Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
### 1. はじめに

近年、比較的浅い湖沼において、難分解性と考えられる溶存有機物（DOM）の漸増とアオコ大発生が頻繁に報告されている（霞ヶ浦、宍道湖、八郎湖等）。一方、世界各地の湖沼でもDOM濃度の上昇と、特にアジアの湖沼でアオコの大発生が次々と報告されている。浅い湖沼では有機物と栄養塩の供給として底泥溶出の寄与はとても重要である。しかし、底泥溶出を長期に渡ってモニタリングしたとする報告例は国内外で皆無である。加えて、溶出メカニズムに関する科学的知見は極めて乏しい。国内外で底泥溶出の実態を的確に把握することが強く求められている。

霞ヶ浦では DOM の難分解性化が急激に進む一方で、リン濃度が上昇している。2006 年以降、アオコが発生し化学的酸素要求量（COD）濃度が急上昇している。底泥溶出負荷の上昇が主原因と見なされている。これまでの調査で、(i) 底泥間隙水の物質動態はアオコ発生と連動している、(ii) 有機物、窒素とリンの溶出メカニズムは異なる、(iii) リン溶出は硫酸還元菌活性に関係する、(iv) 硫酸還元菌活性は冬季の硫酸イオン底泥拡散に関係する、等の推察に帰着した。すなわち、底泥溶出量は、年間を通して底泥での物質循環、微生物群集構造や泥温変動によって規定される。結果、底泥溶出量と底泥・間隙水の化学組成や底泥微生物群集等の関係を評価すれば、溶出メカニズムを明らかにできると着想した。

本研究では、底泥では酸化還元境界深度（酸化還元電位レベル）が年間サイクルで顕著に変動して、結果、底泥溶出は泥温、有機物分解性、微生物種組成および鉄、イオウ等に関係すると着想した。具体的な研究仮説は：(i) 底泥は呼吸している、冬季に電子受容体（溶存酸素、硫酸イオン）が底泥に侵入、春・夏季に消費；結果として溶出量が季節変動する；(ii) 有機物、窒素、リンの溶出メカニズムは異なる、リン溶出は鉄、イオウとリンの存在比に、窒素溶出は有機物分解に関係する；(iii) 浅い湖沼では気温上昇の影響は冬季の底層水温・泥温に現れる。研究仮説を図(1)-1に示す。
研究仮説（底泥は呼吸している）：冬に冬に $ O_{2} $ ， $ NO_{3}^{-} $ ， $ SO_{4}^{2-} $ が侵入，酸化反応の結果，溶出ブラックは減少。夏に微生物活性が高まり，リン，窒素，有機物の間隙水濃度が上昇し溶出は増大。 $ \mathrm{Fe(OH)}_{3}-\mathrm{P} $ から $ PO_{4}^{3-} $ が溶出，硫酸還元層上方で濃度ピーク出現。Fe<

泥温上昇，アオコ発生，水位低下，Fe供給減少は溶出77の増大をもたらす？

図(1)-1 研究仮説。RBD：redox boundary depth（酸化還元境界深度）。
## 2 ．研究開発目的

（1）本研究では、霞ヶ浦等を対象として、(i) 有機物、窒素およびリンに係る底泥溶出量（フラックス）の季節的・地点別の長期的変動を定量的に算定する、(ii) フィールド調査や室内実験等を駆使して、溶出フラックスと底泥での物質濃度・組成（有機物、糖類、窒素、リン、鉄、イオウ等）と微生物群集構造（バクテリア、藻類等）の関係を評価することにより、底泥溶出メカニズムを明らかにする、(iii) 霞ヶ浦流域における長期に渡る気象・水温データ等を用いて熱収支モデル解析を実施して、気温上昇等の変化が底泥温度に及ぼす影響を評価する、(iv) 湖沼3次元モデル解析等により、有機物、栄養塩について底泥溶出の寄与を定量評価する、さらに底泥溶出に係る効果的な対策シナリオを提言すること、を目的としている。

## 3 ．研究開発方法

## （１）湖沼のブラックスボックス負荷「底泥溶出」の定量評価に関する研究

## 1 ）底泥溶出負荷量の測定と変動要因解析

## a 底泥溶出量（フラックス）の測定

霞ヶ浦3地点（高浜入り[St.3]、土浦入り[St.7]、湖心[St.9]）で、毎月、底泥サンプルを採取して（図(1)-2），底泥コアを窒素ガス雰囲気下で深さ方向に切り遠心分離とろ過（公称0.7μm）を行い、深さ別の底泥と間隙水サンプルを得た（1997年1月～2012年8月は直径4cm、2012年9月から2015年12月までは直径11cmの底泥コアサンプラーを使用した）。採取したサンプルおよび以前凍結保存したサンプルを対象として、間隙水中のDOM、窒素およびリン等の深さ方向濃度プロフィールを求めた（図(1)-3）。次に、底泥表面付近における濃度勾配と水温等のデータからFickの拡散式によって、DOM、窒素（ $ NH_{4}-N $ ）、リン（ $ PO_{4}-P $ ）の溶出フラックスを算出した $ ^{1)} $ 。続いて、当該フラックスの経年的、季節的および地点別の変動を評価・検討した。

霞ヶ浦以外の湖沼等でも底泥コアを採取して、底泥・間隙水の特性に関して、霞ヶ浦と比較・検討を行った。

## b 底泥および間隙水の物質濃度・特性の評価

深さ別に採取した底泥を凍結乾燥して乳鉢で細かく粉砕した後に、有機炭素・窒素、糖類濃度・組成、リンの形態（有機態リン、 $ ^{31} $ P-NMR形態分析）、イオウ、鉄、マンガン含量等を底泥深度別に分析した。有機炭素・窒素含量は元素分析計により、糖類（炭水化物）濃度・組成に関しては、pH1.1の塩酸酸性、100℃の条件で24時間貸す分解した後に高速液体クロマトガラフィー・バルスドアンペロメトリ（HPLC-PAD）法で分析した $ ^{2)} $ 。リンの形態分析はShinohara et al.） $ ^{3)} $ の方法に従って実施した。底泥中の重金属やイオン等については、凍結乾燥処理した底泥サンプルを、硝酸、過塩素酸およびフッ酸処理後に高周波誘導結合プラズマ発光分光分析法（ICP-AES）によって測定した。

間隙水については、DOM濃度・分子サイズ分布、DOM分画分布、糖類・組成、窒素（有機態とアンモニア等）、リン（有機態とリン酸）、溶存鉄、イオウ等を分析した。当該物質の経年的、季節的、地点別の変動と底泥溶出フラックスの変動との関係を検討した。DOM濃度は全有機炭素(TOC)計によってTOC（あるいは不揮発性有機炭素、NPOC）として測定した。DOMの分子サイズ分布については、Kawasaki et al. $ ^{4)} $ の方法に準拠して測定した。DOM分画分布は100日、20℃、暗所条件で
の長期分解実験とImai et al. $ ^{5)} $ の分画実験方法に従って実施した。栄養塩類はオートアナライザーによって測定した。重金属等については、間隙水をろ過（0.2μm）して硝酸添加したサンプルをICP-AESおよびICP-MS（質量分析計）で測定した。

