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Carbon sequestration

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Rattan, L. (2008). Carbon sequestration. Philosophical Transactions: Biological Sciences, 363 (1492), 815-830.

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炭素隔離

要旨

エネルギー、プロセス産業、土地利用転換、土壌耕作からの年間排出量8.6Pg C yr-1の二酸化炭素（CO2）の大気中濃度上昇率を低減する技術の開発は、21世紀の重要な課題である。本論文では、地球規模でのエネルギー使用量の削減、低炭素・無炭素燃料の開発、排出物の隔離という3つの選択肢のうち、炭素（CO2）隔離のプロセスを説明し、生物学的技術と生物学的技術について議論する。炭素隔離とは、大気中のCO2を、海洋、生物学的、地質学的な地層を含む他の長寿命の地球規模のプールに移動させ、大気中のCO2の純増加率を低減することを意味する。深海、地質層、古い炭鉱や油井、塩水帯水層へのCO2注入の工学的技術とCO2の鉱物炭酸化は、生物学的技術を構成しています。これらの技術は、数千Pgの大きな可能性があり、高価で、漏洩リスクがあり、2025年以降には日常的に利用できるようになる可能性があります。それに比べて、生物学的技術は自然で費用対効果の高いプロセスであり、多くの付随的な利点があり、すぐに適用可能であるが、シンク容量は有限である。生物学的手法と生物学的手法の C 隔離の選択肢には、特定の問題点があり、補完的であり、気候変動リスクを軽減する可能性がある。

1. 導入

地球表面温度は19世紀後半から0.8℃上昇しており、記録上最も温暖な12年のうち11年は1995年以降に発生している（IPCC 2007）。地球の平均気温は、21世紀の間に1.5～5.8℃上昇すると予測されている（IPCC 2001）。世界の気温の上昇率は、1975年以降、10年ごとに0.15℃ずつ上昇している。20世紀の間に15～23cmの海面上昇（IPCC 2007）に加えて、生態系の顕著な変化（Greene & Pershing 2007）や野生火災の発生頻度と強度の変化（Running 2006; Westerling et al. これらの気候変動は、土地利用の変化、森林伐採、バイオマスの燃焼、湿地の排水、土壌耕作、化石燃料の燃焼などの人為的活動による温室効果ガス（GHGs）の排出によって引き起こされていると報告されている。その結果、大気中の温室効果ガス濃度とその放射強制力は、人口の増加に伴って増加してきましたが、特に1850年頃の産業革命の勃発以降はその傾向が強くなっています。二酸化炭素（CO2）濃度は、1850 年の 280 ppmv から 2005 年には 380 ppmv まで 31％増加し、現在は 1.7 ppmv/yr-1（0.46％/yr-1）で増加している（WMO 2006; IPCC 2007）。メタン（CH4）と亜酸化窒素（N2O）の濃度も同じ期間に着実に増加している（IPCC 2001, 2007; Prather ら 2001; WMO 2006）。1850 年以降の全ての温室効果ガスの総放射強制力は、地球の気候システムの放射エネルギーバジェット（Ramaswamy et al. 2001）の外部から課せられた摂動で、2.43 W m-2 と推定されている（IPCC 2001, 2007）。

地球温暖化のリスクを軽減するために、CO2 や他の温室効果ガスの大気中の存在量を安定化させることに強い関心が寄せられている（Kerr 2007; Kintisch 2007b; Kluger 2007; Walsh 2007）。気候変動を緩和するために CO2 排出量を削減する戦略は 3 つある (Schrag 2007)。(i) 世界的なエネルギー使用量の削減、(ii) 低炭素・無炭素燃料の開発、(iii) 自然・工学的技術を用いた点源や大気からのCO2の隔離である。1850 年から 1998 年の間に、化石燃料の燃焼による人為的排出量は 270±30 Pg、土地利用の変化、森林伐採、土壌耕作による人為的排出量は 136±30 Pg と推定されている（IPCC 2001）。現在、化石燃料の燃焼による排出量は約7 Pg C yr-1（Pacala & Socolow 2004）、森林伐採、土地利用の変化、土壌耕作による排出量は1.6 Pg C yr-1である。8.6 Pg C yr-1 の総排出量のうち、3.5 Pg C yr-1 は大気に吸収され、2.3 Pg C yr-1 は海洋に吸収され、残りは北半球にあると思われる未確認の陸域の吸収源によって吸収される (Tans et al. 1990; Fan et al. 1998)。

本論文の目的は、大気中のCO2濃度の正味増加率を低減するために、長寿命の地球規模のCプールの一つであるCO2-C貯留のプロセスと技術的な選択肢について議論することである。CO2-C貯留は一般的に議論されているが、特に森林や土壌における陸域のC貯留に注目している。

