永久凍土の炭素循環

炭素は永久凍土によって生成されるわけではありません。陸上植物由来の有機炭素は土壌層に組み込まれ、その後永久凍土に組み込まれて初めて効果的に貯蔵されます。永久凍土は気候変動にゆっくりと反応するため、炭素貯蔵は長期間にわたって大気から炭素を除去します。放射性炭素年代測定法では、永久凍土中の炭素はしばしば数千年前のものであることが明らかになっています。^{[ 7 ] [ 8 ]}永久凍土における炭素貯蔵は、主に2つのプロセスの結果です。

• 炭素を捕捉して貯蔵する最初のプロセスは、同生成永久凍土成長です。^{[ 9 ]}このプロセスは、永久凍土、活動層、生物圏、大気の間で厚さとエネルギーが交換される一定の活動層の結果であり、土壌表面の標高の垂直方向の増加をもたらします。この土壌の堆積は、風成または河川による堆積および/または泥炭の形成の結果です。泥炭の蓄積速度は最大で年間0.5mmですが、堆積により年間0.7mm上昇する可能性があります。最終氷期最盛期に大量の黄土が堆積した結果生じた厚いシルト堆積物は、イェドマとして知られる厚い炭素に富む土壌を形成します。^{[ 10 ]}このプロセスが発生すると、堆積した有機および鉱物土壌は、永久凍土表面が上昇するにつれて永久凍土に組み込まれます。
• 炭素を貯蔵する2番目のプロセスは、凍結融解サイクルによる土壌の混合である凍結攪拌です。凍結攪拌は、炭素を地表から土壌断面の深部へと移動させます。凍上は凍結攪拌の最も一般的な形態です。最終的に、地表に由来する炭素は、永久凍土に取り込まれるのに十分な深さまで活動層へと移動します。凍結攪拌と堆積物の沈着が同時に作用すると、炭素貯蔵速度は増加します。^{[ 10 ]}

北極圏の永久凍土地域における土壌有機炭素（SOC）の総蓄積量は約 1,460～1,600 Pgと推定されている。^{[ 6 ]} (1 Pg = 1 Gt = 10 ¹⁵ g) ^{[ 12 ] [ 13 ]}チベット高原の炭素含有量を含めると、北半球の永久凍土における炭素の総量は約 1832 Gt になる可能性が高い。^{[ 14 ]}この永久凍土土壌に蓄積されている炭素量の推定値は、現在大気中に存在する量の 2 倍以上である。^{[ 2 ]}

永久凍土の土壌柱は、一般的に 0～30  cm、0～100  cm、1～300  cm の 3 つの層に分けられます。最上層 (0～ 30  cm) には約 200 Pg の有機炭素が含まれています。0～100  cm 層には推定 500 Pg の有機炭素が含まれており、0～300  cm 層には推定 1024 Pg の有機炭素が含まれています。これらの推定値は、永久凍土の土壌でこれまで知られていた炭素プールの 2 倍以上です。^{[ 4 ] [ 5 ] [ 6 ]}シベリア全域および北米の孤立した地域で見られる炭素に富む黄土堆積物であるイェドマ(400 Pg)と、北極圏全域のデルタ堆積物 (240 Pg)にも追加の炭素ストックが存在します。これらの堆積物は、従来の調査で調べられた 3 m よりも一般的に深いです。 ^{[ 6 ]}永久凍土に蓄積されている炭素の量が多いことから、多くの懸念が生じています。最近まで、永久凍土に存在する炭素量は気候モデルや地球規模の炭素収支には考慮されていなかった。^{[ 2 ] [ 10 ]}

永久凍土の大部分は好気性であり、好気性微生物呼吸に適した環境を提供している。そのため、二酸化炭素の排出は永久凍土からの排出量、ひいては北極からの排出量の圧倒的大部分を占めている。^{[ 25 ]}永久凍土からの観測された排出が、主に古代炭素の微生物呼吸によるものなのか、それとも土壌温暖化によって微生物代謝が活発化し、現代の炭素（落葉など）の呼吸が増加しただけなのかについては議論がある。2020年代初頭に発表された研究によると、土壌微生物は春と夏の植物の成長期には依然として主に現代の炭素を消費して呼吸しているが、冬の間は古代炭素で生き延び、それを大気中に放出している。^{[ 26 ] [ 27 ]}

