冰川冻土, 2020, 42(1): 170-181 doi: 10.7522/jissn.1000-0240.2020.0005

从第三极到北极专栏

从第三极到北极： 多年冻土碳循环研究进展

张凤,1, 母梅,1, 范成彦1, 贾麟1, 牟翠翠,1,2,3, 赵倩1, 李丽丽4, 彭小清1, 张廷军1,3

1.兰州大学 资源环境学院 西部环境教育部重点实验室，甘肃 兰州 730000

2.南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海），广东 珠海 519000

3.中国高校极地联合研究中心，北京 100875

4.北京大学 城市与环境学院，北京 100871

Studies of permafrost carbon cycle in the Third Polar and Arctic regions

ZHANG Feng,1, MU Mei,1, FAN Chengyan1, JIA Lin1, MU Cuicui,1,2,3, ZHAO Qian1, LI Lili4, PENG Xiaoqing1, ZHANG Tingjun1,3

1.Key Laboratory of Western China’s Environmental Systems (Ministry of Education), College of Earth and Environmental Sciences, Lanzhou University, Lanzhou 730000, China

2.Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Zhuhai), Zhuhai 519000, Guangdong, China

3.University Corporation for Polar Research, Beijing 100875, China

4.College of Urban and Environmental Sciences, Peking University, Beijing 100871, China

通讯作者: 牟翠翠， 教授， 从事冻土碳循环与气候变化研究. E-mail： mucc@ lzu.edu.cn.

第一联系人: 张凤与母梅为并列第一作者

编委: 周成林

收稿日期: 2019-10-21   修回日期: 2020-03-11  

基金资助: 中国科学院A战略性先导科技专项.  XDA20100313
国家重点研发计划 “北极快速变化的机理、影响及其气候效应研究” 项目.  2019YFA0607003
国家自然科学基金项目.  41871050

Received: 2019-10-21   Revised: 2020-03-11  

作者简介 About authors

张凤（1993-），女，山东菏泽人，2017年在东北师范大学获得学士学位，现为兰州大学在读硕士研究生，从事多年冻土研究.E-mail：fzhang2017@lzu.edu.cn , E-mail：fzhang2017@lzu.edu.cn

母梅（1996-），女，宁夏贺兰人，2018年在兰州大学获得学士学位，现为兰州大学在读硕士研究生，从事多年冻土碳循环研究.E-mail：mum14@lzu.edu.cn , E-mail：mum14@lzu.edu.cn

摘要

多年冻土区储存着大量的土壤有机碳， 其碳库变化及生态系统碳反馈机制是当前全球气候变化研究中备受关注的热点问题。为了增强对多年冻土碳循环的认识， 通过综合第三极和北极地区多年冻土碳循环研究， 概述了土壤有机碳库大小、 脆弱性及生态系统碳交换过程， 分析了涉及大气、 海洋和陆地综合影响的多年冻土区生态系统碳循环。研究表明： 第三极和北极多年冻土区碳储量不确定性较大， 影响和控制有机碳分解和生态系统碳交换的生物地球化学过程仍需进一步研究， 进而改进生态系统碳循环相关的模拟研究。在全球气候变化背景下， 研究多年冻土碳库变化及其对气候变化的响应， 是预估未来气候变化的关键环节。

关键词： 第三极 ; 北极 ; 多年冻土 ; 碳循环

Abstract

Large quantities of organic carbon are stored in permafrost regions， and the change of permafrost carbon pool and the feedback of ecosystem carbon to climate change are important issues in current global climate change research. To enhance the understanding of the process of ecosystem carbon cycle， we state a comprehensive research of carbon cycle in the Third Pole and the Arctic. The size and vulnerability of permafrost carbon pools and the processes of ecosystem carbon exchange were summarized. Meanwhile， the permafrost carbon cycle involved the combined effects of air， sea and land were also analyzed. This research shows that there is greater uncertainty of carbon storage in the Third Pole and the Arctic permafrost regions. What’s more， the biogeochemical mechanisms controlling the carbon exchange of alpine ecosystems still need further studies. Under climate change scenarios， the change of permafrost carbon pool and its response to climate change is a key part in predicting future climate change.

