\Delta[\mathrm{DOs}]/\mathrm{dt}-\Delta[\mathrm{DOc}]/\mathrm{dt}\times(\mathrm{ 直上水量 / 底泥表面積 })\times24/1000 $$

Δ $$ DO_{s} $$ /dt：培養時間t(h)におけるSODバイアルサンプルのDO濃度（mgO_{2}/l）の変化から求めた近似曲線の傾き；Δ $$ DO_{c} $$ /dt：培養時間t(h)におけるコントロールサンプルのDO濃度（mgO_{2}/l）の変化から求めた近似曲線の傾き；底泥表面積：バイアルの底面積=0.000129（m^{2}）；直上水量：加えた直上水の体積（L）；24/1000：单位換算係数。

SODの温度補正は、以下の式に従い20℃の値に補正した。

$$ \mathrm{SOD_{T}=SOD_{r}/1.047^{(r-T)}} $$

$ SOD_{T} $ ：温度TにおけるSOD（補正值）； $ SOD_{r} $ ：温度rにおけるSOD（実測値）；1.047：温度補正值。

本研究では、アクリルチューブで採取した不攪乱底泥コアを小型のSODバイアルに層構造を乱さず封入することに成功した（図(1)-29(b)）。また、非接触・非破壊的なDOの測定手法を用いているため、SODバイアルの開閉をせずにDOの時間経過に伴う変化を追うことができる。このSOD測定手法を用いて、霞ヶ浦、琵琶湖北湖、琵琶湖南湖と環境条件の異なる複数の湖でSODを測定することに成功した（図(1)-30）。これにより、不攪乱底泥コアを用いたSOD測定法と比較して、実験系を大幅にスケールダウンできる可能性が強く示された。

本研究のSOD測定手法の利点として，まずは，現地でSODの測定を行うことができる点が挙げられる。本研究では，霞ヶ浦と琵琶湖北湖においては，船上でもSODの測定を行った。当該船上測定は，既存の室内実験によるSOD測定手法に対して大幅なスケールダウンと簡略化を行ったことにおり実施可能となった。このSODの現地型測定法は，還元環境で底泥から溶出するアンモニア，2価鉄やマンガンに起因するSODを測定するのに有用と考えられる。細井ら $ ^{14} $ は，底泥から溶出する還
元性物質によるDO消費（化学的SOD）は，培養開始から数時間内に顕著に観測されることを報告している。琵琶湖南湖のSOD調査においては，培養初期に著しいDOの減少が観測されたことから，化学的SODが生じた可能性が推祭される。このように，本研究のSOD測定手法は採泥直後に現地でSOD測定が行えるため，化学的SOD測定に対して大きな利点を有すると考えられる。また，遠隔地におけるSOD測定の可能性を押し広げ，様々な湖沼におけるSODデータの蓄積に大いに貢献すると考えられる。事実，本研究で得られた，環境の異なる複数の採泥地点のSODの比較から，採泥個所や採泥時期によってSODに差が生じる可能性が明らかとなってきた。

上記に加え，本研究手法はSOD測定のサンプル数を増やすことが容易である利点も有する。底泥は不均質性を有しているため，底泥コアを用いた実験では，サンプル数が多いことが理想である。2015年9月琵琶湖南湖唐崎沖の調査においては，同一採泥区域の底泥コアのSODに大きな差が生じており，コアの個体差の影響が示唆された。このように底泥コアの個体差が見込まれる調査地点では，不攪乱採泥器で採取した大型コアをSOD測定に用いるには，培養時にその大きさ等が問題となり，安易に試料数を増やすことは難しい。本手法では，不攪乱コアと同様に底泥の層構造を保ったSOD測定サンプルを作成することが可能である。この手法であれば，試料数を増やし，底泥の不均一性を考慮した測定が可能となる。

以上のことから、本研究で開発したSOD測定法は、今後、多くの湖沼で適用され、SODデータの着実な収集・蓄積を介して、底層DOに直接的に関係するSODを基にした湖沼環境評価・対策立案に大きく貢献することが期待される。

最後に、琵琶湖と霞ヶ浦におけるSOD値について比較検討する（図(1)-31）。霞ヶ浦は富栄養湖、琵琶湖は中栄養湖であるため、霞ヶ浦底泥のSODの方が琵琶湖底泥のそれよりも格段に高いと思われたが、実際には、その推測に反して、琵琶湖北湖、南湖のSODはともに霞ヶ浦のSODよりも高い値を示した。特に琵琶湖南湖のSODが顕著に高かった。琵琶湖底泥中の還元性金属含量は霞ヶ浦に比べてとても高い傾向にある。従って、霞ヶ浦と琵琶湖のSOD値の違いは底泥中の還元性金属による酸素消費の差によるものと思われる。
(a)

(b)

