多年凍土退化下碳、氮和污染物循環研究進展

王藍翔， 董慧科， 龔 平，2， 王傳飛，2， 吳曉東

（1.中國科學院青藏高原研究所環境變化與地表過程實驗室，北京 100101； 2.中國科學院青藏高原地球科學卓越創新中心，北京 100101； 3.中國科學院大學，北京 100049； 4.中國科學院西北生態環境資源研究院冰凍圈科學國家重點實驗室青藏高原冰凍圈觀測研究站，甘肅蘭州 730000）

0 引言

自工業革命以來，氣候變化已經對人類系統和自然系統產生了廣泛影響［1］。凍土作為冰凍圈的重要組成部分，對氣候變化十分敏感。地面觀測以及遙感等手段已經廣泛記錄了高緯度多年凍土（如北極）和高海拔多年凍土（青藏高原等）的退化現象。過去30年間，高緯度地區以每10年增加0.6 ℃的速度增溫［1］，而中低緯度的高海拔多年凍土區的變暖也比其他地區更為顯著［2］，近40 年增溫速率要比全球同期升溫速率高約2 倍。在氣候變暖的背景下，多年凍土在未來還會繼續退化［3-4］。

多年凍土退化具體表現為地溫升高，活動層厚度增加，熱喀斯特地貌發育等。近幾十年來，北半球的活動層厚度顯著增加［5］，由于多年凍土的融化會引起土壤水分的釋放，活動層厚度的加深可能會改變水文路徑，增加河流流量［6］，因此活動層厚度變化對多年凍土區生態系統、水文及地貌過程十分重要。熱喀斯特則是由于地下冰融化導致多年凍土區發生地面沉降、塌陷、滑塌、侵蝕等現象，是多年凍土區重要的地貌變化過程。根據熱喀斯特發生的位置和條件，會形成包括熱融湖塘、溯源熱融滑塌、活動層邊坡坍塌等多種地貌類型。

因長期處于低溫狀態，有機質分解緩慢，凍土區（尤其是多年凍土區）成為全球物質儲庫的重要組成部分，儲存了大量的有機碳（SOC）、氮素等［7-8］。同時，由于長距離傳輸及全球冷捕集效應［9］，加上偏遠地區也存在一定的人類活動，導致凍土中也儲存了石油［10］、持久性有機污染物（POPs）［11］、汞（Hg）［12］等污染物。

多年凍土退化使得原本處于凍結狀態的物質從垂直和水平方向釋放出來，活動層的加深和熱喀斯特地貌的發育會改變多年凍土中物質的遷移［13-14］。有機質重新暴露于微生物過程中，被分解成CO2、CH4、N2O 等溫室氣體，釋放到大氣中［7］；氣態汞和揮發性較強的POPs 等污染物也會釋放進入大氣，而溶解性的物質會隨著融水輸送到河流、熱融湖塘等水生系統中。總之，這些物質從相對穩定的“凍結”狀態變成處于環境系統中的“流通態”，進入到大氣圈、水圈，甚至生物圈中，參與全球物質循環，并引發一系列的氣候和環境效應。當然，這些物質在多年凍土生態系統中的變化也是非常復雜的，其相互之間的耦合關系在某種程度上會抑制或加劇氣候變化的正反饋效應（如多年凍土退化引起的氮可用性增加會刺激植物生產力，進而部分抵消土壤碳損失［15-16］）。

氣候變化對多年凍土中物質循環的影響已經引起了廣泛關注，目前以碳循環的氣候反饋為研究最多。已有一些學者總結了多年凍土碳循環的生物地球化學過程以及關鍵驅動因子［7，17-24］、凍土區溫室氣體排放通量特征［25-31］、溶解性物質向河流的輸出規律［32-33］等。由于不同區域物質組分（組成及儲量、物質間的耦合關系和協同效應）、環境因素（凍土景觀特征、多年凍土退化過程、融區水文特征）、生物因子（微生物過程）的差異性，導致多年凍土的物質循環特征具有很大的空間異質性，其物質釋放的途徑、幅度和規律特征有所不同。全面了解多年凍土中多種物質的區域性輸移和轉化規律及協同作用將會為更準確地預測全球多年凍土退化對氣候變化的響應提供重要支撐。本文主要以碳氮及污染物的遷移轉化過程作為研究對象，著重近6 年（2015—2020 年）的研究成果，結合不同類型的多年凍土退化過程，總結了多年凍土退化過程中碳氮的生物地球化學循環特征。此外，還從凍土污染物與碳氮的關系角度出發，總結了多年凍土污染物的遷移循環規律特征，并對未來需要加強研究的方向以及改進的研究手段進行了展望和建議（圖1）。

圖1 多年凍土的多種退化方式及物質遷移輸出示意圖Fig.1 Schematic diagram of permafrost degradation and materials export

1 凍土中的物質組分

凍土是指0 ℃以下的各種巖石和土壤，一般可分為短時凍土、季節凍土、多年凍土。其中，溫度在0 ℃或低于0 ℃且至少連續存在兩年的巖土層為多年凍土［34］。凍土廣泛分布于中高緯度地區和高山地區，多年凍土在北極分布最為廣泛，也存在于中亞高原和南極無冰地區，包括南極半島地區。凍土層中含有大量的碳（C）、氮（N）以及有機污染物（石油、POPs）和重金屬等無機物染物。

1.1 凍土中的碳

多年凍土區的土壤有機碳的儲量非常豐富，其中活動層中的碳儲量約占12%，其余88%位于多年凍土層中［34-35］，多年凍土中有機碳儲量相當于目前大氣中碳儲量的兩倍。已有多項研究估算了不同地區的有機碳儲量，通常以凍土實測含冰量、體積密度等指標作為依據［36］，利用經驗公式（1）和（2）進行估算碳儲量。

式中：C為實測多年凍土區土壤有機碳的平均含量；I為含冰量（冰占土壤干重的質量分數）；BD為容重（g·m-3）；Cspec為某區域特定的土壤碳總量；T為平均厚度（m）；S為研究區面積（m2）；Ctot為碳儲量。

