冰川冻土, 2020, 42(1): 91-103 doi: 10.7522/j.issn.1000-0240.2020.0017

冰冻圈与全球变化

气候变暖对多年冻土区土壤有机碳库的影响

马蔷,1,2, 金会军,1,2,3

1.中国科学院 西北生态环境资源研究院 大兴安岭冻土工程与环境观测试验研究站/冻土工程国家重点实验室，甘肃 兰州 730000

2.中国科学院大学 资源与环境学院，北京 100049

3.哈尔滨工业大学 土木工程学院/极地研究院 极地与冻土工程国际研究中心，黑龙江 哈尔滨 150090

Impacts of climate warming on soil organic carbon pools in permafrost regions

MA Qiang,1,2, JIN Huijun,1,2,3

1.Da Xing’anling Observation and Research Station of Frozen-Ground Engineering and Environment / State Key Laboratory of Frozen Soil Engineering，Northwest Institute of Eco-Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China

2.College of Resources and Environment，University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3.School of Civil Engineering / Polar and Permafrost Engineering International Research Center of Polar Academy，Harbin Institute of Technology，Harbin 150090，China

通讯作者: 金会军， 研究员， 从事冻土学与寒区工程研究. E-mail： hjjin@lzb.ac.cn.

编委: 武俊杰

收稿日期: 2019-12-04   修回日期: 2020-04-08  

基金资助: 中国科学院前沿科学重点研究项目.  QYZDY-SSW-DQC021
国家重点研发计划项目.  2017YFC0405706
国家自然科学基金项目.  41871052

Received: 2019-12-04   Revised: 2020-04-08  

作者简介 About authors

马蔷（1988-），女，辽宁抚顺人，2014年在东北农业大学获硕士学位，现为中国科学院西北生态环境资源研究院在读博士研究生，从事冻土水文学与水文地球化学环境研究.E-mail：maqiang8002@lzb.ac.cn , E-mail：maqiang8002@lzb.ac.cn

摘要

多年冻土区存储了大量土壤有机碳。气候变暖、 多年冻土退化导致其长期封存的有机碳逐渐或快速释放， 进入大气圈或水系统， 改变原有多年冻土区碳循环， 并可能显著加速气候变暖。通过综述气候变暖对多年冻土区碳库的影响研究进展， 主要包括多年冻土碳库储量、 降解机理及变化预测， 研究表明： 北半球多年冻土区的碳储量巨大， 但不确定性很高， 尤其是海底多年冻土和水合物碳库储量的评估； 多年冻土碳库对气候变暖的响应速度受土壤水热特性、 土壤有机质C/N比、 有机碳含量和微生物群落特征等多种环境因素的控制或影响； 目前， 关于北半球多年冻土碳库对气候变暖响应模拟结果说明， 多年冻土退化短期内不会导致经济和生产方面的灾难性后果。但是， 无论是针对多年冻土碳库评估， 还是多年冻土有机碳库对气候变暖的响应模拟研究结果， 都有较大的不确定性。未来多年冻土碳库变化的模拟和预测研究应更多考虑多年冻土快速退化和多年冻土区水合物分解， 如中小尺度热喀斯特的生态环境和碳的源汇效应。准确的多年冻土区有机碳排放模拟可为未来多年冻土碳与气候反馈的预估提供重要支持。

关键词： 气候变暖 ; 土壤有机碳 ; 多年冻土有机碳 ; 溶解有机碳 ; 多年冻土退化 ; 碳排放

Abstract

Permafrost regions store large amounts of soil organic carbon. Climate warming and permafrost thawing promote gradual/abrupt release of sequestered permafrost organic carbon， entering atmosphere or delivering into aquatic systems， and potentially accelerating climate warming to great extents. This paper reviews recent progress in studies on impacts of climate warming on soil organic carbon pools in permafrost regions， including permafrost organic carbon storage， bio-degradation mechanisms of permafrost organic carbon and projection of carbon feedbacks of permafrost degradation to climate warming. Results show that： Huge amount of organic carbon is stored in northern permafrost regions. Yet， its estimation is of a high uncertainty in terms of estimation for organic carbon in sub-sea permafrost and gas hydrates on continental shelves and in permafrost regions. Feedbacks of permafrost organic carbon on climate warming are regulated by soil moisture content and temperature， C/N ratio and organic carbon content， and characteristics of microbial community in soils， among many others. Model-simulated results of feedbacks of permafrost organic carbon in northern hemisphere to climate warming indicate that permafrost degradation will not result in serious socioeconomic consequences in a short term， such as before the end of the 21st century. However， both estimates on permafrost organic carbon stocks and modeling on the feedbacks of permafrost degradation to climate warming remain highly uncertain. Future predictions for feedbacks of permafrost degradation to climate warming should integrate rapid， and， particularly， abrupt thawing processes of permafrost and dissociation of hydrate carbon in modeling， such as ecological responses and sink-source strength and turnover of carbon released from small-scale thermokarsting processes. Modeling on progressive hydrothermal destabilization and rapid degradation of permafrost will provide key support for predictions， assessment， warning and management of feedbacks of permafrost degradation and permafrost carbon to climate warming.