図(1)-29 琵琶湖北湖における底泥の酸素要求量（SOD）測定：(a) 測定用バイアル瓶とセンサーチップ；(b) 測定システム概要とDO変化の測定例。
図(1)-30 霞ヶ浦湖心（a，2015年7月），琵琶湖北湖（b，2016年2月），琵琶湖南湖唐崎沖（c，2015年6月）における底泥の酸素消費。エラーバーは標準偏差（Control: n = 3, SOD vial: 霞ヶ浦湖心 n = 7, 琵琶御北湖 n = 6, 琵琶湖南湖 n = 5）。
図(1)-31 霞ヶ浦、琵琶湖北湖および琵琶湖南湖における SOD の比較。

## c 底泥への沈降粒子の堆積量と特性の評価

## i セジメントトラップによる堆積速度測定

浅い湖沼では一般的に、波による巻き上がりが濁度上昇・栄養塩循環の重要なファクターであるといわれている $ ^{15} $ 。波によって底泥が巻き上がるためには、波が十分に発達し、波によって発生する底面せん断応力が、閾値(限界底面せん断応力)を超えることが必要である $ ^{16} $ (Le et al. 2006)。浅い湖沼において、計算された底面せん断応力は、懸濁粒子濃度や、クロロフィルa濃度、全リン濃度を示すパラメータとして知られている。一般に、波の分類としては、水深(h)と波長(L)の比(h/L)で表され、波長が水深の2倍以上である場合には波が底泥に影響を与えるとされている（浅海波・長波）。一方、波長が水深の2倍未満である場合、波による底泥への影響は極めて小さいものとされている（深海波）。つまり、発生する波と、観測地点における水深とで底面への影響も変わってくることが考えられる。霞ヶ浦のような、多少なりとも深さを持った湖沼では、波の発達が十分ではない場合、底面せん断応力が極めて小さく、波によって大規模の底泥巻き上がりが起きにくい可能性もある。波による巻き上がり・沈降現象を研究対象とする場合、底面せん断応力・混合水深等の推算・実測が極めて重要な要素となる。

霞ヶ浦における底泥巻き上がり現象に関しては、底泥巻き上がりに際する限界底面せん断応力が、0.15 N/m²程度であることが示されている $ ^{17)} $ 。この数値は以前から湖沼で提案されている数値に比べて若干高い値を示しているが、概ね妥当な値といえる。霞ヶ浦においてこの限界底面せん
断応力を超える波が発生するためには、霞ヶ浦湖心では吹送時間が長時間継続し、尚且つ12m/sec以上の強風が吹く必要があることが以前から報告されている $ ^{17} $ 。

一方で、沈降量フラックスに関しても、セジメントトラップを用いて直接定量する研究がおこなわれてきた。セジメントトラップは、現在のところ、沈降量フラックスの推定に最もよく使用される方法である。浅い湖沼では、沈降物質中の20－46％がプランクトン由来、54－80％が底泥由来との報告もある $ ^{18)} $ 。

懸濁物質の巻き上がりや沈降は、底泥表層の質を決定づけるファクターでもある。霞ヶ浦の懸濁粒子中には生物由来のものが多く、強熱減量も最大約80%程度と極めて有機物が多い（強熱減量は平均60%程度）。つまり、沈降量フラックスにも、水中で生産された有機物が大きく影響を与えている可能性もある。セジメントトラップを設置し、沈降量フラックスを求めることは、そのような底泥の質・水中の物質との交換を決定づけるファクターの解明に資するものである。本研究は、沈降量フラックスを求めるとともに、生産された植物プランクトンが、沈降量フラックスに大きく影響を与えるか等についても検討した。

波（有義波高・周期）の推算に関しては、海岸工学で最もよく使用されるSverdrup-Munk-Bretschneider（SMB法）を用いる。湖沼ではSMB法と異なる推算式が使用されることも多いが、最も使用実績・信頼のある方法としてSMB法を本研究では使用する。実際の推算式は以下の通りである：

$$ \frac{\mathrm{gT}}{2\pi\mathrm{U}_{10}}=1.37\left[1-\left\{1+0.008\left(\frac{gF}{U_{10}^{2}}\right)^{\frac{1}{3}}\right\}^{-5}\right], $$

$$ \frac{\mathrm{g H}}{\mathrm{U}_{10}^{2}}=0.30\left[1-\left\{1+0.004\left(\frac{g F}{U_{10}^{2}}\right)^{\frac{1}{2}}\right\}^{-2}\right], $$

ここで、T は有義波周期、g は重力加速度、 $ U_{10} $ は風速、F は有効吹送距離、Hは有義波高である．吹送距離は、有効吹送距離の計算を以下の式で計算する：

$$ F=\frac{\sum x_{i}cos\theta}{\sum cos\theta}、 $$

ここで $ x_{i} $ は、観測地点から角度 $ \theta $ における湖岸まで距離を示す。本研究では、 $ \pm45^{\circ} $ で、 $ 15^{\circ} $ ピッチで $ x_{i} $ を求め、有効フェッチFを求めた。これらの計算結果と、微小振幅波理論(Airy wave theory)を元に、分散関係式から、波長を求める：

$$ L=\frac{g T^{2}}{2\pi}t a n2\pi\frac{h}{L}. $$

ここで、Lは波長、hは水深であるが、Lについては適当な初期値Lを代入し、計算された右辺の値を繰り返し右辺のLに代入し、計算で求めることになる。本プロジェクトでは、右辺-左辺の差が0.0001m未満になるまで計算を行った。