不同研究估算得出的凍土區碳儲量如表1 所示，主要研究區域為包括環北極多年凍土區和青藏高原多年凍土區。環北極多年凍土區是凍土碳儲量最大的地區，地下3 m 深的土壤碳儲量就占全球土壤碳庫的30%～40%［37］，其中約2/3位于歐亞大陸，其余位于北美洲［38］。其中，Tarnocai 等［39］較早對多年凍土區碳儲量進行了估算，隨后Hugelius 等［38］分別基于不同的數據庫對碳儲量的資料進行了更新，包括西伯利亞和阿拉斯加以及加拿大西北部的更新世富冰黃土沉積物Yedoma 區域以及環北極多年凍土區主要河流三角洲區域。在不同研究之間，各數據集之間差異、碳密度的計算方法不同都會影響到碳儲量最終估算結果。

表1 多年凍土中的碳氮儲量Table 1 Soil organic carbon（SOC）and total nitrogen（TN）storage in permafrost region

青藏高原以及中國北部的多年凍土區也含有大量的SOC。Mu等［40］估計青藏高原多年凍土區0～25 m 內儲存了（160±87）Pg C（1 Pg=1015g），其中80%儲存在3～25 m 的多年凍土中。Mu等［40］研究發現，與環北極地區類似，青藏高原多年凍土中的SOC 隨深度的增加而呈指數趨勢下降。Ding 等［41］則認為，古氣候對于現代凍土碳庫格局形成的影響大于現代氣候，且其重要性隨土層的加深而逐漸增強。因此在綜合考慮了古氣候和現代氣候條件以及土層厚度和土壤理化屬性后，Ding 等［41］估算出青藏高原0～3 m 凍土中儲存了37 Pg C。需要注意的是，青藏高原碳儲量的研究在多年凍土面積范圍、植被類型的選擇有很大不同，這是導致不同研究結果差異較大的重要原因［2］。此外，有機碳的測定方式（元素分析儀法、重鉻酸鉀氧化法、燃燒法等）也會導致儲量結果的估算差異［42］。

1.2 凍土中的氮

氮素作為土壤中重要的營養成分，在極地和青藏高原凍土中儲存。如表1所示，Loisel等［43］估計北極和亞北極泥炭多年凍土總氮儲量占全球土壤氮儲量的10%。在青藏高原地區，Kou 等［44］估計多年凍土區0～3 m 土層儲存了1 802 Tg 總氮，其中近一半儲存在1～3 m 土層中，且分布趨勢為從高原東南向西北方向遞減。

1.3 凍土中的污染物

1.3.1 有機污染物

持久性有機污染物（POPs）和石油是多年凍土區重要的有機污染物。POPs 是指由人類合成并能長期存在于環境介質中的有害物質，具有半揮發性，能夠隨著大氣進行長距離遷移，極地寒冷地區和高山的土壤被認為是POPs 的“匯”［53-55］。垃圾填埋場、科學研究臺站以及軍事基地是南北極地區POPs 含量較高的地區。雖然目前南極［56-58］、北極［59-60］、青藏高原［61-63］以及我國東北地區均已開展土壤POPs 的研究工作，但多集中于表層土壤和農田土，真正位于多年凍土中POPs 的研究目前僅有3篇文獻報道［64-66］，對于極地及高寒地區凍土POPs儲量及分布情況仍缺乏全面的認識。

多年凍土區作為“匯”區，累積了大量的POPs，其濃度水平如下：南極多年凍土中多環芳烴（PAHs）濃度范圍為0.12×102～1.10×102ng·g-1dw（干重），我國東北大興安嶺地區多年凍土中POPs 濃度水平高于南極地區，PAHs 濃度范圍為0.76×102～1.64×103ng·g-1dw，有機氯農藥（OCPs）濃度范圍0.14×102～4.40×104ng·g-1dw。其中，檢出濃度最高的是滴滴涕（p，p’-DDT），可達（2.00×104±6.00×104）ng·g-1dw；硫丹濃度為（0.76×103±1.10×103）ng·g-1dw，總濃度明顯高于中國其他地區；六六六（∑HCH）、六氯苯（HCB）檢出濃度分別為（0.57×103±1.40×103）ng·g-1dw、（1.4±1.5）ng·g-1dw。

隨著土層深度的增加，POPs濃度整體呈遞減趨勢，但在一定的層位仍存在峰值以及波動（圖2）。POPs 的垂直分布及下滲過程主要受到多年凍土層的滲透性及土壤有機質含量的影響。如圖2（a）所示，南極多年凍土區PAHs 濃度在220 cm 處出現濃度峰值，這是由于多年凍土層是POPs 的半滲透層，POPs在活動層與多年凍土層交界處不易淋溶下滲，因而積累濃度較高［64］。圖2（b）中我國大興安嶺地區多年凍土剖面中PAHs 的分布規律則與南極地區顯著不同，分別在20 cm及90 cm深處出現了兩個濃度峰值，土壤表層出現的第一個峰值與豐富的有機質含量有關，而第二個峰值的深度則為凍融交界層，多年凍土層對PAHs 起到滯留作用。圖2（c）包含了多種下墊面類型中POPs 的垂直分布規律，其中森林和草地中的POPs 垂直分布波動較大，草地OCPs 濃度峰值出現在土壤表層，而森林凍土區的OCPs 在40 cm 處出現濃度峰值。由于土壤特性的不同，草地土壤有機質含量通常表層較高，而森林土壤中的有機質含量通常從表層開始逐漸升高，到一定深度開始下降，多年凍土有機質含量的垂直分布情況對于POPs積累規律十分重要。

圖2 南極多年凍土剖面中PAHs的分布趨勢［64］，采樣點D和I均位于南極Jubany站（a）；我國大興安嶺地區多年凍土剖面中PAHs的分布規律，數據來源參考文獻［65］（b）；我國大興安嶺地區不同下墊面類型的多年凍土剖面中OCPs的分布趨勢，數據來源參考文獻［66］（c）Fig. 2 Distribution of PAHs in Antarctic permafrost［64］，the sampling station D and I are located at Jubany Station（a）；Distribution of PAHs in permafrost in the Greater Khingan Range of China，data from Ref.65（b）；Distribution of OCPs in permafrost in the Greater Khingan Range of China，data from Ref.66（c）