2. グローバル・カーボン・サイクル

大気中のCO2濃度が地球の温度に与える影響は、19世紀末にアレニウス（1896）によって認識されましたが、20世紀に入ってからの地球のCサイクルの人為的な乱れは、歴史的に見ても前例のない現象です。このような地球規模のCサイクルと人為的活動による地球規模の変動を理解することは、気候変動を緩和するための戦略を立てる上で重要なことです。将来の大気中CO2濃度の上昇率は、人類の活動、地球規模のCサイクルに関わる生物地球化学的・気候的プロセスの相互作用、主要なCプール間の相互作用に依存します。地球上には5つのCプールがあり、そのうち最大の海洋性Cプールは38,000 Pgと推定され、2.3 Pg C yr-1の速度で増加しています（図1）。化石燃料で構成される地質学的 C プールは 4130 Pg と推定され、そのうち 85%が石炭、5.5%が石油、3.3%がガスである。化石燃料の確認埋蔵量は、石炭が678 Pg（生産量3.2 Pg/年-1）、石油が146 Pg（生産量3.6 Pg/年-1）、天然ガスが98 Pg（生産量1.5 Pg/年-1; Schrag 2007）である。現在、石炭と石油はそれぞれ世界の CO2 排出量の約 40%を占めている（Schrag 2007）。したがって、化石燃料の燃焼により、地質プールは 7.0 Pg C yr-1 の割合で枯渇していることになる。3 番目に大きいプールは、深さ 1 m までの深度で 2500 Pg と推定されているペドロジカルプールである。土壌有機炭素（SOC）プールは1550 Pgと推定され、土壌無機炭素（SIC）プールは950 Pgと推定されている（Batjes 1996）。SOCプールには、非常に活性の高い腐植と比較的不活性な炭Cが含まれている。(i) 様々な分解段階にある植物や動物の残留物、(ii) 分解生成物から微生物学的および/または化学的に合成された物質、および(iii) 生きた微生物や小動物の体とそれらの分解生成物（Schnitzer 1991）。SICプールは、元素Cとカルサイト、ドロマイト、石膏などの炭酸塩鉱物を含み、一次炭酸塩と二次炭酸塩で構成されている。一次炭酸塩は親物質の風化に由来する。一方、二次炭酸塩は、地域の生態系外から持ち込まれたCa+2やMg+2と大気中のCO2が反応して形成される（石灰質ダスト、灌漑用水、肥料、糞尿など）。SICは乾燥地域や半乾燥地域の土壌では重要な成分である。4 番目に大きいのは大気中の C プールで、760 Pg の CO2-C で構成され、3.5 Pg C yr-1 または 0.46% yr-1 の割合で増加しています。地球規模のCプールの中で最も小さいのは、生物学的プールで560 Pgと推定されており、これらの生物学的Cプールを合わせて約2860 Pgと推定されています。 また、大気プールは海洋プールと接続しており、海洋プールは92.3 Pgを吸収して90 Pgを放出し、2.3 Pg C yr-1の正味の正のバランスを保っています。海洋プールは 2100 年までに約 5 Pg C-1 yr-1 を吸収することになる（Orr et al. 海洋の総溶存無機 C は大気の約 59 倍である。数千年単位のスケールでは、海洋が大気中のCO2濃度を決定するのであって、その逆ではない(Falkowski et al. 2000)。地質（化石燃料）と大気のプールの間のつながりは、一方向である：化石燃料消費から大気への約7.0 Pg C yr-1の移行である。化石燃料消費の割合は、2025年頃までにピークを迎える可能性がある。

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図1
主要な地球規模の C 貯留層とその間のフラックス。主要貯水池間の C プールに関するデータは Batjes (1996), Falkowski et al.

陸域のCプールと大気中のCプールは互いに強く相互作用している（図2）。年間の光合成の割合は 120 Pg C であり、そのほとんどは植物と土壌の呼吸によって大気中に戻されます。陸域のCプールは、自然生態系から管理された生態系への転換、外部からの低い投入量に基づく抽出的な農法、土壌劣化をもたらす土地利用によって枯渇する。浸食によって水生生態系に輸送されることにより、陸域のCプールは0.4～0.8 Pg C yr-1を海洋に放出している。陸域の沈下量は現在、1.4±0.7 Pg C yr-1 の純増加率で増加している。したがって、陸域シンクは約 2～4Pg C yr-1 を吸収し、その容量は 2050 年までに約 5Pg C yr-1 に増加する可能性がある（Cramer et al. 2001; Scholes & Noble 2001）。陸域シンク容量の増加は、CO2 受精効果や土地利用・管理の変化によるものと考えられる。また、生物プールは、森林伐採やバイオマスの燃焼による大気中のCO2濃度の上昇にも寄与している。

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図2
大気中のCプールは3.5 Pg C yr-1のペースで増加している。陸域の C プールは、森林伐採、バイオマスの燃焼、湿地の排水、有機土壌を含む土壌耕作、浸食の促進、投入物の隠れた C コスト（例：肥料、耕うん、農薬、灌漑）などを通じて、約 1.6 Pg C yr-1 を寄与している。陸域のCプールは、現在、2-4 Pg C yr-1の沈降量を記録している。適切な土地利用への転換と、管理された生態系における推奨される慣行の採用は、特に CO2 受精の効果により、これらの重要な吸収源となる可能性がある。

3. 炭素配列

化石燃料の燃焼による排出量は、1980年から2000年の間に40％増加した（Wofsy 2001）。しかし、この間、大気中に蓄積されるCO2の量は変わらず、過剰に放出されたCO2は海、森林、土壌、その他の生態系によって除去されています(Battle et al. 2000)。大気中のCO2は、1980年代から1995年にかけて2.8～3.0 Pg C yr-1、1995年から2005年にかけて3.0～3.5 Pg C yr-1のペースで増加しています。人為起源の総排出量が6～8 Pg C yr-1であるのに対し、大気中の増加量は2.8～3.5 Pg C yr-1であることを考えると、地球規模の大規模な陸上吸収源が存在することを示唆している（Fung 2000; Pacala 2001）。Fan ら（1998）は、北アメリカ（主に北緯 51 度以南）の年間平均取り込み量を 1.7±0.5 Pg C yr-1 と推定している。このように、大気中のCO2を他の長寿命のCプールに移動させ、確実に貯蔵するプロセスは、「炭素隔離」と呼ばれています。したがって、この文脈では、C 隔離は自然のプロセスである場合と、人為的に駆動されるプロセスである場合があります。人為的に推進される炭素隔離プロセスの目的は、将来の経済成長が大気中の炭素プールの正味の利得がない「炭素ニュートラル」戦略に基づいているように、地球規模の炭素収支のバランスをとることである。このような戦略は、安全で、環境的に許容され、安定した技術を用いて、ほとんどすべての人為的に生成されたCO2を、漏洩のリスクの少ない安全な方法で隔離することを必要とするだろう。Lackner (2003)は、もしCニュートラル戦略が排出削減ではなく隔離に主に基づいている場合、21世紀の総C貯蔵量は数百年から数千年の滞留時間で600 Pgを超えると見積もっている。しかし、あるプールに貯留されたCから2-3 Pg C yr-1の小さな漏洩があったとしても、将来世代の戦略計画に悪影響を及ぼす可能性がある。Pacala & Socolow (2004) は、2050 年までに CO2 の大気中濃度を約 550 ppm に安定化させるための 15 の選択肢を概説している。15 の選択肢のうち、3 つは陸上生態系での C 貯留に基づくものであった。

大気中のCO2を他の地球規模のプールに隔離する技術的な選択肢はいくつかある（図3）。将来の経済成長と発展のためのエネルギー政策を策定する上で、国や地球規模での技術の選択は重要である。これらの選択肢は、大きく分けて、生物学的隔離と生物学的隔離の2つのカテゴリーに分類することができます。

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図3
農業、産業、自然生態系におけるC隔離のための幅広いプロセスと技術的な選択肢。