波による底面せん断応力は以下の式で表される：
$$ \tau_{\mathrm{b}}=\frac{1}{2}\rho_{w}f_{w}u_{b m a x}^{2}, $$

ここで$\rho_{w}$は水の密度1、000（$\mathrm{kg\ m^{-3}}$）、$f_{w}$は抗力係数(dimensionless)、$u_{bmax}$（$\mathrm{m\ sec^{-1}}$）は、流速から計算された底面における水の粒子速度である：

$$ u_{bmax}=\frac{H\omega}{2sinh kh}、 $$

ここで\omegaは角周波数\left(\omega=2\pi/T\right)、kは波数(k=2\pi/L)である。抗力係数は、以下の式で表される：

$$ f_{w}=1.39\left(\frac{A}{z_{0}}\right)^{-0.52} $$

(7)

ここでAは水粒子の振幅(m)、z0は底泥表面上の粗度長であり、泥の場合z0=0.2(mm)を用いる。

霞ヶ浦におけるセジメントトラップ実験の結果を図(1)-32に示す。沈降量フラックスは、場所・期間によって大きく変化している。セジメントトラップを設置した期間の、各地点における底面せん断応力を図(1)-33に示す。沈降量フラックスは場所ごと・設置した月により、大きく変化していることが見て取れるが、底面せん断応力は、常に限界底面せん断応力未満(0.15N m^{-2})となっていた。つまり、設置した期間では、全地点において底泥の巻き上がりが制限されていたといえる。しかしながら、水中に浮遊する懸濁物濃度とは有意な正の相関が得られた。つまり、底泥からの巻き上がりはさほど大きくなかったものの、水中に浮遊する物質によって、沈降物質量が決まっていたといえる。

水中における懸濁物の強熱減量を求めたところ、懸濁物は38%～80%程度、平均してSt.3、St.7、St.9においてそれぞれ約58.6%、58.2%、59.7%であり、高い有機物濃度であったと推察される。一方で、底泥では、St.3、St.7、St.9で約17.0%、10.7%、16.6%と極めて低い強熱減量であった。一方トラップされた物質の有機物含量は、St.3、St.7、St.9で約30.6%、26.5%、34.0%程度であった。従来の手法では、これらの値を用いて2ソースの混合モデルを使用し、以下の式でresuspensionフラックス(R: g m^{-2} d^{-1})を見積もることができるとされている：

$$ \mathrm{R}=\frac{f_{S}-f_{T}}{f_{R}-f_{T}}S $$

ここで、Sは沈降水量フラックス $ \left(\mathrm{g}\ \mathrm{m}^{-2}\ \mathrm{d}^{-1}\right) $ 、 $ f_{S} $ は沈降物質の強熱減量、 $ f_{R} $ は底泥表層中の強熱減量、 $ f_{T} $ は表層水中の強熱減量である。しかしながら、この式では表層水中の物質が一様に沈降するという仮定をおいている一方で、Microcystis等の植物プランクトンは上下運動を行う可能性もあり、表層中の $ f_{T} $ の強熱減量を持つ物質がそのまま沈降するという仮定は必ずしも正しいとは言えない。また、状況証拠的に計算は可能であるが、物理的な根拠は薄い。実際、本プロジェクトにおける底面せん断応力の解析では、底泥からの巻き上がりは全く無いという結果が得られている一方、式8を用いて計算を行ったところ、底泥の巻き上がりは約50%程度存在するという結果となる。この見積もりの違いの要因については本研究では明らかにすることはできないが、吹送流の影響や、水柱における鉛直的な懸濁物濃度の影響等、様々考えられる。水環境中の粒子状物質・底泥は、底泥(bed load)・底泥から巻き上がる物質(suspended load)・常に巻き上がって沈みにくい物質(wash load)などと分類されており、suspended load、wash loadの举動は移動を含め、解析が極
めて難しい。これらについては今後の課題ではあるが、本研究では沈降フラックスに関しては、水柱における懸濁物の濃度が最も重要なファクターであることが明らかになった。また、水中の懸濁物の強熱減量が大きいことから考えると、生産される有機物が少なからず沈降物質量に影響を与えていると見なすことができる。

