保護多年凍土，助力雙碳目標的實現

羅棟梁 金會軍,2 吳青柏 何瑞霞 張林 王金牛 李曉英 李世珍，5

1.中國科學院西北生態環境資源研究院，凍土工程國家重點實驗室，蘭州 730000；2.東北林業大學土木工程學院，哈爾濱 150040；3.中國科學院青藏高原研究所，青藏高原地球系統與資源環境重點實驗室，北京 100101；4.中國科學院成都生物研究所，成都 610041；5.中國科學院大學，北京 100049

凍土是全球氣候系統五大圈層之一的冰凍圈系統的重要組成成分，同時也是全球氣候觀測系統（GCOS）的關鍵氣候變量之一，其存在狀態和對氣候變化響應的程度、幅度和模式，攸關高寒生態環境穩定、水文水資源動態、寒區構筑物的安全穩定運維，當前已成為地球與環境科學特別是與高寒生態環境相關領域的研究熱點之一。根據凍結時間長短，自然界的凍土可分為瞬時凍土、短時凍土、季節凍土、隔年凍土和多年凍土等。其中，暖季融化冷季凍結、其下為非凍土的土壤為季節凍土，其凍結深度從幾十厘米到幾米不等；連續凍結時間維持兩年或兩年以上的巖土稱為多年凍土（permafrost），其凍結深度從幾米到幾百米不等，地球上多年凍土最厚達1500～1700 m；在暖溫帶甚至亞熱帶（如我國的長江中下游和云貴高原等地區）極寒冷的冬天早晨或寒潮過境影響期間，存在凍結持續時間只有幾小時的瞬時凍土。在多年凍土層之上，暖季融化、冷季凍結的地表淺層則為活動層。

凍土區廣泛經歷頻繁的凍結融化過程。在大氣圈與土壤圈能量交換過程中，淺表層土壤溫度周期性地發生正負變化，使凍土中的地下冰和地下水不斷發生相變和遷移，產生凍脹、融沉、蠕變等一系列形變，這是土層溫度變化而產生凍結融化的物理地質作用和現象。多年凍土盡管在人們的日常生活中不很常見，但在高緯的南北極陸地和近海海底、中緯度高海拔山區廣泛分布，通過水的相變影響大氣圈、土壤圈的能量和物質交換，并進一步通過能量、水分和營養物質的輸運而影響寒區動植物和微生物生理活動，以及寒區道路、機場、橋梁、房屋等構筑物的安全施工和運維［1］。地下冰的存在使其具有特殊的水熱物理和力學性質，因此也就有了特有的生態系統服務功能。如在反復凍融循環過程中由土顆粒逐漸外遷而對自然界水質凈化［2］；長期的凍結負溫環境固存了大量土壤有機碳［3］；因處于高海拔和高緯度地區而有攔截外源水汽和冷濕島效應，從而具有涵養水源、調節水資源和徑流的功能等［4］。不同類型凍土的水熱物理和力學性質差異極大，在具體研究時所采取的措施應有所不同。本文簡述多年凍土空間分布、多年凍土對氣候變化響應特征、多年凍土變化對生態環境的影響，并就加強多年凍土保護措施提一些建議。

1 多年凍土的空間分布

地球上的多年凍土主要分布于北極和亞北極的西伯利亞、阿拉斯加和加拿大西北地區，青藏高原，南極大陸外緣等（圖1）。這些地方或為高緯度或為高海拔地區，年均氣溫為較低的負值。據統計計算，北半球多年凍土分布面積達20.8～22.79×106km2，占其陸地表面積約1/4，加上季節凍土則占陸地表面積一半以上［5-7］。我國是世界第三大凍土大國，多年凍土分布范圍僅次于俄羅斯和加拿大，但相較于后者，我國多年凍土總體分布緯度更偏南，主要分布于青藏高原、東北大小興安嶺和西部海拔較高的高山地區，且具有地溫較高、凍土9 層較薄的特征，活動層也更厚［8-11］。青藏高原平均海拔超過4000 m，多年凍土面積達106萬km2以上，隨著海拔從羌塘高原由西向東逐漸由超過4500 m asl降低到4000～3000 m asl，多年凍土類型也由熱狀態較為穩定的大片連續多年凍土逐漸過渡到熱狀態不穩定的不連續多年凍土、島狀多年凍土和季節凍土。在我國西部高山地區，在一定海拔高度如3600 m以上的祁連山、2700 m 以上的天山、1500～2200 m以上的阿爾泰山等地也分布多年凍土［12］。我國東北多年凍土在區域尺度上受較高海拔和較高緯度共同作用，局地尺度上受植被、積雪和大氣逆溫效應的復合影響，因此主要分布于大小興安嶺和長白山等地。