(a) 生物隔離

生物隔離は、生物（植物や微生物など）の介入を必要とせず、物理的・化学的反応と工学的手法に基づいて行われる。海洋や地質構造物におけるCの貯留の生物学的戦略は、理論的には生物学的貯留よりも大きな沈降容量を持つことから、大きな注目を集めている(Freund & Ormerod 1997)。CO2の捕獲・輸送・注入技術の開発・試験が急速に進んでいる(Kerr 2001)。

(i) 海洋注入

純粋なCO2を海洋深部に注入することは、約30年前から技術者の間で広く検討されてきました。1970年代後半の最初の提案に続いて、CO2の海洋注入はかなり進んできました。CO2を安定的に注入し、アウトガスを最小限に抑えるためには、大深度に注入する必要があります。そのため、工業的に分離された液化CO2は、以下の4つの方法で海洋に注入することができます。海底にあるマニホールドから1000m以下に注入し、水よりも軽いため水深約1000mまで上昇して液滴を形成する方法、水深500〜1000mでCO2と水の混合物を高密度に注入して深海に沈める方法、船の後ろに曳航された大型パイプから排出する方法、海底の窪地にポンプで汲み上げてCO2湖を形成する方法の4つがあります。水深約3000mで注入された液化CO2は安定していると考えられています(O'Connor et al. 2001)。海洋におけるCO2貯留のためのシンク容量は5000〜10000Pg Cと推定されており、化石燃料の埋蔵量を上回っている(Herzog et al. 1997, 2002)。しかし、CO2注入は深海生物相にも悪影響を及ぼす可能性がある(Auerbach et al. 1997; Caulfield et al. 1997; Seibel & Walsh 2001)。経済性に加えて、このような注入の安定性の問題は、海の水柱の成層化が進み、自然のプロセスを経由してターンオーバーするために対処しなければならない。

(ii) 地質注入

これには、産業用 CO2 の捕捉、液化、輸送、深部地質層への注入が含まれる。CO2 は、石炭層、古い油田（収量を増やすため）、安定した岩石層、または塩水帯水層に注入されることがある（Tsang et al. 塩水帯水層は、非常に多孔質な堆積物の地下の地層で、汽水（塩水）で満たされている。一般的に、塩水帯水層は淡水貯水池の下に位置し、その間に不透水層がある。産業用CO2は、炭酸塩を形成するために流体的に、他の溶解塩と反応して隔離されている帯水層にポンプで注入することができます。二酸化炭素は、それが置換する液体ブラインよりもはるかに低い密度と粘度を有する超臨界状態で注入される。原位置では、二酸化炭素は気体のような相を形成し、水相にも溶解して多相多成分環境を作り出します。CO2が石油やガスを置換している油層にCO2を注入することは、石油回収強化（EOR）の経済的な戦略と考えられます。石油・ガス田からの生産量が減少しているが、CO2強化回収によって生産量を増加させる（Krusman 2003）。このCO2隔離戦略は、アメリカのテキサス州で、2,000万MgのCO2を10～15Mg-1ドルの価格で注入するために用いられている（Lackner 2003）。また、ノルウェーの沖合の油井でもこの手法が使われている。しかし、注入したCO2を地下井戸から抽出する場合は、厳密な意味での隔離ではない。CO2は、CH4が吸収された未採掘の石炭層にも注入することができる。注入されたCO2は、CH4の2倍も石炭に吸収され、炭層CH4（CBM）のガス回収率を高めることができます。海洋と同様に、地中貯留に関する主な懸念事項は以下の通りである(Kintisch 2007a; Schrag 2007)。(i) 地層中の膨大な量の CO2 貯蔵の信頼性と (ii) コストである。漏洩のリスクは低いという主張もある。しかし、米国DOEのRegional Carbon Sequestration Partnershipプロジェクトでは、2008年から2009年にかけていくつかの実証実験が計画されているが、商業規模でのCO2の直接注入はこれまでに数件しか行われていない。海洋圧入と同様に、コストとリークが地中貯留の主な課題であり、解決しなければならない。地中貯留は低密度・低粘性であり、超臨界条件下での注入のため、現在の液体廃棄物の注入よりも閉じ込め層を介したCO2漏洩のリスクが高くなる可能性がある（Tsang et al. また、適切な規制・モニタリング管理のためのガイドラインを策定する際には、地層とCO2の化学的相互作用を考慮する必要があります。

(iii) スクラビングとミネラルの炭酸化

鉱物炭酸化は、CO2の自然の無機化学変換を模倣することによって達成される（Fan & Park 2004）。これは、工業的強度のCO2排出量をCaCO3、MgCO3および地質学的および熱力学的に安定した鉱物炭酸塩の形で他の鉱物に変換することを含む。これは、スクラビングと鉱物炭酸化の2段階のプロセスである。スクラビングは、アミンまたは炭酸塩溶媒を使用してCO2を化学的に吸収するプロセスで、炭素捕捉の最も広く使用されている方法です。アミン系溶媒を含む吸収塔を通過させてCO2を精製します。その他の溶媒としては、K2CO3、ケイ酸リチウム、セラミック、ニッケル系化合物などが使用されています。CO2を豊富に含むアミンを加熱して回収した純粋なCO2ガスは、鉱物の炭酸化により再沈殿します。このようにして生成された炭酸塩は、CO2を永久に封じ込めた安定した岩石です。マグネサイト（MgCO3）、カンラン石（Mg2SiO4）、蛇紋石（Mg3Si2O5(OH)4）の生成に至る水性鉱物炭酸化反応は、以下のようなものである（Gerdemann et al.


2MgSiO4+CO2(g)+2H2O→Mg3Si2O5(OH)4+MgCO3(16.5KCal),Mg2SiO4+2CO2(g)→2MgCO3+SiO2(10.3KCal)andCaSiO3+CO2→CaCO3+SiO2(10.6KCal).
これらの反応はすべて自然界で発生し、工業的な設定で複製することができます。鉱物炭酸化の工業的プロセスは、Lacknerら（１９９６、１９９７）およびO'Connorら（２０００）によって記述されている。このプロセスでは、水中の微粒子サイズのミネラルのスラリーを、固形分濃度１５〜３０％で使用する。鉱物の溶解とその後の炭酸化は、以下の理論化された反応（O'Connor et al.