Keywords： Third Pole ; Arctic ; permafrost ; carbon cycle

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本文引用格式

张凤, 母梅, 范成彦, 贾麟, 牟翠翠, 赵倩, 李丽丽, 彭小清, 张廷军. 从第三极到北极： 多年冻土碳循环研究进展[J]. 冰川冻土, 2020, 42(1): 170-181 doi:10.7522/jissn.1000-0240.2020.0005

ZHANG Feng, MU Mei, FAN Chengyan, JIA Lin, MU Cuicui, ZHAO Qian, LI Lili, PENG Xiaoqing, ZHANG Tingjun. Studies of permafrost carbon cycle in the Third Polar and Arctic regions[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 2020, 42(1): 170-181 doi:10.7522/jissn.1000-0240.2020.0005

0 引言

多年冻土广泛分布于高纬度、 高海拔地区， 覆盖北半球陆地面积约24%［1］。低温环境条件使得土壤有机质分解速率较低， 从而有利于多年冻土区有机碳的积累和保存。多年冻土区有机碳储量占全球碳储量的一半以上［2-3］， 相当于植被和大气碳储量的总和［4］。在气候变暖背景下， 多年冻土退化导致长期封存的有机碳被微生物分解释放大量温室气体， 对气候变化具有正反馈效应［5］。在此背景下， 多年冻土退化对生态系统碳循环的影响已成为当前全球变化领域研究的热点问题之一。

第三极是中低纬度多年冻土分布最广的地区， 其多年冻土面积约占总面积的50%［6］。在气候变暖背景下， 第三极地区升温显著［7］， 尤其冬季升温更加剧烈［8］。第三极多年冻土温度较高、 厚度较薄、 热状态极不稳定［9-11］， 对全球气候变化非常敏感［12-13］， 使得第三极成为多年冻土碳循环研究的关键地区。近几十年来， 第三极地区多年冻土退化显著［13-16］， 促使生态系统温室气体排放速率增加， 导致部分生态系统碳汇能力减弱［17］， 甚至局部生态系统从碳汇向碳源转变［18］。然而， 第三极多年冻土区碳库分布及其对气候变化的响应具有较强的空间异质性， 目前难以整体评估多年冻土碳与气候的反馈过程［16］。

北极地区快速升温， 其升温速率是其他地区的两倍， 且过去5年（2014—2018年）的气温超过了1900年以来的所有记录［19］。气温升高导致多年冻土退化， 北极多年冻土范围显著缩减［20］。多年冻土退化对有机碳的影响主要取决于多年冻土的保存情况、 埋深深度及其分解的难易程度［21-22］。多年冻土退化除了导致有机碳分解以温室气体形式释放， 也会导致一系列的土壤侵蚀过程， 使有机碳通过地表径流以溶解性有机碳和颗粒性有机碳的形式转移至河流、 湖泊和海洋中， 最终对气候变暖起到正反馈作用。研究表明， 到本世纪末， 环北极地区5% ~ 15%的多年冻土碳会被分解释放［5］， 但目前的不确定范围较大。除了陆地多年冻土， 海底多年冻土对气候变化也有重要影响。然而， 由于目前对海底多年冻土分布、 沉积物有机碳储量、 CH4水合物存储及渗透过程还不清楚［23］， 难以系统评估北极多年冻土碳库的气候效应。

本文概述了第三极和北极碳库大小及其脆弱性， 以及生态系统碳循环对气候变化的响应过程， 讨论了第三极多年冻土区碳循环的主要影响因素以及北极陆地生态系统对碳循环影响的生物地球化学过程， 并概括了生态系统碳模型及变量关系模拟、 因素整合需求和模型自身发展， 为推动第三极和北极多年冻土区生态系统碳循环对气候变化的响应研究提供更为系统的参考资料， 对未来气候变化预估具有重要意义。

1 多年冻土区土壤有机碳库

1.1　第三极多年冻土区土壤碳库

目前北半球多年冻土区碳库数据很少涉及第三极多年冻土区有机碳储量。由于采样点有限、 土壤异质性较大及更新的有机碳数据质量的限制， 第三极多年冻土区碳储量不确定性较大。大多数关于第三极多年冻土碳储量估算主要集中在3 m内浅层土壤， 对于3 m以下深层有机碳储量及其分布很少报道［16，24-25］。研究者通过野外深层钻探， 结合植被与第四纪地质类型下多年冻土分布， 估算了青藏高原多年冻土区0 ~ 3 m深度内有机碳储量约33 Pg， 25 m深度有机碳储量约160 Pg［26］。而结合野外监测数据， 利用机器学习法（支持向量机）和植被类型分布所估算的第三极多年冻土区0 ~ 3 m深度有机碳储量为15.31 Pg C［27］。但随着第三极植被分布数据更新及野外样点增多， 研究者估算的0 ~ 2 m多年冻土区土壤有机碳储量为17.07 Pg［25］， 而利用土壤类型分布所估算的0 ~ 3 m多年冻土区有机碳储量为40.9 Pg［28］（表1）。目前导致第三极多年冻土碳储量估算具有较大差异的原因首先是所使用的第三极多年冻土面积数据不同， 范围在114.4×104 ~ 158.8×104 km2；其次是所利用的植被分布和土壤类型分布数据不同， 并忽略了沉积物厚度的影响；最后是有机碳含量测定及其储量的计算方法不同。