圖1 北半球多年凍土熱狀態空間分布（引自Ran et al.,2022［13］）Figure 1 Spatial distribution of permafrost across the Northern Hemisphere(cited from Ran et al.,2022 [13])

西藏高原的多年凍土主要分布于海拔較高的藏西北內流區，這里主要為羌塘高原大片連續多年凍土區的西南部，年降水量較少，氣候大陸度高，多年凍土幾乎呈連片分布；其次分布于藏東南地區，這里主要是拉薩河和尼洋河等雅魯藏布江（雅江）中下游支流及瀾滄江源頭，海拔較高，受海洋性氣候控制；再次分布于雅江流域兩側海拔較高處。而在海拔較低的藏中及藏南地區，主要分布中深季節（凍結深度＞1.0 m）和淺季節凍土（凍結深度＜1.0 m）。總體而言，西藏高原多年凍土分布面積接近48.44萬km2，且大部分為高溫和熱狀態極不穩定的多年凍土，對氣候變暖和人類活動干擾響應十分敏感，極易退化。

2 凍土變化特征

氣候變暖已是不爭的事實。近幾十年來全球各地大多經歷了不同程度的升溫，而對氣象和地溫觀測及再分析資料的分析均表明多年凍土區的變暖幅度比非多年凍土區更顯著［14，15］。以我國多年凍土第一大分布區的青藏高原為例，其年平均氣溫升幅自1960年以來達0.36 ℃/10a，不僅是我國八大區域中升溫速率最快的地區，也是全球氣溫平均升幅的1.5～2倍［16］。氣候變暖疊加強烈人類活動以及火災等自然災害影響，破壞了地氣間原有的能量平衡，加速了多年凍土相態轉變，加劇了多年凍土的區域性退化，并由此導致地表因地下冰融化沉降、繼而構筑于其上的工程構筑物的下沉變形。多年凍土退化突出表現為：多年凍土溫度升高，島狀多年凍土消失，活動層厚度增加，最大季節凍結深度減小，凍結期縮短，融化期延長［17-21］。相較而言，低溫多年凍土退化更為快速，而高溫特別是年平均地溫高于-0.5 ℃的極高溫多年凍土退化緩慢［19］。全球多年凍土觀測網（GTN-P）的監測表明，連續多年凍土區年變化深度（通常為10～20 m深度，該深度溫度年內波動小于±0.1℃）的升溫率為0.39±0.15℃·10a-1，不連續多年凍土區的升溫率為0.20±0.10℃·10a-1，山地多年凍土的升溫率為0.19±0.05℃·10a-1，南極大陸外緣的升溫率為0.37±0.10℃·10a-1［22］。20世紀60年代以來的鐵路和林業設計部門觀測和調查資料表明，我國東北多年凍土的南界已顯著北移，幅度可達50km～120 km；利用107個國家基準臺站的地面溫度觀測制備的數據集并基于TTOP模型模擬，發現我國大小興安嶺多年凍土面積由20 世紀70 年代的3.9×105km2減少到的2.6×105km2，總面積減少了約35%［23,24］。在青藏高原三江源區，多年凍土積極響應氣候變化，隨氣候波動而變化，氣候經歷了1900s～1930s的升溫階段、1940s～1970s的降溫階段、1980s～2010s的升溫階段，相應的多年凍土面積由26.4萬km2（1900s）減少到23.3萬km2（1930s）［25］。

對凍土熱狀態的長期監測表明，多年凍土一旦退化為季節凍土，其水熱和物理力學性質將發生根本性改變，在當前氣候持續變暖和極端氣候事件日益增多的趨勢下較難恢復為多年凍土，由此深刻影響凍土區高寒植被生長、工程構筑物運維、水源涵養功能發揮、碳氮等生物地球化學循環等。如在黃河源頭區的多年凍土監測表明，多年凍土退化為季節凍土后，其年均地溫升溫率達到0.19 ℃·a-1，在短期內由低于+0.5 ℃上升到+1.3℃［19］。這是因為多年凍土中含有的地下冰使其在由負溫向正溫轉變過程中需大量吸收熱量，阻止了凍土地溫的升高；多年凍土一旦退化為季節凍土，其蘊藏的地下冰轉換為液態水，多年凍土年均地溫短期內迅速升高［19］。

