Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
図(1)-21 北方森林のリターフォール量の変化の分布。

## 3 ）過去15年間の火災頻度と火災地の地表面変化の解析

図(1)-22に2001年から2015年のMODISデータ解析による火災の周期を示す。ツンドラでは、平均3000年～5000年程度であり、北方森林での平均値は、常緑樹は160年、落葉樹は210年、混交林は210年であった。北方森林の中でも、内陸部北部のRay Mountains地域などの20,000km²の常緑樹では周期80年～100年と、火災の頻度が高かった。アラスカ南部の海岸林では火災の周期は10,000年程度であった。温暖化とそれに伴う雷の多発と極端な乾燥の頻度増は、火災の周期を短くする。常緑樹の火災周期160年がRay Mountains地域の常緑樹の火災周期80年～100年に変わった場合、既往の研究 $ ^{10)} $ を基にすると、1kgC/m²の土壌有機物の消失が起こる。

MODISデータによる本見積もり手法を、2001年から2015年の3月から7月までに燃えた火災地について、火災直後のMODISデータに適用したところ、地表面の平均燃焼面積率は50%、最も頻度が高かった燃焼面積率は70%であり、幅広い燃焼面積率の分布を示した。図(1)-23に2000年から2013年のMODISデータによる火災地の火災後年数と地表面区分ごとの面積率を示す。図(1)-24に2000年から2013年のMODISデータによる火災地の火災後年数と地表面区分ごとの面積率の変化を示す。
図(1)-22 2001年から2015年のMODISデータ解析による火災の周期。

火災後の面積率の変化（火災前に対して） 2000年～2015年のMODIS解析より

図(1)-23 2000年から2013年のMODISデータによる火災地の火災後年数と地表面区分ごとの面積率。
# 火災後の燃焼部分の面積率の変化 2000年～2015年のMODIS解析より

図(1)-24 2000年から2013年のMODISデータによる火災地の火災後年数と地表面区分ごとの面積率の変化。

## 5 ．本研究により得られた成果

## （1） 科学的意義

新たに現地観測に基づいて開発した分光指標により、MODIS衛星データから、アラスカ周辺の北極域全体の植物から土壌への有機物の移動量、火災による有機物の燃焼量、2100年までのこれらの変化量を見積もった。MODISデータ解析の結果、2000年から2013年の植物から土壌への有機物の移動量は、ツンドラ、北方森林それぞれについて、94～95％の土地では変化が認められなかった。5～6％の土地では増加または減少していたが、ツンドラ、北方森林それぞれについて、面積、変化率ともに、増加しているところの方が減少しているところより大きかった。2100年までのリター増に伴う土壌有機物の増加は、北方森林、ツンドラでそれぞれ、2kgC/m²、0.5kgC/m²と見積もられた。

## （２）環境政策への貢献

## ＜行政が既に活用した成果＞

特に記載すべき事項はない。
## ＜行政が活用することが見込まれる成果＞

世界の北方森林、ツンドラの面積は、それぞれ1249万km²、890万km²である $ ^{11} $ 。RCP2.6（低位安定化シナリオ）の場合、2100年までの土壤有機物分解量は、北方森林、ツンドラでそれぞれ、5kgC/m²、2kgC/m²であった。リター増に伴う土壌有機物の増加は、北方森林、ツンドラでそれぞれ、2kgC/m²、0.5kgC/m²であった。これらに植生現存量の増加量を考慮すると、2100年までの二酸化炭素放出量は、北方森林、ツンドラでそれぞれ、31GtC、9GtCであると見積もられる。RCP2.6（低位安定化シナリオ）の場合、2100年までにツンドラで1kgC/m²、北方森林で2.5kgC/m²の二酸化炭素の放出が予測される。北極域全体でこの放出が起こるとすると、これまでに人為起源で放出された二酸化炭素の10％になる。原野・森林火災の増加の評価によってはもっと大きくなる。北極域の土や植物は温暖化を加速すると言える。これまでの全球気候モデルでは、この温暖化の加速は過小評価されている。環境政策において、一層の温暖化緩和のための技術開発が必要であることを示した。

## 6 ．国際共同研究等の状況

米国アラスカ大学国際北極圈研究センターのLarry D. Hinzman所長、Kenji Yoshikawa教授、Go Iwahana研究員との共同研究として、野外観測を行った。アラスカ大学国際北極圈研究センターは、北極域の環境変化の野外観測研究に大きな蓄積がある。

## 7 ．研究成果の発表状況

## （1） 誌上発表

## <論文（査読あり）>

1) K. KUSHIDA, S. HOBARA, S. TSUYUZAKI, Y. KIM, M. WATANABE, Y. SETIAWAN, K. HARADA, G. R. SHAVER, M. FUKUDA: International Journal of Remote Sensing, 36(17), 4344-4362 (2015), Spectral indices for remote sensing of phytomass, deciduous shrubs, and productivity in Alaskan Arctic tundra.

## くその他誌上発表（査読なし）>

特に記載すべき事項はない。

## （2） 口頭発表（学会等）

1) 串田圭司、内田昌男、戸田求 (2013)

「温暖化予測に関わる北極域土壌圏の炭素収支の時空間変動。」第4回 極域科学シンポジウム.2013年11月，立川

## 2 ) 串田圭司・Yudi Setiawan (2014)

「北極域土壌圈炭素収支の時空間解析のための植生リモートセンシング。」農業農村工学会大会講演会，新潟市，2014年8月

## 3 ) 串田圭司 (2015)

「アラスカ黒トウヒ林の地表面燃焼面積率のリモートセンシング」農業農村工学会大会講演会（岡山,2015年9月1日）
## （3） 出願特許

特に記載すべき事項はない。

## （４）「国民との科学・技術対話」の実施

1) 一般公開シンポジウム「地球温暖化と環境変化」（主催：日本大学生物資源科学部、環境省環境研究総合推進費、2016年1月12日、神奈川県藤沢市日本大学生物資源科学部大講堂、観客145名）にて講演

## （５）マスコミ等への公表・報道等

1) テレビ朝日系列 報道ステーション、2014年7月25日、北海道にシベリアから森林火災の煙が到達してPM2.5が大きくなったニュースで、シベリアの森林火災の季節である夏に大陸からの風が吹くことは通常は珍しいこと、温暖化とそれに伴う極端に乾燥した日の増加が森林火災の頻度を高くしていることを話した。