本研究では、底泥の物理構造を把握するために、採取した底泥を磁気共鳴画像（MRI）（国環研、Agilent社製、人体用4.71Tシステムに頭部用TEMコイル）とX線コンピュータ断層撮影（CT）（(株)日立メディコ製マルチヘリカルCT、ヘリカルスキャン方式）で撮影して、各々、底生動物の巣穴とガス胞の構造を検討した。さらに、底泥でのメタン生成活性の指標となる溶存無機炭素のδ¹³Cを安定同位体質量分析計により測定した。

新たな水環境基準候補である底層DOと密接に関係する底泥酸素要求量（SOD）を定量することはとても重要である。しかし、現在、標準的な方法は確立されていない。そこで、最近、開発された非接触型の蛍光溶存酸素（DO）センサーを利用して、簡便にかつ適切に現場で測定できる方法の開発を目指した。

海水中や汽水湖中に存在するDOMの分子サイズ分布を定量的に測定する方法も未だ開発されていない。底泥からのDOMの溶出は分子サイズに直接的に関係するため、DOMの分子サイズに係る情報が必要である。本研究では、定量的脱塩方法（電気透析法）を開発・確立することで、汽水湖や海水中のDOMの分子サイズを測定する方法の開発を検討した。

## c 底泥への沈降粒子の堆積量と特性の評価

本研究では、霞ヶ浦における沈降物堆積速度を測定するために、簡易的で携帯性の高いセジメントトラップを独自に作成・開発した。長さ約60cm、直径約5cmのアクリルパイプ6本を、2枚の穴をあけたアクリル製円盤に固定して、当該パイプの底部に遠心分離用のプラスチック製遠沈管を取り付けた。風速4m/sec以下の風の影響の小さい条件において、当該トラップを採取地点の水深の半分の深度に設置・回収して堆積速度を測定した（午前9:00から24時間）。霞ヶ浦の3地点で、約1年間に渡り観測・測定した。

## 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

底泥溶出フラックスと底泥中の微生物群集構造を比較検討するために、深さ別の底泥サンプルから全DNAを抽出し、細菌全般をターゲットとしてプライマーによるPCR（ポリメラーゼ連鎖反応）、クローニングによるクローンライブラリー法およびそのDNAシークエンシングを実施した。霞ヶ浦湖心で採取した底泥コア（2007年2月～12月、直径4cm）を深度別に6分割して-80℃で保存しておいたサンプルを対象として、各層200mLからFastDNA® kit for soil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遺伝子ユニバーサルプライマー350Fと920Rにて本遺伝子をPCR増幅し、Mighty TA-Cloning kit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にて塩基配列を解析した。RDPII classifierを用いて、入手した塩基配列の系統解析を行った $ ^{6)} $ 。シークエンス結果を基に、細菌群集を同定して系統樹を作成し、底泥微生物群集構造の深さ方向における季節的変動を検討した。特に、間隙水中のアンモニア性窒素（ $ NH_{4}-N $ ）が急激に増大した前後での細菌群集の違いに注目した。

2013年9月に湖心で採取した底泥コア（直径11cm）については、コア4層（0-1.5cm、3-6cm、9-12cm、
15-18cm) を用いて、底泥中のメタン生成古細菌群集解析を行った。FastRNA $ ^{®} $ ProTMSoil-Direct kit を用いてRNAを抽出して、メタン生成古細菌の16SrRNA遺伝子に特異的なプライマー（1106F-1378R）によりRT-PCRを行った。クローニングおよびシークエンス系統分析は各約90クローンを用いて行った。

## b 底泥中の藻類群集構造の解析

底泥表層中および湖水中に存在する藻類、特にアオコを形成する藍藻ミクロキスティス (Microcystis aeruginosa) の存在量を定量的に評価した。ミクロキスティスの定量には自ら開発したミクロキスティスに特異的なプライマー（342r）を用いてRT-PCRにて測定した $ ^{7)} $ ， $ ^{8)} $ 。さらに、湖水中のミクロキスティスの長期的な動態については-80℃で凍結保存されたサンプルを使って評価した。

## 3 ）熱および物質収支モデル解析

## a 熱収支モデル解析

モデル解析に必要な入力データとして長期に渡るデータ（霞ヶ浦の水温、流入河川の流量・水温、下水処理場放流水の流量・水温、灌溉用水量、風向・風速等）を収集した。既に開発した湖沼流動モデル（Princeton Ocean Model、100m×100m格子、鉛直5層）に、51層から成る底泥層を組込んだ。泥温については、底泥コア採取時にセンサー長の長い温度計を使ってコア採取時に船上で深さ方向の泥温を測定した。

底泥層を組込んだ熱収支モデルを使って、開発した熱収支モデルを使って湖水・底泥層の長期水温モデル解析（30年間）を実施した。

## b 物質収支モデル解析

湖沼流動モデル（Princeton Ocean Model，100m×100m格子、鉛直5層）に生態系モデル

(CE-QUAL-ICM、広く適用されている富栄養化モデル、植物プランクトン：2種、珪藻類、藍藻類)と底泥層を組込んで、有機物、窒素およびリンの物質収支に対応したモデルを開発した。霞ケ浦高浜入りで、恋瀬川からの起源別NO_{3}-Nの動態についてモデル計算を実施した。

更に、湖沼流動モデルを使って、霞ヶ浦における難分解性溶存有機物（DOM）の長期的な物質収支、起源解析に係るモデル計算を実施した。底泥溶出と内部生産の影響を評価した。
図(1)-2 サンプル採取場所 [St.3（高浜入り）、St.7（土浦入り）、St.9（湖心）]。
図(1)-3 底泥間隙水採取と底泥溶出フラックス算定の研究アプローチ。

## 4 ．結果及び考察

（１）湖沼のブラックボックス負荷「底泥溶出」の定量評価に関する研究

1）底泥溶出負荷量の測定と変動要因解析

## a 底泥溶出量（フラックス）の測定

i 間隙水中の溶存有機物（DOM）、窒素、リンの長期トレンド

1997年1月から2012年8月までは、直径4cmコアサンプラーで間隙水を採取した。当該期間における間隙水中のDOM、リン（PO_{4}-P）、窒素（NH_{4}-N）濃度は経年的・季節的・深度方向に顕著に特異的な変動を示した（図(1)-4、図(1)-5）。間隙水DOM濃度は1997年にとても高く、それ以降2005年まで漸減したが、2006年に増大に転じ2007年に急上昇した。それ以降は、比較的に高い値に止まった。間隙水DOM濃度は一般的に深さ方向に高くなった。ただし、DOM濃度が高い1997年、1998年や2007年には、底泥表層の濃度が下層よりも高くなる逆転現象が観察された。底泥表層の間隙水DOM濃度は概ね春季（5月、6月）に年間最大値を示した。従来、水温が高くなり底泥の嫌気化が進む夏季に間隙水DOM濃度が高くなると報告されてきた。今回観察された、水温がそれ程高くない春季に間隙水濃度が、特に表層で高まる現象は、これまでに報告例が無く、とても興味深い。
間隙水 $ PO_{4}^{-} $ -P濃度は、DOM濃度とは反対に、1997年から2005年まで全深度で年々増大した。2006年からは表層を除いて減少に転じたが、2009年からは再上昇した。 $ PO_{4}^{-} $ -P濃度は、DOMや $ NH_{4}^{-} $ -Nと異なり、深さ2-6cmに濃度ピークを示した。その最大値は夏季～秋季に観測された。当該ピークの出現は、(i) 底泥上層での $ \mathrm{Fe(II)} $ から $ \mathrm{Fe(III)} $ への酸化反応と $ \mathrm{Fe(III)} $ 沈殿生成およびその沈殿物へのリンの吸着、と(ii) 底泥下層での $ \mathrm{Fe(III)} $ 沈殿物の還元反応による $ \mathrm{Fe(II)} $ とリンの沈殿物からの脱着と液相への移動、の結果として出現したものと推察される。