表1   第三极多年冻土区土壤有机碳储量的最新估算

Table 1  Recent estimations of soil organic carbon （SOC） stocks in the permafrost regions of the Third Pole

土壤碳库/Pg C参考文献
0 ~ 0.5 m0 ~ 1 m0 ~ 2 m0 ~ 3 m0 ~ 25 m
-17.327.933.0132.3［26］
6.238.5112.2215.31-［27］
8.8612.7217.07--［25］
-17.79-40.89-［28］

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1.2　北极陆地土壤碳库

北极土壤有机碳储量约1 672 Pg C［29］， 约占全球土壤碳库的50%， 相当于大气碳储量的2倍多［4，30］。最初北极地区土壤碳储量研究只是针对表层1 m深度［31］， 而多年冻土退化可能影响到深层土壤有机质。因此后来的研究中包括了3 m深度的土壤层， 同时对泥炭地、 冲积物和粉土沉积物分别进行了研究， 其中泥炭土和泥炭扰动矿质土的有机碳含量最高［30］。尽管粉土沉积物的有机碳含量较低， 但其广阔的分布范围意味着它们代表着一个巨大的碳库［32-34］。根据最新的估算结果， 北极土壤碳储量为1 400 ~ 1 850 Pg C（其中， 750 ~ 1 024 Pg C为泥炭地， 241 ~ 250 Pg C为冲积物， 400 ~ 407 Pg C为粉土沉积物）［29］。Hugelius等［4］估算的土壤碳储量较低， 特别是粉土沉积物［（181±54） Pg C］和冲积物［（91±52） Pg C］；但粉土沉积物有机碳含量的估算与Strauss等［12］分析的沉积物数据相一致（表2）。然而， 这些碳储量估算的不确定性较大， 尤其是在深层土壤碳含量和沉积层厚度估算方面。

表2   北极土壤碳储量的最新估计

Table 2  Recent estimates of Arctic soil carbon stocks

土壤碳库/Pg C参考文献
0 ~ 1 m0 ~ 3 m>3 m总计
4961 0244071 672［30］
241a［30］
nd7504001 400 ~ 1 850［29］
250a［35］
472±271 035±150181±541 307±170［4］
91±52a［4］

注：nd为未确定；a为三角洲/冲击沉积物

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目前用于估算北极土壤碳库的数据有限， 且对深层土壤层和其他沉积物的土壤碳储量估计值可信度较低。特别是在泥沙覆盖层较薄的地区， 较低的数据可用性与巨大的自然变异性， 导致估算的不确定性更大。不同沉积物厚度覆盖区的平均有机碳储量没有显著差异， 但不同深度的差异较为显著。与第三极地区相似， 北极多年冻土区土壤有机碳含量随深度逐渐降低［12］。但大部分多年冻土区泥炭层沉积物在3 m以内， 而Hugelius等［4］在研究中只包括了少量泥炭沉积物土体。另外， 土壤有机碳库是基于不同测量方法（重铬酸盐法或灼烧损失法）和不同采样深度得到的， 因此难以进行交叉参考、 比较或估算特定深度的土壤有机碳库［25］。

2 多年冻土区碳库脆弱性及其影响因素

多年冻土区土壤碳库对气候变化的脆弱性取决于其相对于地表的位置， 深度较深（>1 m）的土壤碳不易受到短期温度变化的影响， 而深层多年冻土的温室气体释放量主要与C∶N比值和有机碳的稳定同位素有关， 而深度的影响却很小［26］。温度变化对碳储量的影响可以分为渐变（“压力扰动”， 如活动层厚度、 土壤湿度和微生物活性的变化）和快速变化（“脉冲扰动”， 如火灾和热喀斯特的扰动）［36］。快速变化主要取决于底层地下冰的分布情况， 以及土壤沉降和侵蚀引起的地貌过程。