CO2+H2O→H2CO3→H++HCO−3,Mg2SiO4+4H+→2Mg+2+H4SiO4orSiO2+2H2OandMg+2+HCO−3→MgCO3+H2.
地質学的研究では、超巨大（超塩基性）鉱物の埋蔵量は、産業排出物の鉱物炭酸化の原料として長期間にわたって十分な量であることが示されている（Goff et al. 1997, 2000）。しかし、これらは地質学的な反応であり、ゆっくりとした速度で発生する。そのため、粒子径を小さくしたり、温度や圧力を上げたり、触媒剤を使用したりして反応速度を上げることが課題となっている（Fan & Park 2004）。しかし、反応速度を上げるためにはエネルギーが必要であり、コストがかかる。

(b) 生物学的隔離

生物学的隔離は、大気中からCO2を除去するために高等植物や微生物が管理された介入に基づいています。これは、排出量を削減したり、排出量を相殺したりする管理方法とは異なる。資源（水、エネルギーなど）の利用効率を高めることは、陸上のCプールを管理するためのもう一つの選択肢である（表1）。いくつかの生物学的隔離のオプションを以下に簡単に説明する。

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(i) 海洋隔離

光合成を通じた海洋での C 貯留につながる生物学的プロセスはいくつかある。植物プランクトンの光合成はそのようなメカニズムの一つであり(Rivkin & Legendre 2001)、約 45 Pg C yr-1 を固定する(Falkowski et al. 2000)。植物プランクトンによって形成された粒子状有機物の一部は海底に堆積し、それによって隔離される(Raven & Falkowski 1999)。鉄の利用可能性は，海洋生態系における植物プランクトンの成長を制限する要因の一つである。したがって、いくつかの研究では、海洋における生物学的な CO2 貯留における鉄の受精の重要性が評価されている（Martin & Fitzwater 1988; Falkowski 1997; Martin 他 2002; Boyd 他 2004）。また、増加した C は、開発中の世界的な C 市場でクレジットとして販売される可能性があるとも論じられている。深層注入と同様に、海洋受精もまた海洋の生態系を変化させる可能性がある（Chisholm et al. しかし、現在の知識の状態では、海洋受精の話題はまだ議論の余地のある問題である（Johnson & Karl 2002）。

(ii) 地中貯留

大気中のCO2の生物学的・生態学的なCプールへの移動は、陸域のC隔離と呼ばれています。大気中に放出された8.6 Pg C yr-1のうち、人為的に放出されたCO2の40％にあたる3.5 Pgのみが大気中に残りますが、これは主に、大気中のCO2を隔離し、地球規模のCサイクルにおいて重要な役割を果たしている特定されていない陸域の吸収源によるものです。陸域の生態系は、生きている有機物や死んだ有機物の光合成とCO2の貯蔵により、主要なC吸収源となっています。多くの付随的な利益（土壌や水質の改善、劣化した生態系の回復、作物の収穫量の増加など）のために、陸域のC吸収は、しばしばwin-winまたはno-regrets戦略と呼ばれています（Lal et al. これは、地球規模の気候変動の脅威がなくても、複数の利益をもたらしている。陸域の C 貯留には、森林、土壌、湿地という 3 つの主要な構成要素がある。

森林生態系は、リグニンやその他の比較的抵抗力のある高分子の C 化合物として C を貯蔵する。現在、森林生態系（森林伐採されているものを除く）における C 貯留の正味の割合は 1.7±0.5 Pg C yr-1 である（Fan et al. 森林のCは伐採可能な木材だけでなく、木質瓦礫や木製品、草原に侵入している他の木質植物にも貯留されている（Wofsy 2001）。陸上のNPPは、現在のCO2濃度では飽和しておらず、大気中のCO2濃度の上昇に伴い、CO2の受精効果により増加する可能性がある。また、CO2濃度が800-1000 ppmの場合には、NPPは飽和している可能性がある(Falkowski et al. 2000)。このように、CO2施肥効果によって森林の沈下量が増加する可能性がある（Krishnamurthy & Machavaram 2000）。潜在的なCO2施肥効果は21世紀半ばにピークを迎える可能性がある(Kohlmaier et al. 1998)。しかし、CO2濃度が高くなると、N、P、H2Oなどの欠乏により、NPPが制限される可能性がある。C,N,P,P,H2Oのサイクルの相互作用は、適切な管理によって緩和されれば、陸域のC貯留を促進する可能性がある。

植林は、陸域生態系における C 貯留の実行可能な選択肢の一つである（IPCC 1999; Fang et al. 2001; Lamb et al. 2005）。植林による C 貯留の可能性は、ノルウェーでは 3 Tg C yr-1、ニュージーランドでは 6 Tg C yr-1、スウェーデンでは 9 Tg C yr-1、ロシアでは 107 Tg C yr-1、米国では 117 Tg C yr-1 と推定されている（IPCC 1999）。すべての成分を考慮した場合の米国の森林における C 吸収率は 0.3～0.7 Pg C yr-1 である（Pacala et al. 2001）。劣化した熱帯林の回復も重要な選択肢の一つである（Lamb et al. 熱帯林の 350 Mha が他の土地利用に転換され、さらに 500 Mha の森林が程度の差こそあれ劣化していると推定されている（Lal 2005a,b,c）。このように、マツ、ユーカリ、アカシアの生産性の高いモノカルチャープランテーションを確立することで、これらの 生態系における陸域の C プールを向上させることができる。また、劣化した熱帯景観における二次林や再生林の管理を改善する可能性もある。Fangら（2001）は、1970年から1998年の間に、中国の森林におけるCの吸収量は、主に植林と成長により、平均21 Tg C/yr-1の割合で増加したと推定している。中国の森林の総Cプールは、1949年には5.1 Pgであったが、1977-1981年には4.3 Pgに減少した。その後、1980年代から1990年代にかけて徐々に増加し、1998年には4.7 Pgとなった(Fang et al. 2001)。Townsend et al. (2002)は、10年間の調査期間中の8つの地域で、C-3が支配する熱帯地域での大きなCO2吸収を示唆している。彼らのデータは、大規模な赤道域のCO2吸収源が存在する可能性を示している。

Pacala & Socolow (2004)は、2050年までに大気中のCO2濃度を550ppmに安定化させるためには、温帯・熱帯林の管理が15の選択肢の一つであると推定しています。彼らは、現在の熱帯林の皆伐率を 2050 年までに 50 年間でゼロにすると、0.5 Pg C の排出を回避できると試算している。熱帯では約 250 Mha、温帯では約 400 Mha の森林を再植林または植林することで、さらに 0.5 Pg C/年-1 が隔離されることになる。さらに 0.3 Pg C yr-1 は、非森林地帯に約 300 Mha の植林を行うことで埋め立てられる（Pacala & Socolow 2004）。2000 年から 2050 年までの間に、植林によって合計 25 Pg C 隔離が可能である。