間隙水NH_{4}-N濃度は2006年に注目に値する劇的な変化を示した。NH_{4}-N濃度は、1997年～2005年では、PO_{4}-Pとは反対に、底泥全層で年々減少していた。ところが2006年5月にNH_{4}-N濃度はV字回復的に増大に転じた。それ以降、全層で高い濃度に止まった。当該NH_{4}-N濃度の急上昇は、底泥での有機物分解（嫌気性分解、有機物→タンパク質→アミノ酸→NH_{4}-N）が顕著に進行したためと考えられる。間隙水NH_{4}-N濃度は2006年を除けば表層から深層に上昇する傾向を示した。

2012年9月に底泥コアサンプラーを直径4cmから直径11cmのものに変更した。それ以降の間隙水中の栄養塩とDOM濃度の変動を図(1)-6に、底泥深さ方向の濃度等高線表示を図(1)-7に表す。両図において、 $ NH_{4}-N $ とDOM濃度は2014年6月頃から減少する傾向を示した。一方、 $ PO_{4}-P $ 濃度は、2014年6月頃から、反対に表層で増大した。特に夏季の増大が顕著であった。興味深いことに、この間隙水 $ NH_{4}-N $ 、DOMと $ PO_{4}-P $ 濃度の変動トレンドに係る相互関係は、2006年以前に観測された相互関係と同じものであった。

まとめると、長期モニタリングの結果、(i) 霞ヶ浦間隙水中のDOM、 $ PO_{4}-P $ および $ NH_{4}-N $ 濃度の経年的・季節的・深度方向別の変化は顕著に異なっていた；(ii) 間隙水 $ NH_{4}-N $ 濃度は僅か1月で劇的に変化した（2006年）。間隙水DOMや $ PO_{4}-P $ も連動する変化を示した；(iii) 間隙水DOMや栄養塩濃度は湖沼環境の変化に非常に敏感に応答すると示唆された。
(a)

図(1)-4 霞ヶ浦湖心における底泥間隙水中の(a) アンモニア性窒素(NH_{4}-N)、(b) リン酸態リン(PO_{4}-P)および(c) 溶存有機物(DOM)の長期トレンド。グラフが見やすいように、プロットするデータを深さ方向で制限した。
(a)

(b)

(c)

図(1)-5 霞ヶ浦湖心における底泥間隙水中の(a) アンモニア性窒素(NH_{4}-N)、(b) リン酸態リン(PO_{4}-P)および(c) 溶存有機物(DOM)の深さ方向濃度等高線表示。
(a) $ NH_{4}-N $

(b) $ PO_{4}-P $

(c) DOM

図(1)-6 2012年9月以降における霞ヶ浦湖心での底泥間隙水中の(a) アンモニア性窒素(NH_{4}-N)、(b) リン酸態リン(PO_{4}-P)および(c) 溶存有機物(DOM)の濃度トレンド。
(a) $ NH_{4}-N $

$$ PO_{4}-P $$

図(1)-7 2012年9月以降の霞ヶ浦湖心における底泥間隙水中の(a)アンモニア性窒素(NH₄⁻-N)、(b)リン酸態リン(PO₄³⁻-P)および(c)溶存有機物(DOM)の深さ方向濃度等高線表示。
## ii PO_{4}-P、NH_{4}-N、DOMの溶出フラックス

長期モニタリングで得られた霞ヶ浦の底泥表層の間隙水および底泥直上中のDOM、 $ NH_{4}-N $ 、 $ PO_{4}-P $ 濃度の濃度勾配からFickの拡散方程式によって底泥溶出フラックスを算出した（図(1)-8）。 $ NH_{4}-N $ および $ PO_{4}-P $ の拡散係数の値は以前から報告されているが、DOMの拡散係数についてはDOMの分子サイズが関係すると報告されている $ ^{1} $ 。本研究では測定した分子サイズの値を使ってDOMの拡散係数を求めた。

図1-8 底泥溶出フラックスの算定式。

霞ヶ浦湖心における$\mathrm{NH_{4}-N}$の溶出フラックスの長期トレンド(1997年～2014年)を図(1)-9に表す。$\mathrm{NH_{4}-N}$フラックスは夏季・秋季に最大となる季節変化を示した。経年的には、当該フラックスは1997年から2005年まで減少したが、2005年を境に急激な増大に転じ、その後は高い値で安定していたが、2012年後半から急激に減少に転じた。一方、湖心での$\mathrm{PO_{4}-P}$の溶出フラックスは$\mathrm{NH_{4}-N}$と同様に夏季・秋季に最大となる季節変化を示したが、経年変化としては1997年から2011年までは単調増加した。その後、2012年に低下したが、2013年からは再び上昇する傾向を示した。従って、本研究の観察・測定データは、$\mathrm{NH_{4}-N}$と$\mathrm{PO_{4}-P}$の溶出フラックスの上昇と減少に係る一連のイベントを捉えたと言える。興味深いことは、$\mathrm{NH_{4}-N}$や$\mathrm{PO_{4}-P}$の溶出フラックスの変動が、霞ヶ浦におけるアオコ（Microcystis aeruginosa）の大発生（2007－2011年）と消失（2012年以降）と時期的に良く連動していたことである。当該発生・消失期間においては、流入河川水の栄養塩濃度等に顕著な変動は認められなかったため、アオコ大発生や消失は内部供給源である底泥溶出の変動によって引き起こされたと示唆される。

溶出フラックスの変動トレンドは、霞ヶ浦湖心において$\mathrm{NH_{4}-N}$と$\mathrm{PO_{4}-P}$の溶出フラックスは頭著に異なることを明白に示している。$\mathrm{NH_{4}-N}$フラックスの2005年におけるV字回復的な劇的な増大は、底泥間隙水全層中の$\mathrm{NH_{4}-N}$濃度が顕著に上昇したことに起因する。一方、$\mathrm{PO_{4}-P}$の場合、中層から底層
の間隙水濃度は2005年から2008年まで低下したが、底泥表層の間隙水濃度は1997年から上昇し続けているため、結果として、2011年まで底泥溶出フラックスは増大し続けたと判断できる。