Keywords： climate warming ; soil organic carbon ; permafrost organic carbon ; dissolved organic carbon ; permafrost degradation ; carbon emission

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马蔷, 金会军. 气候变暖对多年冻土区土壤有机碳库的影响[J]. 冰川冻土, 2020, 42(1): 91-103 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2020.0017

MA Qiang, JIN Huijun. Impacts of climate warming on soil organic carbon pools in permafrost regions[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 2020, 42(1): 91-103 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2020.0017

0 引言

北半球多年冻土区存储的土壤有机碳库有1 330~1 580 Pg C（1 Pg = 1015 g）［1］， 这是当前大气圈碳库（约730 Pg C）的2倍， 或陆地植被碳库的近3倍［2］。陆地（terrestrial ecosystem）多年冻土区的水合物碳库（500~2 500 Pg C）［3］和海底多年冻土碳库也是多年冻土碳库的组成部分， 储量潜力巨大， 但不确定性很高。多年冻土区碳库是全球碳库的重要组成部分， 主要分布在对气候变化十分敏感的北极、 亚北极和北方地区及中低纬高山和高原地区［4］。近几十年， 高纬地区气候变暖强烈， 可达0.060 ℃·a-1； 预计到21世纪末， 高纬地区的升温幅度将是全球其他地方的2倍［5］。高海拔多年冻土区（如青藏高原）近期升温趋势也十分显著， 达0.037 ℃·a-1（1961 - 2007年）［6］。

气候变暖将导致多年冻土中长期封冻的大量有机碳释放， 并被微生物降解而产生CO2、 CH4和N2O等主要温室气体， 进入到大气圈， 正反馈于气候变暖； 少部分多年冻土区的土壤有机碳将以溶解碳（dissolved organic carbon， DOC）的形式与地下水流和地表水体等进行交换（约60 Tg C·a-1， 1 Tg = 1012 g）［7］。DOC最终也可能进入大气圈或在海洋沉积封存， 从而改变海陆碳库分布。多年冻土退化所释放的温室气体将加速气候变暖［8］， 导致增强的温室效应： 改变原来的碳收支平衡， 逐渐由大气向多年冻土区的土壤积累碳转为由土壤向大气排放碳， 即“碳汇”转为“碳源”［9］。

中国的多年冻土主要分布在青藏高原（约1.05×106 km2）、 中西部的山地（约0.30×106 km2）以及东北北部的大小兴安岭和长白山等山地（约0.24×106 km2）［10］。中国多年冻土面积约占北半球多年冻土面积的7%［10-11］。青藏高原多年冻土区碳库约为（160±87） Pg C［12］。尽管青藏高原和其他中低纬高山多年冻土面积和储量相对较小， 但所处的巨大海拔高度， 以及该区相对快速和大幅度的气候变暖会导致这些多年冻土碳库快速释放并进入大气圈［13］。利用生物示踪技术和土壤碳库模型， Chen等［14］研究了青藏高原多年冻土有机碳的易降解性（lability）， 认为青藏高原多年冻土有机碳具有很高的生物可降解性（biodegradibility）。因此， 中国多年冻土区碳库研究在全球碳库稳定性、 主要温室气体源汇机制和快速释放等方面具有重要研究意义。

多年冻土区的有机碳对气候变暖的响应速度取决于土壤有机碳的易降解性和土壤环境因子等众多因素。北极和北方多年冻土区广布低温（<-1 ℃）连续多年冻土［15］。青藏高原多年冻土区面积覆盖率约50%， 但超过一半属于高温多年冻土（≥-1 ℃）［16］。相对于高温多年冻土， 低温多年冻土中的土壤微生物种类和数量有明显减少， 对土壤有机碳分解的影响程度也不同［17］。目前， 对于多年冻土区有机碳的分解机制研究， 主要通过人为控制环境因子变量来观测CO2、 CH4和N2O等主要温室气体排放速率的变化［18-23］， 或从微观尺度上通过放射性和稳定同位素示踪［17］、 生物标记法［14，24］、 下一代和高通量测序技术［17，25］、 元基因组技术［26］等分析方法在升温实验过程中观察土壤中微生物的变化特性， 或通过核磁共振波谱法［24，27］等测定土壤有机碳易降解成分的含量。

许多生态或地球系统模型已包含对全球多年冻土碳动态的初步模拟［1］， 并且在土壤热动态和冻融过程对土壤有机碳降解过程的模拟中提高了多年冻土的气候响应模拟精度［28-30］。Chen等［14］认为土壤中微生物的分解活动可以直接反映出土壤向大气碳输送的变化。但是， 在目前多年冻土气候响应模型中， 几乎没有将微生物活动考虑在内。同时， 热喀斯特是在多年冻土退化过程中富冰多年冻土或大块地下冰快速融化而形成的一种普遍的冰缘现象， 并且多年冻土快速融化对气候正反馈响应潜力巨大［1］， 却很少在多年冻土气候响应模型模拟中加以考虑。本文综述了近年来多年冻土区的碳库（包括多年冻土区土壤有机碳库和多年冻土区的水合物碳库）和多年冻土碳库对气候变化响应的最新研究成果。主要包括多年冻土区土壤有机碳（soil organic carbon， SOC）、 多年冻土有机碳储量、 降解机理、 碳排放以及多年冻土有机碳对气候响应的模拟和预测等， 以期为以后多年冻土有机碳库对气候变暖的响应和预测研究提供参考依据。

1 多年冻土区的有机碳储量

1.1　多年冻土区土壤有机碳

北半球高纬度多年冻土区土壤有机碳的含量巨大， 其评估结果的不确定性也很大［12，31-33］。目前， 根据评估深度、 区域范围和评价方法的不同， 多年冻土区土壤有机碳的分布展示了很强的时空分异性［2，12，31-37］。