多年冻土区有机碳的分解主要受底物质量、 土壤温度、 含水量、 有氧条件和微生物丰度等生物环境因素综合作用影响［37-38］。其中， 底物质量能够保证微生物所需营养， 温度的升高会加速有机碳的分解， 土壤水分则通过限制微生物的生长和供氧情况而控制有机质的微生物分解过程。土壤有机碳的脆弱性和可分解程度主要决定了多年冻土退化后所封存的有机碳向大气转移的速率。第三极多年冻土区有机质分解潜力较大， 尤其是水溶性有机碳和轻组碳含量较高的土壤［25，39］。研究表明， 基于300天25 ℃温度条件下的好氧培养实验， 第三极多年冻土区表层土壤碳损失约为20%［39］。通过80天培养实验和三库模型估计， 第三极多年冻土区约29.0%的活性碳库和64.9%的缓性碳库会转化成CO2释放， 而惰性碳库只有6.1%被分解［37］。不同深度土壤有机碳分解速率也有显著差异， 通常表层0 ~ 10 cm有机碳分解速率明显大于下层20 ~ 30 cm［38］， 多年冻土层有机碳分解释放CO2速率与活动层相似， 具有较高的分解潜力［40］。另外， 不同深度土壤有机质分解的温度敏感性（Q10）存在较大差异， 多年冻土上限和深层土壤层有机质分解的Q10较高［41］。

气候暖湿化对多年冻土区碳库脆弱性及土壤分解速率具有重要影响。增温通过加速植物生长， 延长生长期［42］， 改变种群结构及增加地上生物量［17］影响生态系统碳交换过程。研究表明， 土壤温度和湿度的升高［43］， 导致西伯利亚莱纳盆地中部地区局部泰加林的枯死［44］和北方森林碳储量的降低。相反， 北极地区的植物群落可能受益于土壤湿度的增加［45］。此外， 温度升高加速了土壤有机质的分解速率导致土壤呼吸速率增加［46］。不同深度土壤有机质矿化速率不同， 基于360天的好氧培养研究表明， 活动层表层和多年冻土层土壤碳损失量分别为（7.9±4.2）%和（2.5±1.5）%［47］。这与西伯利亚北部苔原带的研究结果一致， 活动层土壤CO2释放量是多年冻土层的三倍［48］。氧气有效性是土壤碳矿化的主要影响因素， Schädel等［49］研究表明在不同高纬度生态系统（苔原、 北方森林和北部泥炭地）中， 好氧条件下碳释放量是厌氧条件下的3.4倍， 且这种模式与活动层和多年冻土物质组成及培养温度无关。基于12年5 ℃条件下的土壤好氧培养实验， 格陵兰北部地区多年冻土融化排水显著提高了有机碳矿化作用， 加速了CO2排放， 造成9% ~ 75%的土壤碳损失［50］。但在土壤饱和条件下的酶活性较低， 碳释放速率也较低， 因此未来几十年里土壤碳库可能保持不变［50-51］。在恒定的培养条件下， 不同土壤类型碳损失存在显著差异。Schädel等［13］基于北半球培养周期>1年的好氧培养数据集和碳分解动态模型， 预估培养10年有机土壤潜在碳损失为25%， 矿质土壤潜在碳损失为7% ~ 14%；培养50年有机土壤潜在碳损失为40% ~ 90%， 但深层有机土壤碳损失可能较低。另外， 不同深度土壤Q10不同， 在北极地区多年冻土层Q10（6.1±2.8）显著高于活动层（3.4±1.6）［48］。活性碳库容易被微生物分解释放， 是温室气体的主要来源， 但其占整个土壤碳库的比例及温度敏感性较低（1.16±0.30）；而缓性碳库占0 ~ 25 cm土壤总碳的95%， 且Q10（2.19 ~ 2.55）值较高， 因此在较高温度下可能促进有机质分解， 加速气候变化［52］。

3 多年冻土区生态系统碳交换潜力

第三极与北极的碳循环过程受到全球气候变化的影响， 气温升高、 积雪变化， 以及热喀斯特等通过影响土壤温度影响着生态系统碳循环过程。与土壤压力有关的物理过程对多年冻土区温室气体释放具有重要影响， 并可能改变陆地生态系统 CH4排放的季节动态和规模［53］， 对全球气候变化具有反馈作用。

3.1　第三极生态系统碳交换

第三极多年冻土区干湿生态系统碳排放对变暖的响应不同， 不同植被类型表现出不同的碳源、 汇效应。大部分研究表明高寒湿草甸和高寒草甸是大气中CO2的汇［17，54］， 其生长季生态系统呼吸速率和净生态系统交换量（NEE）分别为0.62∼3.15 μmol CO2·m-2·s-1和-2.60∼-1.72 μmol CO2·m-2·s-1［17，55］， 高寒草原生态系统呼吸速率相对较高（4.11 μmol CO2·m-2·s-1）［17］， 但目前对高寒草原的碳源汇效应研究较少。此外， 高寒湿地作为大气中CH4的重要来源， CH4排放量为26.4 ~ 33.8 g CH4·m-2·a-1， 其中非生长季的排放量占年际排放量的43.2% ~ 46.1%［56］。高寒草原整体表现为CH4的汇［（0.86±0.23） g CH4-C·m-2·a-1］， 但不同季节CH4的碳源、 汇效应不同， 春季［（0.90±0.37） g CH4-C·m-2·a-1］和冬季［（0.41±0.16） g CH4-C·m-2·a-1］表现为碳源， 而夏季［（-0.99±0.18） g CH4-C·m-2·a-1］和秋季［（-1.19±0.48） g CH4-C·m-2·a-1］表现为碳汇， 其中春季CH4排放量占年际排放量的53%［57］。对整个区域CH4排放量进行模型预估， 在1979—2000年期间第三极生态系统CH4排放量为0.95 Tg CH4·a-1， 是大气中CH4的源［58］。