以上のように、一般に霞ヶ浦は浅い湖沼という分類ではある一方で、波による分類や、底泥巻き上がり・沈降物質量という見方で見ると、一概に浅い湖沼という見方は正しくない。底泥の巻き上がりに関しては水深が大きく効く可能性が高いことから、吹送距離、水深などの地理的な要素を考慮する必要があると考えられる。今回はSMB法による波高・周期・波長の推定値を用いたが、より詳細な現地での波の実測等が今後必要であろう。

水中の有機物で最も可能性が高いものは植物プランクトンである。本研究ではその時点での植物プランクトンのバイオマス(Chl-a)については計測していないものの、毎月一度の全域調査においてChl-aの計測を行っている。セジメントトラップ実験を行った、4月～9月および、11月、1月、3月の全域調査の栄養塩の結果や、プランクトンの生長で影響を与えるであろう水温やPAR値などを用いて主成分分析をしたところ、図(1)-13に示す結果を得た。このうち、第一主成分は、栄養塩と水温などとの変動を表しており、第二主成分は沈降物質量、Chl-aなどの変動を示しているものと推察された。沈降物質フラックスは、第二主成分ではあるが、Chl-aなどと近い関係性を持つことがわかる。一方で、植物プランクトンのバイオマスである、Chl-aについて重回帰分析を用いてその変動要因について解析したところ、その変動は、以下の式で表された：

$$ Chl-a=1.28*TN+0.53*NO_{2}-1.65*NO_{3}-0.94*PO_{4}+0.002\quad\left(R^{2}=0.77、P<0.01\right) $$

従って、Ch1-aを変動させる要因としては、窒素濃度が大きく影響を与えていることがわかる。これは、窒素濃度が植物プランクトンの制限要因であるという過去の報告 $ ^{19)} $ とも一致しており、妥当な結果であると言える。
図(1)-32 セジメントトラップで計測した沈降物質速度の空間分布。
図(1)-33 セジメントトラップ設置期間における底面せん断応力。

図(1)-34 Chl.-a 量、沈降粒子堆積速度、栄養塩等に対する主成分分析結果。
## 2 ）底泥微生物群集構造の解析

## a 底泥細菌群集構造の解析

## i 間隙水NH_{4}-N濃度増大時における底泥細菌群集構造解析

本研究では、霞ヶ浦の物質循環を理解することを目的として、底泥表層に生息する細菌群集構造の経時的変動を調べた。霞ヶ浦湖心で採取した底泥コア（2007年2～12月隔月、直径4 cm）を深度別に6分割し、各層200 μLからFastDNA® kit for soil（Qbiogen）にて底泥DNAを抽出した。抽出したDNAを鋳型として細菌の16S rRNA遺伝子コニバーサルプライマー350F

（5'−CCTACGGGAGGCAGCAG−3'）と920R（5'−CCGTCAATTCCTTTGAGTTT−3'）にて本遺伝子をPCR増幅し、Mighty TA−Cloning kit（タカラバイオ）を用いて、E. coli JM109にクローニングした。クローニングしたPCR産物を3730 DNA Analyzer（Applied Biosystems）にて塩基配列を解析した。RDPII classifier（http://rdp.cme.msu.edu/）を用いて、入手した塩基配列の系統解析を行った。

## 2007 年2月における深度方向への細菌群集構造の変化を調べたところ、全ての深度でδ

-proteobacteriaが高い頻度で検出された（各深度86コロニー以上解析。この結果は本湖の底泥で相対的に嫌気的な微生物プロセスが卓越した可能性を示唆している。他のProteobacteria門はより表層に多く存在傾向があったことから、これらがより新鮮な有機物を利用する可能性が示唆された。また、本湖底泥の全ての深さにおいて、Actinobacteria門、Chloroflexi門そしてAcidobacteria門が検出された。これらの細菌群が物質循環には大きくかかわっている可能性がある。

深さ4 - 6 cmにおける底泥細菌群集構造の隔月変動（2～12月）を調べたところ、6月と8月の間で大きく変動していた(図(1)-35)。着目すべきは、8月以降にFirmicutes門が約70%以上の頻度で検出された点である。これらを属レベルで系統学的に調べると、ほぼBacillus属で構成されていた（80%以上）。淡水湖におけるFirmicutes門の優占化は今まで報告例がない。興味深い現象である。各系統学的細菌カテゴリーと間隙水中の水質パラメータの関係性について、距離ベース冗長解析（distance-based redundancy analysis）を行ったところ、Firmicutes門の増加は $ NH_{4}-N $ 及び全溶存態窒素（DTN）と関係性が有意に深いことがわかった（図(1)-36）。従って、 $ NH_{4}-N $ は硝酸性窒素や亜硝酸性窒素ではなく有機態窒素由来と推察される。底泥中のFirmicutes門で優占しているのはBacillus属であり、この細菌属は高い増殖速度を持つr-stragistで、かつ環境条件に迅速に対応することが知られている。8月以降のFirmicutes門Bacillus属の急激な優占化は、この属が湖沼底泥において生態学的にとても重要な細菌であると言える。