由表1可见， 泥炭地多年冻土区土壤碳密度较大。随着土壤深度（0~3 m）增加， 土壤的平均碳密度有向下减小的趋势。在时间尺度上， Zhu等［36］评估了末次冰期最盛期（LGM）yedoma（一种富冰黄土）多年冻土区的SOC储量（>3 m）， 为390~446 Pg C， 而现今yedoma多年冻土区SOC储量（>3 m）只有58~371 Pg C［38］。这说明， 从LGM（冷期巅峰阶段24~16 ka B.P.）至今， 随着气候逐渐转暖， 多年冻土区的SOC储量呈减小趋势， 已经向其他圈层发生了转移， 并在各圈层之间发生碳的重分配［36，38］。而且， 从Zhu等［36］的模拟结果来看， 由于仅考虑目前的yedoma和其他多年冻土分布面积， 从而低估了LGM北半球高纬多年冻土区的SOC储量， 以及冰期-间冰期之间随着冰冻圈大规模伸缩而在海陆气之间的巨量碳转移。北半球高纬（环北极）多年冻土区面积仅占全球陆地面积约15%， 而其SOC储量（0~3 m）接近全球SOC库（0~3 m）的1/3［1］。

表1   多年冻土区土壤有机碳

Table 1  Soil organic carbon （SOC） in permafrost regions

研究区深度/m时间碳密度/（kg·m-3）碳储量/（Pg C）评估者评估年份文献来源
环北极0~0.3现在33.95191.29Tarnocai等2009［32］
环北极0~1现在26.40495.8Tarnocai等2009［32］
环北极0~3现在19.381 035±150Hugelius等2014［31］
环北极0~3LGM15.111 536~1 592Zhu等2016［36］
环北极森林0~3现在4.17150Bradshaw等2015［35］
环北极泥炭地0~2.3现在59.14455Bradshaw等2015［35］
环北极泥炭地1.1现在70.9~97.2270~370Turunen等2002［39］
北极0~0.25现在18.81约26.33Burnham等2010［40］
北美北极0~1现在32.3098.2Ping等2008［34］
西伯利亚yedoma>3现在18450Zimov等2006［2］
西伯利亚yedoma>3现在18.5约407Tarnocai等2009［32］
yedoma>3现在4~1758~371Strauss等2013［38］
yedoma>3LGM16.32390~446Zhu等2016［36］
青藏高原0~1现在13.8417.3±5.3Mu等2015［12］
青藏高原1~2现在8.4810.6±2.7Mu等2015［12］
青藏高原2~3现在4.085.1±1.4Mu等2015［12］
青藏高原>3现在101.76127.2±37.3Mu等2015［12］
青藏高原0~2现在10.9818.34±7.0Zhao等2018［33］
青藏高原0~3现在34.3436.4±2.5Ding等2019［37］
阿尔卑斯山0~1现在7~350.04~0.18Egli等2006［41］
乌拉尔山0~0.5现在7.7~39.30.50~2.55Dymov等2013［42］
安第斯山0~1现在5.2~88.30.1~2.3Miller等1992［43］
南极<1现在0.725Bockheim等2014［44］
南极半岛<1现在0.6Bockheim等2014［44］

注：（a）yedoma是富冰黄土，体积含冰量（50%～90%）和质量含碳量（2%~5%）较高，亦称冰楔复合体，主要分布于北西伯利亚东北部、阿拉斯加中北部和加拿大西北地区（面积>1×106 km2）。yedoma的沉积层平均厚度约25 m。在更新世，yedoma多发育于无冰川覆盖的猛犸象苔原草甸生态系统［45］ （b）LGM为末次冰期最盛期（主要为24~16 ka B.P.）

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对于青藏高原多年冻土有机碳的评估， Mu等［12］认为青藏高原多年冻土区总有机碳量为（160±87） Pg C（<25 m）， 其中0~1 m有机碳储量为（17.3±5.3） Pg C， 1~2 m为（10.6±2.7） Pg C， 而>3 m的SOC为（132±77） Pg C。之后， Zhao等［33］再次评估了青藏高原多年冻土区0~2 m的浅层SOC储量， 平均值约17.07 Pg C（变化区间为11.34~25.33 Pg C）。Ding等［37］更新评估了0~3 m的较深层SOC储量， 为（36.4±2.5） Pg C。与普遍采用的根据野外观测的土壤有机碳含量数据， 结合植被类型或其他环境因子， 对土壤有机碳进行空间插值的评估方法不同， 他们发现古气候， 尤其气温对土壤有机碳含量的影响十分显著。因此考虑古气候的影响， 并以232×104 km2为多年冻土区， 故评估结果要高于基于生态系统模型的评估结果［37］。在末次冰期和新冰期， 青藏高原东部的若尔盖高原泥炭地发育了大面积的多年冻土， 小冰期后逐渐消融。经过几万年的积累， 该区储存了大量SOC， 局部地区泥炭厚度可达10.5 m［46］。在数次冰期结束后， 除个别高山上部或顶部外， 该区多年冻土已经完全退化［47］。但是， 随着气候变暖， 其中存储的大量SOC失稳分解和排放仍然会对大气温室气体收支起到重要作用。

北半球高纬多年冻土区碳库储量巨大， 而青藏高原多年冻土SOC储量相对较小， 但是正在迅速退化的多年冻土对气候变化的响应研究十分重要。从碳库储量的空间分布来看， 多年冻土区的泥炭地和近地表土层中土壤碳密度较高。目前， 近地表多年冻土碳储量评估成果较丰富， 并且评估精度也在不断提升。