石油污染的組分主要包括飽和烴、芳烴、極性化合物和瀝青質［39］，運輸原油的一些管道也經過凍土區，如中俄原油管道（CRCOP）等。由于凍融作用會引起凍脹和融沉變形，管道容易發生過量變形而被破壞，造成石油泄漏［18］，此外還有其他油罐倒塌和人為破壞等事件，也會造成大量的石油泄露現象，尤以西伯利亞和阿拉斯加地區較為嚴重。據報道，俄羅斯北部諾里爾斯克的一個儲油罐倒塌破裂后，有2 萬噸柴油被釋放到環境中，擴散超過12 英里，污染了附近的土壤。阿拉斯加普拉德霍灣的原油運輸管線破裂，導致76.1×104～10.1×104L 原油被釋放到凍土帶［67］。

石油通過管道泄漏等事件釋放到凍土中的總量可以估計，并且石油在凍土中的遷移擴散過程已經通過模擬實驗等方式開展研究［68-70］。然而，其在凍土中石油發生遷移轉化后的濃度水平還不清楚。

1.3.2 重金屬類污染物

土壤中的汞與有機碳之間存在著密切的關系，如圖3（a）所示，Schuster 等［12］統計了前人發表的北半球11 000 個土壤有機碳和汞的相關數據，發現土壤有機碳與土壤汞之間存在著密切的關系，即如圖3（a）所示，當碳含量＜10%時，r2為0.98，碳含量＞10%時，r2為0.56。并且Schuster 還通過采集北極多年凍土樣品，實測了凍土中的汞濃度，測得汞碳比（RHgC），發現與北半球其他區域土壤中RHgC相似［圖3（b）］。基于北半球有機碳庫數據和汞碳比數據，估算出北半球的凍土中的汞儲量約為（1 656±962）Gg，其中多年凍土層中儲存了（793±461）Gg汞，即占北半球凍土汞總儲量的1/2。由此可見，北半球多年凍土區儲存了大量與有機質結合的汞［71］，在高海拔多年凍土區也有關于汞儲量的報道，在SOC 含量和粒徑分布、大氣沉降等條件的影響下，青藏高原多年凍土區汞濃度呈現出南部高、北部低的分布趨勢［72］。Mu 等［73］計算指出青藏高原0～3 m凍土中儲存了21.65 Gg 汞，其中，活動層儲存了16.58 Gg汞；Sun等［74］估計，在青藏高原東北部的多年凍土區疏勒河流域，0～60 cm 土層中儲存了約130.6 t Hg。汞在凍土剖面上的分布呈現出隨著深度下降的趨勢，Sun 在青藏高原多年凍土區的23 個探坑中發現，大多數垂直剖面中觀察到了近地表出現總汞濃度峰值，然后持續下降的趨勢［74］。青藏高原凍土汞儲量僅占北半球凍土汞庫［（1 656±962）Gg］的1.3%左右，這些汞在未來的變化需要關注。

圖3 土壤有機碳與土壤總汞濃度的關系（a）及汞碳比（b），圖片來自文獻［12］Fig.3 Relationship between soil organic carbon and total soil mercury concentration（a），ratio of carbon and mercury（b），the pictures are from Ref.12

除汞以外的其他重金屬元素在凍土中的濃度水平和儲量的研究較少，Halbach 等［75］在北極Svalbard 群島測定了有機土和礦質土，測定了包括鋁、鋅、鎘，鉻、鐵在內的濃度水平，重金屬元素的具體濃度數據見參考文獻［75］。Svalbard 群島表層土壤中的Cd，Hg，Zn 和S 元素含量明顯較高，而Cu、Cr、Ni、Fe、Al、Mn 則在礦質土壤中的含量明顯較高，與重金屬汞在北極的沉降途徑不同的是，這些元素在Svalbard 群島的土壤中的濃度變化主要與當地的地質條件有關。

2 碳氮釋放規律

有機質解凍并暴露于環境中作為初步階段，這些有機質隨后會在微生物作用下生成多種溫室氣體。多年凍土退化釋放的溫室氣體主要包括碳基溫室氣體CO2和CH4，以及氮基溫室氣體N2O，這些溫室氣體的釋放對于氣候變暖具有正反饋效應。目前的很多研究報道了野外原位觀測的溫室氣體釋放情況，包括熱喀斯特地區的溫室氣體釋放特征。然而，多年凍土退化作為一個長時間的動態過程，因此研究利用室內模擬凍土融化也是探究多年凍土退化過程中溫室氣體釋放通量變化以及關鍵影響因素的有效方法。野外觀測與室內模擬相結合，對于估算多年凍土地區溫室氣體的氣候效應具有重要作用。

2.1 碳氮的垂直釋放特征

2.1.1 熱喀斯特下的溫室氣體釋放

熱喀斯特作用使土壤剖面整個或部分暴露于空氣中，這些變化導致有機質在水平和垂直方向上的快速流失。越來越多的觀測證據表明，熱喀斯特地貌的發展在北極及青藏高原許多地區以后可能更為頻繁［76-78］。由于熱喀斯特地區復雜的環境過程及地貌特征，熱喀斯特地貌對于溫室氣體的釋放還有很大的不確定性。