底泥中の有機態窒素の主要な部分はタンパク質とであるため、底泥間隙水中の急激なNH_{4}-N窒素の濃度上昇に対して、細胞外タンパク質分解酵素が重要な役割を果たしていると考えられる。一般的に、3種類の細菌由来の細胞外タンパク質分解酵素がある：アルカリ性メタロプロテアーゼ（Apr）、中性メタロプロテアーゼ（Npr）、セリンプロテアーゼ（Sub）。本研究では、機能遺伝子解析の結果、8月以降、npr遺伝子が底泥コアサンプルにおいて検出された。従って、Bacillus属が持つnpr遺伝子によるタンパク質分解が、水温上昇に伴い（15°C以上）活性化して間隙水NH_{4}-Nの濃度上昇を加速化したと示唆された。
(a)

(b)

図(1)-35 (a)霞ヶ浦湖心底泥における細菌群集構造の変化(4cm-6cm層、2007年2月-12月)、(b)霞ヶ浦湖心底泥における間隙水DOMと栄養塩濃度の変化(4cm～6cm層、2007年2月～12月)。
Distance-based redundancy analysis

α-P: α-proteobacteria

β-P: β-proteobacteria

γ-P: γ-proteobacteria

δ-P: δ-proteobacteria

Aci: Acidobacteria

Act: Actinobacteria

Bac: Bacteroides

Chx: Chloroflexi

Firm: Firmicutes

Nit: Nitrospira

Spi: Spirocheta

Ver: Verrucomicrobia

図(1)-36 各系統学的カテゴリーと間隙水パラメータの関係性に関する距離ベース冗長解析（総データの解析）。

## ii 底泥における活性のあるメタン生成古細菌群集の多様性

日本の多くの湖沼は人間活動に伴う栄養塩の流入により富栄養化が進行している。富栄養化は湖内の一次生産を増加させ、底泥における有機物負荷の上昇及び貧酸素化の原因となる。こうした条件では、嫌気的な微生物プロセスが卓越する。メタンは地球上で重要な温室効果ガスの一つであり、温室効果全体の約20％に寄与していると推定されている。湖沼底泥はメタン生成のホットスポットである。特に、メタンは嫌気性微生物である古細菌の特定のグループによって生産される為、上記のように富栄養化した湖沼では底泥からのメタン生成がより活発であると考えられる。

メタン生成古細菌はその基質利用の観点から4つのグループに分けられる。従って、これらの分類は、富栄養湖底泥におけるより詳細なメタン生成機構の理解に繋がる。メタン生成古細菌の群集解析は、多くが16S rRNA遺伝子及びメタン生成に関与するmcrA（メチル補酵素還元酵素Mαサブユニット）遺伝子により行われているが、湖沼底泥におけるメタン生成古細菌に関する知見は少ない。さらに、これら遺伝子の検出はその活性を直接表さないため、検出されたメタン生成古細菌群集が底泥のメタン生成に関与している証拠として不十分である。そこで、本研究では、rRNA（16SrRNA）を用いて、富栄養である霞ヶ浦の底泥における“活性のあるメタン生成古細菌群集の多様性”を調べた。

霞ヶ浦湖心で2013年9月に採取した直径11cm底泥コアから採取した0-1.5cm、3-6cm、9-12cmおよび15-18cm層の底泥サンプルからRNAを抽出した（FastRNA®Pro™Soil-Direct Kit）。メタン生成古細菌（1106F-1378R）または細菌（341F-907R）16rRNA遺伝子に特異的なプライマーを用いてRT-PCRを行い、クローニング及びシークエンス系統分析を実施した（各約90クローン）。
分析結果として、活性のあるメタン生成古細菌としてはメタノミクロビウム目

（Methanomicrobiales）が高頻度で検出され、メタノサエタ科（Methanosaetaceae）が深部で存在比が高くなった（図(1)-37(a)）。従って、 $ H_{2}+CO_{2} $ 、酢酸からメタンが生成されていると推察される。メタン生成古細菌に係る系統樹から、メタノサルシナ目は特定の深度のみに存在する系統があり、メタノミクロビア目は表層でのみ存在する系統があることがわかった（図(1)-37(b)）。活性のあるメタン生成古細菌の遺伝子型も深度で違いがあることがわかった。この結果は、底泥深度毎にメタン生成に係る基質が異なることを示す。表層では $ H_{2}+CO_{2} $ 、深層では $ H_{2}+CO_{2} $ と酢酸が基質として使われたと推察される。メタン生成に影響する環境条件が各深度で異なる可能性が高い。活性のある細菌群集構造と比較すると、糖発酵性のFirmicutes門Soehngenia属と酢酸利用性のMethanosaeta属が共存していることがわかった。また、メタン生成古細菌と硫酸還元菌が共存するが、共生性酢酸細菌活性は検出できなかった。富栄養化による底泥中の競争的基質（ $ H_{2}+CO_{2} $ と酢酸）の豊富さが原因ではと推測された。
(a)