1.2　海底多年冻土碳库

在LGM时， 海平面要比当今海平面低约125 m（120~150 m）［48］。当时， 北冰洋较浅的大陆架出露， 尤其在东西伯利亚和阿拉斯加地区的大陆架（面积3×106 km2）是全球最浅的大陆架之一［1］。由于气候变暖、 海平面上升， 在晚更新世末期至全新世初期， 北冰洋沿岸部分低地苔原生态系统开始遭受海侵； 在末次间冰期， 海平面甚至比现在还高出9~11 m［48］。在气候变暖背景下， 大陆架内储存的海底多年冻土部分退化［49-50］。这些区域通过多年冻土岸坡侵蚀和北极河流、 地下水系统等不断传送和积累有机碳［1］。Vonk等［51］认为， 东西伯利亚的北极大陆架每年有约29 Tg C以CO2形式排放到大气中， 而Shakhova等［52］认为， 东西伯利亚北极大陆架每年有17 Tg CH4以气泡的形式向大气扩散。按此速度， 该区每年将向大气中排放46 Tg C的CO2和CH4等主要温室气体。海底多年冻土区也蕴藏一定量的甲烷水合物碳库， 但是其具体储量并未进行系统集成分析评估， 评估数值的不确定性很高［1］。目前， 大多数研究较关注因多年冻土退化而导致的温室气体排放增加， 但未考虑海底多年冻土向海洋及周围水体以溶解碳（DOC或dissolved inorganic carbon， DIC）形式排放的碳； 这可能低估了该区的碳源强度和排放强度及其阵性和突变的特点［1］。海底多年冻土碳储量及其释放潜力很大， 但其储量和排放潜力评估的不确定性也很大。因此， 海底多年冻土向大气和海洋中的碳释放有可能成为冻土对气候响应的重要部分。

1.3　多年冻土区水合物碳库

CH4、 CO2水合物等都是多年冻土中水合物碳库的存在形式。其中， 甲烷水合物是多年冻土区乃至全球重要的碳库， 碳储量巨大［53］。较早估计表明， 全球多年冻土中的甲烷水合物含量约580 Pg C［54］。稍后的研究表明， 全球甲烷水合物中蕴藏着500~2 500 Pg C［3］。这些碳主要赋存于环北极沿岸和近岸海底多年冻土及外大陆架和斜坡海相沉积物中［53］。由于甲烷水合物对外部温度和压力变化有极高的敏感性［55］， 气候变暖或其他突发的事件（如火山喷发、 海底地震和滑坡、 海啸等）有可能对水合物的稳定性造成很大影响。

多年冻土区甲烷水合物碳库有可能因升温而大量释放到大气圈。而且， 单位体积气态CH4比气态CO2具有更高的温室效应效率。因此， 多年冻土中水合物碳库对气候变暖的正反馈效应不容忽视［56］。目前， 北极地区甲烷水合物失稳和碳释放可能早已开始［1］。Kretschmer等［57］研究表明， 未来100年内， 全球甲烷水合物碳库将减少约0.473 Tg C。Ruppel等［55］认为甲烷水合物在多年冻土中的沉积深度及上层沉积物的密实度等因素都可能减缓甲烷水合物释放。金会军等［53］认为甲烷水合物的释放在21世纪内并不会对全球气候变化产生较大影响。但是， 也有研究认为多年冻土中甲烷水合物的突然/阵性释放， 会对全球气候系统形成巨大和突发性（灾难性）的正反馈［56］。如俄罗斯东西伯利亚地区的天坑和热融滑塌（图1）， 可能是由于多年冻土中蕴藏大量的甲烷水合物和有机碳分解爆炸形成的， 瞬间释放出百万吨数量级的CH4气体［56，58］。多年冻土区甲烷水合物碳库储量潜力巨大， 相关评估结果的不确定性也非常高［3］。由于甲烷水合物对温、 压条件变化的高度敏感性， 气候变暖可能导致快速、 大量水合物失稳和碳释放。

图1

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图1   俄罗斯东西伯利亚北部亚纳河上游Batagaika泰加林带的巨型热融滑塌（来源： http：//spookygeologycom/the-hellmouth-batagaika-crater/， 有修改）

Fig.1   A huge thaw slumping in the Batagaika taiga zone in upper reaches of the Yana River， north region of eastern Siberia， Russia （source： http：//spookygeology.com/the-hellmouth-batagaika-crater/， revised）


目前， 中国多年冻土区水合物可能分布在两大区域： 青藏高原和东北北部地区。Wu等［59］认为， 青藏高原多年冻土水合物的潜在分布面积约为3.85×105 km2。青藏高原水合物的潜在碳库储量为0.01 ~ 172.6 Pg C［60］。Fu等［61］评估了藏北羌塘高原内流区甲烷水合物碳库的储量， 粗略估计可达3.4 Pg C。由于数据资料支持相对较少， 青藏高原甲烷水合物赋存的不确定性很大， 气碳库和排放量目前难以估计。

2 多年冻土区有机碳降解

尽管多年冻土中存储了大量的有机碳， 但多年冻土有机碳的生物易降解性决定了多年冻土有机碳对气候变暖的响应速度［1］。多年冻土有机碳普遍具有较高的易降解性［62］。在好氧条件下， Elberling等［62］通过长达12年的土壤有机碳降解实验表明， 50%~75%的多年冻土中土壤碳在12年之内可以被微生物降解。Schädel等［63］全面评估了不同生态系统类型的多年冻土有机碳的降解比例； 结果表明， 10年之内， 该比例一般在1%~76%。野外观测也表明， 多年冻土中的有机碳具有较高的易降解性。Plaza等［64］研究发现， 随着多年冻土退化， 有机碳的损失速率高达4.5%·a-1。Schuur等［65］发现， 近15年阿拉斯加一处苔原区的多年冻土退化所引起的多年冻土中老碳损失率比该区多年冻土未退化的高40%。因此， 伴随着多年冻土退化， 多年冻土中封存的有机碳释放并被微生物降解， 也就是说， 多年冻土融化将大量释放和降解有机碳。

