多年冻土退化下碳、氮和污染物循环研究进展

王蓝翔， 董慧科， 龚 平，2， 王传飞，2， 吴晓东

（1.中国科学院青藏高原研究所环境变化与地表过程实验室，北京 100101； 2.中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心，北京 100101； 3.中国科学院大学，北京 100049； 4.中国科学院西北生态环境资源研究院冰冻圈科学国家重点实验室青藏高原冰冻圈观测研究站，甘肃兰州 730000）

0 引言

自工业革命以来，气候变化已经对人类系统和自然系统产生了广泛影响［1］。冻土作为冰冻圈的重要组成部分，对气候变化十分敏感。地面观测以及遥感等手段已经广泛记录了高纬度多年冻土（如北极）和高海拔多年冻土（青藏高原等）的退化现象。过去30年间，高纬度地区以每10年增加0.6 ℃的速度增温［1］，而中低纬度的高海拔多年冻土区的变暖也比其他地区更为显著［2］，近40 年增温速率要比全球同期升温速率高约2 倍。在气候变暖的背景下，多年冻土在未来还会继续退化［3-4］。

多年冻土退化具体表现为地温升高，活动层厚度增加，热喀斯特地貌发育等。近几十年来，北半球的活动层厚度显著增加［5］，由于多年冻土的融化会引起土壤水分的释放，活动层厚度的加深可能会改变水文路径，增加河流流量［6］，因此活动层厚度变化对多年冻土区生态系统、水文及地貌过程十分重要。热喀斯特则是由于地下冰融化导致多年冻土区发生地面沉降、塌陷、滑塌、侵蚀等现象，是多年冻土区重要的地貌变化过程。根据热喀斯特发生的位置和条件，会形成包括热融湖塘、溯源热融滑塌、活动层边坡坍塌等多种地貌类型。

因长期处于低温状态，有机质分解缓慢，冻土区（尤其是多年冻土区）成为全球物质储库的重要组成部分，储存了大量的有机碳（SOC）、氮素等［7-8］。同时，由于长距离传输及全球冷捕集效应［9］，加上偏远地区也存在一定的人类活动，导致冻土中也储存了石油［10］、持久性有机污染物（POPs）［11］、汞（Hg）［12］等污染物。

多年冻土退化使得原本处于冻结状态的物质从垂直和水平方向释放出来，活动层的加深和热喀斯特地貌的发育会改变多年冻土中物质的迁移［13-14］。有机质重新暴露于微生物过程中，被分解成CO2、CH4、N2O 等温室气体，释放到大气中［7］；气态汞和挥发性较强的POPs 等污染物也会释放进入大气，而溶解性的物质会随着融水输送到河流、热融湖塘等水生系统中。总之，这些物质从相对稳定的“冻结”状态变成处于环境系统中的“流通态”，进入到大气圈、水圈，甚至生物圈中，参与全球物质循环，并引发一系列的气候和环境效应。当然，这些物质在多年冻土生态系统中的变化也是非常复杂的，其相互之间的耦合关系在某种程度上会抑制或加剧气候变化的正反馈效应（如多年冻土退化引起的氮可用性增加会刺激植物生产力，进而部分抵消土壤碳损失［15-16］）。

气候变化对多年冻土中物质循环的影响已经引起了广泛关注，目前以碳循环的气候反馈为研究最多。已有一些学者总结了多年冻土碳循环的生物地球化学过程以及关键驱动因子［7，17-24］、冻土区温室气体排放通量特征［25-31］、溶解性物质向河流的输出规律［32-33］等。由于不同区域物质组分（组成及储量、物质间的耦合关系和协同效应）、环境因素（冻土景观特征、多年冻土退化过程、融区水文特征）、生物因子（微生物过程）的差异性，导致多年冻土的物质循环特征具有很大的空间异质性，其物质释放的途径、幅度和规律特征有所不同。全面了解多年冻土中多种物质的区域性输移和转化规律及协同作用将会为更准确地预测全球多年冻土退化对气候变化的响应提供重要支撑。本文主要以碳氮及污染物的迁移转化过程作为研究对象，着重近6 年（2015—2020 年）的研究成果，结合不同类型的多年冻土退化过程，总结了多年冻土退化过程中碳氮的生物地球化学循环特征。此外，还从冻土污染物与碳氮的关系角度出发，总结了多年冻土污染物的迁移循环规律特征，并对未来需要加强研究的方向以及改进的研究手段进行了展望和建议（图1）。