しかし、大規模な植林は水資源に影響を与える可能性がある。Jacksonら（2005）は、植林によって河川流量が大幅に減少し、土壌の塩分化や酸性化が増加することを報告している。彼らは、植林を行うと、世界全体で227 mm yr-1の河川流量が減少し（52％）、13％の河川が少なくとも1年間完全に乾いてしまうことを観察した。このように、C貯留のための大規模な植林を計画する場合には、水の利用可能性への悪影響を考慮しなければならない。

Bunker ら（2005）は、モノカルチャープランテーションの拡大による熱帯林の生物多様性の減少が懸念されていることを取り上げている。そのため、モノカルチャープランテーションが主要な生態系サービス（生物多様性、水資源、要素循環、C 貯留など）に与える影響を批判的に評価する必要がある。C クレジットの取引や許認可取得のための取引コストを含め、規制政策を策定する必要がある。機会費用に対する C 隔離のコストも考慮しなければならない（McCarl & Schneider 2001）。

湿地とそれに関連する土壌や組織土壌は、約 450 Pg と推定される大規模な土壌プールを構成している（Gorham 1991; Warner et al. 湿地の土壌には、関連する植生の200倍以上のCが含まれている可能性がある（Milne & Brown 1997; Garnett et al. Gorham (1991)とKobakら (1998)は、氷河期以降の湿地/泥炭地におけるCの貯留は、1万年から1万8千年の間に0.1 Pg C yr-1の割合でCの蓄積をもたらしたと推定している。しかし、泥炭地の排水とその後の耕作により、これらの生態系はCO2の純供給源となりました。湿地の大面積は、農業（Armentano & Menges 1986）や林業（Paavilainen & Paivanen 1995）のために世界中で排水されている。排水された湿地の土壌は、主に酸化により、約 1-2 cm/yr-1 の割合で分解・沈降している（Rojstaczer & Deverel 1995; Hillman 1997; Wosten et al. 湿地の回復は、このプロセスを逆転させ、回復した湿地を再び大気中の CO2 の吸収源にすることができる。しかし、修復された湿地のプロセスが自然の湿地のプロセスに似てくるまでには、修復後に長いタイムラグがあります。

土壌のC吸収。農業、牧畜、林業の生態系における土地利用の転換や推奨管理方法（RMPs）の採用、劣化して大きく乱された土壌の修復を通じて、二次炭酸塩としての SOC と SIC の濃度/プールを高めることを示唆している。木炭を形成し、バイオ炭を肥料として利用することも選択肢の一つである（Fowles 2007）。深さ 1～2km の深さから CO2 を注入する地中貯留とは対照的に、SOC 貯留では、自然の加湿過程を経て 0.5～1m の深さの表層に C を注入することになる。管理された生態系下のほとんどの土壌では、耕作土壌のSOCプールが枯渇しているため、自然生態系下の土壌に比べてSOCプールが少なくなっています。最も急速に SOC プールが減少するのは、温帯地域では自然生態系から農業生態系への転換後 20～50 年、熱帯地域では 5～10 年である（Lal 2001）。一般的に、耕作土壌には通常、元のSOCプールの50～75％が含まれている。SOC プールの枯渇は、酸化・石灰化、浸出、浸食によって引き起こされる。

SOC プールを増加させるための戦略を図 4 に示す。SOC プールが枯渇している劣化土壌は多岐にわたる。これらの中で重要なのは、浸食、栄養分の枯渇、酸性化と浸出、構造的な衰退、汚染・汚染によって劣化した土壌である（図4）。劣化した土壌や生態系を回復させることは、水質、バイオマスの生産性、CO2 排出量の削減など、複数のメリットがある戦略である。Grainger (1995) は、熱帯地域には約 750 Mha の劣化した土地があり、植林や土壌の質の向上の可能性があると推定している。SOCとして約 0.5 Mg ha-1 yr-1、バイオマスとして約 1.0 Mg ha-1 yr-1 の吸収ポテンシャルがあることから、750 Mha の陸域の C 吸収ポテンシャルは約 1.1 Pg C yr-1 となる。Lal (2001) は、乾燥地域や半乾燥地域の土壌の砂漠化を抑制することで、SOC の貯留ポテンシャルを 0.4-0.7 Pg C yr-1 と推定している。同様の推定値は、Squires ら（1995）によって提供されている。

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図4
劣化土壌の修復と農業用土壌のRMPの導入による土壌炭素貯留の管理戦略。

West & Post (2002)は、世界各地の67の長期実験データを分析し、プラウ耕うんから不耕起農法への転換に伴うSOC貯留率を評価した。West & Post (2002)は、プラウ耕起農法から不耕起農法に転換した場合のSOC貯留率の平均値を570±140 Kg C ha-1 yr-1と報告しており、40-60年後には新たな平衡SOCプールに到達する可能性があるとしている。Lal (2004a,b)は、全世界の化石燃料排出量の5-15%に相当する0.4-1.2 Pg C yr-1の地球規模のSOC貯留ポテンシャルを推定している。Pacala & Socolow (2004) は、1600 Mha の農地でプラウ耕うんを不耕起農法に転換し、保全効果の高い対策を採用することで、2050 年までに 0.5-1 Pg C yr-1 を吸収することができると推定している。

統合栄養管理（INM）もSOCの貯留には不可欠である。腐植のプロセスは、N、P、S、その他の土壌腐植の構成要素が不足しているため、深刻な制約を受け る可能性がある（Himes 1998）。CとNのバランスが十分にとれていないと、Cの貯留効率が低下する（Paustian et al. したがって、バイオマスＣ（Campbell et al. 1991; Janzen et al. 1998）およびＮ（Halvorson et al. 1999, 2002）の施用量の増加により、SOCの貯留率が高められる。Liebig ら（2002）は、N レートの高い施肥を行った場合、無施肥の対照植物と比較して、SOC 貯留率が 1.0～1.4 Mg C ha-1yr-1 増加することを観察している。同様の観察は、Dumanskiら（1988）、Schjonningら（1994）、Gregorichら（1996）、Bowman & Halvorson（1998）、Studdert & Echeverria（2000）、および Jacintheら（2002）によって行われた。Malhi ら（1997）は、SOC の隔離は、N の散布速度と散布源の両方に依存することを報告している。オーストラリアのビクトリア州では、Ridley ら（1990）は、P と石灰の施用により、0-10cm 層のSOC プールが 68 年間で 11.8 Mg ha-1 増加し、平均 0.17 Mg C ha-1 yr-1 の割合で増加したことを観察している。