図(1)-37 霞ヶ浦湖心底泥（2013年9月）における活性のあるメタン生成古細菌の微生物群集解析：(a) メタン生成古細菌の相対存在比、(b) メタン生成古細菌の系統樹。

## b 底泥および沈降粒子中の藻類群集構造の解析

## i 湖水と底泥表層でのMicrocystis aeruginosaのrRNAとrDNA濃度の変化

霞ヶ浦底泥試料中のMicrocystisのrDNA濃度およびrRNA濃度の定量法を確立した。確立した定量法を霞ヶ浦高浜入り（St.3）の底泥試料の適応し、Microcystis rDNA及びrRNA濃度は、表層0-1cmが最も高く、下方に向かって減少する事を明らかにした。また、一年間に渡る表層サンプルの測
定の結果、冬季にも底泥中にはMicrocystisの生細胞が前年の秋とほぼ同濃度で存在する可能性が示された。

霞ヶ浦では1987年以降観測されたかつたMicrocystisによるアオコが、2010年は全域で確認された。本研究では底泥中のMicrocystis rDNA濃度およびrRNA濃度の履歴が示すMicrocystisの細胞濃度および増殖活性の季節変動が、続く夏のMicrocystis濃度に及ぼす影響を解明することを目的とする。

霞ヶ浦底泥サンプル中のアオコ形成藍藻MicrocystisのrDNA濃度およびrRNA濃度の定量法を開発した。底泥に既知濃度のMicrocystisを添加し、既存の手法を用いてDNA及びRNAの抽出、定量PCRを実施した。DNAの回収率は60～80％と算出され、回収率の向上が必要と考えられたが、おおよそ定量的に回収できていたので、今回の実験では既存の手法を使用する事とした。RNAは、既存の手法をいくつか試したが全く検出されず、手法の開発が必要であることが明らかとなった。そこで、Microcystis等の微生物が水溶液中での凍結融解において生残率が低く細胞が破壊されやすい点に注目し、凍結融解によって細胞外に放出されるリボソームを回収し、そこからrRNAを回収する手法を試みることとした。遠心分離によって上澄みに残存するリボソームを回収し、その後RNAを抽出する手法に実施した結果、rRNAは検出可能となった。しかし、想定濃度の数パーセントしか検出されなかった。霞ヶ浦の底泥はカルシウム等のイオン濃度が高く、これらのイオンがリボソームを底泥粒子に吸着させている可能性があると考え、キレート物質により、底泥からリボソームを剥離させる方法を試みた。その結果、数回剥離操作を行うことにより、回収されるrRNAの濃度が上昇する事が明らかとなった。最終的にほぼ100％のrRNAを回収する手法を確立できた。

この確立された手法を用いて、霞ヶ浦高浜入り（St.3）において底泥中のMicrocystisの深さ方向での挙動、季節変化について解析を実施した（図(1)-38）。霞ヶ浦底泥表層(0-1cm)中には通年 $ 10^{5} $ から $ 10^{6} $ copies/g wet sediment（ $ 10^{4} $ から $ 10^{5} $ cells/g sediment相当）のMicrocystisが存在し、存在するMicrocystisのrRNA/rDNA比は年間通して1000でほとんど変化しなかった。一方湖水中のMicrocystisは夏期には $ 10^{6} $ copies/ml（ $ 10^{5} $ cells/ml相当）に達したが、冬季に減少し、3月には $ 3\times10^{3} $ まで減少した。3月には湖水と底泥表層濃度の差は100倍となった。3月以降、底泥表層のMicrocystisは減少し始め、6月に最低濃度となった。このように、春に底泥に高濃度に増殖活性を保持していると考えられるMicrocystisが存在すること、湖水中の濃度の増加と底泥中の濃度の減少が同時に起こることは、春に底泥から湖水にMicrocystisの「種」が供給されている可能性があることを示す結果と考えられる。
(a)

(b)

図(1)-38 霞ヶ浦高浜入り（St.3）における湖水と底泥中のアオコ形成Microcystis aeruginosaのRNA/DNA比[(a)]とDNA濃度[(b)]の長期トレンド。

## ii 湖水柱藻類一次生產速度測定

藻類（植物プランクトン）による一次生産は、水圏における有機物循環に大きな影響を与えると考えられており、地球温暖化との複雑な関連性も指摘されている $ ^{20)} $ 。これまで一次生産速度は $ ^{13}C $ 法、 $ ^{14}C $ 法、 $ ^{18}O_{2} $ 法などで測定されてきた。しかしこれらの手法はいずれも、現場を模倣した条件で一定時間の培養を行うため、時間がかかり実験操作もやや煩雑となる。そのため、時間単位の変化をモニタリングするのは困難である。また従来法で最も一般的で感度の高い $ ^{14}C $ 法は、放射性同
位体を用いた測定であるため、我が国では適用が難しい。これは我が国における一次生産に係る研究進展を遅らせる原因と言える。以上より、その速度について、感度が高く短時間に測定できる手法の開発が求められている。