多年冻土有机碳的降解速度不仅受多年冻土本身易降解性的影响， 还受土壤中微生物特性（菌群数量、 微生物群落结构和生产力等）、 SOC含量、 土壤C/N比、 性质（低分子有机碳）和土壤水热、 pH等环境条件的控制［14］。Xue等［26］研究了一处北方苔原地区在冻土退化条件下活动层内微生物种类、 数量以及土壤呼吸速率的变化， 发现通过1.5年的增加积雪厚度的增温试验， 活动层内好氧和厌氧微生物的数量都显著增加； 相应地， 1.5年后， 土壤呼吸速率也较未升温前增加了38%。Coolen等［25］观测了阿拉斯加北极苔原70 cm深处的多年冻土， 发现在实验室内融化后， 土壤内微生物和主要化学成分发生了变化， 一些微生物（拟杆菌、 厚壁菌、 子囊菌和甲烷菌）活性迅速增加； 产甲烷过程（methanogenesis）是冻土融化后最活跃的微生物过程。

Li等［24］调查了青藏高原一处草甸沼泽多年冻土区， 分析了多年冻土退化对土壤特性的影响。土壤升温改变了土壤有机碳的组分， 增加了烷基有机碳的比例， 减少了难降解的芳香烃有机碳（木质素）成分比例， 土壤呼吸以及异养呼吸所占比例均呈增加趋势。Mu等［18］通过降解实验对比了不同深度多年冻土有机碳的易降解性， 发现不同深度的多年冻结土壤的CO2和CH4等温室气体排放特征与土样深度无关， 而土壤C/N比是影响土壤有机质降解速率的关键因素。Wu等［20］对比了不同植被类型的多年冻土和非多年冻土区土壤有机碳的易降解性， 发现多年冻土的热稳定性和植被类型是控制土壤易降解性的主要因素。孟赫男［23］研究了外源氮输入对多年冻土区泥炭地有机碳降解的影响， 发现源氮输入可降低CH4等温室气体的排放量。Zhou等［21］对比了排干湿地和天然湿地的CH4排放速率， 发现排干湿地CH4排放速率（0.14 mg C·m-2·h-1）显著低于天然湿地CH4排放速率（19.13 mg C·m-2·h-1）。

冻融作用通过破坏土壤结构、 影响土壤水分有效性和土壤团聚体稳定性， 影响土壤中微生物的活性、 有机质分解和CO2排放［66］。Ollivier等［67］认为， 季节冻融循环与土壤中微生物种类和数量具有显著的相关关系。Elberling［19］研究了积雪和植被类型对格陵兰一处多年冻土区CO2排放的影响， 认为积雪和植被类型通过分别影响土壤温度和土壤中有机物的性质， 来影响北极地区每年CO2向大气的排放量。Natali等［22］在阿拉斯加Eight Mile湖周边地区开展了对比试验研究， 通过减小土壤湿度和增加土壤温度两种对比， 研究了多年冻土中的老碳向大气释放CO2和CH4的影响， 结果表明， 土壤增温可以显著增加多年冻土碳向大气的排放， 但是土壤湿度是影响温室气体排放形式和排放量增加程度的关键。

多年冻结土壤本身在融化之前很少经历生物和化学过程干扰， 微生物活跃的成分还未被分解， 因此其生物易降解性较高［68］。但是， 无论是多年冻土中的老碳或新碳， 气候变暖、 土壤升温都会增加微生物对土壤中有机碳的分解， 增加多年冻土区温室气体的释放［1，64］。同时， 多年冻土区土壤SOC的易降解性还受土壤的C/N比［18］、 有机碳的成分［20，24］、 微生物群落结构［25-26］和控制微生物生存的周边土壤环境（如土壤水热特性［24，26，66］、 化学干扰［23］等）的影响。

3 多年冻土退化与碳排放

3.1　多年冻土退化背景下CO2和CH4的排放

在气候变暖背景下， 多年冻土退化表现为活动层加深、 多年冻土的面积缩减、 厚度减薄等缓慢退化［1］， 以及热喀斯特、 溯源热侵蚀、 滑坡、 河湖海岸和坡面水热侵蚀等多年冻土快速变化。（亚）极地、 中高纬度和高海拔多年冻土区苔原、 森林/灌丛、 湿地和泥炭地生态系统积累了大量的土壤有机碳（详见表1）。目前已有很多关于多年冻土区泥炭地、 湿地和北方森林、 北极苔原生态系统碳排放的研究［64，69-70］。例如， Roulet等［69］调查了加拿大北方一处混合类型湿地的CH4年排放量， 约为1.5 Tg C·a-1。阿拉斯加一处苔原多年冻土区， 由于多年冻土退化导致的碳损失高达4.5%·a-1［64］， 这些碳主要以CO2或CH4释放到大气中。西伯利亚东北部分布着大片北方森林和苔原生态系统， Dutta等［70］根据室内实验得到未来该区碳排放速率约1 Pg C·a-1。