在低地區域，多年凍土區地表沉降后可能引起的湖泊和濕地的擴張，形成熱融湖塘、濕地-熱喀斯特復合體等。熱融湖塘具有獨特的湖沼學、形態學和生物地球化學特征，廣泛分布于環北極地區西伯利亞、阿拉斯加富冰黃土區（Yedoma）以及不連續多年凍土泥炭地中，如加拿大北部［79］等。在一些熱融湖塘和濕地觀測到了很高的CH4釋放量［80-81］，熱融湖塘的CH4釋放通量由兩個部分組成，分別是水體下部土壤中的鼓泡擴散和水面以上部分的擴散形式［82］。其中，以擴散形式釋放的CH4是由于水體溫室氣體濃度分壓高而逃逸至大氣中，這種方式在熱融湖塘溫室氣體釋放中通常占主導地位［83］，CH4平均通量為87.5 mg CH4·m-2·d-1。鼓泡形式釋放則是由于熱融湖塘下部多年凍土層本身的退化，導致沉積物下部土壤中的碳釋放，并以點源鼓泡的形式釋放CH4［84］。鼓泡的產生在空間和時間上具有高度變異性，因此定量估算存在一定難度［85］。Wik 等［86］總結熱融湖塘中以鼓泡形式釋放的CH4通量在0.4～8.2 mmol CH4·m-2·d-1范圍內，不過由于鼓泡熱點難以被發現，并且缺乏冬季的觀測數據，因此該通量可能被低估。

熱融湖塘底部不同沉積物類型的溫室氣體釋放通量也有所差異，例如，由于泥炭地的有機泥炭層均勻性好于富冰黃土地區的沉積物，因此泥炭地退化而成的熱融湖塘可能與富冰黃土地區的熱融湖塘的鼓泡通量有很大差異。總體來看，富冰黃土地區的熱融湖塘中可能包含更多的鼓泡點源［79］。

盡管熱融湖塘是重要的碳源，但并非多年凍土區的水體都會大量釋放溫室氣體。在一些水生生態系統中，水分條件較好而形成的厭氧環境有利于碳的積累，溫室氣體排放量較低［87］。這也是泥炭［88］和湖泊沉積物［76］在厭氧條件下長期積累碳的重要機制。

由于多年凍土層對垂直水流的阻隔作用，在未發生熱喀斯特地區的活動層土壤中土壤水分含量較高，達到飽和或接近飽和。在高地地區，熱喀斯特地貌形成后排水系統改善，土壤水分會迅速減少［89］，并形成活動層邊坡坍塌、溯源滑塌、沖溝等地貌特征。傳統觀點認為，熱喀斯特高地排水條件改善，水體排干、地下水水位降低使得之前處于厭氧環境中的有機質被重新分配到有氧環境中［14］，會使CH4排放量減少，CO2排放量增多［31］。然而，在阿拉斯加［14］和青藏高原沖溝［90］中CH4和N2O 排放量均呈增加趨勢，這是由于沖溝內部地勢低洼，容易積水導致。高地熱喀斯特邊緣及其周圍排水量的增加抑制了土壤表面CH4的生成，并刺激了其下部土壤中生成CH4的氧化［91］，這會降低CH4的釋放量，但同時也會增加有機質的總礦化速率，從而增加溫室氣體的釋放［89，92］。Mu 等［93］在青藏高原的一處大型熱融溝發現，與北極和北方多年凍土區相比，青藏高原熱喀斯特形成暴露的SOC 更容易受到礦化作用的影響。總之，熱喀斯特是多年凍土快速退化的表現形式，地表塌陷、土壤侵蝕等現象會改變土壤的水熱條件和理化性質，如體積含水量、土壤容重、土壤充水孔隙度、pH 等［7，94-98］，多種土壤理化性質本身也密切相關并相互作用［90］。

熱喀斯特地區N2O通量受碳氮有效性和土壤水文控制。Mu 等［93］在青藏高原熱融溝觀察到其內部和周圍有大量N2O 釋放，其通量接近0.008 μmol N2O·m-2·s-1，而高緯度裸露泥炭土的大部分通量低于0.001 μmol N2O·m-2·s-1［99］。熱喀斯特地區N2O通量與土壤含氮量相關，同時多年凍土退化造成非均質的氧化還原環境為硝化和反硝化創造了有利條件［100-102］，可能發生硝化-反硝化耦合作用［14］；此外，在熱喀斯特地貌發育過程中，從凍土層中釋放的不穩定DOC可以作為電子供體加速反硝化作用，促進N2O的生成［103-104］。

隨著時間的推移，高地熱喀斯特的微地貌景觀發生演化，會形成具有時間順序的融化序列地貌。例如，有研究將發生熱喀斯特作用后的3年、12年和20 年分別對應融化序列地貌發育的早、中、后期階段。如圖4（a）所示，Yang等［90］發現早期和中期階段的CH4排放量較低，與未受干擾的草甸相似；中期階段與北極凍土CH4排放通量的平均值處于同一水平或稍高于其（即圖中灰色虛線）；而后期階段的CH4排放量顯著增加，是中期的3.5倍，甚至高于北極濕地CH4排放通量的平均值（即圖中虛線）。N2O 的情況則相反［105］，如圖4（b）顯示，早期階段土壤釋放大量的N2O，且裸露地表的排放速率最大，可達3.1 mg N2O·m-2·d-1，與農業和熱帶土壤排放N2O 的速率相當；Mao 等［106］認為熱喀斯特形成后水分減少，提高了土壤氧氣的有效性，為土壤硝化作用提供了有利的好氧條件，增加土壤中NO3-的積累，導致初期總硝化作用呈加強趨勢［107］，促進N2O 的排放［108-109］，而中后期階段，排放速率下降到接近非塌陷點，可能與硝酸鹽濃度、反硝化微生物群落結構的變化有關，N2O 的釋放反映較高的氧氣利用率和較低的底物（氨）供應之間的共同作用［107］。

圖4 熱喀斯特發生后不同時間階段的地貌變化（a）以及溫室氣體CH4（b）和N2O（c）釋放通量變化。其中，圖4（a）、4（b）來自文獻［90］，4（c）來自文獻［105］，均已獲得轉載授權Fig. 4 Landscapes（a）and CH4（b）and N2O（c）fluxes at different stages of thermokarst development. Among them，Fig. 4（a）and 4（b）are obtained from Ref.90，and Fig. 4（c）is from Ref.105，all the figures have been authorized to reprint