## (6) その他

特に記載すべき事項はない。

### 8 \. 引用文献

末尾にサブグループ（１）、（２）、（３）それぞれの引用文献をまとめて掲載した。
## （２）凍土土壌中有機炭素の蓄積・分解の実態解明と変動量の把握

国立研究開発法人国立環境研究所

$$ 環境計測研究センター \qquad 同位体・無機計測研究室 \qquad\qquad 内田 \quad 昌男 $$

平成25～27年度累計予算額：69,223千円（うち平成27年度：21,962千円）

予算額は、間接経費を含む。

## [要旨]

土壌呼吸速度、メタン放出速度、環境因子（地温・水分量）の測定を行った。また、夏期融解層および永久凍土の深度別に、土壌サンプリングを行った。凍土サンプリングは、主に冬期に実施する。土壌有機炭素の分解基質を特定し、それぞれの基質について、炭素14年代測定を実施し、有機炭素の平均滞留時間、分解率を実測した。また活動層土壌・永久凍土の室内培養実験を行い、有機炭素分解における温度依存性について知見を得た。サイト毎に土壌有機炭素の平均滞留時間、化石炭素の分解率を求めた。火災や灌木の増加によって土壌炭素蓄積・分解プロセスに生じる影響を評価した。土壌分解の温度・水分・化学組成への応答性に関する新しいパラメタリゼーションを提案し、陸域モデルへ導入した。

## [キーワード]

永久冻土、土壤有機物、放射性炭素、安定同位体、土壤呼吸

### 1. はじめに

生態系土壌有機物分解モデル開発のための基礎データとなる、凍土中有機炭素の実態把握とその変動要因に関する知見を得ることを念頭に、調査地を選定し、野外調査および各種分析を実施した。永久凍土地域では、永久凍土の融解が起こると、土壌有機物の分解は急激に進むと懸念される。これは、地温の上昇により微生物が活性化されること、排水性が良くなることで地下水位が下がり、好気性の微生物が活発に分解を始めることなどによる。これらは、温暖化を加速させる正のフィードバックとなる。このような正のフィードバックの引き金が引かれると、炭素蓄積量が甚大なだけにその影響はきわめて深刻なものになる可能性がある。

## 2 ．研究開発目的

サブグループ2では、リモートセンシングによる土壌有機物分解の観点からの広域生態系区分を行う。サブグループ1、サブグループ3の成果を合わせて、北極圈の土壌有機炭素分解の時空間変動をモデル化する。サブグループ2の研究開発目的は、以下の3点である。（1）土壌呼吸速度、メタン放出速度、環境因子（地温・水分量）の測定を行う。また、夏期融解層および永久凍土の深度別に、土壌サンプリングを行った。凍土サンプリングは、主に冬期に実施する。土壌有機炭素の分解基質を特定し、それぞれの基質について、炭素14年代測定を実施する。（2）永久凍土における土壌有機炭素の蓄積量の時間変化に関する中長期的な知見を得るため、アラスカを中心に北極域での観測、調査活動を継続する。調査区では、永久凍土のボーリングを行い、土
壊有機炭素の14C測定を行い、有機炭素の平均滞留時間、分解率を実測する。また活動層土壌・永久凍土の室内培養実験を行い、有機炭素分解における温度依存性について知見を得る。（3）サイト毎に土壌有機炭素の平均滞留時間、化石炭素の分解率を求める。火災や灌木の増加によって土壌炭素蓄積・分解プロセスに生じる影響を評価する。土壌分解の温度・水分・化学組成への応答性に関する新しいパラメタリゼーションを提案し、陸域モデルへの導入を図る。

## 3 ．研究開発方法

## （1） 調查地

本研究では、凍土土壌炭素動態モデル開発のための基礎データとなる凍土中有機炭素の実態把握とその変動要因に関する知見を得るため、アラスカ地域に代表的な調査区を設け、凍土土壌コアの採取、土壌有機炭素の放射性炭素測定、安定同位体比分析、土壌呼吸速度の計測、凍土土壌中温室効果気体の計測、 $ Q_{10} $ を試算するための凍土土壌を用いた温暖化実験、微気象観測等を行った。主な調査は、アラスカ・ノーススロープのツンドラ（アナクトゥブックリバー、火災跡地等）、スワード半島、クーガロック、デナリパルサにおいて実施した。本調査で実施した調査内容及び分析方法については、以下の通り。括弧内は、調査地を表す。図(2)-1に調査地を示す。

図(2)-1 アラスカにおける調査地。赤丸が調査を行った場所を示す。

近年、極域ツンドラ地域では、乾燥化の影響による植生の変化、特に灌木の増加が指摘されている。植生の変化を伴う長期的な乾燥化の影響を調査するための精査サイトを、アラスカ山脈のツンドラ生態系のパルサに設定した（図(2)-1a）。パルサとは、連続および不連続永久凍土地帯の泥炭湿原に分布する多年凍結丘であり、北極地域の代表的な構造地形の一つである。この場所は、地中が凍結する際に形成される層脈状の析出水晶による凍上現象が主要因となって隆起したと考
えられる。この場所では、湿原が隆起することにより、土壌の排水性が良くなり、地温が上昇し、疑似的な温暖化環境下に曝され続けてきたと考えられる。このため、人工的な温暖化実験では検証できない、数十年から数百年スケールの長期的な温暖化影響を評価しうる知見が得られる可能性がある。ここでは、パルサ周囲の湿原に対象区を設定し、通年を通した環境要因のデータ取得し、データ回収を行った。パルサ頂上部で実施したボーリングによる6.5mの掘削孔に、末端を閉じた塩ビパイプを挿入し、サーミスタ温計で深さ6.5mまでの地温を計測している。さらに、対象パルサには自動気象測定システムを構築し、気温、地温、土壌水分、地中熱流量、電気伝導度を連続的に測定した。

加えて、北極高緯度域に特徴的な現象である自然火災による永久凍土の融解が土壌の炭素循環に及ぼす影響を評価するため、アラスカ・ノーススロープ、およびクーガロック・スワード半島のツンドラに調査地を設けた。クーガロックエリアはアラスカ・スワード半島中央部、ノーム市から約140km北に位置する（図(2)-1b）。沿岸性のツンドラであり連続的あるいは不連続的な永久凍土が分布している。この地域では、2002年に原野火災が起こっており、調査対象地には原野火災の進行が車道によって食い止められ、連続した斜面上で火災跡地（BSサイト）と非火災地（USサイト）が隣接する場所を選定している（図2-2）。また、2007年夏、観測史上最大の原野火災が発生したアラスカ・ノーススロープのアナクトゥブック川沿いのツンドラにも調査区を設定した（図(2)-1c）。

さらに、フェアバンクス近郊の北方林においても調査を実施した。この場所では、植生や林床の有機物層を取り除くことで土壌を疑似的に温暖化させ、永久凍土融解の進行を約70年間にわたり観測してきた場所である。