一方、かつて永久凍土だった地域では、植物が解凍した土壌に深く根を張って大きく成長し、より多くの炭素を吸収できるため、植生の成長、つまり一次生産が継続的に増加しています。これは一般的に、永久凍土からの炭素排出に対する主な抑制フィードバックです。しかし、河川やその他の水路がある地域では、植物の落葉がこれらの水路に多く流れ込み、溶存有機炭素含有量が増加します。永久凍土からの土壌有機炭素の溶脱は、温暖化する気候と、河川や小川の岸辺に沿った侵食によっても加速され、以前は凍結していた土壌から炭素が解放されます。^{[ 7 ]}さらに、解凍した地域は山火事に対してより脆弱になり、山火事は景観を変え、燃焼によって大量の蓄積された有機炭素を放出します。これらの火災が燃えると、地表から有機物が除去されます。土壌を断熱する保護有機マットが除去されると、下層の土壌と永久凍土が太陽放射の増加にさらされ、その結果、土壌温度、活動層の厚さが増加し、土壌水分が変化します。土壌水分と飽和度の変化は、土壌内の好気性分解と嫌気性分解の比率を変化させる。 ^{[ 28 ]}

セルゲイ・ジモフが提唱する仮説は、大型草食動物の群れの減少により、ツンドラのエネルギー放出とエネルギー吸収の比率（エネルギーバランス）が増加し、永久凍土の正味の融解傾向が高まっているというものである。^{[ 29 ]}彼は、北東シベリアの自然保護区である更新世公園での実験でこの仮説を検証している。 ^{[ 30 ]}一方、温暖化によりビーバーは生息地をさらに北に拡大することができ、そこでビーバーのダムはボートの航行を妨げ、食料へのアクセスに影響を与え、水質に影響を与え、下流の魚の個体群を危険にさらしている。^{[ 31 ]}ダムによって形成された水たまりは熱を蓄え、それによって局所的な水文学が変化し、局所的な永久凍土の融解を引き起こしている。^{[ 31 ]}

北極の地球温暖化は、既存の貯蔵庫からのメタン放出と腐敗したバイオマス中のメタン生成の両方を加速させる。^{[ 33 ]}メタン生成には完全に嫌気性の環境が必要であり、古い炭素の移動を遅らせる。2015年のNatureのレビューでは、融解した嫌気性永久凍土サイトからの累積排出量は、好気性サイトからの累積排出量よりも75～85%低く、それでもメタン排出量は、その場で放出されたCO2のわずか3～7%（炭素重量比）に過ぎないと_推定された。これらは100年の時間スケールで気候に対するCO2の潜在的な影響の25～45%を占めるが_、レビューでは、好気性永久凍土の融解の方が全体的に温暖化への影響が大きいと結論付けた。^{[ 34 ]}しかし、2018年にNature Climate Change誌に掲載された別の研究では、7年間の培養実験が行われ、嫌気性サイトにメタン生成微生物群集が確立されると、メタン生成量がCO ₂生成量と同等になることがわかった。この発見は、嫌気性融解サイトが示す全体的な温暖化影響を大幅に高めた。^{[ 35 ]}

メタン生成には嫌気性環境が必要なため、メタンの泡の発生が観察される北極の湖と関連付けられることが多い。^{[ 36 ] [ 37 ]}特に氷の多い永久凍土の融解によって形成された湖は、サーモカルスト湖として知られている。湖の堆積物で生成されたメタンのすべてが大気に到達するわけではなく、水柱内や堆積物自体の中で酸化されることもある。^{[ 38 ]} 2022年の観測によると、サーモカルスト湖で生成されたメタンの少なくとも半分が大気に到達している。^{[ 39 ]}大量のメタン排出につながることが多いもう1つのプロセスは、永久凍土で安定した丘陵地の侵食と最終的な崩壊である。^{[ 40 ]}これら 2 つのプロセス、すなわち斜面崩壊 (逆行性融解地滑り、または RTS とも呼ばれる) とサーモカルスト湖の形成は、まとめて急激な融解と呼ばれています。これは、ほとんどの永久凍土環境で支配的な、以前凍結していた土壌の徐々に cm ずつの融解とは対照的に、数日のうちに大量の土壌を微生物の呼吸に急速にさらす可能性があるためです。この急速さは 2019 年に実証されました。このとき、「中間」の代表濃度経路4.5 の下では、あと 70 年間は融解しないはずだった 3 つの永久凍土サイトで急激な融解が発生しました。^{[ 41 ]} 2020年のシベリアの熱波の後に別の例が見られ、タイミル半島北部でRTSの数が17倍に増加し、82から1404になったことが判明した。その結果、土壌炭素の移動は28倍に増加し、半島全体で年間1平方メートルあたり平均11グラムの炭素となった（範囲は5～38グラム）。^{[ 32 ]}