图1 多年冻土的多种退化方式及物质迁移输出示意图Fig.1 Schematic diagram of permafrost degradation and materials export

1 冻土中的物质组分

冻土是指0 ℃以下的各种岩石和土壤，一般可分为短时冻土、季节冻土、多年冻土。其中，温度在0 ℃或低于0 ℃且至少连续存在两年的岩土层为多年冻土［34］。冻土广泛分布于中高纬度地区和高山地区，多年冻土在北极分布最为广泛，也存在于中亚高原和南极无冰地区，包括南极半岛地区。冻土层中含有大量的碳（C）、氮（N）以及有机污染物（石油、POPs）和重金属等无机物染物。

1.1 冻土中的碳

多年冻土区的土壤有机碳的储量非常丰富，其中活动层中的碳储量约占12%，其余88%位于多年冻土层中［34-35］，多年冻土中有机碳储量相当于目前大气中碳储量的两倍。已有多项研究估算了不同地区的有机碳储量，通常以冻土实测含冰量、体积密度等指标作为依据［36］，利用经验公式（1）和（2）进行估算碳储量。

式中：C为实测多年冻土区土壤有机碳的平均含量；I为含冰量（冰占土壤干重的质量分数）；BD为容重（g·m-3）；Cspec为某区域特定的土壤碳总量；T为平均厚度（m）；S为研究区面积（m2）；Ctot为碳储量。

不同研究估算得出的冻土区碳储量如表1 所示，主要研究区域为包括环北极多年冻土区和青藏高原多年冻土区。环北极多年冻土区是冻土碳储量最大的地区，地下3 m 深的土壤碳储量就占全球土壤碳库的30%～40%［37］，其中约2/3位于欧亚大陆，其余位于北美洲［38］。其中，Tarnocai 等［39］较早对多年冻土区碳储量进行了估算，随后Hugelius 等［38］分别基于不同的数据库对碳储量的资料进行了更新，包括西伯利亚和阿拉斯加以及加拿大西北部的更新世富冰黄土沉积物Yedoma 区域以及环北极多年冻土区主要河流三角洲区域。在不同研究之间，各数据集之间差异、碳密度的计算方法不同都会影响到碳储量最终估算结果。

表1 多年冻土中的碳氮储量Table 1 Soil organic carbon（SOC）and total nitrogen（TN）storage in permafrost region

青藏高原以及中国北部的多年冻土区也含有大量的SOC。Mu等［40］估计青藏高原多年冻土区0～25 m 内储存了（160±87）Pg C（1 Pg=1015g），其中80%储存在3～25 m 的多年冻土中。Mu等［40］研究发现，与环北极地区类似，青藏高原多年冻土中的SOC 随深度的增加而呈指数趋势下降。Ding 等［41］则认为，古气候对于现代冻土碳库格局形成的影响大于现代气候，且其重要性随土层的加深而逐渐增强。因此在综合考虑了古气候和现代气候条件以及土层厚度和土壤理化属性后，Ding 等［41］估算出青藏高原0～3 m 冻土中储存了37 Pg C。需要注意的是，青藏高原碳储量的研究在多年冻土面积范围、植被类型的选择有很大不同，这是导致不同研究结果差异较大的重要原因［2］。此外，有机碳的测定方式（元素分析仪法、重铬酸钾氧化法、燃烧法等）也会导致储量结果的估算差异［42］。

1.2 冻土中的氮

氮素作为土壤中重要的营养成分，在极地和青藏高原冻土中储存。如表1所示，Loisel等［43］估计北极和亚北极泥炭多年冻土总氮储量占全球土壤氮储量的10%。在青藏高原地区，Kou 等［44］估计多年冻土区0～3 m 土层储存了1 802 Tg 总氮，其中近一半储存在1～3 m 土层中，且分布趋势为从高原东南向西北方向递减。