Fast Repetition Rate Fluorometry（FRRF）法は、一次生産測定における蛍光法の一種であり、パルス状の人工光を数μ秒間隔で照射してクロロフィル蛍光を検出する方法である。得られるKautsky誘導曲線からは一次生産速度にかかわる様々なパラメータを入手する事ができ、それらを用いて植物プランクトンによる一次生産速度を算出する事が可能である $ ^{21} $ 。同手法は従前法と異なり、(i)数十分～数時間かかる培養を必要としない、(ii)現場で瞬時に(数μ秒で)測定が可能、(iii)放射性同位体フリーな測定が可能、と言う利点を有する。そのため、FRRF法は、従前法として挙げられる $ ^{13} $ C法、 $ ^{14} $ C法、 $ ^{18} $ O $ _{2} $ 法等の代替手法として注目されている。

しかしFRRF法と従前法とで得られる一次生産速度値を比較検討した研究事例は少ない。 $ ^{14} $ C法との比較については、主に海洋研究分野において報告事例が見られるが、 $ ^{13} $ C法との比較事例は皆無である。

本研究では、まずFRRF法による一次生産速度測定において必要不可欠な、暗条件でのパラメータについての新しい取得方法を提案した。次に我が国で広く適用されている $ ^{13} $ C法とFRRF法とで同一水塊で同時に一次生産速度の測定を行い、その結果を比較検討した。最後にアオコ発生前後における一次生産の測定をFRRF法によって行った。

2012年4月～2013年3月、霞ヶ浦湖内3地点（St.3、St.7、St.9[湖心]）において毎月1回のFRRF測定を行った。使用機器であるFRR式蛍光光度計(Fasttracka II、Chelsea社)には光量子(PAR)センサーと深度センサーを付属し、直流電源バッテリーとノートPCを接続した。各地点でFRR式蛍光光度計を沈め、所定の水深(50～100cmまで10cm刻み、100～200cmまで20cm刻み)で測定を行った。

また、2mカラム採水器を用いて2Lの試料を採取し、 $ ^{13} $ C擬似現場法による一次生産速度測定に供した。St.9(湖心)ではさらに試料60Lを採取し、実験室へ持帰った後、暗所に約30分静置した。十分な攪拌の後、FRR蛍光光度計により暗条件としての $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ 値を記録した。暗条件におけるパラメータの検討に利用した。さらに珪藻類（Aulacoseira granulate、NIES-333）と藍藻類（Synechococcus sp.、NIES-947）を10L三角フラスコで大量培養した培養株に対してもFRRF法による測定を行った。

FRRF法では、水中に存在する植物プランクトンに対し、高速のパルス光(飽和過程で1μ秒間隔、緩和過程で50～200μ秒間隔)を繰り返し照射し、クロロフィル蛍光強度の時間変動を捉え(Kautsky誘導曲線)、同曲線から得られる様々なパラメータを用いて一次生産速度を算出する。一次生産速度は式(9)を用いて求めることができる。

$$ P^{*}{}_{O2}\left(E\right)=E\cdot\sigma_{\mathrm{P S I I}}\cdot n_{P S I I}\cdot f\cdot q P(E)\cdot\phi_{e}(E) $$

ここで $ P^{*}_{02}(E) $ は一次生産速度 $ \left(O_{2}-mol/Chl.a-mol/s\right) $ 、Eは現場で太陽光から与えられる光エネルギー $ \left(quanta/m^{2}/s\right) $ 、 $ \sigma_{PSII} $ はPSIIの有効光吸収断面積 $ \left(m^{2}/quanta\right) $ 、 $ n_{PSII} $ はChl.a1分子あたりのP680数 $ \left(electron/Chl.a\right) $ 、fは有効なP680の割合、 $ qP(E) $ は有効なP680のうち還元状態にあるものの割合、 $ \phi_{e}(E) $ は1電子が流れて発生する酸素量 $ \left(O_{2}-mol/electron\right) $ である。なお酸素量から炭素量に換算する事も可能であるため、本研究では炭素量として表現している。

これら6つのパラメータを求めれば、一次生産速度を算出することができる。そのうちEについ
ては観測現場で太陽光から与えられる光量子数であり、FRR蛍光光度計に付属しているPARセンサーで測定する事ができる。またKautsky誘導曲線における飽和過程での曲線は式(10)の様に表現でき、フィッティングにより $ \sigma_{PSII} $ を得ることができる。

$$ F_{t}=F^{\prime}+\left(F_{m}^{\prime}-F^{\prime}\right)*\left\{1-\exp\left(-\sigma_{P S I I}*\int^{t}I_{t}\right)\right\} $$