土壤温度和水分是多年冻土碳交换的主要环境驱动因素［59-60］， 而植被类型、 氮沉降等也影响生态系统碳交换［61-63］。研究表明， 不同的生态系统对增温的响应不同， 第三极中部地区温度升高2.4 ~ 5.3 ℃， 高寒草甸和高寒沼泽草甸生态系统呼吸速率分别增加62.2% ~ 101.3%和36.6% ~ 52.0%［64］， 与第三极北部地区相比（17.4% ~ 73.5%）［17，65］， 其生态系统呼吸速率相对较高。而升温降低了高寒草原生态系统呼吸速率或无显著影响［66-68］。与生长季相比， 非生长季生态系统呼吸对升温的响应更敏感， 显著增加了对年际碳排放的贡献［69］。此外， 气候变暖通过降低土壤湿度促进了湿润地区的升温效应；但加剧了干旱地区的土壤水分胁迫作用， 对生态系统碳吸收产生强烈的抑制作用， 甚至是逆转作用［70-72］。降水通过影响土壤含水量而显著影响生态系统呼吸的季节变化。生长季初期和末期的脉冲性降水会导致生态系统呼吸的迅速上升， 从而导致生态系统碳的流失。Geng等［73］通过增水模拟实验发现， 适度的增水（20% ~ 40%）能促进高寒草甸生态系统碳交换， 提高生态系统的固碳能力， 这与第三极那曲地区的研究结果一致［74］， 但增水对生态系统呼吸的影响较弱。在第三极西部高寒草甸地区， 降水减少降低了生态系统净初级生产力（NPP）和NEE， 降水增加则相反［72］。多年冻土区活动层厚度与土壤温度、 水分显著相关， 因而影响生态系统碳排放过程［17］（图1）。

图1

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图1   第三极多年冻土对生态系统呼吸作用影响示意［17］

蓝色和绿色箭头表示多年冻土对土壤温度和土壤含水量的影响， 而渐变的绿色箭头表示活动层厚度加深对多年冻土退化的影响。黄色箭头表示土壤温度对生态系统呼吸的正面影响， 暗绿色箭头表示土壤含水量对生态系统呼吸的负面影响， 其中箭头的粗细表示影响的大小

Fig.1   A schematic diagram of effects of permafrost on ecosystem respirations on the Third Pole regions［17］

The blue and green arrows showed the effects of permafrost on soil temperature and moisture， and the faded arrows showed the effects of permafrost decreased along with deepening of active layer. The yellow and dark green arrows showed the positive effects of soil temperature and negative effects of moisture on ecosystem respirations， and the larger arrows indicated stronger effects


氮沉降通过促进土壤自养呼吸［75］， 影响植物群落组成［55，76］， 从而影响碳循环。在高寒草甸生态系统， 增氮（+23.5%）、 增温与增氮的相互作用（+88.2%）显著提高了生态系统呼吸［55］。由于CH4微生物氧化需要可利用的氮， 增氮使CH4吸收量增加了32% ~ 46%［77］。然而影响CH4通量的主要因素为土壤充满水的孔隙空间［78-79］， 氮添加通过改变土壤充满水的孔隙空间导致气体物理扩散减少， 对甲烷菌的生化抑制作用较小［79］， 导致CH4吸收降低［79-80］。

第三极独特的地理条件和环境因素使得陆地生态系统CO2净交换特征及其与影响因子间的关系较为特殊。近十年来开展了大量针对第三极高寒草地生态系统碳交换的观测和模拟研究， 并取得了较大进展。但由于地理环境恶劣， 观测站点不足且位置相对分散， 目前对第三极高寒草地不同尺度CO2通量转换关系的研究仍较为欠缺。此外， 对土壤碳循环的控制机理及其过程的认识尚不统一。主要原因有：1）第三极高寒草地生态系统碳循环具有低强度高循环的特点， 不同植被类型表现为不同的碳源/汇特征［81］；2）有些对净生态系统碳交换量的测量只在生长季的白天进行， 缺乏对生态系统呼吸速率和总初级生产力的连续观测， 难以确定第三极多年冻土区全年的碳循环情况［18］。