1.3 冻土中的污染物

1.3.1 有机污染物

持久性有机污染物（POPs）和石油是多年冻土区重要的有机污染物。POPs 是指由人类合成并能长期存在于环境介质中的有害物质，具有半挥发性，能够随着大气进行长距离迁移，极地寒冷地区和高山的土壤被认为是POPs 的“汇”［53-55］。垃圾填埋场、科学研究台站以及军事基地是南北极地区POPs 含量较高的地区。虽然目前南极［56-58］、北极［59-60］、青藏高原［61-63］以及我国东北地区均已开展土壤POPs 的研究工作，但多集中于表层土壤和农田土，真正位于多年冻土中POPs 的研究目前仅有3篇文献报道［64-66］，对于极地及高寒地区冻土POPs储量及分布情况仍缺乏全面的认识。

多年冻土区作为“汇”区，累积了大量的POPs，其浓度水平如下：南极多年冻土中多环芳烃（PAHs）浓度范围为0.12×102～1.10×102ng·g-1dw（干重），我国东北大兴安岭地区多年冻土中POPs 浓度水平高于南极地区，PAHs 浓度范围为0.76×102～1.64×103ng·g-1dw，有机氯农药（OCPs）浓度范围0.14×102～4.40×104ng·g-1dw。其中，检出浓度最高的是滴滴涕（p，p’-DDT），可达（2.00×104±6.00×104）ng·g-1dw；硫丹浓度为（0.76×103±1.10×103）ng·g-1dw，总浓度明显高于中国其他地区；六六六（∑HCH）、六氯苯（HCB）检出浓度分别为（0.57×103±1.40×103）ng·g-1dw、（1.4±1.5）ng·g-1dw。

随着土层深度的增加，POPs浓度整体呈递减趋势，但在一定的层位仍存在峰值以及波动（图2）。POPs 的垂直分布及下渗过程主要受到多年冻土层的渗透性及土壤有机质含量的影响。如图2（a）所示，南极多年冻土区PAHs 浓度在220 cm 处出现浓度峰值，这是由于多年冻土层是POPs 的半渗透层，POPs在活动层与多年冻土层交界处不易淋溶下渗，因而积累浓度较高［64］。图2（b）中我国大兴安岭地区多年冻土剖面中PAHs 的分布规律则与南极地区显著不同，分别在20 cm及90 cm深处出现了两个浓度峰值，土壤表层出现的第一个峰值与丰富的有机质含量有关，而第二个峰值的深度则为冻融交界层，多年冻土层对PAHs 起到滞留作用。图2（c）包含了多种下垫面类型中POPs 的垂直分布规律，其中森林和草地中的POPs 垂直分布波动较大，草地OCPs 浓度峰值出现在土壤表层，而森林冻土区的OCPs 在40 cm 处出现浓度峰值。由于土壤特性的不同，草地土壤有机质含量通常表层较高，而森林土壤中的有机质含量通常从表层开始逐渐升高，到一定深度开始下降，多年冻土有机质含量的垂直分布情况对于POPs积累规律十分重要。

图2 南极多年冻土剖面中PAHs的分布趋势［64］，采样点D和I均位于南极Jubany站（a）；我国大兴安岭地区多年冻土剖面中PAHs的分布规律，数据来源参考文献［65］（b）；我国大兴安岭地区不同下垫面类型的多年冻土剖面中OCPs的分布趋势，数据来源参考文献［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）

石油污染的组分主要包括饱和烃、芳烃、极性化合物和沥青质［39］，运输原油的一些管道也经过冻土区，如中俄原油管道（CRCOP）等。由于冻融作用会引起冻胀和融沉变形，管道容易发生过量变形而被破坏，造成石油泄漏［18］，此外还有其他油罐倒塌和人为破坏等事件，也会造成大量的石油泄露现象，尤以西伯利亚和阿拉斯加地区较为严重。据报道，俄罗斯北部诺里尔斯克的一个储油罐倒塌破裂后，有2 万吨柴油被释放到环境中，扩散超过12 英里，污染了附近的土壤。阿拉斯加普拉德霍湾的原油运输管线破裂，导致76.1×104～10.1×104L 原油被释放到冻土带［67］。