## （2） 現地観測項目

1）凍土土壌有機炭素の年代測定（デナリパルサ、クーガロック、アナクトゥブックリバー、ダルトンツンドラ、ダルトン北方林）

凍土コアの土壌有機炭素の放射性炭素年代測定を及び有機炭素量の計測を行った。得られた年代データ並びに炭素量のデータを用いて、滞留時間等の推定を行った。深さに対する有機物の生成年代及び累積炭素蓄積量プロットし、それらの指数回帰曲線（$\mathrm{C(t)=(I/k)*(1-\exp(-kt))}$：I=1年当たりの炭素供給量、C：炭素蓄積量、1/k：平均滞留時間）に近似することにより求めた。得られた指数回帰曲線の係数から、平均滞留時間、炭素供給量を推定できるか検討を行った。さらに過去の自然火災による炭素焼失量の推定を行うため、火災地、未火災地の表層土壌コアを数mmレベルでサンプリングし、それらの有機炭素の放射性炭素含有量と1950年以降の大気中$^{14}$CO2量の経年変化とを対比させることによって、自然火災による焼失炭素量の算出を行えるかどうか検討を行った。これらの採取した試料は、日本に持ち帰った後、土壌試料は、仮比重、炭素・窒素含有率、同位体分析を行なった。持ち帰った試料は、実験室にて同位体分析のための各種前処理を施した。土壌コア試料は、土壌炭素蓄積速度、滞留時間、分解率を求めるため、表層では2～10mm毎、深層では1～2cm毎にスライスし、根などの植物体を取り除き、炭酸塩などの無機炭素を酸により除去した後、乾燥・粉砕した。粉砕後の試料は、グラファイト化の前段として二酸化炭素にする必要があるため、本研究で新たに製作した元素分設計と真空ラインからなるグラファイト生成装置を用いて処理を行った。作成されたグラファイト試料は、国立環境研究所等の加速器質量計（AMS）
を用いて、放射性炭素分析を実施した。今年度は、デナリパルサ、クーガロック、アナクトゥブック、ダルトンツンドラ、ダルトン北方林において採取された試料について、予備的分析を実施した。

## 2 ）融解深測定・精密地形測量（クーガロック、アナクトゥブックリバー、デナリパルサ）

高精度ディファレンシャルGPS (GNESS RTK GPS, Leica)によって、選定エリアの地表面起伏を鉛直精度10-20mmで測定した。

3）土壌サンプリングおよび含氷水分析の同位体分析、凍土の基礎データ（含氷率、含水率等）の分析（デナリパルサ、クーガロック、アナクトゥブックリバー、ダルトンツンドラ、ダルトン北方林）

エンジンオーガー(Tanaka TIA-350S)を用いて、凍結土を含む地表層土壌の試料を採取した。試料は縦（鉛直）方向に半分に切断し、有機物分析と体積含水率や抽出水の電気伝導、安定同位体比などの物理化学分析をそれぞれ実施した。凍土試料中の水は、実験室で蒸発の影響を受けないように試料を融解させて上澄み水を採取した。上澄み水が得られない場合は、遠心分離器によって土中水を抽出し、酸素安定同位体比測定を行った。

デナリパルサでは、現地観測によって対象地の気象および地中の微気象要素を把握し、パルサの上下（湿地と乾燥した湿地），およびタソックの上下における地中を含む微気象の違いを把握する。6.5mのボーリングコアの分析と地温測定，露頭の観察から対象パルサの発達史と内部構造を推定する。パルサは比高約6mで高層湿原に取り囲まれている（図(2)-2）。周辺には同様のパルサやピートプラトーがいくつも存在していると考えられる。このパルサ湿原は，数百m離れたところを流れるマクラーレン川の支流の一部と考えられるが、水の流れは目視では確認できない。パルサ上部は，ヒメカンバなどの低灌木，地衣類，コケ類に覆われ，比高0.3-0.5mのタソックが分布する。10月から翌5月中旬は積雪期で，積雪は0.5m前後である（図(2)-3）。

図(2)-2 対象パルサ北側からの空撮
図(2)-3（左）残雪期，5月上旬，（中）無積雪期，9月，（右）パルサ上部，8月

ボーリングコアは，エンジンオーガーを用いて2012年9月にパルサ頂上部で採取した。掘削孔には末端を閉じた塩ビパイプを挿入し、サーミスタ温計で深さ6.5mまでの地温を計測・記録した。サンプルコアは密封し、凍結したまま実験室に持ち帰った後、層相の変化に合わせて1－14cm毎に分割し、融解させた。それぞれのサンプル中の水は、過飽和のものは上澄み水を、不飽和であれば必要に応じて遠心分離機を用いて、蒸発の影響がないように回収した。抽出した水サンプルの酸素および水素の安定同位体比は、アラスカ大学においてそれぞれ0.5および3.0%以下の精度で測定した。また、水サンプルの電気伝導度を測定した（B-173；Horiba）。各凍土サンプルについては、その体積を計測し、炉乾法によって乾燥密度と体積含水率を求めた。試料の14C年代測定は、国立環境研究所のタンデム加速器分析施設（NIES-TERRA）において実施した。

対象パルサの中腹に自動測定システムを構築し、気象および地中の観測をパルサ上部タソック（M-TOP-U）およびタソック間（M-TOP-D）、さらにパルサ周辺の湿地（M-FEN）において実施した（図(2)-4）。気温および地表面温度は、サーミスタープローブ（109；Campbell Scientific Inc.）、地中の体積土壊含水率・温度・電気伝導度は、CS615プローブ（Campbell Scientific Inc.）、地中熱流量は、熱流板（HukseFlux）、雨量は、転倒枡雨量計（Young）を用いて自動計測記録器（CR1000；Campbell Scientific Inc.）によって30分間隔で計測・記録した。気温用の109プローブは、自然通風管シェルターの中に設置し、地表面温度はM-TOP-UとM-FEN地点の0.01m深に109プローブを埋設して測定した。CS615プローブは、M-TOP-U地点で0.01-0.07m、0.10-0.30m深の平均が得られるように設置した。M-FENおよびM-TOP-D地点とM-TOP-U地点の深部には、M-TOP-D地表面を基準とした深度0.02および0.06mにCS615プローブを設置した。熱流板は、3地点の0.08m深およびM-TOP-U地点の深部のM-TOP-D地表面を基準とした深度0.08mに設置した（図5）。掘削孔（T2）には末端を閉じた塩ビパイプを挿入し、サーミスタ温計（TMC-HD；Onset）で深さ6.5mまでの地温を12深度（0.01，0.3，0.6，0.8，1.0，1.2，2.0，3.0，4.0，5.0，6.0，6.5m深）において1時間毎にロガー（HOBO U12-008；Onset）で計測・記録した。

高精度GPS測量によって、パルサの形状を精密に計測した。GPS測量は、水平・鉛直方向ともに10cm以下の精度で計測し、計測点同士の間隔が0.5m以下になるまでパルサ全域にわたって計測した。得られた測定点は、等高線作成ソフト（Surfer 9.0；Golden Software）を用いて内挿し、地形図を作成した（図(2)-5）。
図(2)-4 対象パルサ上部および周辺湿原の地中観測概念図。

図(2)-5 対象パルサの地形図と試料採取地点および微気象観測地点。等高線の間隔は0.5m.位置座標の単位はm.