肥料やその他の有機質肥料の施用もSOC貯留の重要な戦略の一つである。ヨーロッパで行われたいくつかの長期実験では、化学肥料よりも有機質肥料の施用の方が、SOC 貯留率が高いことが示されている（Jenkinson 1990. Witter et al. 1993; Christensen 1996; Korschens & Muller 1996; Smith et al. 1997）。) 化学肥料と比較して、糞尿の長期使用による 0～30cm の深さにおける SOC プールの増加は、デンマークでは 100 年で 10％（Christensen 1996）、ドイツでは 90 年で 22％（Korschens & Muller 1996）、英国 Rothamsted では 144 年で 100％（Jenkinson 1990）、スウェーデンでは 31 年で 44％（Witter et al.1993）であった。イリノイ州のモロー圃場のデータでは、管理された圃場では、管理されていない対照区に比べて 44.6 Mg ha-1 の SOC が多く含まれていることが示されている（Anderson et al. ハンガリーでは、Arends & Casth (1994)が、管理によって 1.0～1.7%のSOC 濃度の増加を観測している。Smith ら（1997）は、ヨーロッパの農地に 10 Mg ha-1 の割合で肥料を施用すると、100 年間で 5.5%の SOC プールが増加すると推定している。ノルウェーでは、Uhlen (1991) と Uhlen & Tveitnes (1995) が、37-74 年の間に 70-227 Kg ha-1 yr-1 の割合で糞尿を施用すると、SOC の貯留量が増加すると報告している。

多様な作付体系の土壌では、一般的に単作栽培の土壌よりも SOC プールが高い (Dick et al. 1986; Buyanoski et al. 1997; Drinkwater et al. 1998; Buyanoski & Wagner 1998)。夏期休耕地の廃止は、SOC プールの損失を最小限に抑えるためのもう一つの選択肢である (Delgado et al. 1998; Rasmussen et al. 1998)。冬期覆土作物の栽培は、SOC の貯留を通じて土壌の質を向上させる。英国では、Fullen & Auerswald (1998) が、草地を脇に置いておくと 12 年間、SOC 濃度が 0.02% yr-1 増加したことを報告している。オーストラリアでは、Grace & Oades (1994)が、0-10cm 層のSOCプールは、輪作サイクルにおける放牧頻度の増加に伴って直線的に増加することを観察している。連続作付けと比較して、表層のSOC濃度は、スウェーデン（Nilsson 1986）では 15％、オランダ（Van Dijk 1982）では 23％、英国（Johnston 1973）では 28％上昇した。Lal ら（1998）は、米国の農地についても同様の結果を報告している。

吸収率は、乾燥・高温気候下では負またはゼロから、湿潤・温帯気候下では約 1000 Kg C ha-1yr-1 までの範囲である（Lal 2004b, 2005a,b,c）。農業用土壌におけるSOCの通常の吸収率は300～500 Kg C ha-1 yr-1である。高率は、無耕起農業、マルチとしての作物残渣の保持、ローテーションサイクルでのカバークロップの栽培、アグロフォレストリーを含む複雑な農業システムの採用、管理を含むINM、植林による劣化した土壌の修復を通じて得られています。

農林土壌への RMP の導入は、Win-Win の戦略である（Follett 2001; Lal 他 2003; Lal 2004a,b, 2006）。土壌の質と農業生産性を向上させると同時に、RMP の採用による農業強化は、水質を改善し、溶出物や土砂の負荷を減少させることで非点源汚染を低減し、SOC 貯留による CO2 排出量の純率を低減させることができる。これは非常に自然なプロセスである（Morris 2006）。しかし、隔離されたSOCを安定化させるためには、安定化メカニズム（Six et al. 2002）、C隔離における生物物理的生態系の限界（Schlesinger 1999; Sauerbeck 2001）、および関連する経済・政策上の問題（McCarl & Schneider 2001）を理解することが重要である。C クレジットの取引には、いくつかの許可証（連邦、州、地方レベル）と販売手続きが必要となる場合がある。

(iii) 二次炭酸塩

土壌のCの隔離はまた、二次炭酸塩、および地下水への重炭酸塩の浸出としてSICで発生する可能性があります。二次炭酸塩は、フィルム、スレッド、コンクリートとペダンツとして様々な形態で発生します。また、層状のキャップ、カリッシュ、カルクレートとしても発生する（Gile 1993）。砂利濃度の高い骨格土壌では、二次炭酸塩は石や小石の下面のコーティングとして発生する。二次炭酸塩の形成には4つの主要なメカニズムがある（Monger 2002; Mermut & Landi 2006）。Marionら（1985）は、二次炭酸塩は、表層でのCO2の溶解に続いて、Ca+2とMg+2の移動と再沈降によって形成されると提案している。これに対して、Sobecki & Wilding (1983)は、第二のメカニズムとして、浅い地下水からのCa+2の毛細管状の上昇と表層への再沈降を挙げています。第三の原位置での溶解と再沈殿のメカニズムは、Rabenhorst & Wilding (1986)によって提案された。また、Monger (2002)は、炭酸塩は生物起源のものであり、土壌動物（シロアリなど）の活動によって形成されることを指摘しています。CO2の溶解を記述する化学反応は、Mermut & Landi (2006)の以下の式で示されています。

\\\n\n
CO2(ガス)+H2O⇄CO2(aq)+H2O,CO2(aq)+H2O⇄H2CO3,H2CO3⇄H++HCO-3,HCO-3⇄H++CO2-3,H2CO3⇄2H++CO2-3andCa2+(aq)+2HCO-3(aq)⇄CaCO3(カルサイト)+H2O+CO2である。
二次炭酸塩は、土壌pHが7.3〜8.5の範囲で形成される。しかし、十分な量のCa+2とMg+2が土壌系に存在していなければならない。含水率を低下させ、土壌中の空気中のCO2やHCO-3の分圧を低下させ、土壌中のCa+2やHCO-3の生成物を増加させると、二次炭酸塩の析出が促進される。