石油通过管道泄漏等事件释放到冻土中的总量可以估计，并且石油在冻土中的迁移扩散过程已经通过模拟实验等方式开展研究［68-70］。然而，其在冻土中石油发生迁移转化后的浓度水平还不清楚。

1.3.2 重金属类污染物

土壤中的汞与有机碳之间存在着密切的关系，如图3（a）所示，Schuster 等［12］统计了前人发表的北半球11 000 个土壤有机碳和汞的相关数据，发现土壤有机碳与土壤汞之间存在着密切的关系，即如图3（a）所示，当碳含量＜10%时，r2为0.98，碳含量＞10%时，r2为0.56。并且Schuster 还通过采集北极多年冻土样品，实测了冻土中的汞浓度，测得汞碳比（RHgC），发现与北半球其他区域土壤中RHgC相似［图3（b）］。基于北半球有机碳库数据和汞碳比数据，估算出北半球的冻土中的汞储量约为（1 656±962）Gg，其中多年冻土层中储存了（793±461）Gg汞，即占北半球冻土汞总储量的1/2。由此可见，北半球多年冻土区储存了大量与有机质结合的汞［71］，在高海拔多年冻土区也有关于汞储量的报道，在SOC 含量和粒径分布、大气沉降等条件的影响下，青藏高原多年冻土区汞浓度呈现出南部高、北部低的分布趋势［72］。Mu 等［73］计算指出青藏高原0～3 m冻土中储存了21.65 Gg 汞，其中，活动层储存了16.58 Gg汞；Sun等［74］估计，在青藏高原东北部的多年冻土区疏勒河流域，0～60 cm 土层中储存了约130.6 t Hg。汞在冻土剖面上的分布呈现出随着深度下降的趋势，Sun 在青藏高原多年冻土区的23 个探坑中发现，大多数垂直剖面中观察到了近地表出现总汞浓度峰值，然后持续下降的趋势［74］。青藏高原冻土汞储量仅占北半球冻土汞库［（1 656±962）Gg］的1.3%左右，这些汞在未来的变化需要关注。

图3 土壤有机碳与土壤总汞浓度的关系（a）及汞碳比（b），图片来自文献［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属元素在冻土中的浓度水平和储量的研究较少，Halbach 等［75］在北极Svalbard 群岛测定了有机土和矿质土，测定了包括铝、锌、镉，铬、铁在内的浓度水平，重金属元素的具体浓度数据见参考文献［75］。Svalbard 群岛表层土壤中的Cd，Hg，Zn 和S 元素含量明显较高，而Cu、Cr、Ni、Fe、Al、Mn 则在矿质土壤中的含量明显较高，与重金属汞在北极的沉降途径不同的是，这些元素在Svalbard 群岛的土壤中的浓度变化主要与当地的地质条件有关。

2 碳氮释放规律

有机质解冻并暴露于环境中作为初步阶段，这些有机质随后会在微生物作用下生成多种温室气体。多年冻土退化释放的温室气体主要包括碳基温室气体CO2和CH4，以及氮基温室气体N2O，这些温室气体的释放对于气候变暖具有正反馈效应。目前的很多研究报道了野外原位观测的温室气体释放情况，包括热喀斯特地区的温室气体释放特征。然而，多年冻土退化作为一个长时间的动态过程，因此研究利用室内模拟冻土融化也是探究多年冻土退化过程中温室气体释放通量变化以及关键影响因素的有效方法。野外观测与室内模拟相结合，对于估算多年冻土地区温室气体的气候效应具有重要作用。

2.1 碳氮的垂直释放特征

2.1.1 热喀斯特下的温室气体释放

热喀斯特作用使土壤剖面整个或部分暴露于空气中，这些变化导致有机质在水平和垂直方向上的快速流失。越来越多的观测证据表明，热喀斯特地貌的发展在北极及青藏高原许多地区以后可能更为频繁［76-78］。由于热喀斯特地区复杂的环境过程及地貌特征，热喀斯特地貌对于温室气体的释放还有很大的不确定性。