## 4 ）土壌呼吸速度測定（デナリパルサ）

パルサ上部２０カ所で土壌呼吸速度の計測を行った。

5）凍土土壌中温室効果気体の計測及び凍土土壌の温暖化実験（ダルトンツンドラ、ダルトン北方林）
ダルトンツンドラ、ダルトン北方林にて、凍土土壌中温室効果気体の計測及び凍土土壌の温暖化実験を行った。

## 6 ）高解像可視衛星画像とALOS/PALSARのデータを用いたInSAR解析

原野火災後のサーモカルスト進行下での凍土炭素実態把握のための現場調査（アナクトゥブックリバー）を行った。

## （3） 土壤试料採取方法

上記の観測サイトにおいて、各種化学・物理分析および土壌呼吸速度測定用の土壌試料採取を2014年5月および9月、2015年3月の3回実施した。2014年5月のノーススロープとアラスカ山脈にあるパルササイト、および2015年3月のフェアバンクス近郊の北方林で実施したサンプリングでは、小型エンジン付きの永久凍土採取用コアラー（Tanaka TIA-350S，直径5～10cm）を用いた。採取した試料は、形状を崩さないように細心の注意を払い、真空パックし、凍結したまま実験室に持ち帰り、各種化学・物理分析および土壌培養実験を実施した。

## （４）土壌試料の分析方法

土壌コア試料は、凍結したままで縦（鉛直）方向に半分に切断し、同位体比などの物理・化学分析を実施した。半割した土壌コア試料は、表層では2～10mm毎、深層では1～2cm毎にスライスし、根などの植物体を取り除き、無機炭素を酸により除去し、炭素・窒素含有率、および放射性炭素（ $ ^{14} $ C）分析を行った。 $ ^{14} $ C分析については、分析に必要な前処理（グラファイト化）を、国立環境研究所の元素分設計と真空ラインからなるグラファイト生成装置を用いて処理を行った。作成されたグラファイト試料は、国立環境研究所の加速器質量分析計（AMS）等で、 $ ^{14} $ C測定を実施した。

## （５）土壤培養実験を用いた微生物による有機炭素分解（微生物呼吸）の測定

本研究では、室内で土壤培養実験を実施し、凍土からの$\mathrm{CO}_{2}$ 放出速度の測定を行った。北極土壤における最も特徴的なのが、低温下における土壤有機炭素の分解である。低温域における温度依存性に関する知見は、温暖化による影響下での土壤有機炭素の分解量を推定する上で重要である。一般に土壤呼吸と温度との関係（温度依存性）は、Q10値（温度が10℃上昇したときの土壤呼吸速度の変化率）という指標が用いられている。このQ10値は、フィールドにおける土壤呼吸の季節変化の観測に基づき経験的に試算されることが多いが、北極域に関しては、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、Q10値の算出が困難な状態ある。そこで、採取した土壤コア試料を用いて、培養によるQ10値の算出に関する凍土の培養実験を行った。実験に用いた試料は、北米のアラスカおよびカナダを代表する植生タイプから、ツンドラでは3地点、北方林では1地点、湿原では1地点で採取した土壤（活動層および永久凍土）を用いた（表(2)-1）。試料は、冬期に採取したコア試料を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用いた。培養条件は、以下のように行った。土壤が凍結した場合の土壤呼吸量の変化をより詳細に調べるため、-20℃→-15℃→-10℃→-5℃→-3℃→-1℃→-3℃→-5℃→-10℃→-15℃→
-20℃で温度制御し、培養を行った。加えて、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、以下のプラス温度帯での上げ下げを行った。この場合は、+1℃ → +3℃ → +5℃ → +10℃ → +15℃ → +10℃ → +5℃ → +3℃ → +1℃で温度制御し、培養を行った。今回の実験では、温度制御は12時間毎に実施した。

表(2)-1 培養実験に使用した土壌試料に関する基礎情報

植生タイプ	採取深度 (cm)	炭素含有率 (%)	$ ^{14} $ C年代 ys BP
Palsa (PA)	0-34	活動層	21-42	Modern ~ 3780±40
85-110	永久凍土	47	7510±40
Boreal forest (BF)	21-28	活動層	44	Modern
65～	永久凍土	2	4500±40
Upland tundra1 (UT1)	31-45	活動層	7	4326±26
59-82	永久凍土	12	7800±45
Upland tundra2 (UT2)	20-30	活動層	4	>9830
52-62	永久凍土	3	12620±90
Coastal tundra (CT2)	24-34	活動層	13	1870±30
52-64	永久凍土	9	2830±30

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。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、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。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）を導入した。そして、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CO2ガスの発生量を求めた。チャンバーは、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。チャンバー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る。土壌サンプルはシャーレ上に載せ、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。CO2の測定はLI-COR社（米国）のLI－820を用いた。

## 4 ．結果及び考察

## （1） 現地観測結果

主な調査地であるクーガロック、アナクトゥブックリバー、デナリパルサにおける結果をまとめた。

## 1 ）クーガロック・スワード半島

クーガロックエリアはアラスカ・スワード半島中央部、ノーム市から約140km北に位置する。沿岸性のツンドラであり連続的あるいは不連続的な永久凍土が分布している。2002年に最近の原野火災が起こり、調査対象地には原野火災の進行が車道によって食い止められ、連続した斜面上で火災跡地（BSサイト）と非火災地（USサイト）が隣接していた。これらの対照区において、調査を行った。その結果、火災跡地では、永久凍土の融解が原因と考えられるサーモカルストが進行しており、高分解能の可視衛星画像からは、網目状の地形が確認された。現地の高精度GPS測量に
よってもこの網目状地形が実際に凹凸を持つ地形であることが確認され、原野火災による地表面の攪乱が引き起こしたサーモカルストであると結論した。また、BSサイトにおいては火災後に活動層の深化が起こり、それまでの永久凍土上層部が一部融解したために地中水が比較的新しい天水に置き換わった可能性がある。現在は深化した活動層厚は火災前のレベルへ戻りつつある。こうした凍土中の水の入れ替わりは永久凍土攪乱の履歴として水の安定同位体プロファイルの違いとして捉えることができた。