SOCとは対照的に、二次炭酸塩の生成率は低い。米国南西部の砂漠では、Marionら（1985）は更新世の二次炭酸塩の沈着率を1.2-6 Kg C ha-1 yr-1と推定しています。同じ地域を対象とした別の研究では、Schlesinger (1985)は、二次炭酸塩の形成速度を1.2～4.2 Kg C ha-1 yr-1と推定している。同じくアメリカ南西部のMonger & Gallegos (2000)は、二次炭酸塩の形成率を1-14 Kg C ha-1 yr-1と報告している。カナダのサスカチュワン州では、Landi (2002)が二次炭酸塩の沈着率を9.9～13.4 Kg C ha-1 yr-1と推定している。Machette (1985)は、非石灰質の母材について、沈着率を1.7～6.1 Kg C ha-1 yr-1と推定し、石灰質土壌では一般的に沈着率が高いと結論づけている。

地下水への重炭酸塩の浸出は、特に良質の水で灌漑された土壌では、活性の低いプールへのSICの移行のもう一つのメカニズムである(Nordt et al. 2000)。灌漑土壌におけるHCO3-の溶出速度は、0.25-1.0 Mg C ha-1 yr-1にもなる可能性がある（Wilding 1999）。世界には 2 億 5 千万ヘクタールの灌漑地がある。これらの土壌における HCO-3 の溶出の可能性は 62.5-250 Tg C yr-1 であろう。灌漑土壌を除いて、二次炭酸塩の沈着率を高めるための技術的な選択肢は多くない。有機質の改良剤（例えば、作物の残渣マルチング、糞尿や他のバイオソリッド）の使用は、シロアリや他の土壌動物の活動を強化し、また、生物学的プロセスを介して二次炭酸塩の形成を増加させることができる可能性があります。HCO-3 の溶出を促進するために良質の灌漑用水を使用することも、灌漑土壌に関連するもう一つの選択肢である。

4. バイオ燃料

バイオマス由来の糖類をエタノールに、植物由来の油脂をバイオディーゼルに変換することは、化石燃料の使用を削減し、代替・持続可能なエネルギー源 を開発するための実行可能な戦略である（Himmel 他 2007; Stephanopoulos 2007; Wald 2007）。2004 年の世界の総一次エネルギー供給量 11.2 Pg（石油換算）のうち、35.03%が石油、24.6%が石炭、20.44%がガス、6.33%が原子力、13.61%が再生可能エネルギー源であった（Goldemberg 2007）。再生可能エネルギー源のうち、伝統的なバイオ燃料（動物糞、作物残渣、木製品など）が 2.48％、現代的なバイオ燃料が 1.91％を占めている。一次エネルギーのうち、水力、太陽熱、風力、地熱が貢献したのはわずか3.22%であった。

政治的・科学的な課題として注目されているバイオ燃料は、2 つの異なる、しかし相互に関連した側面で C 貯留に関係している（図 5）。(i)枯渇したSOCプールの回復を通じた土壌のC吸収、特に農業的に劣化した土壌をエネルギープランテーションに転換した場合の土壌のC吸収、(ii)大気中のCO2をバイオマスベースのバイオ燃料にリサイクルすることである。適切な樹種を選択し、慎重に管理すれば、専用作物（ポプラ、ヤナギ、スイッチグラス、ミスカンサス、 カーナルグラス、アンドロポガン、ペニセツムなど）が植えられたエネルギープランテーションから生産されたバイオ燃料は、土壌中の C を隔離し、化石燃料の排出量を相殺し、大気中の CO2 やその他の GHGs の発生率を低減することが可能である。有益な影響とは対照的に、一部では、エネルギープランテーションを確立するための土地と水のための競争の増加があるだろうと主張している。

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図5
エネルギープランテーションから生産された現代のバイオ燃料が、陸域/生物学的炭素隔離に及ぼす相互作用効果。

米国ではリグノセルロース系バイオマスを 1 ペー ジ、世界では 4～5 ペー ジ生産するという長期目標のもと、作物残渣（トウモロコシ、小麦、ソルガム、キビ、大麦など）がバイオマスの供給源と して検討されるようになってきている（Somerville 2006; Graham et al. また、ガソリンの代わりにトウモロコシの穀物を原料とするエタノールを使用しても、GHG 排出量は 18%しか削減されないと主張されている（Service 2007）。このように、穀物ではなくセルロース系バイオマスから生産されたエタノールが好ましい代替手段である。さらに、トウモロコシ穀物の価格は米国で 330 Mg-1 ドル以上に上昇しており、メキシコやその他の地域の食糧価格に雪だるま式に影響を与えている。一部の国（米国、中国、インドなど）では、年間3億～4億Mgの作物残渣を再生可能エネルギー源として利用しようと計画しているが、これは土壌や環境に深刻な悪影響を及ぼす可能性がある。実際、作物の残渣を無差別に除去すると、土壌の質を著しく悪化させる可能性がある（図6）。例えば、多数の競合する用途（飼料、家庭用燃料、建設資材など）や調理用燃料としての動物の糞の使用のために作物の残渣を恒久的に除去することは、南アジアやサハラ以南のアフリカで、土壌の劣化、低収量、飢餓、栄養不良などの深刻な問題を広範囲に引き起こしてきた（Lal 2006）。

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図6
セルロース系バイオエタノール生産に伴う作物残渣の土壌・環境品質への悪影響。

作物の残渣は廃棄物ではない。残留物は貴重な商品であり、土壌改良材としての使用は、土壌の質を維持するために不可欠である（Wilhelm et al. 大規模なセルロース系エタノールプラントを設置する前に、残渣除去による土壌品質への悪影響を客観的かつ批判的に検討しなければならない。したがって、セルロース系バイオマスは、特に確立されたエネルギープランテーションで生産されなければならない。また、自生の草地の多年草の低入力高密度（LIHD）混合物からバイオマスを調達することも可能である（Tilman et al.