3.2　北极生态系统碳交换过程

3.2.1　陆地和大气间的碳交换

目前北极苔原带与大气之间CO2交换的观测研究主要是在生长季节进行的。有研究表明， 2000年前后北极苔原夏季是大气CO2的汇， 且此期间碳汇的强度没有发生实质性变化［82］。但不同生态系统之间的土壤-大气碳交换具有显著差异。例如：湿苔原生态系统在夏季相当于大气CO2的源， 其CO2净排放量为59 ~ 27 g C·m-2；而干苔原生态系统CO2的净吸收量为-11 ~ 21 g C·m-2。Jørgensen等［83］监测了格陵兰东北部不同植被类型在整个生长季内CH4的消耗速率， 发现干苔原CH4吸收量的季节平均值为（-8.3±3.7） μmol CH4·m-2·h-1， 湿苔原为（-3.1±1.6） μmol CH4·m-2·h-1。同时， 苔原带生态系统是冬季大气中CO2的源， 不同类型的苔原生态系统之间碳排放差异较小［84］。Welker等［85］对北极干、 湿及中间状态的苔原生态系统进行了为期两年监测， 发现这三种苔原生态系统冬季向大气释放CO2的范围为7 ~ 12 g C·m-2， 长期增温通过促进光合作用增加了北极苔原的净CO2交换量。

活动层厚度的变化能够促进土壤中老碳的分解［46，86］。在冷季， 由于活动层从顶部向下冻结， 储存的气体可能因多年冻土中物理压力的累积而被释放。而在生长季节， CH4释放速率可能与大气压的变化有关。此外， 多年冻土区热喀斯特景观的形成也可能会导致大量的土壤有机碳分解释放到大气圈， 或以溶解性和颗粒性有机碳的形式进入到水圈中。北极地区热喀斯特发育速率加快， 使生态系统从碳汇转变为碳源， 模型预估到2300年， 其累积碳排放量约为（80±19） Pg C， 其中坡地热喀斯特和热融湖塘碳排放量占整个热喀斯特景观碳排放量的1/3， CO2和CH4大部分源自新形成的热喀斯特地貌［87］。

另外， 对苔原带与大气之间CO2交换的直接观测研究大多是在夏季生长季节进行的， 但非生长季的碳交换也强烈影响北极的碳循环［53， 82］。有研究表明冬季的CH4排放量可能超过夏季［57］， 因此需要进一步支持基础设施的发展， 以便在冬季进行实地研究和监测， 从而改进冬季影响的模型研究。

3.2.2　海底多年冻土碳排放

多年冻土不仅存在于陆地生态系统， 还存在于海底。海底多年冻土碳储量丰富。目前， 绝大多数观测和所有的模型， 都聚焦于陆地多年冻土的碳排放潜力， 对海底多年冻土碳排放的研究十分匮乏。这可能是因为海洋覆盖着海底多年冻土， 在近来气候变化对海底多年冻土的影响中起到了缓冲作用。多年冻土层或许是这些CH4从沉积物中释放到水体甚至大气中的一道物理屏障， 却并不能完全阻止CH4从海底逸出［88-89］。Shakhova等［88］的研究结果表明每年有17 Tg的CH4从东西伯利亚北极大陆架释放， Vonk等［90］的研究表明每年约有29 Tg的CO2排放到大气中。根据以上研究， 该地区每年将从大陆架释放约46 Tg的CH4和CO2。

北极大陆架下的海床， 除了将有机碳存储在多年冻土中， 也会以气体或者天然气水合物的形式存储CH4。Shakhova等［89］发现， 在东西伯利亚北极大陆架上， 有超过80%的底层水和超过50%的表层水处于过饱和状态， 并认为这是海底多年冻土对北极变暖的反馈。但是有研究表明， 虽然20世纪80年代以来东西伯利亚北极大陆架沿岸底层（<10 m）的急剧变暖（升高2.1 ℃）与当地气温升高、 海冰缩减有关， 但模型的模拟结果却显示， 温度升高并不能立即对海底多年冻土的融化产生影响。CH4的饱和状态， 可能是8000多年前多年冻土被海水淹没后持续退化的结果［91］。

海底多年冻土退化除了受上部气候变化的影响， 还受下部持续地热的影响， 这在沉积物深层CH4存储区与海底之间增添了新的通道。然而， 在本世纪（或在百年或千年后）此过程是否会引起CH4的显著排放还无法预测。此外， 海底多年冻土中还蕴藏一定量的CH4水合物碳库， 但由于缺乏对其具体储量大小的评估， 目前存在很大的不确定性［5］。