## 2 ）デナリパルサ・アラスカ中央部

パルサは、連続および不連続永久凍土地帯の泥炭湿原に分布する多年凍結丘であり、北極地域の代表的な構造地形の一つである。地中が凍結する際に形成される層脈状の析出氷晶による凍上現象が隆起の主要因となっていることが推定され、典型的な構造土であることが確認された。パルサ上部にて、約6mのボーリングを行い、層凍土の地球雪氷学的観点からパルサの内部構造について観察を行った結果、上層部3mはピートからなり、下層2mは鉱物土を含む層、さらにその下部は、マッシブなピュアアイスの3層構造からなっていることが確認された。さらに凍土の地温計測を行うため、ボーリング掘削孔には、末端を閉じた塩ビパイプを挿入し、サーミスタ温度計で深さ6.5mまでの地温計測を開始した。またパルサ上部には、自動気象測定システムを構築し、気温、地温、土壌水分の計測を開始した。高精度GPS測量によって、パルサの形状を精密に計測し、三次元マップの作成を行った。採取したコアの予備解析からは、氷層中の気泡の分布や鉱物土粒子の混入状況から被圧条件下で水の貫入があったことがわかった。一方、氷の安定同位体比プロファイルからは、パルサを形成した水文環境が概ね開式であったことが確認された。さらに予察的な年代測定の結果からは、BC8700年前後にパルサ上部のピートが形成された湿原の形成がはじまり、その後、徐々に水位を低下させながら（あるいは排水環境の悪化）、BC2500年以降にパルサの成長がはじまって現在に至ったことがわかった。図(2)-6に対象パルサ頂上部および周辺湿原で採取された凍土コア分析結果および年代測定結果のまとめを示す。

パルサ上から2.98m深までピート層が続き、以深は氷とシルト・粘土層の互層となっていた。氷層はほとんど不純物を含まず、その厚さは10cmから70cmにも達した。シルト・粘土層には数ミリから数センチの非平行アイスレンズや網目状氷脈がみられた。さらに、ピート層の水の電気伝導度が0.1 mS/cm前後であるのに対し、氷層とシルト・粘土層の値がそれぞれ0.05 mS/cmおよび0.2 mS/cmであることは、3m以深の凍結層が、ゆっくりとした凍結前線の移動に伴って氷晶分離が起こった結果であることを強く示唆している。以上の結果は、本凍結丘がパルサであることを支持しているが、氷層中の気泡の分布や鉱物土粒子の混入状況から被圧条件下で水の貫入があったことが伺われる。δ¹⁸Oプロファイルに系統的な変化がみられないこと、d-excess値がco-isotope図（図(2)-7）においてほぼ天水線に乗っていることから、開放式パルサ（つまり、凍土を形成する水の供給が豊富であった）であることがわかる。T1地点の凍土コアの水安定同位体比は、図(2)-7において天水から右側へずれており、d-excess値も-10‰前後となっており、降水後に地表層に滞留して蒸発の影響を受けたと考えられる。T1とT2の地点で地表層1mの水安定同位体比の値が顕著に違うことから、タソック間の凹部の地表層は、タソック部分よりも深くまで季節融解し、年々の凍結融解の繰り返しの中、蒸発による同位体分別の影響を受けてきたと考えられる。周辺湿原F地点の凍土コア中の水安定同位体比は、天水線から大きく外れている（図(2)-7）。これも湿原の水が長
期間滞留して蒸発の影響を大きく受けていることを示し、パルサ周辺の湿原水の入れ替わり（水の流れ）が小さいことを意味する。 $ \delta^{18}O $ が約-17‰でT1やT2における値よりも数‰高いことから、酸素同位体比の高い夏期の降水を多く含んだ水から構成されていることを示す。

パルサ上の約30cm深には、テフラ層が数センチの厚みで堆積しており、約3750 yr B.P.のテフラ（Hayes Tephra Set H）と同定されている（Riehle, 1990）。また、Riehle (1990)によってこのテフラの直上・直下3cm厚のピート年代がそれぞれ2510±75 yr B.P.、3720±80 yr B.P.と報告されている。今回測定したピート層底面（2.93-2.94 m）のピート年代は8730-8612 yr B.P.であり、5.96-5.99 m深のSOCの見かけ年代が15126-14922 yr B.P.であった。また、ピート層の体積含水率は80-90%の値を取り、深くなるに従い含水率は増加し、乾燥密度は減少する傾向を示した。これらの情報を統合すると、BC8700年前後に湿原の形成がはじまり、徐々に水位を低下させながら（あるいは排水環境の悪化）ピートが堆積し、BC2500年以降にパルサの成長がはじまって現在に至ったと推測した。氷河が後退して湿原ができ始めたと考えられる年代がPeweの結果と千年以上違う点は今後議論していかなければならない。

図(2)-6 対象パルサ頂上部および周辺湿原で採取された凍土コア分析結果および年代測定結果のまとめ。分析項目は図の左から凍土中の水の酸素安定同位体比、d-exess、体積水分率、pHおよび電気伝導度。図右端にT2コア柱状図および年代測定結果を示す。
図(2)-8にT2地点の6.5m地温測定孔における最高・平均・最低温度プロファイルを示す。月平均地温は、地表面において-25～18℃の振幅で変動し、これまでの平均地温は地表層の-2.2℃から6.5m

の-0.9℃まで一様に低下している。地温の振幅は、5m深において1℃以下となる。最深部の2深度の

平均地温の外挿から、約18m深まで負の温度であることが推定される。これは、パルサの基準面からさらに12m程凍結状態にあることを示す。表層3mの泥炭層を除いて、約15mがアイスレンズを含む永久凍土の層であり、その約40％が析出水の厚みによって持ち上げられていると考えると、本研究で採取した凍土コアの3.0-6.5m深に含まれるアイスレンズ層の割合に良く一致する。

以上の結果から、本パルサの内部構造は図(2)-9に示すようにマウンドの下部にのみアイスレンズを多く含む永久凍土の核が存在し、周りは季節凍土に覆われていると推測される。ただし、我々の対象パルサでは凍結ピート層にはほとんどアイスレンズを含まず、3m以深のシルト・砂層に形成されたアイスレンズが隆起の主な原因である。

図(2)-7 凍土コアから抽出した水の水素安定同位体比と酸素安定同位体比の関係。マーカーは図(2)-6を参照。天水線（実線）からのずれの大きさによってサンプル水への蒸発の影響の大きさを示す。
図(2)-8 地温測定孔における最高（Max.）, 最低（Min.）および平均（Ave.）温度プロファイル