最近まで、永久凍土炭素フィードバック（PCF）モデリングは、急激な融解のモデリングの難しさとメタン生成速度に関する誤った仮定のために、主に緩やかな永久凍土の融解に焦点を当てていました。^{[ 42 ]}それにもかかわらず、2018年の研究では、現地観測、放射性炭素年代測定、および熱カルスト湖を考慮するためのリモートセンシングを使用して、急激な融解が2100年までに永久凍土の炭素排出量を2倍以上にすると決定しました。^{[ 43 ]} また、2020年の2番目の研究では、継続的に加速する排出量のシナリオ（RCP 8.5）の下で、250万 km ^{2にわたる急激な融解炭素排出量は、それが占める 1800万 km 2}全体の地表近くの永久凍土の緩やかな融解と同じフィードバックを提供すると予測されています。^{[ 42 ]}したがって、急激な融解は2300年までに60～100ギガトンの炭素を追加し、^{[ 44 ]}緩やかな融解のみの場合と比較して炭素排出量を約125～190%増加させる。^{[ 42 ] [ 43 ]}

しかし、融解した永久凍土環境におけるメタン生成の速度と軌跡については、依然として科学的な議論が続いている。例えば、2017年の論文では、サーモカルスト湖が頻繁に発生する融解泥炭地であっても、メタン排出量の10%未満が古い融解炭素に起因し、残りは現代の炭素の嫌気性分解であると示唆されている。^{[ 46 ]} 2018年の追跡調査では、サーモカルスト湿地での泥炭形成の加速による炭素吸収の増加が、メタン放出の増加を相殺するとさえ示唆されている。^{[ 47 ]}また、2018年の別の論文では、永久凍土からの排出量はサーモカルストの融解後には限定的であるが、山火事の後には大幅に増加すると示唆されている。^{[ 48 ]} 2022年の論文では、永久凍土の融解による泥炭地のメタン排出量は最初はかなり高い（1平方メートルあたり1日82ミリグラムのメタン）が、永久凍土湿原が成熟するにつれて約3分の1に減少することが示され、急激な融解後数十年から1世紀でメタン排出量が減少することが示唆された。^{[ 45 ]}

海底永久凍土は海底の下に存在し、極地の大陸棚に分布しています。^{[ 50 ]}したがって、海底永久凍土は「最終氷期最盛期（LGM、約26,500年前）に露出していた氷河に覆われていない大陸棚地域であり、現在は水没している」と定義できます。海底永久凍土堆積物の下および内部には、大量の有機物（OM）とメタン（CH4）が蓄積されています。このメタンの供給源はメタンハイドレートとは異なります_が、地球の気候システムの全体的な結果とフィードバックに寄与しています。^{[ 49 ]}

今日の海底永久凍土の面積は 200 万 km ² (陸上永久凍土領域の面積の約 1/5) と推定されており、これは最終氷期最盛期 (LGM) 以降 30 ～ 50% 減少しています。海底永久凍土には、有機物 (OM) に約 560 GtC、メタン (CH ₄₎に 45 GtC が含まれており、現在、それぞれ年間 18 MtC と 38 MtC が放出されています。これは、LGM (約 14,000 年前) 以降、海底永久凍土領域が経験している温暖化と融解によるものです。実際、海底永久凍土システムは気候温暖化に対して千年スケールで反応するため、現在海に放出されている炭素フラックスは、LGM 以降に発生した気候変動に対する反応です。したがって、人為的な気候変動が海底永久凍土に及ぼす影響は、今日から数百年または数千年後にしか現れません。現状維持排出シナリオRCP 8.5の予測によると、2100年までに海底永久凍土領域から43 GtC、2300年までに190 GtCが放出される可能性がある。一方、低排出シナリオRCP 2.6では、排出量は30%減少すると推定されている。これは、今後数世紀にわたって人為的な要因による炭素放出の大幅な加速を意味する。^{[ 49 ]}

2011年の予備的なコンピュータ分析では、永久凍土からの排出量は人為的排出量の約15％に相当する可能性があることが示唆された。^{[ 51 ]}

2018年の展望記事では、地球温暖化が約2 ℃（3.6 °F）に達すると気候システムの転換点が活性化すると論じられており、この閾値では、永久凍土の融解により2100年までに地球の気温がさらに0.09 ℃（0.16 °F）上昇し、その範囲は0.04～0.16℃（0.072～0.288 °F）になると示唆されている^{[ 52 ]} 。2021年の別の研究では、大気中にさらに1000 Pg Cが排出された後に排出量がゼロになる未来（通常、最後の排出後に気温が安定するか、ゆっくりと低下し始めるシナリオ）では、永久凍土の炭素が最後の人為的排出から50年後に0.06 ℃（0.11 °F）上昇し、その範囲は0.02～0.14 ℃（0.036～0.252 °F）になると推定されている。排出量は、100年後には0.09 °C (0.16 °F) ( 0.04–0.21 °C (0.072–0.378 °F) )、500年後には0.27 °C (0.49 °F) ( 0.12–0.49 °C (0.22–0.88 °F) )であった。^{[ 53 ]}しかし、どちらの研究も急激な融解を考慮に入れることができなかった。                  