除了上述因素外，物質間的相互作用也會影響物質的遷移循環，例如碳氮間的激發效應。活性碳的輸入可能會改變土壤氮素的有效性，從而影響土壤有機質的分解速率，這一過程被稱為碳氮間的激發效應，其強度取決于多年凍土解凍后氮素有效性的變化。Chen等［110］在青藏高原草甸凍土區發現，熱喀斯特發生后，氮的有效性及礦化作用增強，使微生物的代謝效率增加，抑制了激發效應，進而調節了土壤有機質（SOM）的周轉以及表層土壤碳動態。

2.1.2 溫室氣體釋放規律探究

根據多年凍土退化過程中土壤的溫度及水分變化特征，許多室內培養實驗通過控制溫度和水分、來模擬多年凍土退化過程，測定溫室氣體的排放通量以及土壤理化性質變化［111］，并分析多年凍土碳的釋放潛力等。目前這類研究涉及CO2、CH4及N2O，其中以碳基溫室氣體的模擬實驗居多。這類實驗可以模擬土壤升溫解凍的過程中，但很難考慮生長季或水分動態變化及新鮮有機質輸入等條件的影響［15］。

溫室氣體主要是微生物分解有機質的產物，因此其排放受到有機質分解狀況的控制。影響有機質分解的因素有許多，通常認為生物因素（微生物群落的結構和活性等）和非生物因素（有機質含量、碳氮比、溫度、氧氣等）共同調控有機質分解［111］。表2 總結了多篇文獻報道的不同室內培養調間隙的溫室氣體排放量及主要控制因素。

表2 多年凍土區土壤溫室氣體排放量的實驗模擬結果Table 2 Greenhouse gas emissions under laboratory incubation experiments

非生物因素對于溫室氣體的釋放過程起著重要作用，具體來看，凍土中的有機質含量和碳氮比對有機質分解的影響較大。C∶N 與CO2和N2O 生成量密切相關。通常C∶N 比較高意味著土壤有機質長期積累，有機質較為新鮮［100-102］，從而使更多可供生物利用的碳源，從而有利于硝化和反硝化作用［103］。盡管北極地區的土壤有機碳含量高于青藏高原地區［104］，但青藏高原地區土壤分解釋放溫室氣體的潛力與北極凍土區、中國東北泥炭地相似。

溫度是有機質分解的重要控制因素之一，有氧和無氧培養過程中溫室氣體排放量均隨溫度增加而增加［116］。由于不同區域的多年凍土實際溫度變化范圍有所差異，如環北極地區的多年凍土溫度通常在-1 ℃到-10 ℃或更低之間變化，青藏高原凍土則會升溫至0 ℃以上。研究者通常會根據不同區域的凍土實際的溫度變化范圍來設置培養實驗的溫度梯度并計算溫室氣體釋放的溫度敏感性指數Q10。Q10代表的是溫度變化10 ℃時某溫室氣體釋放增加的倍數。其計算公式為：

式中：Cgas為溫室氣體生成的速率；T代表土壤溫度；a、b為擬合參數。

Q10被廣泛應用于研究SOM 分解過程中潛在的溫室氣體排放，是研究全球變暖情景下SOM分解產生CO2的關鍵變量［120］。Q10的值可以反映出不同區域的土壤以及同一區域不同深度的土壤的SOM 分解潛力差異，以及不同穩定性的SOM對于增溫的響應程度，這對于可靠預測多年凍土退化過程中的碳動態具有重要意義［120］。

由于土壤微生物對高于或低于0 ℃溫度梯度變化產生的反應不同，因此在不同溫度下觀察到的Q10值有明顯的差異［121］。從土層深度來看，通常在有氧條件下，多年凍土層土壤碳釋放的Q10顯著高于活動層［120］，但是在厭氧條件其Q10差異不大，這說明多年凍土層中的碳潛在分解潛力更大［122］。不過，多年凍土層各深度碳分解的Q10值都高于活動層，Mu 等［115］在青藏高原凍土區的活動層上限及多年凍土中的某些層位中發現了Q10的較高值，可能是這些層位在凍融擾動等作用下，積累了相對較高的有機質含量。

從不同類型的溫室氣體來看，CH4釋放的Q10值通常高于N2O 和CO2，即CH4的溫度敏感性較高（表2），這可能是多種機制共同作用的結果：首先，甲烷的氧化過程對溫度的敏感性低于甲烷的生成過程，因此CH4的排放顯示出較高的Q10值［123］；其次，隨著溫度的升高，CH4和O2的溶解度降低，進一步限制了甲烷的氧化過程［124］；此外，溫度升高也可能改變古生物群落的組成和產甲烷途徑［125］，還會增加微生物活性，從而為CH4的產生提供更多的底物［126］。

生物因素方面，微生物在土壤有機質的分解過程中起著重要作用，Kwon 等［31］總結了北極地區凍土融化對微生物群落結構組成的影響，并討論了其與CO2和CH4排放之間的關系。發現多年凍土融化后若形成較濕潤的環境，則類桿菌（Bacteriodetes）、綠彎菌（Chloroflexi）、厚壁菌（Firmicutes）、產甲烷菌（methanogens）和甲烷營養菌（methanotrophs）的豐度呈增加趨勢，這可能會促進有機質的厭氧分解和CH4的釋放。如果多年凍土融化后形成的環境條件較為干旱，則酸桿菌（Acidobacteria）和α變形菌（Alphaproteobacteria）的豐度會增加，產甲烷菌和甲烷菌的豐度減少，這會加速有機質的好氧分解和CO2排放，但CH4的排放會減少，并通常形成負的CH4通量，即土壤吸收大氣中的CH4。

溫室氣體釋放長時間尺度的模擬實驗對于準確預測溫室氣體氣候變化反饋的重要意義。一方面，碳分解速率隨著時間呈非線性趨勢，一些不穩定碳含量較高的多年凍土樣品的初始碳分解的速率很高，因此短時間尺度的觀測可能不完全具有時間尺度的代表性［120］。此外，碳分解過程中微生物的活性也隨時間的推移而發生改變。Knoblauch 等［117］通過7 年的室內培養實驗發現，無氧條件下甲烷的生成具有滯后效應，產甲烷菌群落在凍土融化后需要一段時間才可以恢復活性并穩定存在，因此短時間尺度的培養實驗觀測到的甲烷生成量普遍偏低，無法準確預測凍土消融下CH4釋放的氣候效應。