図(2)-9 Seppala (1986)によるパルサ内部の推測図。

調査地周辺には公開されている気象データは存在しない。しかし、調査地から約2km西のマクラーレンロッジにおいて降水量が測定されており、2010-2012年の値から夏期（6-8月）の月平均降水量は約95mmである。本調査地は山岳ツンドラであり、年降水量が約100mmであるスワード半島内陸部（Kougarok）やBarrowのツンドラに比べると多雨で湿润な環境であると言える。
パルサ中腹部のM-Top（図(2)-5）で2012年10月から2014年9月まで観測された気象と地中環境の変化を図(2)-10、図(2)-11に示す。気温は夏期には20℃近くまで上昇し、冬期の最低気温は-40℃を下回る。年平均気温は-5.2℃、またM-TopおよびM-Fenにおける地表面温度の年平均値はそれぞれ-0.4および1.6℃であった。このことからもパルサ上では永久凍土が維持される気候条件である一方、周辺の湿原には永久凍土はなく、対象パルサは季節凍土に囲まれていることが示唆される。特に2013-2014年の冬期は積雪深が厚く、前冬に比べて気温と地表面温度の差が大きかった。M-Fenの地表面温度は冬期間を通じて0℃付近で変動しなかった。

地表層0.7m深までの地中環境を観測地点について比較する。地温の年較差は、topU > topD > bog > topU_deepの順で大きくなる（図(2)-10）。パルサ上の地温年較差が約40℃である一方、周辺湿原では約15℃であった。夏期の平均地温は、topDとbogで大きな違いは見られず、約8℃であった。Bogの夏期地温は最も低く、約5℃であった。地中熱流量は、bogにおいて初夏に大きく（約35W/m²）、秋期にかけて徐々に低下する（図(2)-10）。U_deepの地中熱流量は夏期を通じて大きい一方、topUとtopD地点では夏期の地中熱流量は比較的小さかった。

図(2)-11に、2013年4月から2014年9月までのa気温、地温および降水量、b土壌含水率、c電気伝導度のデータを示す。topUの土壌水分は低く、年間を通じて乾燥状態である一方、topU_deepは、凍土面に近いため、飽和状態に近く推移した（図(2)-11）。topDも同様に飽和状態に近く推移した。topU_deepとtopDの土壌水分を比較すると測定深までの融解がより速いtopDでより早い夏期の土壌水分の上昇がみられるが、夏期全体の値としてはtopU_deepのほうが高く推移し、より湿潤であったことが分かる。また、topU_deepでは地温がより低いことから、凍土面に近く、タソック内部のほうがタソック間よりも融解深が浅いことを示す。bog地点は水位の変化によって変動が激しい。この水位の変化は降雨によってもたらされた。2013年夏は特に変動が激しく、表面が乾燥する時期もあることがわかる。これらの事から、基本的にtopU以外は湿潤から飽和環境である。電気伝導度（EC）の大小関係は土壌水分に準じた。

デナリサイトでは、前年度に実施した高精度GPS測量結果の解析によって、周囲の湿原よりも6mほど隆起していることが分かった。夏期の平均地温は、湿原（bog）では5℃程度であるのに対して、隆起したパルサ上部の表層（深さ5cm）の地温は湿地よりも高く、その変動は大きかった（図(2)-11a）。また、パルサ上部は、土壌含水率は低く、特に表層付近（深さ5cm）では年間を通して10%以下で非常に乾燥した環境になっていた（図(2)-11b）。

ボーリング調査で採取した土壌コアの分析結果から、パルサ上部で採取した土壌コアは、厚さ5cm程度のコケの層の下に深さ3mまで泥炭層が存在し、3m以深からは鉱物層となり、氷とシルト・粘土層の互層であった。泥炭層は、概ね仮比重も軽く、炭素含有率は非常に高い傾向にあった。仮比重と炭素含有率から泥炭層に蓄積する炭素蓄積量は、深さ0～1mに54.9 kg m^{-2}、深さ1m～2mに38.4 kg m^{-2}、深さ2m～3mに32.7 kg m^{-2}と試算された。14C年代測定から推定される土壌有機炭素の見かけの生成年代は、深さ1mでBC6400年、深さ2mでBC7570年、深さ3mでBC8670年、深さ6mでBC14940年であった。この結果から、泥炭層のなかでも、深さ1mまでに堆積する有機炭素は他の層よりも堆積速度が遅くなっていることがうかがえる。

表層0-20cmについて詳細な分析を行った結果、深さ10～20cmでは、深さ方向に炭素含有率が減少する傾向があり、同時にCNも減少していた。一方、隆起前の地温や水分環境と同じであると予想されるパルサ周辺の湿地（Bog）では、パルサ上部で確認された炭素含有率の減少傾向は見られ
なかった。また、Δ14Cは、同深度ではPalsaよりもBogのほうが高くなっており、表層20cmまでに堆積している有機炭素の生成年代は若く、見かけの堆積速度が速いことを示している。このことは、パルサ表層では土壌有機物の分解が進み、土壌化が進んでいると予想される。14C年代測定結果を利用し、見かけの堆積速度を求めた。この結果、深さ10cm～100cmまでの見かけの堆積速度は0.2～1.6cm/100yrで、これより深い泥炭層の堆積速度の1/6～1/50程度であった。今回の結果から、パルサおよび周辺の湿原における、気象データと土壌コアの分析データと合わせて解析を進める事で、地温や土壌水分環境の変化によって、土壌有機炭素の蓄積や分解にどのような影響を与えたのか、定量的な評価することが可能なデータを取得することが期待される。

調査対象の多年凍結丘は、準開式パルサである。対象パルサ周辺のピート層厚は1m程度で、その下部は液相の水で満たされており、地表面のフローティングピートランドを形成している。パルサの形成史からアラスカ山脈南東部の氷河後退以降の環境変化の一部を復元した。パルサのコア氷の安定同位体比の変化と今後のピート分析によって、対象湿地の水・物質循環過程の変遷史解明が期待される。凍結泥炭より下部のパルサ氷の同位体比プロファイルから得られる情報は以下のものである。全体のトレンドから数百年間の湿地水同位体比の変化（氷河後退速度との関係）が推定される。細かい変化は凍結様式（開式と閉式のサイクル）を示している。
図(2)-10 調査地における気象および地中観測項目の変化。(a)日平均気温(Ta)、パルサ頂上部の日平均地表面温度（Ts_top）、周辺湿原の日平均地表面温度(Ts_bog)および日降水量(Rain)の変化；パルサ上タソック上部（topU）、パルサ上タソック深部（topU_deep）、パルサ上タソック間（topD）および周辺湿原における地表層（7cm深までの平均）地温(b)および地中熱流量(c)の変化
図(2)-11 調査地における気象および地中観測項目の変化。(a)日平均気温(Ta)、パルサ頂上部の日平均地表面温度(Ts_top)、周辺湿原の日平均地表面温度(Ts_bog)および日降水量(Rain)の変化；(b)パルサ上タソック上部（topU）、パルサ上タソック深部（topU_deep）、パルサ上タソック間（topD）および周辺湿原における地表層（7cm深までの平均）体積土壌水分の変化；(c)(b)と同測定場所における電気伝導度の変化