在中国多年冻土区， 早在1999年Jin等［71］初步评估了青藏高原湿地CH4的排放速率， 为0.7~0.9 Tg C·a-1。之后， Wei等［72］又更新评估了青藏高原湿地CH4的排放速率， 为0.215~0.412 Tg C·a-1。Bosch等［73］利用不同的气候情景模式， 预测了未来青藏高原由于多年冻土退化导致的CO2排放。根据青藏高原多年冻土面积（1.0×106~1.5×106 km2［16］）， 多年冻土退化导致的CO2排放速率范围在0.08~4.5 Pg C·a-1。

与多年冻土退化增加CO2和CH4排放以及增加在多年冻土区碳源潜力的普遍结论不一致， Jørgensen等［74］调查了格陵兰东北部多年冻土区的CH4源汇功能， 发现在非饱和土壤区， 陆地CH4的吸收要大于CH4释放； 在气候变暖的条件下， 这种陆地碳汇功能将会继续增强。高北极（High Arctic）地区土壤贫瘠， 多年冻土主要分布在半干旱冻漠地带和北冰洋海岸地区， Lupascu等［75］发现气候变暖将导致高北极半干旱的冻漠多年冻土区夏季碳汇强度减少55%， 但在降水增加的条件下， 高北极寒漠多年冻土区的夏季碳汇强度将增加一个数量级。因此， 气候显著变暖、 冰冻圈快速和显著退化背景的高北极地区， 如冰盖快速退化而暴露的冰前地区（proglacial zone）， 很可能成为全球气候变暖背景下重要的多年冻土碳汇区。

除了长期、 缓慢（数百至数万年计）的多年冻土退化现象， 还有经过短时间， 甚至数日至数十年发生的多年冻土快速退化， 如热融湖［图2（a）］、 热侵蚀沟、 热融滑塌［图2（b）］、 边岸侵蚀［图2（c）［76］］和巨型天坑［图2（d）］等以点源形式发生的多年冻土退化过程及其冰缘地貌。这些对于碳平衡和温室气体排放可能具有非常重要的影响。

图2

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图2   对碳循环有重要影响的热喀斯特现象 ［（a）来源： http：//commons.sikimedia.org/wiki/File：Permafrost thaw ponds in Hudson Bay Canada near Greenland.jpg， （d）来源： https：//siberiantimes.com/science/casestudy/news/n0415-danger-of-methane-explosions-on-yamal-peninsula-scientists-warn/］

Fig.2   Thermokarst landscapes， which may play important role to carbon cycle： thawing lakes in Hudson Bay， central Canada （a）（source： http：//commons.sikimedia.org/wiki/File：Permafrost thaw ponds in Hudson Bay Canada near Greenland.jpg），thermal erosion ditch near Wanlong Warma Lake， the northeast Tibetan Plateau （b）， active layer landslide in Canadian Arctic offshore［76］ （c）， and a giant sinkhole on Russia’s Yamal Peninsula in the Arctic （d） （source： https：//siberiantimes.com/science/casestudy/news/n0415-danger-of-methane-explosions-on-yamal-peninsula-scientists-warn/）


多年冻土的快速融化也是多年冻土碳库变化对气候响应的重要方面［77］。地下冰快速消融不仅引起表层多年冻土有机碳的释放， 还引起更深层地下冰融化、 融沉和更多有机碳释放［1］。Matveev等［78］通过对加拿大魁北克地区热融湖监测发现， 随着湖水深度增加， 湖水中溶解的CH4和CO2呈上升趋势， 而且湖水表面CH4浓度是大气平衡浓度的3倍。另外， 高纬地区， 如北极、 亚北极， 一些热融湖以气泡形式向大气排放CH4［79］。Lindgren等［80］对阿拉斯加一处热融湖（面积约10 300 m2）进行了研究， 发现该区热融湖是重要的CH4排放源： 2011和2012年平均CH4排放速率分别为（174±28） mL·m-2·d-1和（216±33） mL·m-2·d-1； 每年向大气排放549~936 m3 C。环北极热喀斯特地貌面积（3.6×106 km2）约占环北极多年冻土区面积的20%。其有机碳储量约为环北极多年冻土区地下有机碳储量的一半。Wu等［81］观测到CO2和CH4等温室气体从青藏高原热融湖中排出， 并利用同位素示踪技术探明所排放的温室气体主要来自于古老有机质的分解。Liu等［27］发现热融滑塌大大减少了青藏高原东北部祁连山俄博岭一处高山沼泽草甸多年冻土区的土壤有机碳储量（32%）和易降解有机碳（碳水化合物）在土壤有机碳中的占比。Mu等［82］调查了青藏公路沿线热融湖群水体中CH4和CO2浓度特征， 发现热融湖沉积物中有机质被高度降解， 水体中CH4（3.6~45.0 mol·L-1）和CO2（0.28~3.0 mol·L-1）浓度极高， 增加了该区CO2和CH4温室气体潜在来源。Mu等［83］发现青藏高原东北部祁连山区一处高原草甸生态系统在热融滑塌后， 由夏季碳汇转变为碳源； 与类似条件下北极和北方多年冻土区相比， 其碳排放速率要高2.7~9.5倍。Tanski等［76］研究了海岸多年冻土退化（热侵蚀）对CO2排放的影响， 发现在海岸地区， 每克多年冻土被海水侵蚀就有（4.3±1） mg CO2被释放到大气中， 并认为北极沿岸平原的多年冻土区在全球碳循环和生态系统中具有重要作用。全球多年冻土区热喀斯特的加速形成， 越来越成为温室气体的重要排放来源［84-85］。