2.2 溶解性碳氮的橫向輸移

多年凍土融化通過改變地表和地下相互作用而引起水文狀況變化［127-128］，部分有機質會以溶解態的形式釋放到流域的水體中，如溶解性有機碳（DOC）和溶解性有機氮（DON）。活動層加深會使DOC 的流動路徑加深，當其流經礦質土時，大部分不穩定的DOC 被降解礦化成溫室氣體，釋放到大氣，而不易分解的DOC 則會釋放到河流和溪流中。Mu 等［129］依據北極大河觀測站（ArcticGRO）的數據估計，2003—2017 年間，DOC 和顆粒性有機碳（POC）每年向北冰洋的輸出量約為21 612 Gg 和2 728 Gg。Ma 等［32］以及安志宏等［33］總結了多年凍土輸出DOC 的特征和規律，包括DOC 的輸出通量及控制因素、化學組成以及不同區域河流中DOC的生物可降解性等。

多年凍土中有機質進入河流后，部分會發生長距離的輸移，但是部分會在水體環境中被微生物分解，并以氣態的形式釋放到大氣中。Zolkons 等［130］首次直接研究了多年凍土退化形成的徑流中的溫室氣體排放量，在加拿大西部皮爾高原上的一處由溯源熱融滑塌形成的徑流中發現，其CO2排放量是附近河流（不受熱喀斯特影響）的4倍，接近北極、北方地區以及溫帶河流中CO2的最大值，而CH4排放量則僅為其附近的河流中通量的1/2。河流中控制不同碳基溫室氣體釋放的主要因素：多年凍土退化、熱喀斯特形成導致的碳暴露可以刺激大量CO2產生［131-132］，同時較高的DOC 濃度和較低的徑流溫度也會促進CO2的生成，而CH4的排放量大小則更易受到微生物活性條件的影響。

溶解性無機碳（DIC）也是受多年凍土影響的主要溶解性碳組分之一，許多在北極河流開展的研究表明，流域內是否存在凍土，是造成北極河流之間溶解性無機碳向河流輸出通量差異的重要原因。Chupakov 等［133］發現，歐洲最大的北極河流Severnaya Dvina 流域無多年凍土覆蓋，其DIC 輸出通量可達（4.3±0.2）t·km-2·a-1，遠高于許多其他大型北極河流，并且該河流的流量自1970 年以來一直在增加，但其DIC 通量并未出現增加趨勢，推測主要原因是該流域缺乏多年凍土［133］。從定量的角度，Song等［134］最近通過青藏高原多年凍土區多條河流中的DIC 穩定碳同位素（δ13C-DIC 值）來推測流域中DIC的來源，發現δ13C-DIC 的空間變化可以反映多年凍土覆蓋和徑流的影響，δ13C-DIC 隨土壤溫度，解凍深度和水流排放量的增加而降低。

多年凍土退化同樣會隨融水輸出無機氮，無機氮的輸出結果是由NO3-兩種氮素的被吸附能力和水流輸送潛力的差異決定的。隨融水輸出釋放的過程中，水和礦質土接觸范圍增加，銨鹽（NH4+）流經礦質土時被吸收、消耗更快，硝酸鹽（NO3-）則相反。因此，隨水流動過程中硝化作用增加［135］、硝酸鹽吸收減少，即硝酸鹽輸出到河流的潛力更大。

綜上所述，多年凍土中碳氮循環過程總結如圖5 所示。多年凍土中的碳氮暴露于環境中，一方面從垂直方向釋放，即直接被土壤中的微生物分解，產生溫室氣體；另一部分可溶性碳氮則是通過地表徑流、土壤溶液以及地下水輸送到河流中，并在水體環境中進一步分解成溫室氣體，返回到大氣環境。

圖5 凍土中的物質循環示意圖，碳循環（a）及氮循環（b），改編自文獻［7，136］中的圖Fig.5 Schematic diagram of carbon（a），and nitrogen（b）cycle in permafrost regions，figures were revised from Ref.7，136

3 污染物釋放

多年凍土中的污染物（POPs，汞）對于氣候變化十分敏感。據Sun 等［74］估計，青藏高原上由于多年凍土退化將會減少64.2%的Hg 庫；Mu 等［73］則表示，在熱喀斯特作用下，青藏高原活動層土壤（0～30 cm）中的總汞含量減少了17.6%～30.9%（相對于未發生熱喀斯特的多年凍土區）。這些污染物可能會以氣態的形式釋放到大氣中，也可能以溶解態的形式輸出到下游生態系統。因此，了解多年凍土退化下污染物的環境行為，對于預測氣候變化引起的污染物環境效應有著重要作用。

3.1 污染物的地氣交換作用

溫度和土壤有機碳（SOC）含量是影響土壤POPs 濃度的重要因素［137］。溫度極大地影響了土壤中揮發性污染物的動力學特征和地氣界面交換過程［138］，對于具有較高揮發性的持久性有機污染物，如HCHs、HCB 和PCB-28 等，其土壤和地表空氣（CSA）間的平衡濃度與氣溫之間具有顯著的相關性［139］，這一現象在南極地區和青藏高原均有發現。Ren 等［139］通過測量POPs 的地氣交換通量，在青藏高原多年凍土區發現了POPs 的揮發趨勢，其中，γ-HCH，HCB和PCB-28的釋放通量分別為720、2 935和538 Pg·m-2·d-1。并且預計溫度每升高1 ℃，納木錯多年凍土區近地表大氣中的HCH 含量將會增加70%～76%。

POPs 的揮發程度還會受到SOC 含量影響。過去的50年內青藏高原和南極有著相似的升溫速率，南極地區溫度每升高1 ℃，大氣中的PCB 濃度將會增加21%～45%，但青藏高原POPs 揮發作用則更加明顯。這是由于青藏高原和南極地區的SOC 對氣溫升高的響應不同，溫度每升高1 ℃，南極土壤中的有機質含量可以增加0.02%～0.07%，增加的有機質可能會阻止南極土壤中POPs 的揮發，使其成為PCB 的匯［140］。而青藏高原由于變暖引起的土壤有機質分解［105］，因此青藏高原更可能成為POPs 的潛在二次源區。