DOMの溶出フラックスは、紫外部吸光度（UV）検出のサイズ排除クロマグラフィーの分析結果に基づいて、その分子サイズを1,000 Daとして拡散係数を算出して求めたものである。DOM溶出フラックスの季節変化を見ると、 $ NH_{4}-N $ や $ PO_{4}-P $ とは異なり、5月や6月に年間最大値を呈する傾向が認められた。長期経年トレンドみると、溶出フラックスは1997年から2001年まで急激に減少したが、その後は漸増傾向にあった。 $ NH_{4}-N $ や $ PO_{4}-P $ の溶出フラックスが2005年以降顕著に変化しているのに対して、DOM溶出フラックスはそれ程変化していない。溶出フラックスのトレンドからも、栄養塩とDOMの溶出メカニズムは顕著に異なることがわかった。

栄養塩およびDOM溶出フラックスの地点別の変動トレンド（2003年～2015年）を図(1)-10に示した（地点については図(1)-2参照）。$\mathrm{NH_{4}-N}$、$\mathrm{PO_{4}-P}$およびDOMの溶出フラックスは、各々、地点別においても特徴的な変動を示した。St.3（高浜入り）、St.7（土浦入り、浚渫済み）、St.9（湖心）において、$\mathrm{NH_{4}-N}$フラックスに関しては、St.9 > St.7 (p<0.05)、St.9 > St.7 (p<0.05)の関係にあり、St.3とSt.7で有意な違いは無かった。湖心（St.9）では$\mathrm{NH_{4}-N}$溶出フラックスが顕著に高いと言える。$\mathrm{PO_{4}-P}$フラックスに関しては、2003年～2011年までは、St.9 > St.7 (p<0.05)、St.3 > St.7 (p<0.05)の関係で、St.9とSt.3では有意な違いは無かった。St.7で$\mathrm{PO_{4}-P}$溶出フラックスが低いのは、他の地点に比べて砂を多く含む底泥であるため、あるいは過去に浚渫行為を受けているためかもしれない。ここで興味深い点は、低かったSt.7の$\mathrm{PO_{4}-P}$溶出フラックスが2012年に劇的に増大したことである。アオコの大発生は2011年に起きたので、当該フラックスの激増はアオコ発生が減少に転じた翌年以降に起きたことになる。アオコはSt.7（土浦入り）に吹き溜まるため、大発生したアオコが死滅・沈降して底泥表層に堆積したことが、$\mathrm{PO_{4}-P}$溶出フラックスの急激な増加の要因と推察される。一方、当該アオコ藻類の底泥表層への堆積が、$\mathrm{NH_{4}-N}$やDOMの溶出フラックスの上昇に帰結しないことは非常に不思議である。DOMの溶出フラックスについては、地点別で有意な差はなかった。

図(1)-11に、溶出フラックスの月別の平均値を地点別に表記した（2003年～2015年）。$\mathrm{NH_{4}-N}$ 溶出フラックスが最大となる月は、St.3で5月、St.7とSt.9では8月であった。$\mathrm{PO_{4}-P}$ フラックスが最大となる月は、St.3で8月と9月、St.7で8月、St.9で8月であった。DOMフラックスが最大となるのは、St.3で5月、St.7で7月、St.9で6月であった。$\mathrm{PO_{4}-P}$ については3地点ともに夏季（8月）に最大となる傾向が明白であるが、$\mathrm{NH_{4}-N}$ やDOMフラックスの最大月については地点別で顕著な違いがあると思われる。$\mathrm{PO_{4}-P}$ 溶出フラックスの変動に関しては、水温や泥温の上昇によってフラックスが顕著に増大すると推測される。
(a)

(b)

(c)

図(1)-9 霞ヶ浦湖心における底泥溶出フラックスの長期トレンド：(a) $ NH_{4}-N $ 、(b) $ PO_{4}-P $ 、(c) DOM。
(a)

(b)

(c)

図(1)-10 霞ヶ浦3地点における底泥溶出フラックスの長期トレンド：(a) $ NH_{4}-N $ (b) $ PO_{4}-P $ (c) DOM (St.3:高浜入り、St.7:土浦入り、St.9:湖心)。
(a)

(b)

PO_{4}-P Sediment Flux ( $ \mu $ gP cm^{-2} d^{-1})

(c)

DOM Sediment Flux (mgC cm $ ^{-2} $ d $ ^{-1} $ )

図(1)-11 霞ヶ浦3地点における底泥溶出フラックスの月別平均値：(a) $ NH_{4}-N $ 、(b) $ PO_{4}-P $ 、(c) DOM（St.3：高浜入り、St.7：土浦入り、St.9：湖心）。
## iii 湖沼間での溶出フラックスの比較

霞ヶ浦以外の湖沼、琵琶湖北湖、琵琶湖南湖、猪苗代湖、十和田湖等でも底泥コア（直径11cm）を採取して、栄養塩とDOM濃度を測定して、溶出フラックスを算定して比較検討した。しかしながら、琵琶湖、猪苗代湖および十和田湖では間隙水中のPO_{4}-P濃度が非常に低く、溶出フラックスの算定は困難であった。DOMの溶出フラックスについては、フラックス計算に必要な分子サイズをどのように扱うのか、連続的な関数とするのか、高分子画分と中・低分子画分の二つに分けるのか、あるいは高分子画分はほとんど湖水中には存在しないので無視するのか等に関して、現時点で、考察・検討中である。富栄養湖である霞ヶ浦よりも、貧栄養湖の十和田湖や猪苗代湖、中栄養湖の琵琶湖北湖のほうが底泥表層の間隙水DOM濃度が高く濃度勾配も大きいため、DOM溶出フラックスは顕著に高くなる可能性がある。このようなデータや結果についてはこれまでに報告例が無く非常に興味深いものであるが、DOMフラックスの湖沼間の比較検討については、適切な分子サイズの扱い方やフラックス算定法が固まった後に実施することにした。

間隙水中の$\mathrm{NH_{4}-N}$濃度は、底泥コアを採取した湖沼において十分に高い濃度であり、分子拡散係数は既知であるため、当該フラックスを算定して湖沼間で比較検討した（図(1)-12）。琵琶湖北湖では、$\mathrm{NH_{4}-N}$溶出フラックスは夏季と冬季で違いは無く、かつ低いものであった。琵琶湖南湖や霞ヶ浦では、夏季（南湖は秋季）のフラックス値は冬季よりも顕著に高かった。琵琶湖南湖の溶出フラックスが、冬季（2月）では、琵琶湖北湖よりも著しく低いことは想定外であり、極めて興味深い。しかしその理解は困難である。貧栄養湖である十和田湖では、冬季のフラックスが最小値（0.003 μgN cm⁻² d⁻¹）を示したが、同様に貧栄湖である猪苗代湖の冬季フラックスは、富栄養湖の霞ヶ浦の冬季フラックスよりも高い値を呈した。以上をまとめると、$\mathrm{NH_{4}-N}$溶出フラックスは、夏季では湖の栄養レベルが高いほど大きくなる傾向があると言える。一方、冬季では、栄養レベルとの関係は見いだせなかった。