在低地区域，多年冻土区地表沉降后可能引起的湖泊和湿地的扩张，形成热融湖塘、湿地-热喀斯特复合体等。热融湖塘具有独特的湖沼学、形态学和生物地球化学特征，广泛分布于环北极地区西伯利亚、阿拉斯加富冰黄土区（Yedoma）以及不连续多年冻土泥炭地中，如加拿大北部［79］等。在一些热融湖塘和湿地观测到了很高的CH4释放量［80-81］，热融湖塘的CH4释放通量由两个部分组成，分别是水体下部土壤中的鼓泡扩散和水面以上部分的扩散形式［82］。其中，以扩散形式释放的CH4是由于水体温室气体浓度分压高而逃逸至大气中，这种方式在热融湖塘温室气体释放中通常占主导地位［83］，CH4平均通量为87.5 mg CH4·m-2·d-1。鼓泡形式释放则是由于热融湖塘下部多年冻土层本身的退化，导致沉积物下部土壤中的碳释放，并以点源鼓泡的形式释放CH4［84］。鼓泡的产生在空间和时间上具有高度变异性，因此定量估算存在一定难度［85］。Wik 等［86］总结热融湖塘中以鼓泡形式释放的CH4通量在0.4～8.2 mmol CH4·m-2·d-1范围内，不过由于鼓泡热点难以被发现，并且缺乏冬季的观测数据，因此该通量可能被低估。

热融湖塘底部不同沉积物类型的温室气体释放通量也有所差异，例如，由于泥炭地的有机泥炭层均匀性好于富冰黄土地区的沉积物，因此泥炭地退化而成的热融湖塘可能与富冰黄土地区的热融湖塘的鼓泡通量有很大差异。总体来看，富冰黄土地区的热融湖塘中可能包含更多的鼓泡点源［79］。

尽管热融湖塘是重要的碳源，但并非多年冻土区的水体都会大量释放温室气体。在一些水生生态系统中，水分条件较好而形成的厌氧环境有利于碳的积累，温室气体排放量较低［87］。这也是泥炭［88］和湖泊沉积物［76］在厌氧条件下长期积累碳的重要机制。

由于多年冻土层对垂直水流的阻隔作用，在未发生热喀斯特地区的活动层土壤中土壤水分含量较高，达到饱和或接近饱和。在高地地区，热喀斯特地貌形成后排水系统改善，土壤水分会迅速减少［89］，并形成活动层边坡坍塌、溯源滑塌、冲沟等地貌特征。传统观点认为，热喀斯特高地排水条件改善，水体排干、地下水水位降低使得之前处于厌氧环境中的有机质被重新分配到有氧环境中［14］，会使CH4排放量减少，CO2排放量增多［31］。然而，在阿拉斯加［14］和青藏高原冲沟［90］中CH4和N2O 排放量均呈增加趋势，这是由于冲沟内部地势低洼，容易积水导致。高地热喀斯特边缘及其周围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］，这会降低CH4的释放量，但同时也会增加有机质的总矿化速率，从而增加温室气体的释放［89，92］。Mu 等［93］在青藏高原的一处大型热融沟发现，与北极和北方多年冻土区相比，青藏高原热喀斯特形成暴露的SOC 更容易受到矿化作用的影响。总之，热喀斯特是多年冻土快速退化的表现形式，地表塌陷、土壤侵蚀等现象会改变土壤的水热条件和理化性质，如体积含水量、土壤容重、土壤充水孔隙度、pH 等［7，94-98］，多种土壤理化性质本身也密切相关并相互作用［90］。

热喀斯特地区N2O通量受碳氮有效性和土壤水文控制。Mu 等［93］在青藏高原热融沟观察到其内部和周围有大量N2O 释放，其通量接近0.008 μmol N2O·m-2·s-1，而高纬度裸露泥炭土的大部分通量低于0.001 μmol N2O·m-2·s-1［99］。热喀斯特地区N2O通量与土壤含氮量相关，同时多年冻土退化造成非均质的氧化还原环境为硝化和反硝化创造了有利条件［100-102］，可能发生硝化-反硝化耦合作用［14］；此外，在热喀斯特地貌发育过程中，从冻土层中释放的不稳定DOC可以作为电子供体加速反硝化作用，促进N2O的生成［103-104］。