汞在大氣中主要以氣態單質汞（Hg0）形式存在，可隨大氣進行遠距離傳輸。Obrist 等［71］通過野外觀測及質量平衡模型，發現北極苔原凍土帶中70%的汞來自于Hg0的干沉降，Hg0通過北極苔蘚等植物吸收固定，儲存在土壤中。土壤汞的地氣界面交換過程與溫度具有極顯著的正相關關系，因此多年凍土區汞的地氣交換方向并非總是呈吸收趨勢。隨著氣候變暖，地表溫度增加，多年凍土區成為了Hg0的排放來源。Ci等［141］近年在青藏高原多年凍土區的內陸裸地（無植被覆蓋）上觀測到了2.86 ng·m-2·h-1的Hg0平均排放速率；而存在植被覆蓋的區域則稍有不同，植被的相關過程在調節Hg0通量的季節變化中占據了主導地位，如Sun 等［142］在青藏高原多年凍土區的高寒草地上觀察到，植被覆蓋期間的平均地-氣通量為0.30 ng·m-2·h-1。此外，Ci等［143］還發現表層土中的Hg0對土壤溫度變化最敏感，表層土壤已經成為汞的凈排放源［141］。在RCP8.5 情景下，到2100 年青藏高原多年凍土區的內陸裸地表層土中的Hg0濃度最多可增加54.9%，促使表層土有了更大的Hg0釋放潛力，也即Hg0在多年凍土退化的情況下會有較大的損失。此外，汞與有機碳密切相關［12，144］，這種相關性使得有機碳分解的同時會增加汞釋放的可能性。

3.2 溶解性污染物的輸出及轉化

多年凍土是POPs 的半滲透層［64］，多年凍土解凍后，污染物可以滲透到土壤和水生系統中。具有水溶性的POPs，如六六六［145］、全氟辛烷磺酸［146］等，可能會隨融水釋放進入地表水系統，進而匯入海洋，并通過洋流進行全球傳輸。疏水性物質的遷移也會受到融水釋放過程的影響，疏水性POPs 在水體中大多以被顆粒物吸附的形式存在，DOC、懸浮顆粒物和浮游植物都可以作為疏水性POPs 在水中的載體，隨著碳和養分的釋放，POPs隨之協同遷移。不過，目前這部分仍然缺乏對凍土-流域中POPs 的遷移轉化過程的具體研究。

汞的研究相對POPs 則多一些，許多研究表明，北極河流和湖泊中的汞主要來源于北半球土壤，土壤中的污染物在徑流以及河岸侵蝕的作用下，向水生系統中輸入。目前研究以已經從兩個方面展開，一方面著眼于多年凍土，初步測定了凍土土壤溶液中汞的濃度。例如，Olson 等［144］發現北極凍土土壤溶液中汞的濃度在（3.0±0.4）ng·L-1范圍內，其中，活動層中的汞潛在遷移能力較高，濃度為0.9 ng·L-1，而多年凍土層中汞的濃度更高，平均為3.2 ng·L-1，甚至高于先前研究中的背景區河流汞濃度［147］。另一方面，已有多篇研究估計了北極河流向北冰洋輸送的汞通量，Outridge 等［148］估計輸送量為5～10 Mg·a-1；Zhang 等［148］估計為46 Mg·a-1；Fisher等［150］估計汞的年輸入量高達95 Mg。Mu 等［129］依據北極大河觀測站（ArcticGRO）的數據計算得出，2012—2015 年期間，北極主要六條大河向北冰洋輸送總汞（THg）和甲基汞（MeHg）的通量約為20 090 kg·a-1和110 kg·a-1，該結果與2012—2017 年間基于北極六條大河的全年觀測結果相似（20 000 kg·a-1）［151］。從北極主要的大河來看，育空河與麥肯錫河輸出汞的通量較大，Mu 等［147］估計育空河輸出Hg 通量為3 273 kg·a-1，這與之前估算的結果（4 400 kg·a-1）相似，2012—2015 年間麥肯錫河THg 和MeHg 的輸出通量為3 272 kg·a-1和14 kg·a-1，類似于先前Emmerton 以及Leitch 等的估算結果（2 200～4 200 kg·a-1以及15～23 kg·a-1）［152-153］。這些估算結果的差異由于時間跨度的區別以及不同計算方法導致。這些隨徑流輸出的汞會被還原為Hg0，然后再排放到大氣中，進而參與現代Hg循環。

溶解性汞除了隨融水向下游生態系統輸送以外，還會匯入至流動性較差的熱融湖塘中，在其中發生原位轉化。光還原汞（Photoreducible Hg，PRHg）是決定水中Hg0形成及排放的關鍵因子［154］，Ci 等［155］在青藏高原的一處熱融湖塘中發現，大量PRHg隨融水輸入至熱融湖塘，融水輸入的PRHg 在熱融湖塘中總PRHg 的貢獻高達81.2%～91.2%，PRHg 在水中還原極大地促進了Hg0的生成及釋放。Ci 等［155］估計，在過去的半個世紀里，該區域熱融湖塘的Hg0年排放量已增加了15%。這些以Hg0形式流失的汞在環境中會進一步發生反應，生成HgS，從而降低汞的甲基化和生物利用度。然而，這些釋放到水生生態系統中的汞究竟有多少來自于多年凍土還不清楚。目前的結果僅能從定性角度解釋多年凍土區河流中汞的濃度呈變化趨勢，并推測其與多年凍土退化之間的可能關聯。例如，Leitch 等［152］觀察到北極地區的Mackenzie 河處于高水位時，汞的濃度較高，而較高的水位通常會淹沒流域內的多年凍土；Schuster 等［147］對比北極Yukon 流域與其他北極主要流域的THg 輸出量，發現Yukon 流域的THg輸出量高出3～32倍，推測這些增加的THg來自流域內多年凍土融化輸出。