3.2.3　海洋与陆地、 大气间的碳交换

与第三极不同的是， 要了解北极地区碳循环过程， 必须将陆地生态系统和海洋生态系统相结合［92］。北极海洋与陆地生态系统的相互作用主要是通过河流运输和海岸侵蚀［93］。那些浅层陆架， 是受到侵蚀的海岸多年冻土碳和北极河流搬运的陆地多年冻土碳的沉积区域［90］。水文循环是北冰洋与周围陆地连接的重要因子， 其作为反应运输途径， 携带沉积物、 营养物质和有机物， 对邻近海洋造成了较大影响。研究表明， 8条最大的北极河流每年向北冰洋输入沉积物约249 t， 有机碳40 t［35，94-96］。也有研究估计海岸侵蚀每年产生430 Tg沉积物及5 ~ 14 Tg有机碳［90，96-98］。一旦这些碳进入海洋， 它们可能会进一步降解， 并释放到大气中［99］， 进而改变海洋与陆地之间的相互作用或者被长期埋藏在沉积物中。

海洋的变化也会间接影响陆地生态系统碳排放。升温造成的海冰迅速减少使得海岸气候发生变化， 从而影响海洋和陆地温室气体交换；同时， 海冰融化过程又会影响CO2在海洋中的传输以及地表水的pH条件， 最后导致多年冻土融化， 对升温产生正反馈效应。近几十年来海冰覆盖面积的大幅度减少， 暴露了更多的开阔水域， 一方面使得海面反照率降低， 对太阳辐射的吸收增加［100］；另一方面气温升高［101］， 可能导致陆地降水增加。而这两方面都强烈影响着陆地生态系统碳循环。且有研究表明， 海冰减少与环极地地区植被生长和生态系统CH4排放过程也具有一定关系［102-103］。由于大西洋的海洋热运输， 夏季表层水对太阳辐射的吸收增强， 无冰区的面积更大， 进一步增加了海水温度， 整体上减少了海冰的形成［104-105］。海冰覆盖面积减少将会产生更多的无冰水面和更高的初级生产量， 使得大气CO2分压降低， 从而导致CO2吸收的增加［53］。但海冰减少主要发生在营养丰富的大陆架上， 深海盆地对CO2的吸收能力依然较低［106-107］， 但对于这方面的研究还存在很多不确定性。例如， 海冰在足够暖的情况下是可渗透的［108］， 并能够支持气体交换［81，109-114］， 但在以前的研究中基本上忽视了覆盖冰的海洋在CO2平衡中的作用。总的来说， 北极海洋被认为是一个净碳汇， 总体吸收量约为0.1 ~ 0.2 Pg C·a-1［53］。因此海冰进一步减少可能加速海洋和陆地碳循环的动态变化， 在未来的研究中需要更多地关注海冰减少与碳循环之间的关系， 并加强相关预测模型的研究。

4 模型发展现状

4.1　过程及变量关系模拟模型基准测试数据的完善

由于耦合模式比较项目第五阶段（CMIP5， 5th phase of the Coupled Model Intercomparison Project）分析中使用的耦合地球系统模型还没有包括多年冻土层的碳反馈， 多年冻土的碳反馈模拟主要是基于高度简化的模型， 且每个模型考虑的地球物理化学过程也各不相同， 结果间存在着一定的差异。

根据最近的冻土碳反馈模型估计， 到2100年， 在代表性浓度途径RCP8.5情景下， 冻土土壤碳排放总量为23 ~ 174 Pg［5，115-116］， 在RCP4.5下为6 ~ 33 Pg［115-116］。如果将这部分碳反馈考虑在内， 会使CMIP5预测的2100年全球气温升高约（0.3±0.2） ℃（RCP8.5）［117］。另外， 由观测数据支撑的模型结果显示， 热喀斯特湖泊下突然解冻所排放的CH4和CO2将会是环极地冻土碳通量的两倍以上。突然解冻与逐渐解冻相比， 增加了多年冻土14C排放量约125% ~ 190%。这表明， 需要在未来的地球系统模型中加入热喀斯特这种突发性的解冻过程， 以便在本世纪对多年冻土碳反馈进行更全面的预测［118］。

4.2　模型自身发展

多年冻土及环境变化过程控制着土壤碳库对全球气候变化的反馈潜力。例如， 活动层变化、 热喀斯特、 热融侵蚀、 灌丛扩张、 火灾干扰、 土壤湿度异质性等。这些过程通过不同的生物物理化学机制影响多年冻土碳库的脆弱性。目前， CMIP5模拟这些过程的能力仍十分薄弱， 这些模型都没有包含多年冻土碳库， 许多模型也缺少一些极为重要的物理过程， 例如积雪对土壤与大气间的温度隔热效应［119-120］。