$ NH_{4}-N $ Flux $ [\mu g cm^{-2} d^{-1}] $

図(1)-12 湖沼間での$\mathrm{NH_{4}-N}$ 溶出フラックスの比較。
## b 底泥および間隙水の物質濃度・特性の評価

## i 懸濁物・底泥中のリンの形態

[底泥のリン] 伝統的に、鉄に吸着したリンが底泥からのリン溶出に重要であると考えられてきた $ ^{9} $ 。近年、polyphosphateなど他のリンの形態も、底泥からのリンの溶出に重要であることが明らかになってきた $ ^{10} $ 。

霞ヶ浦におけるリンの動態についても底泥からの溶出が極めて重要であると推察される。また、霞ヶ浦の間隙水中には、夏季には無機態リンが多く、冬には有機態リンが増加するという傾向がある。季節的にも形態が変化している可能性が高い。本研究の目的は、この底泥に含まれるリン化合物の時間変動と、間隙水中のリンとの関係を評価することである。

湖沼底泥中のリンは様々な形態で存在している。底泥から間隙水中にリンが放出されるメカニズムは、底泥中に含まれるリンの形態に依存している可能性が高い。本年度は2011年8月～2012年8月に採取した保存サンプルを用いて、底泥中のリンの形態を核磁気共鳴装置（ $ ^{31} $ P-NMR）で評価した（図(1)-13）。底泥中のリン化合物としては、モノエステル結合をしている物質についてはα-glycerophosphateと、β-glycerophosphate、RNA-Pなどが存在していた。それに対して、ジェステル結合をしている物質にはDNAなどの化合物が存在していた。Pyrophosphate（ピロリン酸塩）に対応するピークはとても小さかった。存在割合で見ると、オルトリン酸が最も高く、13カ月間の平均で約75%以上存在していた。生物由来のリン（モノエステル結合態リン、ジエステル結合態リン、ピロリン酸塩）は、深度方向に各々が異なる減衰の仕方をしていることがわかった。

観測されたリンの時間変化を見ると、それぞれのリンの形態で時間変動していることがわかった（図(1)-14）。すべてのリンの形態について、共通して、表層で高濃度、深層で低濃度を示した。特に、春季～夏季にかけて高濃度のジェステル結合のリンが観測されており、これはおそらく懸濁物の沈降によるものと推察された。これまでは堆積したリンについての変動は報告されていない。本研究により、生物由来のリンは、底泥中で、少なくとも13ヶ月間の短期間に顕著に変動することが明らかになった。霞ヶ浦における底泥からのリン放出について、底泥有機態リン、特にリン脂質などが関わっている可能性が高いと推測された。
(a)

(b)

(c)

Ortho-P	Monoester-P	Diester-P	Pyro-P
%	%	%	%
0-1	74.5	12.6	12.3	0.5
1-2	76.5	11.4	11.8	0.4
2-4	79.3	10.4	10.2	0.1
4-6	80.6	10.4	8.9	0
6-8	81.6	10.6	7.8	0
8-10	82.5	10.6	6.9	0
10-15	82.2	12.1	5.8	0
average	79.6	11.2	9.1	0.2

図(1)-13 霞ヶ浦湖心における底泥中に存在するリン化合物の割合：(a) 2011年8月の例、(b) 13カ月間(2011年8月～2012年8月)の平均、(c) リン化合物の存在比。
図(1)-14 霞ヶ浦湖心底泥中のリン形態の時間変化。
[懸濁物のリン] 近年、核磁気共鳴装置（ $ ^{31} $ P NMR）を用いることにより、湖沼の懸濁物質や底泥中のリンの形態、特に有機態リンの化合物形態を分析することが可能となった。本方法によりDNA、RNA、リン脂質などが定量できる。DNA-Pの変動を例に見てみると、懸濁物中では有機態リンの30%程度であったDNA-Pが、底泥表層中では50%程度に増加することが明らかになった。逆に底泥中では、DNA-Pは他の化合物にくらべて分解しやすく、鉛直的に大きく減衰していることが明らかになった。これらの水中・底泥中におけるDNA-Pの変動は、有機態リンが湖沼内部においてダイナミックに形態変化を起こしていることを示している。浅い富栄養化した湖沼では、特に、表層水中における植物プランクトンの一次生産が主要な生物生産であると考えられるが、湖沼の表層水中におけるリンの動態、特に核酸に含まれるリン(RNA-P、DNA-P)の動態は明らかにされていない。そこで本研究では $ ^{31} $ P NMRを用いて、表層水懸濁物のRNA-P、DNA-Pを定量し、懸濁態有機炭素量(POC)やchlorophyll a量との比較を行った。本研究の目的は、核酸に含まれるリンの量を明らかにし、それと一次生産量との関係を明らかにすることである。

国立環境研究所の霞ヶ浦臨湖実験施設付近の防波堤において、2011年～2012年の夏季に合計23回の観測とサンプル採取を行った。防波堤にて20L程度の採水を行い、それを実験室に持ち帰り、ろ過を行った。 $ ^{31} $ P NMR分析に使用するサンプルについては、10LをGF/Fガラス繊維濾紙上(0.7μm)に吸引ろ過して凍結保存していたものを用いた。また、chlorophyll a、POCなどの分析のために、GF/Fフィルターを用いて200mL程度のろ過を行った。核磁気共鳴に係る分析はShinohara et al. $ ^{3)} $ に従って実施した。

NaOH-EDTAで抽出されたリンは、懸濁態リンに対して、平均50%程度の抽出率であった。NMRを用いて分析した結果、有機態リンは、NaOH-EDTA抽出態のうち、約57%を占めており、リン脂質、RNA-P、DNA-Pなどで、そのほとんどが分解されやすいジェステル結合態リンであった。また、RNA-Pが卓越していた。無機態リンとしては、オルトリン酸、ピロリン酸などが含まれていた。DNA-P、RNA-Pに含まれるリンは有機態リンのほとんどを占めており、これらのリンのプールが懸濁物質中では重要であると推察された。

RNA-Pは有機態炭素(POC)濃度と有意な正の相関を示した（図(1)-15）。それに対して、DNA-PはPOCやchlorophyll aと明瞭な関係性が見られなかった。これはDNA-Pが以下の二過程によって生成されると考えると説明できる。過程1は、DNA-P含有量が少ない植物プランクトンの枯死・バクテリアによる分解に伴ってDNA-Pが増加するプロセスである。これは、植物プランクトンが分解されるとDNA-Pが増加するという報告に一致する。過程2は、DNA-P含有量が多い植物プランクトンの増加に伴ってDNA-Pが増加するプロセスである。DNA含有量は植物プランクトンの種類によって異なるという報告もある。今後は、植物プランクトンの種類別に含まれるDNA-P量を把握する必要がある。
図(1)-15 霞ヶ浦湖水中の懸濁物質に含まれる(a) RNA-P、(b) リン脂質(phospholipids)、(c) DNA-Pと粒状有機炭素(POC)やクロロフィルa(chlorophyll a)の関係、(b) PO_{4}-P、(c) DOM。

## ii MRIとCTによる底泥物理構造の解析

湖沼底泥からの溶出現象については、底生生物（ベントス）や生成されるガスによる底泥内部構造の変化が大きな影響を与えると古くから考えられてきた。しかし、実際に底泥自体を可視化する方法はこれまでに報告されていない。そこで、本研究では、ベントスの巣をMRI画像解析で、ガス胞をX線CT画像解析でそれらの構造を可視化することを目指した。