随着时间的推移，高地热喀斯特的微地貌景观发生演化，会形成具有时间顺序的融化序列地貌。例如，有研究将发生热喀斯特作用后的3年、12年和20 年分别对应融化序列地貌发育的早、中、后期阶段。如图4（a）所示，Yang等［90］发现早期和中期阶段的CH4排放量较低，与未受干扰的草甸相似；中期阶段与北极冻土CH4排放通量的平均值处于同一水平或稍高于其（即图中灰色虚线）；而后期阶段的CH4排放量显著增加，是中期的3.5倍，甚至高于北极湿地CH4排放通量的平均值（即图中虚线）。N2O 的情况则相反［105］，如图4（b）显示，早期阶段土壤释放大量的N2O，且裸露地表的排放速率最大，可达3.1 mg N2O·m-2·d-1，与农业和热带土壤排放N2O 的速率相当；Mao 等［106］认为热喀斯特形成后水分减少，提高了土壤氧气的有效性，为土壤硝化作用提供了有利的好氧条件，增加土壤中NO3-的积累，导致初期总硝化作用呈加强趋势［107］，促进N2O 的排放［108-109］，而中后期阶段，排放速率下降到接近非塌陷点，可能与硝酸盐浓度、反硝化微生物群落结构的变化有关，N2O 的释放反映较高的氧气利用率和较低的底物（氨）供应之间的共同作用［107］。

图4 热喀斯特发生后不同时间阶段的地貌变化（a）以及温室气体CH4（b）和N2O（c）释放通量变化。其中，图4（a）、4（b）来自文献［90］，4（c）来自文献［105］，均已获得转载授权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，物质间的相互作用也会影响物质的迁移循环，例如碳氮间的激发效应。活性碳的输入可能会改变土壤氮素的有效性，从而影响土壤有机质的分解速率，这一过程被称为碳氮间的激发效应，其强度取决于多年冻土解冻后氮素有效性的变化。Chen等［110］在青藏高原草甸冻土区发现，热喀斯特发生后，氮的有效性及矿化作用增强，使微生物的代谢效率增加，抑制了激发效应，进而调节了土壤有机质（SOM）的周转以及表层土壤碳动态。

2.1.2 温室气体释放规律探究

根据多年冻土退化过程中土壤的温度及水分变化特征，许多室内培养实验通过控制温度和水分、来模拟多年冻土退化过程，测定温室气体的排放通量以及土壤理化性质变化［111］，并分析多年冻土碳的释放潜力等。目前这类研究涉及CO2、CH4及N2O，其中以碳基温室气体的模拟实验居多。这类实验可以模拟土壤升温解冻的过程中，但很难考虑生长季或水分动态变化及新鲜有机质输入等条件的影响［15］。

温室气体主要是微生物分解有机质的产物，因此其排放受到有机质分解状况的控制。影响有机质分解的因素有许多，通常认为生物因素（微生物群落的结构和活性等）和非生物因素（有机质含量、碳氮比、温度、氧气等）共同调控有机质分解［111］。表2 总结了多篇文献报道的不同室内培养调间隙的温室气体排放量及主要控制因素。

表2 多年冻土区土壤温室气体排放量的实验模拟结果Table 2 Greenhouse gas emissions under laboratory incubation experiments

非生物因素对于温室气体的释放过程起着重要作用，具体来看，冻土中的有机质含量和碳氮比对有机质分解的影响较大。C∶N 与CO2和N2O 生成量密切相关。通常C∶N 比较高意味着土壤有机质长期积累，有机质较为新鲜［100-102］，从而使更多可供生物利用的碳源，从而有利于硝化和反硝化作用［103］。尽管北极地区的土壤有机碳含量高于青藏高原地区［104］，但青藏高原地区土壤分解释放温室气体的潜力与北极冻土区、中国东北泥炭地相似。

温度是有机质分解的重要控制因素之一，有氧和无氧培养过程中温室气体排放量均随温度增加而增加［116］。由于不同区域的多年冻土实际温度变化范围有所差异，如环北极地区的多年冻土温度通常在-1 ℃到-10 ℃或更低之间变化，青藏高原冻土则会升温至0 ℃以上。研究者通常会根据不同区域的冻土实际的温度变化范围来设置培养实验的温度梯度并计算温室气体释放的温度敏感性指数Q10。Q10代表的是温度变化10 ℃时某温室气体释放增加的倍数。其计算公式为：