自CMIP5后， 对高纬度动力学建模以及为这些模型建立观测基准的研究取得了重大进展。目前， 包括通用地球系统模式（CESM， Community Earth System Model）和能源加速气候模式（ACME， Accelerated Climate Modeling for Energy）在内的一些地球模式现已涵盖多年冻土碳元素与营养物质的循环过程［121］。同时， 一些研究已聚焦于土壤有机层的动态变化［122］， 或高纬度地区特定植被的变化［123］。国际多年冻土碳网络（PCN， Permafrost Carbon Network）已将工作重心聚焦于综合现有的土壤碳库数据集［124-125］， 分析在有氧、 无氧及冻结条件下多年冻土区土壤有机质的可分解潜力［94，96-97］， 进行合适的大气-雪-土壤耦合系统的基准测试［90］。

除了汇集关键数据集， 以及对陆地模型的物理、 植被、 生物地球化学过程预测进行基准测试之外， 辨别这些变量彼此之间的相互关系， 以检测模型预测的这些关系是否准确也至关重要。在高纬度地区和第三极地区更需如此， 主要因为其气候梯度较大， 模型生成与再分析的气候异质性较高。例如， 活动层厚度受土壤特性、 积雪动态、 局地气候、 精细水文变化等的影响。模型基准不仅仅需要活动层厚度观测值， 还需测定活动层厚度是如何响应这些气候梯度变化。因此， 应尽可能将观测网络数据结合起来， 扩大现有网络的观测类型， 最大限度地利用不同侧重面的地面观测资料。

在模拟生物地球化学过程方面， 地球系统模式（ESMs， Earth System Models）已经取得了一些实质性进展。这些包括：多年冻土物理状态， 高纬度地区陆地与大气之间的能量与物质交换， 冻土生物地球化学动态， 土壤有机层的动态变化以及苔原-森林交错带的植被动态变化。然而， 这些过程是在不同的研究中单独进行的， 目前还未包含在一个耦合的地球模式中。同时， ESMs趋向于将陆地与海洋分开处理， 但两者之间存在着极大的联系［89，100］。

此外， 高纬度系统中涉及的一些方面在模型中仍难以解决， 特别是高纬度地区存在的复杂水文状况及与之相关的精细尺度的异质性。在多年冻土的趋势分析中， 模型模拟的结果之间差异也较为显著［49］， 所以在能够准确地模拟北极地区碳循环的整体动态变化之前， 这些模型自身需要有长足的发展。同时也急切需要能够更好的进行基准测试的样本模型。CMIP5能对土壤热动态进行基准测试， 但在土壤水文动态方面表现欠佳。未来的气候变化模式需要在这些方面提供更详细的输出变量， 包括垂直剖面的碳库， 营养动态变化及更精细的热量与水文变量， 为地球系统模式提供更有效、 更系统的基准测试能力。

5 结论

第三极和北极生态系统对气候变化更为敏感， 从而成为气候变化研究的热点区域。第三极及北极地区因其巨大的碳库而备受关注， 但目前其碳库大小的确定仍需进一步研究。温度、 降水、 积雪、 湖泊扩张等对生态系统碳循环影响的生物地球化学过程， 导致第三极和北极多年冻土区碳库的脆弱性， 同时影响碳循环过程。尤其北极生态系统碳循环涉及到大气、 海洋和陆地的综合影响， 海冰的进一步减少可能会加速海洋和陆地生态系统碳循环的动态变化。在今后的研究中需要加强对海冰、 碳循环以及相关预测模型的研究。

第三极多年冻土区生态系统碳交换研究工作中， 多采用箱式法模拟生态系统对增温的响应， 近年来也有许多研究采用了涡度相关技术来研究生态系统碳交换过程。但不同的监测方法均存在一定的缺陷， 可能导致研究结果存在一定误差。另外， 增温对草地生态系统有累积效应， 但目前大部分模拟增温试验开展的时间不够长， 还需要更多长期观测的数据来研究增温对第三极多年冻土区生态系统碳交换的影响。同时， 影响和控制高寒生态系统碳交换的生物地球化学机制， 不同生态系统的碳源/汇效应及其内部源/汇关系的调节还需要进一步的研究。

在模型方面， CMIP5的模拟能力仍十分薄弱， 并且未考虑多年冻土碳库。未来需要将现有单独的模型进行耦合， 也许将发现不同系统之间的相互影响。此外， 模型自身需要有长足的发展， 不断解决自身遇到的难题， 提高预测的精度， 改善其在碳循环方面的整体表现。在未来迫切需要创造一个明确的知识框架和网络来帮助第三极、 北极乃至全球社会适应新的气候环境。

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