多年凍土釋放的汞可能在環境中發生進一步的轉化并生成MeHg。在加拿大西北部的熱喀斯特-濕地中，發現孔隙水中含有較高濃度的Me-Hg［156］，其MeHg 濃度比沼澤地排出的水中高4.5～14.5 倍，推測這些MeHg 是多年凍土釋放的無機汞轉化而來的。Yang 等［157］也通過室內模擬實驗，發現凍土升溫融化會促進凍土中的汞甲基化，相對于較冷的條件（2 ℃）下，較溫暖（8 ℃）條件的土壤中凈MeHg產量增加了10倍以上。氣候變暖和多年凍土融化可能會使MeHg 的產量增加一個數量級，一旦從凍土中釋放的汞被轉化為MeHg，并在食物網中進行生物積累和生物放大，就會給人類和其他動物帶來較大的健康風險［158］。

4 總結與展望

（1）多年凍土退化模式考慮不足

多年凍土存在多種退化方式，自下而上的退化、熱喀斯特引發的快速退化以及層間部分退化均為多年凍土退化的重要模式。目前的研究中可以看出，熱喀斯特是整個多年凍土物質反饋氣候變化中不確定性較大的部分。氣候變化預計會增加熱喀斯特的發生頻率［159-161］。由于其區域景觀的演化過程比較復雜，因此未來需要繼續關注長時間尺度下熱喀斯特區域生態系統的演變、物質遷移釋放及物質間的相互作用關系的變化。

多年凍土退化對于自下而上退化和層間部分退化現象的研究還較少。居間不凍層（Talik）作為多年凍土層中未凍結的部分，連接著凍土層上水和凍土層下水。不凍層的存在使得地下水文連通性增強，流動路徑加深，尤其在初春、秋末及冬季凍結期，活動層的水流通路處于凍結封閉狀態，居間不凍層形成的地下水路徑成為重要的物質輸移通道，將DOC、TDN 以及污染物、礦物風化產物等輸出到附近流域中，甚至改變物質輸出的通量及季節變化規律。然而，這種退化過程下物質循環的響應尚未開展研究，僅處于定性推測的階段。

（2）野外原位觀測缺乏時空變化的資料

凍土的退化具有較強的空間異質性，實際上，并非所有的凍土都會發生如前所述的退化現象，多年凍土退化的方式，取決于凍土自身與環境條件的相互作用［162］。北極、亞北極地區年均氣溫低，多年凍土厚度大且分布較連續，由于多年凍土和生態系統的相互作用形成居間不凍層或者退化為不連續多年凍土，而高寒多年凍土區本身就常呈不連續、分散甚至島狀分布，凍土區和融區組合情況更為復雜，普遍發育居間不凍層［163-164］，其物質循環的響應具有較大的差異。因此，未來需要在更廣泛的空間范圍內開展野外水熱條件變化與物質遷移轉化的同步觀測。

目前的多年凍土退化的野外觀測時間連續性較差。以溶解性物質的輸出規律及控制因素的探究為例，目前缺乏凍土內部融水到流域水文斷面的整體流路長時間序列的同步研究，因此融水釋放過程中融化時間、流動路徑、深度以及融水量尚不清楚，因此預測溶解性物質輸出的大小、季節性和化學成分仍存在困難。

（3）模擬實驗設置條件仍需完善

目前很多研究利用室內培養實驗來模擬凍土融化釋放有機質與溫室氣體釋放。多年凍土退化過程中有多種因素共同影響物質循環，如水分、微生物群落、氧氣條件和土壤溫度等，這些影響因素具有強烈的空間差異性，并且可能會受到不同退化模式的不同影響。目前大部分模擬實驗的相關研究僅限于考慮溫度及水分的影響，無法完全還原野外條件，且實驗條件設置參差不齊，難以進行比較，可能無法直接外推到實地情況。在未來的研究中，對于溫室氣體釋放的觀測需要增加開展野外原位實驗，并將野外實際的土壤條件以及水熱變化等數據等作為室內實驗條件的參考。

（4）多年凍土中污染物的環境行為尚未明確

除了氣候效應外，污染物二次釋放可能導致的環境效應也不可忽略。氣候變暖對污染物的影響既可能是促進污染物二次釋放，比如多年凍土中氣態污染物排放、隨融水釋放等過程。與此同時，氣候變暖也可能通過對其他圈層的影響，使凍土污染物儲存量增加。例如，氣候變暖影響長距離傳輸的污染物在凍土區的沉降；變暖的氣候會使得植被生長季延長、植被生長總體變好，從而增加對污染物的吸收［72，142］，引起氣態污染物地-氣交換的季節性通量及方向變化；氣候變暖還可能促進土壤有機碳含量升高，從而增加陸地生態系統中污染物的積累［165］。總之，氣候變暖下大氣-植被-凍土這一耦合系統下的污染物環境行為變化作為污染物在全球的生物地球化學循環過程中的重要部分，亟待開展此部分的研究工作。在未來的研究中，首先進一步明確凍土中的污染物儲量，在此基礎上需進行定量污染物（汞、POPs）二次排放的貢獻，以及探究污染物二次釋放后的傳輸途徑、源匯關系、生物可給性、食物鏈傳遞及毒性等問題。

總之，在氣候變暖的情況下，全球尺度上的凍土物質循環將如何變化還有待進一步研究。由于局部尺度的物質循環存在很強的空間異質性，局部尺度的研究不能為區域、全球尺度格局提供可靠的證據。多年凍土退化對氣候反饋的綜合預測，需從區域間的異質性入手，對物質組分（物質組分狀況、物質間的相互作用關系）、環境因素（凍土特性、多年凍土退化過程、融區水文特征）、生物因子（微生物過程）多方面綜合研究。未來需要采用多學科協同手段，通過衛星遙感進行近地表景觀特征的監測，結合地球物理探測地下凍融區季節變化，開展水熱過程的同步監測，將多年凍土退化過程、水文過程與生物化學循環等過程集成研究，以期全面認識多年凍土退化的氣候效應及環境效應。