[MRI測定] MRIにより見えるものは底泥中の水である。MRI測定を行った霞ヶ浦底泥の表層から18cm程度までの含水率は0.85以上あり、測定を始めるまでの信号が強すぎて、当初、巣穴構造を検出することは難しいと考えられた。しかし、実施に測定してみると、通常の軟泥部分は磁場の不均一性が高く、水のシグナルはごくわずかであった。その結果、軟泥の中でも比較的水分の多い、巣穴内部や含水率の高い部分を水のシグナルを通して認識することができた。

MRI法による底泥コアの撮影による底泥中の巣穴構造の解析装置としては、Agilent社製、人体用4.7Tシステムに頭部用TEMコイルを用いた。人体頭部の代わりに底泥コアサンプルをTEMコイル中央に設置し、グラジェントエコー（GE）法とスピンエコー（SE）法でイメージング条件の検討を行い、両サンプルの3次元撮像をおこなった。3Dシークエンスの測定条件は以下の通りとした。TR=400ms, TE=8ms, FOV19.2x19.2x19.2（cm）, matrix 256x256x256, 積算2回。RFパルスは160μsの短形波の非選択励起パルスを用いることで8msのTEで測定を行った。この条件により約15時間
（オーバーナイト）で測定することで、巣穴構造の解析に耐える画像撮影を行うことができた。図(1)-16に、予備実験として、アカムシュスリカを底泥表層（霞ヶ浦湖心底泥コア、2012年4月採取、11cm径×12cm深）に投入して室温で一週間経った前後のMRI画像を示す。結果として、浅いU字型構造を持つユスリカの巣穴を明確に識別できた。従って、MRI撮影によってユスリカをはじめとする底生動物の巣穴構造を非破壊的に明確に描き出せることが強く示唆された。ただ、ユスリカに比べて巣穴が小さいと想定されるイトミミズの巣穴など、空間解像度（0.75mm）以下の細い巣穴の識別は容易でないと考えられた。

(a) 投入前

アカムシュスリカ投入実

(b) 投入一週間後

浅いU字型

構造がユスリカの巣

実験に使用したアカムシュスリカ

図(1)-16 アカムシュスリカを投入した操作実験におけるMRI画像解析による底泥巣穴構造変化の評価：（a）投入前、（b）投入一週間後。

予備実験に続いて、2013年度に、霞ヶ浦湖心で採取した底泥コアを用いて、再びコスリカ放出実験を実施した。コスリカを底泥コア1本あたり9匹ずつ放して培養した底泥コア3本、放していない底泥コア3本の合計6本の底泥コアに対し、実験開始前後でMRI測定を行い、巣穴構造と底泥間隙水の水質との関係性を検討した。図(1)-17にある装置を使って、底泥コアの構造を壊して底泥間隙水を採取する方法ではなく、底泥構造を出来る限り破壊せずに間隙水を少量採取するRhizon Samplerによる採水方法を採用した。Rhizon Sampler法と従来法（底泥切り分け・遠心分離）で得られた間隙水中のナトリウムイオンと塩化物イオン濃度を比較検討したところ、ほぼ一致した結果を得た。従って、Rhizon Samplerによる採水には局所的な偏りは少ないと言える。

霞ヶ浦産のオオコスリカの幼虫を添加した底泥コアと非添加のものについて、間隙水の水質を比較した。生物利用性の低い塩化物イオン濃度を基に底泥直上水と底泥間隙水との交換の程度を評価した。飼育期間は2週間と短かったが、底泥間隙水の直上水の水質への影響は顕著であった（図
(1)-18）。MRI測定で明らかとなった底泥コアの巣穴分布深度（図中の黄色双方向矢印で表示）まで、底泥間隙水の塩化物イオン濃度は低く維持されていた。一方、非添加コアや巣穴が分布していない深度では塩化物イオン濃度は深度方向に上昇していた。このことから、オオュスリカの幼虫が作る巣穴を通して、底泥直上水が取り込まれ、底泥間隙水との交換が促進されていることが強く示唆された。

底泥間隙水中のアンモニウムイオン濃度も幼虫添加コアと非添加コアでは大きく異なっていた。特に深層では、幼虫添加コアで低くなっていた。この違いは2つのプロセスのいずれかもしくは両方で説明できる。ひとつは単にアンモニウムイオン濃度の低い底泥直上水との交換がよくなったため低下するプロセス、もうひとつは酸化的な底泥直上水の流入により交換が良くなったところで硝化が起き、アンモニウムイオン濃度が低下するプロセスである。いずれにせよ、幼虫添加底泥コアでアンモニウムイオン濃度が低かった理由は、巣穴が増えたことによって底泥直上水との交換が良くなったことが原因の一つであることは間違いない。

当該実験期間中の直上水の栄養塩蓄積量の増分（ΔP、ΔN）から、ユスリカ添加が水の移流に伴う栄養塩輸送速度に及ぼす影響を評価した（図(1)-18(b)）。結果として、ユスリカ生息密度を10倍にすることで、水の移流による輸送速度を1.5倍以上になることが明らかとなった。移流の効果が大きいユスリカ添加コアでは、分子拡散による栄養塩フラックスは14～30%減少した。

本研究において、底泥コア中のユスリカの巣穴構造をMRI法により3次元で明らかにすることができた。軟泥中の微細な巣穴構造を解析できる手法は、本知見以外に知られておらず、この分野で世界に先駆けた学術的知見を得ることができた。また、ユスリカ添加実験では、MRI法により明らかとなった巣穴密度の深度プロファイルと塩化物イオン濃度の深度プロファイルの比較から、新鮮な湖水を取り込む能力に長けたユスリカ添加処理区では、巣穴到達深度まで底泥間隙水と底泥直上水との交換が良くなっていることを示すことができた。これは世界的にも貴重な学術的知見であり、栄養塩の底泥からの拡散フラックスにも大きな影響を与えることから、今後の底泥からの栄養塩フラックス研究に大きく寄与すると考えられた。
図(1)-17 底泥間隙水の微量採取システム：底泥コア容器の側面に開けた挿入穴より、Rhizon Samplerを入れ、1回、1カ所から5-10分かけて数mLの底泥間隙水を採取した。
(a)

添加した

←霞ヶ浦産

オオユスリカ

培養期間：2週間（20℃）

添加量：コアごと9匹添加

塩化物イオン(Cl⁻)(ppm)

(b)

ユスリカ幼虫添加の有無

図(1)-18 コスリカ添加培養実験結果：(a) オオコスリカ未添加および添加系での2週間培養後の底泥MRI画像と底泥間隙水中の塩化物イオン濃度；(b) 実験前後の直上水中の $ PO_{4}-P $ および $ NH_{4}-N $ 濃度。