多年冻土退化背景下温室气体CO2和CH4的相关研究十分丰富。不同生态系统类型的CO2和CH4排放特征具有明显差异。湿地生态系统的CH4排放量高于其他生态系统类型。北方湿地CH4排放速率达240 g C·m-2·a-1［69］， 青藏高原湿地排放速率约为（112.3±66.1） g C·m-2·a-1［71-72］。从目前的研究趋势看， 多年冻土快速退化是目前研究的热点领域； 多年冻土的快速退化导致CO2和CH4排放速度之快、 量级之大对气候系统的反馈， 不亚于多年冻土缓慢退化的贡献。目前， 在很多论述中多年冻土退化导致陆地碳源汇变化的研究结论也很不一致， 亟待厘清。

3.2　河流输移对多年冻土有机碳的影响

多年冻土中的有机碳除了一部分被细菌、 真菌和古菌分解， 产生CO2和CH4等温室气体外， 还有一部分会随着地下冰融水或土壤淋溶作用， 以DOC和颗粒有机碳（POC）的形式向水系统迁移、 转化。气候变暖和多年冻土退化已经改变了高纬度和高海拔多年冻土区河流DOC和POC的动态。

Walvoord等［86］发现， 在北美北极的育空河流域， 由于多年冻土退化导致的各子流域地下水对基流和年径流的贡献普遍增加， 整个育空河流域DOC排放量呈减小趋势。但是， 加拿大西北部马更些河流域的径流野外观测和水化学数据显示， DOC排放量呈增加趋势［87］。Qu等［88］研究发现， 青藏高原多年冻土区河流DOC的形成年代和多年冻土覆盖率具有明显的相关性。Lamoureux等［89］调查了北极Cape Bounty多年冻土流域， 发现热融滑坡直接影响下游河流POC的年代。

多年冻土区河流DOC和POC输出的影响因素很多。王烁等［90］调查了青藏高原东北部一个小流域河流DOC的季节变化， 认为径流量和河流DOC排放量具有明显一致的变化特征， 河流DOC的释放量也与SOC分布有关。Lalande等［91］调查了北极海岸多年冻土区河流， 发现河流POC的输出特征明显受当年的径流量和植被初级生产力影响。在苏格兰东北部的研究表明， 泥炭地在多年冻土流域内的面积占比与年平均DOC浓度有正相关关系［92］。在土壤中DOC迁移过程中， 其迁移路径也是影响最后向河道排泄DOC浓度的一个关键因素。当降雨入渗到较浅（15~20 cm）土壤并排泄到河道时， 其排泄DOC浓度要明显高于较深层土壤的DOC的排泄浓度［93-94］。Mu等［95］研究了青藏高原北部河流的DOC浓度和易降解性的季节变化， 发现随着季节交替， 活动层和径流路径加深， 河流DOC浓度和易降解性呈明显的减小趋势。当河岸附近有湖沼、 洼地等存在时， 也会影响地表水文过程， 影响DOC向河道的释放［96］。Mu等［82］研究了青藏高原热融湖的DOC特征， 发现青藏高原多年冻土区广泛发育的热融湖等湖泊中的DOC浓度普遍较高（1.2~49.6 mg·L-1）。因此， 热喀斯特地貌也可能会显著影响河流DOC的排泄。

因此， 气候变暖通过改变环境因子（如土壤、 植被、 径流量和水文迁移路径等）， 改变多年冻土区河流DOC和POC的排放。在气候变暖条件下， 多年冻土退化导致水文迁移路径的延长、 加深， 以及植被生长、 土壤碳积累量和径流量的变化。那么， 多年冻土区河流DOC和POC的排放很大程度是各种因素共同作用的结果。多年冻土有机碳向水系统的碳释放也是多年冻土区碳收支的重要组成部分， 必须加以考虑并重视起来。

4 多年冻土区有机碳对气候响应的模拟和预测

多年冻土区有机碳对气候变暖的响应速度是政府和学术界普遍关心的问题， 它会导致寒区环境变化， 影响生产、 环境和社会经济安全［1，97］。多年冻土有机碳对气候变化响应的模拟和预测是多年冻土碳库储量、 降解特性和多年冻土有机碳向大气释放温室气体研究的最终目的。多年冻土有机碳储量和降解特性已集成大量数据并搭建了数据平台， 如Northern Circumpolar Soil Carbon Database［98］和Vulnerability of Permafrost Carbon Research Coordination Network［99］。这些数据和平台已被广泛用于多年冻土有机碳气候变化响应的模拟和预测研究。

Waelbroeck等［100］耦合陆地-大气CO2交换模型和土壤水热模型模拟苔原生态系统的碳平衡， 发现苔原多年冻土区长期处于碳积累状态。Khvorostyanov等［101］利用多年冻土模型结合一维土壤有机碳降解模型， 同时考虑植物的季节凋落物对土壤有机碳输入等过程， 研究了西伯利亚东北部yedoma地区多年冻土退化对温室气体的排放影响， 发现在120年内， 70%的SOC会被释放。Hollesen等［30］利用多年冻土模型（如CoupModel）和土壤呼吸模型， 根据不同气候模式模拟了北极格陵兰Disco地区的活动层水热动态及CO2排放的未来变化趋势。Schaphoff等［28］利用全球陆地植被模型（LPJmL）， 并引入分层能量平衡的多年冻土模块， 评估了全球多年冻土区在植被生长和多年冻土融化碳释放之间的碳平衡； 认为目前多年冻土碳释放仍然持续被植物生长吸收； 但当超过一定阈值后， 多年冻土退化将导致碳的净释放。von Deimling等［29］耦合了多年冻土模块和碳循环气候模型， 评估了全球多年冻土区有机碳对气候的响应， 认为在高排放情景下（RCP8.5）， 2100年以前多年冻土融化将释放42~141 Pg C， 这将导致全球气温升高0.03~0.14 ℃； 2300年以前， 多年冻土融化将释放157~313 Pg C， 但是这一评估具有相当高的不确定性（±68%）。Li等［102］利用大气圈-生物圈-陆地交换模型（CABLE）， 模拟了阿拉斯加一处苔原在长期缓慢升温和短期快速升温条件下多年冻土碳在生态系统碳循环的季节和年际变化， 发现在不同升温情景下， 该区可能发生碳的源汇转换。Bosch等［73］利用统计回归模型（多年冻土厚度和CO2排放的线性回归方程）粗略评估了在不同的气候情景下， 青藏高原多年冻土退化导致的CO2释放速率为0.08~4.5 Pg C·a-1。