ここで $ \int I_{t} $ は積算閃光エネルギー、 $ F_{t} $ は時間 t における蛍光強度、 $ F_{m}^{\prime} $ は明条件における $ F_{t} $ の最大値、 $ F^{\prime} $ は最小値である。

$ n_{PSII} $ は、1クロロフィルあたり反応中心(P680)の数であり、数多くの実験から0.002(-/Ch1.a)とされている。 $ f $ 'と $ qP(E) $ は式(11)及び式(12)から導くことができるが、暗条件における $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ のパラメータが必要となる。

$$ f=\left(F_{m}-F_{0}\right)/F_{m}/0.65 $$

$$ q P(E)=(F_{m}\text{‘}-F\text{’})/(F_{m}-F_{0}) $$

ここで $ F_{m} $ と $ F_{0} $ はそれぞれ暗条件において誘導曲線を作成した場合の蛍光強度の最大値と最小値である。

暗条件の設定にはこれまでダークチャンバーを装着したFRR蛍光光度計が用いられてきた。しかし本研究で対象とする霞ヶ浦は年間を通じて水温躍層が見られず、植物プランクトンの種別割合も深さ方向に変化が認められない（未発表データ）。そのため、PAR=0となる最深度における $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ 値を暗条件における $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ として取り扱う事とした。

最後に $ \phi_{e}(E) $ については式(13)により算出した。

$$ E\text{•}\sigma_{_{PSII}}\cdot qP\text{•}\tau_{p}\leq1 の場合、\phi_{e}(E)=0.25 $$

$$ E\text{•}\sigma_{_{PSII}}\text{•}qP\text{•}\tau_{p}\geq1\\ の場合、\phi_{e}(E)=0.25/\left(E\text{•}\sigma_{_{PSII}}\text{•}qP\text{•}\tau_{p}\right) $$

ここで $ \tau_{\mathrm{p}}(\mathrm{s}) $ は、PSII内における電子伝達を司るプラストキノンが再酸化する際に必要な時間であり、Kautsky誘導曲線における緩和過程の曲線から導くことができる。

持ち帰った試料に $ NaH^{13}CO_{3} $ 溶液を加え、様々な光条件下における培養を行う事で、炭素取り込み速度の測定を行った。培養における水温は現場と同じ温度に設定し、光照射条件は20、50、100、300、1000 $ \mu $ mol Photons/m $ ^{2} $ /s とした。培養時間は1～2時間である。試料における $ ^{13}C $ と $ ^{12}C $ の比は質量分析計(Thermo Fisher Scientific社製Delta V Advantage)により測定した。作成した光-光合成曲線から一次生産速度を算定した。

FRRF法と $ ^{13} $ C法の双方の測定値を比較するため、できる限り同じ条件下での値が得られる様に工夫した。一次生産速度を司る環境因子として栄養塩濃度や炭素濃度を含む水質、水温、光条件が挙げられる。それらのうち、水質と水温についてはFRRF法と $ ^{13} $ C法とで同一であるが、光条件については統一する必要がある。そこで本研究では、 $ ^{13} $ C法によって得られる光-光合成曲線に、現場でのPAR値を代入することで導かれる一次生産速度を、「 $ ^{13} $ C法によって測定された一次生産速度」と
することとし、FRRF法との比較を行った。

暗条件における $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ 値を検討した。湖心試料を対象に実験室内で暗条件の $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ を記録した。その値を用いて算出した一次生産速度と、湖心の最深部 $ (PAR=0) $ における $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ 値を用いて算出した一次生産速度を比較した。両者の間に大差はなく、決定係数も0.98と高かった（図(1)-39）。以上より、PAR=0となる深度での $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ 値を暗条件でのパラメータとして一次生産速度を算定する事の妥当性が示されたと言える。今後示すデータは簡便に測定するため、現場の最深部で求めた $ F_{m} $ 、 $ F_{0} $ 値を適用する。

次にFRRF法と $ ^{13} $ C法による一次生産速度値を比較検討した。FRRF法と $ ^{13} $ C法による値を比較したところ（湖心、7月）、決定係数は0.96と高く、両者の間に高い相関性が認められた（図(1)-40）。これは地点や季節に関係なく常に確認された（St.3： $ R^{2}=0.95-1.00 $ 、St.7： $ R^{2}=0.97-1.00 $ 、St.9： $ R^{2}=0.93-0.99 $ ）。しかし回帰直線の傾きは1.0以下であり、FRRF法＜ $ ^{13} $ C法である事が明らかになった。すなわち霞ヶ浦湖心の7月に限っては、FRRF法の方が $ ^{13} $ C法と比べて過小評価していたことが分かる（逆に $ ^{13} $ C法はFRRF法と比べて一次生産速度を過大評価している）。

図(1)-39 2通りの暗条件パラメータを用いて算出した一次生産速度の比較。
図(1)-40 FRRF 法と $ {}^{13}C $ 法とで算出された一次生産速度の比較。

図(1)-41 各地点、各月における回帰直線の傾き。