3 凍土退化的影響

盡管多年凍土區人口稀少，但多年凍土的變化與人們存在或直接或間接的聯系。多年凍土區在長期的地質和氣候歷史時期，植被凋落物和枯枝落葉在地表堆積，又不斷地經過凍融翻攪作用進入到較深層的凍土中，導致多年凍土中蘊藏起豐富的土壤有機碳，據估計多年凍土區0～3 m 深度土壤有機碳含量高達10350億噸，成為陸地生態系統最大的有機碳庫，超過了大氣和植被碳庫總和［3］。多年凍土退化最直接的結果之一就是使休眠的遠古微生物復蘇，分解土壤中的有機碳并以溫室氣體形式大量釋放到空氣中，從而進一步對氣候變暖形成正反饋。一些研究表明，隨著氣候變暖，在有一定坡度的丘陵山地及山麓區域陰坡一側，地表因地下冰融化失去支撐，表層土壤在重力作用下發生蠕滑，出現了越來越多的熱融滑塌、凍土滑坡、熱融沖溝和熱融湖塘等熱喀斯特現象（圖2）。這一系列突發和快速的凍土退化現象使凍土中大量地下冰塊裸露，不僅為多年凍土中土壤有機碳的分解釋放提供了途徑，其退化引起的土壤層位混合、表層土壤侵蝕和理化性質變化也改變了淺表層微生物菌類數量和種類，進一步削弱多年凍土碳匯能力［26-28］。

圖2 黃河源區查拉平因多年凍土融化造成的熱融滑塌，厚達0.5 m以上的地下冰塊裸露Figure 2 Exposure of ground ice with a thickness of 0.5 m on account of the occurrence of a thawslumping,resulting from the permafrost degradation at Chalaping in the Source Area of the Yellow River

凍融災害還造成公路鐵路橋隧等的病害，更有甚者，造成生命財產安全乃至人員傷亡。此外，土壤凍融循環頻次的加劇會侵蝕表土層以下的砂礫質土壤，加劇地表的沙化和礫質化，加重凍融荒漠化，給寒區居民的生產生活和生命財產安全帶來威脅，同時也威脅寒區工程［29,30］。在凍土區進行的開礦挖沙淘金等大規模機械化施工帶來的土地挖損壓占、采坑積水等，不僅破壞了地貌景觀、地表植被和凍結土壤結構等，還嚴重干擾了地表水熱動態平衡，加速多年凍土退化和消失，由此加劇了高寒生態環境的壓力。

4 加強多年凍土保護

青藏高原作為我國多年凍土主要分布區，是當前我國唯一實現碳中和的地區，但其固碳增匯功能受到土地利用變化、農牧業和工農業生產的干擾，正變得越來越不穩定。若溫室氣體排放未得到有效遏制，變暖趨勢就會加劇，多年凍土則會持續退化，有可能將原來蘊藏于多年凍土中的豐富的土壤有機碳大量分解釋放，甚至導致其由碳匯向碳源轉變，由此對氣候變暖形成正反饋。而且，多年凍土一旦退化為季節凍土則較難恢復［19］。

因此有必要在進行凍土區生態功能和結構優化的基礎上，采取相應措施調控熱的傳導、對流和輻射，降低多年凍土地下冰融化和凍土升溫的速率，采取近自然狀態的保護措施保護多年凍土，減少土壤有機碳分解，減輕溫室氣體排放對大氣圈層的影響。考慮到多年凍土同時也是高寒草地主要分布區，而其深部蘊藏豐富的土壤有機碳。因此，宜采取增強土壤淺表層（0～30 cm）固碳增匯能力和土壤深層（＞30 cm）保凍保碳兩項原則。在過去修筑青藏鐵路等重大國防工程的時候，凍土學家主要采取主動冷卻路基和降低多年凍土溫度的技術措施保護大型寒區工程經過的高溫高含冰量凍土區，具體措施包括應用熱棒、塊石路基、路基填料換填、通風路基以及路面顏色改變等，這在一定程度上保護了構筑物作用下的多年凍土。對于自然條件下的多年凍土，則應研發接近自然狀態的凍土保護技術示范。主要包括：利用植被對多年凍土的保育作用，結合補播和優勢種群建植，以及植被、微生物多樣性恢復等措施對多年凍土區開展植被建植；繁育適應高寒低溫條件且具有較好固碳作用的泥炭蘚草叢等，研發高寒草地草氈層保護和恢復技術；利用巴氏桿菌等寒區微生物對土壤結構、密度、孔隙等的改造作用，合理利用凋落物以搭建所謂“熱橋”改變地表傳熱作用［31］，減少夏季熱量的集聚和向下傳遞，增加冬季的散熱，以保護下伏多年凍土。再是采取人工增水等形式提高地下水位，使淺表層土壤環境利于藻類發育等，增強固碳作用和能力。最終使多年凍土溫度不再升高，活動層不再加深，多年凍土退化趨勢減緩乃至維持穩定，促進高寒生態文明建設和生態環境保護。