综上所述， 目前多年冻土有机碳的气候响应模拟和预测是通过不同气候变暖情景， 结合多年冻土预报模型和SOC降解过程， 来实现对未来多年冻土退化释放温室气体正反馈气候变化的预测。研究结果显示， 在21世纪结束之前多年冻土退化并不会对社会经济产生灾难性的后果， 但评估的不确定性很大［30］。当前已有部分模型模拟考虑了热喀斯特过程和深层多年冻土融化而导致CO2和CH4排放［30］， 但是对于全球尺度的模拟和预测， 热喀斯特现象（如热融湖、 热融滑塌、 热融滑坡等）或者是多年冻土区中碳含量巨大的甲烷水合物碳库失稳等所导致的多年冻土碳释放和随之产生的更深层冻土退化的碳释放的模拟研究较少。而且， 短期、 迅速多年冻土退化导致的CO2和CH4释放也缺少系统性的评估。

5 结论与展望

北极、 北方高纬多年冻土区和青藏高原土壤有机碳储量的研究已有较多的研究成果， 且评估数据来源和评估方法不断提高。由于野外观测数据不足， 海底多年冻土和多年冻土区水合物碳库的评估依然存在很大不确定性。多年冻土区有机碳对气候变暖的响应速度取决于土壤有机碳被微生物降解的速度。多年冻土退化前， 其封存的有机碳由于较少经历生物/化学干扰， 具有较高的易降解性。土壤有机碳的性质（如有机碳含量、 成分和C/N比）和环境因素（如土壤温湿度、 微生物群落结构和数量等）也是影响土壤有机碳降解速率的关键要素。目前， 多年冻土碳储量、 多年冻土碳分布和基于土壤降解实验和土地类型的土壤降解速率已集成了相应的数据平台。多年冻土区的碳排放观测能够为多年冻土区土壤有机碳的降解实验研究和多年冻土区有机碳对气候响应的模拟提供对比和验证数据。多年冻土区湿地生态系统的碳排放速率［北方湿地为240 g C·m-2·a-1， 青藏高原湿地为（112.3±66.1） g C·m-2·a-1］普遍高于其他生态系统。多年冻土的快速退化（如热喀斯特）导致CO2和CH4排放速度之快、 量级之大， 对气候系统的反馈可能不亚于多年冻土缓慢退化引起的温室气体排放的影响。多年冻土退化导致其封存的有机碳向水系统的侧向输出也是多年冻土退化的气候响应的重要部分。多年冻土对气候变暖的响应及反馈模拟和预测结果显示， 在21世纪结束前多年冻土退化并不会导致生产和经济方面的灾难性后果， 但预测和评估的不确定性很高。

尽管北极和北方高纬多年冻土区和青藏高原的碳储量估算、 SOC降解和碳排放研究报道较多， 但不同结果对多年冻土区碳源/汇的研究依然存在很大不确定性， 甚至存在较多争议。例如， 多年冻土退化究竟是增加多年冻土区的碳源作用或排放速率， 亦或加强了多年冻土区的碳汇功能或强度、 固碳速率， 需要进一步研究确认。另外， 在全球尺度的模拟结果依然具有很大的不确定性。这主要是由于多年冻土融化、 释放有机质并被微生物降解的过程十分复杂、 环境控制因素也较多； 这些都增加了大尺度、 高精度模拟多年冻土对气候变化响应和反馈的难度。同时， 在多年冻土对气候变化的响应和反馈模拟研究中， 多年冻土的快速退化现象（如北极沿岸低地湖泊和其他热喀斯特与岸坡侵蚀， 以及高地和坡面的热融滑塌、 滑坡、 其他水热侵蚀）、 多年冻土退化通过河流的碳输出以及不确定性很高的水合物失稳分解、 海底多年冻土退化导致的碳释放方面的考虑较少， 进而增加了这些模拟的不确定性。或者， 与碳过程和评估相关的研究可能需要从概率、 不确定性或随机过程模型的角度展开更多研究。因此， 未来多年冻土-气候响应的数值模拟应加强以下几个方面： （1）多年冻土快速退化现象的野外观测、 模拟试验和数据集成； （2）多年冻土区河流碳输移或排放； （3）水体向大气的碳排放； （4）碳库和碳交换、 碳循环过程和机制的不确定性或随机过程模型； （5）多年冻土融化后， 土壤中微生物的动态变化过程和机制。这些研究的不断深入、 系统化和综合集成将显著提高全球到局域尺度冻土退化对气候变暖响应和反馈的预测、 评估和预警能力。

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