[CT撮影] 湖沼底泥にはメタンガスが蓄積していることは良く知られている $ ^{[11]} $ 。メタンガスは水に難溶性の気体であるため、夏季のメタン生成速度の高い時にはガス泡の形でその多くは底泥中に蓄積されていると思われる。従って、湖沼底泥からのメタン発生量を見積もるためには、湖水に溶存したメタンガスが湖水面表層から大気へと拡散するプロセス以外に、ガス泡が直接湖水
柱へと移動し、そのまま大気へと放出される経路が重要と言われている。しかしながら、底泥から大気へと放出されるガス泡を定量算定するには至っておらず、方法論を含めた解析手法の進展が期待されている。本研究では、底泥中の空隙（＝ガス泡）を非破壊で画像化することの可能なX線CT測定を底泥コアに応用することで、底泥中のガス泡の蓄積層の変化・ガス泡の形態をの変化を評価することを目的とした。

X線CT法による底泥コアの撮影による底泥中のガス泡構造の解析装置は株式会社日立メディコ製マルチヘリカルCTのECLOSという機種を用いた。測定に際しては下記の条件で撮影した。スキャン方式ヘリカルスキャン；スライスピッチ0.625mm；データ採集直径400mm；管電圧130kVp；管電流150mA；画素間隔0.783×0.783mm。

図(1)-19に、底泥コア（霞ヶ浦湖心、2012年5月採取）を25℃で一カ月静置した前後のCT撮影画像を示す。大きなガス胞の形状と密度が明確にCT画像によって識別できた。高い泥温の影響で5月のコアに多く存在したガス胞が大きく成長したことが認められた。

25℃での一カ月培養実験

(a) 培養前

(b) 培養後

図(1)-19 培養操作実験（25℃，1カ月間）におけるCT画像解析による底泥ガス胞構造変化の評価：（a）培養前、（b）培養後。

次に、2013年に約2ヵ月に1回のペースで採取した底泥コア1年分のX線CT測定結果について述べる。各月1本の底泥コアの代表性は不明であるが、2013年7月に採泥した6本の底泥コアのX線CT測定結果を比較すると：表層から4cmの深さまではいつもガス泡が無い；4cmから20cm程度の深さまでは、比較的大型でどちらかというと不定形～球形に近いガス泡が存在する；表層から20cm以深では、大きなガス泡も横に扁平で、数としては小さなガス泡の方が多い、と言える。

得られた画像データを画像解析にかけ、ガス泡の底泥体積占める体積割合（ガス泡体積比率）に換算した結果を図(1)-20に示す。この結果から、霞ヶ浦湖心底泥中のガス泡については以下の特徴をもつことがわかった：中層のガス泡体積比は、秋季に10～14cmの深さで最大となり、最大比率1.0～2.0%程度であった；深層でのガス泡体積比率は冬季に最大となり、1.0%程度であった；上部のガス泡体積比率の深度方向の変化率が最大になるのは秋季で、この時期にガス泡の放出に伴うメタンガスの底泥から大気への放出フラックスも最大になる可能性が高い。
以上をまとめると、底泥コアのX線CT測定はガス泡の動態解析に極めて有効であり、底泥から大気へのメタンガスのフラックスを評価する上で貴重な情報をもたらすことが明らかとなった。霞ヶ浦湖心では夏季から秋季にかけて、表層から10～14cmの深さにガス泡が蓄積し、それが次々と湖水柱へと放出されている可能性が高いと考えられる。

本研究では、世界で初めて底泥中のガス泡の形状や分布密度を知ることができ、底泥から湖水・大気へ直接ガス態で放出される温室効果ガスの生成・貯留・放出に関する情報を得ることができたと言える。

図(1)-20 霞ヶ浦湖心におけるCT撮影と画像解析により算定された底泥中のガス泡体積の季節トレンド。
## iii 底泥中の金属元素の挙動

湖沼において、底泥からの栄養塩類の溶出は、水中の栄養状態へ大きく関与するため、底泥溶出に関する知見は湖沼環境の評価に必要不可欠である。しかし、現状、溶出をもたらす底泥自身の堆積過程や構成成分の変動については不明な点が多い。本研究では、霞ヶ浦湖心において5年間にわたる底泥モニタリングで採取・凍結乾燥保存した底泥サンプルを活用して、湖沼の栄養状態に最も大きな影響をもたらすリン（P）と金属元素等の底泥含量を測定して、得られた結果から、底泥へのリンの蓄積に関する金属元素等の影響評価を行った。

採泥は2003年1月から2008年12月まで、毎月、霞ヶ浦湖心で採泥を行った。採泥は4 cmコアサンプラーを用いて、底泥表層から15 cm層までを採取した。底泥は0-1、1-2、2-4、4-6、6-8、8-10、10-15 cmの7層に切り分けポリカーボネート製の遠心容器に移した。これを遠心分離により、間隙水と泥に分離し、泥は凍結乾燥し分析まで保存した。凍結乾燥保存した底泥を、硝酸、過塩素酸とともにテフロン容器に加え、高压分解ボンベを用いて140℃で6時間分解した。分解後、さらにフッ化水素酸を加え200℃に加熱しケイ酸塩の分解を行った。分解液中に含まれるP、アルミニウム（Al）、鉄（Fe）、マンガン（Mn）、マグネシウム（Mg）、硫黄（S）を誘導結合プラズマ発光分光分析により定量した。

得られたデータに対して、従属変数にP、説明変数にAl、Fe、Mg、Mn、Sを選びAICによる重回帰分析を行った（統計解析ソフト、Rを使用）。説明変数の分散拡大要因（VIF）は全て10以下であった。霞ヶ浦湖心の底泥中のPの鉛直分布を図(1)-21に示す。

結果として、霞ヶ浦湖心における底泥中の元素は鉛直および月ごとでも大きく変動することが明らかとなった。これは予想外の結果であった。霞ヶ浦底泥のリン濃度は2006年以降、表層で1.2 mg/g以上の高い濃度が確認される頻度が顕著に増加した。鉛直的な変化としては、表層から下層に向かい単調的な減少を示す傾向にあった。霞ヶ浦の底泥中のPは、2-4 cm以深でMnと非常に高い相関を示しており、MnがPと同様の変動を示していることが伺える。0-1cm層において、底泥のPはFeやAlと正の相関を示していた。一般的に、リンは鉛やアルミニウムの水酸化物と共沈することが知られている。これより、霞ヶ浦でも鉛やアルミニウムとリンが共沈し表層堆積していることが示唆された。4-6 cm層まではPとSには負の相関がみられた。これは、硫酸還元に伴い増加したHS⁻とFe(PO₄)やFe(OH)₃の還元によって生じたFe²⁺が反応し、FeSが生じたことが大きな要因と推祭される。霞ヶ浦底泥のPはMnと極めて類似した動きをすることが明らかとなった。以上をまとめると、霞ヶ浦におけるPを含む元素の底泥溶出フラックスを評価する際に、間隙水に加えて、間隙水中の元素の供給源である底泥の元素動態を検討することが有用であると考えられた。
図(1)-21 霞ヶ浦湖心における底泥中のリンおよび金属元素等の深さ方向濃度の経月変化トレンド。
## iv 底泥の酸化還元状態