## 3 ）アナクトゥブックリバー・ノーススロープ

2007年夏、アラスカ・ノーススロープのアナクトゥブック川沿いのツンドラ域において観測史上最大の原野火災が発生した。現地での調査を行った結果、火災発生地の大部分は、エドマ層と呼ばれる高含氷率・高有機物含有量の永久凍土が分布していると考えられた。この原野火災による炭素量を推定するため、土壌コアの採取を行った。また火災跡地における永久凍土融解による地盤沈下（サーモカルスト）と火災による凍土土壌の地盤沈下の関連性を調べるため、可視衛星画像を元に現地調査区を設定した。LバンドSARセンサーデータを利用したSARインターフェロメ
トリによってサーモカルストの強度を判定し、現地調査を実施するサイトを3プロット選定し、高精度ディファレンシャルGPS (GNESS RTK GPS, Leica)によって、選定エリアの地表面起伏を鉛直精度10-20mmで測定を行った。

その結果、対象地域の高解像可視衛星画像（Google Earth）とALOS/PALSARのデータを用いたInSAR解析によって原野火災後のサーモカルスト進行の可能性があるエリアを選定することができた選定したエリアでは、火災後に顕著なポリゴン状の地形が可視画像で確認され、火災を免れたエリアでは変化が見られなかった。また、InSAR解析の結果においても非火災地における変化シグナルが検出されない一方、火災跡地では地盤沈下を含むなんらかの地表面変化が起こっていることを示す結果を得た。

こうした衛星画像による地表面変化のシグナルは、現地調査によって確認された。衛星画像から推定した火災境界は、現地のGPS精密測量の結果とほぼ一致し、火災跡地においてサーモカルストが進行していることを確認した。サーモカルストによる地盤沈下は地下水の分布に影響を受けて網目状に起こるが、調査地全体の地盤沈下を火災前の地表面地形を仮定することによって推定した結果、選定エリアA, B, Cそれぞれで24, 20, 102 mm/yearという空間平均沈下速度（2007年から2013年の6年平均）。ただし、エリアCは、2007年の原野火災前からサーモカルストが進行しており、沈下速度が見かけ上ほかの2エリアよりも大きくなっていた。

## （２）室内での土壌培養実験で得られた結果

室内での土壌培養実験で得られた結果を、図(2)-12およびに表(2)-2示す。5つの植生タイプの土壌を用いて、通気法によって-15℃～+15℃までの微生物呼吸量を測定した結果、CO2放出量は異なる。

培養温度( $ ^{\circ} $ C)

図(2)-12 温度に伴う微生物による有機炭素分解（微生物呼吸）活性の変化
るものの、マイナスの温度域でもCO2放出が確認された（図(2)-12）。また、パルサ、およびツンドラでは、永久凍土層からも活動層と同程度からそれ以上のCO2の放出量が認められた。これらの結果を用いて、4つの温度域（-15℃～-5℃，-10℃～0℃，0℃～+10℃，+5℃～+15℃）によって微生物呼吸の温度依存性を求めた(表(2)-2)。今回得られた結果では、10℃以下の3つの温度域では、土壌炭素動態モデルED-RAMSで使われているQ10（2.0）より高く、マイナス側はとくに高い結果が得られた。Q10値の変動を説明する明確な理由は得られていないが、微生物組成や活性の違いが関係しているかもしれない。しかしながら、現段階では明確な理由は不明であるが、多量の炭素をストックする凍土土壌において、特に現実的な温度域（-5℃～5℃）において、Q10値が高く、その変動幅が極めて大きいということである。これは温暖化による分解影響の実態把握において重要な示唆を示していることになり、今後さらに検討する必要性があることが確認された。

表(2)-2 微生物呼吸速度の比で求めた $ Q_{10} $ の比較

植生タイプ	採取深度	Q_{10}
-15～-5℃	-10～0℃	0～+10℃	+5～+15℃
Palsa(PA)	0-34cm	0.36	2.18	2.65	2.20
85-110cm	124.60	12.98	2.09	2.11
Boreal forest(BF)	21-28cm	21.19	61.26	5.52	1.99
65cm	-	-	5.25	2.73
Upland tundra1(UT1)	31-45cm	7.22	32.54	3.03	2.78
59-82cm	2.97	22.39	1.84	1.93
Upland tundra2(UT2)	20-30cm	23.63	13.66	2.15	2.08
52-62cm	14.04	18.00	2.16	2.07
Coastal tundra(CT2)	24-34cm	10.56	14.18	4.16	2.45
52-64cm	8.19	17.37	3.64	2.19

表(2)-3に、土壤培養実験に用いた凍土試料の土壤特性を示す。今回実験に用いた北方林1(BS)の活動層は、炭素含有率が38％と高い有機物層であった。 $ ^{14} $ C分析から植物に固定された年代（見かけの生成年代）は1950年以降と比較的若かった。一方、北方林1の永久凍土は、炭素含有率が非常に低く(0.1％)、生成年代は4500年程度であった。北方林1に対して、ツンドラ生態系の凍土試料は、活動層、永久凍土共に鉱物層で、生成年代はより古かった。ツンドラ2と3では、活動層より永久凍土のほうが炭素含有率は高かった。これらは、凍土の凍結融解によって、土壤表層にある炭素含有率が高い土壤が下層にもぐりこみ下層の土壤が表層に現れるクライオターベーションによる可能性が考えられる。また、ツンドラ2のみが、pHが低めの酸性土壤であった。土性区分は、北方林1よりもツンドラ1,2,3のほうが、シルトや粘土の割合が高い土壤であった。過去に湿地が隆起したパルサでは、炭素含有率が活動層で19％、永久凍土41％と、共に高い有機物層であった。しかしながら、永久凍土にある有機炭素の生成年代は7500年と古いものであった。