5. 養殖用炭素

土壌や樹木に貯留された炭素は、他の農産物（トウモロコシ、牛乳、肉など）と同様に取引することができる。C クレジットの取引は急速に成長している産業である（Gressel 2007; McGowan 2007）。市場はヨーロッパ（Johnson & Heinen 2004; Brahic 2006）や米国では Chicago Climate Exchange（Breslau 2006）を通じて確立されている。米国では「キャップ・アンド・トレード」運動が活発化している（Schlesinger 2006; McGowan 2007）。この問題に関する議論は、現在、温室効果ガスの排出を遅らせるための政策オプションに焦点を当てている (Kerr 2007; Kintisch 2007b)。これらの選択肢の中で重要なものは以下の通りである。これらの選択肢の中で重要なのは、(i) C 税と呼ばれる C 排出量に対する課税、(ii) 政府の補助金、(iii) C クレジットの取引である。キャップ・アンド・トレード制度は、環境目標の達成を確実にするものである。土壌や生物相に封じ込められた C を取引する市場は、北米や欧州で開発が進められているが、アジアやアフリカの開発途上国の資源貧乏人や小規模な土地所有者にとっては、非常に有益な戦略であると考えられる。C クレジットの取引は、農家に必要とされる収入源を提供し、土壌の修復（砂防、灌漑、肥料など）に投資し、農業の停滞を打破し、食糧安全保障を促進するために不可欠なインセンティブとなる。

6. バイオティック・カーボンとバイオティック・カーボンの混合反応の利点と限界

光合成による大気中のCO2の除去に基づく生物学的C隔離は自然のプロセスである。光合成によるCO2除去は、管理された生態系や自然生態系の木質植物では、CO2の受精効果により、将来的にその規模が大きくなると考えられています。このプロセスは、必須栄養素（N, P, K, Ca, Mg, S, Zn, Cu, Moなど）の投入や水の管理によって管理することができます。陸上/生物学的 C 貯留には、多くの付随的な利点がある。これらの中で重要なものは以下の通りである。(i) 土壌と水資源の質の向上、(ii) 生態系からの栄養分の損失の減少、(iii) 土壌浸食の減少、(iv) 野生生物の生息環境の改善、(v) 水の保全の増加、(vi)劣化した土壌の回復、(vii)投入物の利用効率の向上である。SOC と SIC の両方としての土壌 C 隔離もまた、元素と水のリサイクルに不可欠な自然のプロセスである。陸域のプールと同様に、SOCプールの増加もまた、地域、地域、地球規模のプロセスに影響を与える多くの付随的な利益を持っています。土壌の質に対するSOCの隔離の主な利点は以下の通りである。(i)土壌構造の改善、(ii)土壌浸食の減少、(iii)非点源汚染の減少、(iv)植物が利用可能な水の埋蔵量の増加、(v)植物栄養素の貯蔵量の増加、(vi)汚染物質の変性、(vii)土壌品質の増加、(viii)食糧安全保障の農業生産性の増加、(ix)気候の緩和、(x)土壌の美的・経済的価値の増加である。したがって、生物学的 C 隔離のプロセスは、農学的生産性を向上させながら、生態系サービスを強化・強化する。このプロセスは費用対効果に優れており、世界のほとんどの生態系において、農地や森林の土壌／生態系に適用するためのRMPが利用可能である（IPCC 1999）。しかし、特に陸域の生態系における生物学的な C 吸収のための総吸収量は、25-50 年の間に 50-100 Pg C と低い（Lal 2004a,b）。さらに、土壌や生物相に貯留されたCは、土壌管理（耕作など）や土地利用（森林伐採など）の変化に伴って再放出される可能性がある（表2）。

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生物隔離とは対照的に、生物隔離は工学的なプロセスである。海洋、地層、炭鉱、油井などに深く注入する技術が開発されており、2025年以降には日常的に利用できるようになるかもしれません。現状では、これらの技術は高価であり、注入したCO2が漏れやすい。コストが高いことに加えて、測定・モニタリングの問題、生態系への悪影響、規制措置の開発・実施が必要である。しかし、生物学的手法のシンク容量は数千Pg Cと非常に大きく、化石Cの埋蔵量を超えると推定されることが多い。生物学的システムと生物学的システムは互いに補完的な関係にある。生態系の特性に応じて、生物学的・生物学的隔離オプションのためのサイト固有の生態学的ニッチがあるかもしれない。生物学的隔離のオプションはすぐに利用可能である。そのようなオプションを使用することで時間を稼ぐことができるが、化石燃料に代わるC-ニュートラルなエネルギー生産技術や生物学的隔離の技術が効果を発揮する間、そのようなオプションを使用することで時間を稼ぐことができる。

7. 結論

現在、自然の陸域と海洋の吸収源は、排出される8.6 Pg C yr-1の約60％を吸収しているが、自然の吸収能力と吸収率は、21世紀に予測される人為的なCO2排出量のすべてを吸収するのに十分ではなく、また、Cニュートラルなエネルギー源が有効になるまでは十分ではない。管理された生態系（森林、土壌、湿地帯など）の吸収能力は、適切な土地利用への転換や、林業、農作物、牧草地のRMPの採用によって高めることができる。生物学的プロセスを意図的に操作することは、規制措置の採用や政策的インセンティブの特定により、CO2吸収プロセスを加速させることができる。しかし、これらの管理システムが効果的であるためには、統合されたシステムアプローチが強く必要です。地球規模のCサイクルは人間活動の影響を受ける一方で、H2Oや他の元素（例えば、N、P、S）のサイクルとも結合しており、生物学的/地球上の隔離の有効性は、これらの結合サイクルの科学的理解に依存しています。

海洋や地質層への直接注入による人為的に放出されたCO2の生物学的隔離は、大きなシンク容量を持っています。CO2の鉱物炭酸化によるCaとMgの安定した炭酸塩への固定化は、大きな容量を持つもう一つの選択肢です。これらの技術は現在開発が進められており、2025年以降には日常的に利用できるようになる可能性があります。これらの技術を費用対効果の高いものにし、漏洩リスクを低減し、環境への悪影響を最小限に抑え、安全性を高めるためには、さらなる研究が必要である。経済性に加えて、生物学的及び生物学的な CO2 貯留オプションの両方について、人間の次元の問題に客観的かつ批判的に対処する必要がある。特に計測、モニタリング、滞留時間、炭素クレジットの取引に関しては、適切な政策・規制手段を開発する必要がある。炭素隔離は重要な戦略であるが、カーボンニュートラル技術の開発による排出量削減の重要性を強調することはできない。後者には、効率的なエネルギー生産と利用対策、化石燃料に代わるものを見つけることが含まれるかもしれない。バイオ燃料（例：バイオエタノール、バイオディーゼル、バイオディゲスターからのメタンガス、バイオマスからのH2セル）は、代替エネルギー源の重要な構成要素である。

脚注

テーマ課題「持続可能な農業II」への15件の投稿。

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