湖沼底泥において、図(1)-22に示されているような微生物を介する酸化還元反応が底泥深さ方向に沿って、おそらく酸化還元電位レベル（redox level）に対応して生起していると考えられる。底泥中の溶存酸素や硝酸性イオン濃度は非常に低く、かつ底泥表層近傍にのみ存在するため測定は困難であると想定される。一方、金属イオンである $ Mn^{2+} $ や $ Fe^{2+} $ 、おおび $ SO_{4}^{2-} $ イオンは底泥深さ方向に定量可能な濃度で存在する可能性が高い。従って、 $ Mn^{2+} $ 、 $ Fe^{2+} $ 、 $ SO_{4}^{2-} $ イオン濃度の深さ方向の変化やその経時変化は、底泥中の酸化還元状態を反映すると推察される。有機態窒素から $ NH_{4}-N $ が生成される反応も酸化還元状態に対応して起きると思われるが、どの酸化還元電位レベルで生起するかは不明である。

Oxidizing	Process	Chemical Reaction	DG°(KJ mol Glucose-1)
Aerobic respiration	C6H12O6+6O2→6CO2+6H2O	-2.82
Denitrification	5C6H12O6+24NO3→12N2+24HCO3+6CO2+18H2O	-2.66
Manganese reduction	C6H12O6+18CO2+6H2O+12δ-MnO2→12Mn2++24HCO3	-2.38
Iron reduction	C6H12O6+42CO2+24Fe(OH)3→24Fe2++48HCO3+18H2O	-0.79
Sulfate reduction	2C6H12O6+6SO42→6H2S+12HCO3	-0.45
Methanogenesis	2C6H12O6→6CH4+6CO2	-0.30

図(1)-22 底泥における有機物の無機化に関係する化学（生物化学）反応プロセスに対する標準自由エネルギー変化。

以上の考察を踏まえて、霞ヶ浦湖心における底泥間隙水中の$\mathrm{SO}_{4}^{2-}$ イオン、$\mathrm{Mn}^{2+}$ イオンおよび$\mathrm{Fe}^{2+}$ イオンをついて、底泥深さ方向の濃度変動について検討・評価した。図(1)-23に、当該イオン存在濃度の経月変化を深さ方向に等高線濃度表示としたもの表す。その存在が比較的により酸化的状態を表す$\mathrm{SO}_{4}^{2-}$ イオンは、2005年から2006年の冬季以来、底泥層深く貫入していない。底泥全層が顕著に嫌気化して還元状態となったため、水温・泥温が低い冬季においても、硫酸還元反応によって$\mathrm{SO}_{4}^{2-}$ イオン濃度が極めて低くなったと考えられる。一方、還元性金属である$\mathrm{Mn}^{2+}$ イオンは、2006年後半から濃度が顕著に上昇して、2007年以降ではその濃度は3オーダー程度の劇的な増加に至った。すなわち、$\mathrm{SO}_{4}^{2-}$ イオンと$\mathrm{Mn}^{2+}$ イオンの間隙水中での濃度変化は、深さ方向と経月方向で真逆の関係にあることが示された。還元性金属である$\mathrm{Fe}^{2+}$ イオンの場合、2007年以前は、$\mathrm{SO}_{4}^{2-}$ イオン
の深度・経月変化に対応していたが、2007年以降では $ Mn^{2+} $ の変化に全く対応していなかった。おそらく、2007年以降では、マンガン還元が起きやすく、鉄還元が比較的に起きにくい酸化還元状態に底泥層は移行したと推測される。図(1)-22に示されているように、鉄還元はマンガン還元よりも低い酸化還元電位で起きるとすると、2007年以降、底泥層ではマンガン還元が起きるが鉄還元が起きにくい酸化還元電位レベルに、様々な有機物を介する微生物反応の結果として、維持されていると推察される。

$ SO_{4}^{2-} $ イオンや $ Mn^{2+} $ イオンは酸化還元半反応において平衡状態にあると仮定すれば、酸化還元電位を計算によって求めることができる。特に、マンガンの場合、 $ Mn^{2+} $ の酸化還元反応でペアとなるのは $ MnO_{2} $ か $ Mn(CO_{3})_{2} $ (沈殿物) のため、 $ Mn^{2+} $ イオン濃度がわかれば比較的簡単に計算可能である。間隙水の $ Mn^{2+} $ イオン濃度の測定は、溶存酸素が存在しない状況で、酸化還元電位を把握するための有用な指標となると考えられる。

$$ \begin{aligned}&p\varepsilon=p\varepsilon^{\circ}-\frac{1}{8}pH+\frac{1}{8}log[SO_{4}^{2-}]-\frac{1}{8}[HS^{-1}]\\&p\varepsilon=p\varepsilon^{\circ}-2pH-\frac{1}{2}[Mn^{2+}]\\&p\varepsilon=p\varepsilon^{\circ}-3pH-[Fe^{2+}]\\&p\varepsilon=-log[e^{-1}]=E_{H}/(2.3RTF^{-1})\\&E_{H}=(2.3RTF^{-1})p\varepsilon=0.059p\varepsilon[V]\\ \end{aligned} $$

図(1)-23 霞ヶ浦湖心における底泥中の$\mathrm{SO}_{4}^{2-}$、$\mathrm{Mn}^{2+}$および$\mathrm{Fe}^{2+}$の深さ方向濃度の経月変化トレンド。
## v 底泥間隙水DOMの分子サイズ分布

[霞ヶ浦間隙水] 以前採取して-30℃で凍結保存していた霞ヶ浦湖心の間隙水サンプルを対象として、全有機炭素（TOC）や紫外部吸光度（UV）検出器を備えたサイズ排除クロマトグラフィー（SEC）によって、間隙水DOMの分子サイズ分布を測定した(図(1)-24)。DOMの全体量を表すTOC検出での分子サイズ分布において、冬季および夏季サンプルともに、分子量35,000 Da以上の高分子画分と1,000-16,000 Daの低分子画分が全ての間隙水サンプルで観察された。一方、UV検出の分子サイズクロマトグラムでは高分子画分はほとんど検出されず、低分子画分（900-2,500 Da）のみが観察された。従って、高分子画分DOMはUV吸収能がほとんどないと言える。従来のSECでは検出器としてはUV検出器が一般的であった。当然ながら、UV吸収能があるDOMのみが対象でありDOM全体には対応していなかった。従って、今回の結果は、間隙水DOMにおいて高分子画分DOMが重要な画分であることを明白に示したと言える。

これまでに研究報告はUV吸収能がない高分子画分の存在を全く見落としていた。このことは、DOMの分子サイズ、あるいは平均分子量が過小評価されてきたことを示唆する。分子サイズが過少評価されれば、分子サイズは溶出に係る拡散係数に直接的に関係しているため、DOMの溶出フラックスは過大評価されることになる。今回得られた表層間隙水の重量平均分子量を使って計算してみると、UV検出ではTOC検出に比較して約60%過大評価していると推定された。この大きな違いが生じた理由は、高分子画分DOMの分子サイズが中・低分子画分の分子サイズに比べて非常に大きいため、平均分子量に大きな差が出たことにある。高分子画分DOMと中・低分子画分DOMと別々なものとして溶出フラックスを算定することが適切であると推察される。