表(2)-4に、室内土壌培養実験で得られた、異なる温度条件下（-5℃～+15℃）でのCO2放出速度を示す。通気法を使った培養実験から、土壌の凍結融解に伴うCO2放出のダイナミックが確認出来た。特にツンドラ生態系で採取した凍土では、0℃以下の温度条件下でも、CO2の放出が確認された。最も北のcoastal tundraで採取したツンドラ3で、0℃以下の温度域でもCO2放出量が高かった。
土壌の土性違いやや塩濃度によって、0℃以下であっても完全凍結せず、土壌中の水分が凍結しない場合あると言われている。CO2放出が確認された土壌では、凍結しないまま微生物の活動に利用出来る水分があった可能性がある。また、これらcoastaltundraでは、冬期の積雪深度が浅く、より土壌が低温化に曝される。ツンドラ地域地域では、より低温の環境に適応する微生物が、0℃以下でも活動し、CO2の放出が確認された可能性が考えられる。一方、内陸部に位置する北方林1では、ツンドラ地域よりも積雪深度は深く、雪による保温がより高いと予想される。

一方、 $ 0^{\circ}C $ 以上の温度域では、北方林1の活動層で最も高いCO $ _{2} $ 放出量（53～150 $ \mu $ gC g $ ^{-1} $ d $ ^{-1} $ ）が認められた。一方、北方林1では、永久凍土からのCO $ _{2} $ 放出量は低かった。同様の傾向がツンドラ1では確認されたが、ツンドラ2，3では、活動層よりも永久凍土からのCO $ _{2} $ 放出が高い傾向が見られた。特に、ツンドラ3では、北方林1の活動層と同じ程度のCO $ _{2} $ 放出量（27～94 $ \mu $ gC g $ ^{-1} $ d $ ^{-1} $ ）が確認された。環境データの連続測定結果から、周辺の湿地と比較して温暖化および乾燥化が認められるパルササイトでは、CO $ _{2} $ 放出量は、活動層で7～26 $ \mu $ gC g $ ^{-1} $ d $ ^{-1} $ 、永久凍土からは6～18 $ \mu $ gC g $ ^{-1} $ d $ ^{-1} $ であった。パルササイトでは、表層の有機物層は植物遺体の状態をとどめ、さほど土壤化が進んでいない。冬期の低温下かつ乾燥条件下で、表層有機物層は凍結乾燥に近く、現段階では微生物の活動も活発にならずCO $ _{2} $ の放出が進んでいない可能性があると予測される。

培養実験で得られた結果から、各培養土壌の温度-呼吸曲線 $ \left(\mathrm{F}_{\mathrm{c}}=\mathrm{R}_{0}\times\mathrm{e}^{\mathrm{kT}_{\mathrm{s}}}\right) $ を求め、この結果を基に $ Q_{10} $ を計算した（表(2)-5）。ここで、 $ F_{c} $ は微生物呼吸速度、Tsは地温である。北方林1の永久涼土を除いて、Tsと $ F_{c} $ の間には高い相関関係が認められた。プラスの温度域で得られた $ Q_{10} $ は、1.919～2.633であった。ツンドラ1,2,3で、 $ Q_{10} $ が活動層のほうが永久凍土より高くなる傾向が見られた。一方、マイナスの温度域では、得られた $ Q_{10} $ にはプラスの温度域より高く、大きなばらつきが見られた。先行研究で報告させている密閉法を利用した培養実験の結果でも、本研究と同様にマイナス温度範囲で $ Q_{10} $ が高くなる傾向が報告されている。しかしながら、計算される $ Q_{10} $ は、 $ CO_{2} $ 放出量が少なく、0に近いほど無限大に近づくため、ばらつきには $ CO_{2} $ の検出限界も関係する。このため、今回マイナス域で得られた $ Q_{10} $ の解釈には、注意が必要である。

北方林1およびツンドラ3について、温暖化した場合どの程度CO2放出量が増加するか、現地で取得させた地温データおよび今回得られた温度-呼吸曲線を元に、年間のCO2放出量を計算した。地温データは、先行研究で2008年～2009年に取得された結果（榎本ら未発表データ）を用いた。北方林1では、年平均気温は-4.8±18.2℃、地温(深さ10cmの年平均は0.7±5.2℃であった。一方、ソンドラ3では、年平均気温は-8.0±13.8℃、地温(深さ10cmの年平均は-3.5±7.7℃であった。今回温暖化の程度は+3℃として計算させた。これは、1980年代初頭から2000年代中頃に永久凍土の温度が、北アラスカの一部で最大で3°C上昇したという報告に基づいて計算させた（図(2)-13）。この結果、地温が3℃上昇した場合、CO2放出量は北方林1の活動層で1.6倍、ツンドラ3では、活動層で1.4倍、永久凍土で1.8倍となると計算された。今回の結果から、将来起こりうる温暖化に対して、ツンドラ生態系の永久凍土層では活動層よりも増加の割合が高いと予測され、温暖化対する脆弱性が高いため、今後もさらなるデータの取得が必要である。
表(2)-3 土壤培養実験に用いた各試料の土壤特性

植生	深度	含水率	%N	%C	CN	pH
cm	%
北方林(BS)	活動層	21-28	231	1.5	38.6	25.9
永久凍土	65	14	0.1	0.8	13.8	6.3
パルサ	活動層	0-34	179	1.2	19.0	15.2
永久凍土	85-110	442	1.4	41.0	28.3
ツンドラ1(UT1)	活動層	20-30	17	0.1	5.1	39.3	7.9
永久凍土	52-62	22	0.1	3.9	31.1	8.1
ツンドラ2(UT2)	活動層	31-45	28	0.3	7.1	27.4	4.9
永久凍土	59-82	219	0.8	12.8	16.8
ツンドラ3(CT)	活動層	24-34	35	0.5	7.6	14.6
永久凍土	52-64	44	0.4	8.7	21.2	7.3

表(2)-4 アラスカの北方林、ツンドラ、パルサで採取した活動層および永久凍土からのCO $ _{2} $ 放出速度

植生	CO2emission(μgC g-1d-1)
-5℃	-3℃	-1℃	1℃	5℃	10℃	15℃
北方林(BS)	活動層	1	2	6	53	73	107	150
永久凍土	0	0	0	0	0	1	1
パルサ	活動層	0	0	0	7	12	18	26
永久凍土	1	2	5	6	8	12	18
ツンドラ1(UT1)	活動層	2	2	4	7	9	13	19
永久凍土	1	2	5	4	6	8	12
ツンドラ2(UT2)	活動層	0	0	0	1	1	2	4
永久凍土	2	3	9	15	19	26	37
ツンドラ3(CT)	活動層	4	7	12	8	12	21	34
永久凍土	3	5	12	27	38	59	94