^{2020年に行われ}た北部永久凍土泥炭地の研究（推定1800万km2のうち^{370万km2を占める、永久凍土全体のより小さな部分[ 49 ]} ）では、2100年までに人為的放射強制力の約1%を占め、この割合は1.5 ℃（2.7 °F）から6 ℃（11 °F）までのすべての温暖化シナリオで同じままであるとされた。さらに、200年後には、これらの泥炭地は大気中に放出した炭素よりも多くの炭素を吸収するだろうと示唆された。^{[ 11 ]}    

IPCC第6次評価報告書は、永久凍土から放出される二酸化炭素とメタンは、1 ℃（1.8 °F）の温暖化につき、二酸化炭素換算で140億～1750億トンに相当する可能性があると推定している。^{[ 15 ]： 1237} 比較のために述べると、2019年時点で、人為的な二酸化炭素の年間排出量は400億トン程度であった。 ^{[ 15 ]： 1237}  

2021年の気候変動の転換点の経済的影響の評価では、永久凍土からの炭素排出により炭素の社会的コストが約8.4%増加すると推定された^{[ 54 ]。}しかし、その評価方法は論争を巻き起こしており、スティーブ・キーンやティモシー・レントンなどの研究者が、転換点の全体的な影響や一般的に温暖化のレベルが高いことを過小評価していると非難したとき^{[ 55 ]} 、著者らは彼らの主張の一部を認めた^{[ 56 ] 。}

2021年、メリット・トゥレツキー氏をはじめとする著名な永久凍土研究者グループは、2050年までにネットゼロを達成するために必要なマイルストーンとして、2030年までに人為的排出量を50%削減することを提唱する取り組みの一環として、急激な融解プロセスを含む永久凍土からの排出量の推定値を発表しました。2100年までの永久凍土からの排出量の合計値は、1.5 ℃（2.7 °F）の温暖化では二酸化炭素換算で1500億～2000億トン、 2 ℃（3.6 °F）の温暖化では2200億～3000億トン、 4 ℃（7.2 °F）を超える温暖化が許容された場合は4000億～5000億トンになると推定されました。彼らはこれらの数値を、カナダ、欧州連合、米国または中国の現在の排出量の推定値と比較しました。 4000億～5000億トンという数字は、1.5 ℃（2.7 °F）の目標値内に収まるための現在の残余予算にも相当する。^{[ 57 ]}この取り組みに関わった科学者の一人、ウッズホール研究所のスーザン・M・ナタリは、同年PNAS論文で補足的な推定を発表し、急激な融解と山火事による永久凍土からの排出量の増加が、近未来の人為的排出量の予測範囲と組み合わさると、1.5 ℃（2.7 °F）の温暖化の超過（または「オーバーシュート」）を回避することはすでに不可能であり、それを達成するには、気温を下げるために負の排出に頼らざるを得ないかもしれないと示唆した。 ^{[ 58 ]}          

2022年に更新された気候変動の転換点に関する評価では、永久凍土の急激な融解は緩やかな融解速度を50％増加させ、気温が1度上昇するごとに、2100年までに二酸化炭素換算で140億トン、2300年までに350億トンの排出量を増加させると結論付けられている。これは、2100年までに1度の温暖化につき0.04 ℃（0.072 °F） 、 2300年までに1度の温暖化につき0.11 ℃（0.20 °F）の温暖化効果をもたらすだろう。また、 3 ℃（5.4 °F）から6 ℃（11 °F）の温暖化（最も可能性の高い数値は4 ℃（7.2 °F）前後）で、永久凍土地域の大規模な崩壊が不可逆的になり、約50年間（10年から300年の範囲）で1750億トンから3500億トンのCO2換算排出量、または0.2～0.4 ℃（0.36～0.72 °F）_の気温上昇をもたらす可能性があることも示唆している。^{[ 59 ] [ 60 ]}            

2022年に発表された主要なレビューでは、2 ℃（3.6 °F）の温暖化を防ぐという目標が達成された場合、21世紀を通しての永久凍土からの年間平均排出量は、2019年のロシアの年間排出量に相当すると結論付けられました。現在の軌道に近いと考えられ、温暖化が3 ℃（5.4 °F）をわずかに下回るシナリオであるRCP4.5の下では、永久凍土からの年間排出量は、2019年の西ヨーロッパまたは米国の排出量に匹敵しますが、地球温暖化が深刻で、永久凍土のフィードバック反応が最悪のシナリオである場合は、2019年の中国の排出量にほぼ匹敵します。^{[ 1 ]}