式中：Cgas为温室气体生成的速率；T代表土壤温度；a、b为拟合参数。

Q10被广泛应用于研究SOM 分解过程中潜在的温室气体排放，是研究全球变暖情景下SOM分解产生CO2的关键变量［120］。Q10的值可以反映出不同区域的土壤以及同一区域不同深度的土壤的SOM 分解潜力差异，以及不同稳定性的SOM对于增温的响应程度，这对于可靠预测多年冻土退化过程中的碳动态具有重要意义［120］。

由于土壤微生物对高于或低于0 ℃温度梯度变化产生的反应不同，因此在不同温度下观察到的Q10值有明显的差异［121］。从土层深度来看，通常在有氧条件下，多年冻土层土壤碳释放的Q10显著高于活动层［120］，但是在厌氧条件其Q10差异不大，这说明多年冻土层中的碳潜在分解潜力更大［122］。不过，多年冻土层各深度碳分解的Q10值都高于活动层，Mu 等［115］在青藏高原冻土区的活动层上限及多年冻土中的某些层位中发现了Q10的较高值，可能是这些层位在冻融扰动等作用下，积累了相对较高的有机质含量。

从不同类型的温室气体来看，CH4释放的Q10值通常高于N2O 和CO2，即CH4的温度敏感性较高（表2），这可能是多种机制共同作用的结果：首先，甲烷的氧化过程对温度的敏感性低于甲烷的生成过程，因此CH4的排放显示出较高的Q10值［123］；其次，随着温度的升高，CH4和O2的溶解度降低，进一步限制了甲烷的氧化过程［124］；此外，温度升高也可能改变古生物群落的组成和产甲烷途径［125］，还会增加微生物活性，从而为CH4的产生提供更多的底物［126］。

生物因素方面，微生物在土壤有机质的分解过程中起着重要作用，Kwon 等［31］总结了北极地区冻土融化对微生物群落结构组成的影响，并讨论了其与CO2和CH4排放之间的关系。发现多年冻土融化后若形成较湿润的环境，则类杆菌（Bacteriodetes）、绿弯菌（Chloroflexi）、厚壁菌（Firmicutes）、产甲烷菌（methanogens）和甲烷营养菌（methanotrophs）的丰度呈增加趋势，这可能会促进有机质的厌氧分解和CH4的释放。如果多年冻土融化后形成的环境条件较为干旱，则酸杆菌（Acidobacteria）和α变形菌（Alphaproteobacteria）的丰度会增加，产甲烷菌和甲烷菌的丰度减少，这会加速有机质的好氧分解和CO2排放，但CH4的排放会减少，并通常形成负的CH4通量，即土壤吸收大气中的CH4。

温室气体释放长时间尺度的模拟实验对于准确预测温室气体气候变化反馈的重要意义。一方面，碳分解速率随着时间呈非线性趋势，一些不稳定碳含量较高的多年冻土样品的初始碳分解的速率很高，因此短时间尺度的观测可能不完全具有时间尺度的代表性［120］。此外，碳分解过程中微生物的活性也随时间的推移而发生改变。Knoblauch 等［117］通过7 年的室内培养实验发现，无氧条件下甲烷的生成具有滞后效应，产甲烷菌群落在冻土融化后需要一段时间才可以恢复活性并稳定存在，因此短时间尺度的培养实验观测到的甲烷生成量普遍偏低，无法准确预测冻土消融下CH4释放的气候效应。

2.2 溶解性碳氮的横向输移

多年冻土融化通过改变地表和地下相互作用而引起水文状况变化［127-128］，部分有机质会以溶解态的形式释放到流域的水体中，如溶解性有机碳（DOC）和溶解性有机氮（DON）。活动层加深会使DOC 的流动路径加深，当其流经矿质土时，大部分不稳定的DOC 被降解矿化成温室气体，释放到大气，而不易分解的DOC 则会释放到河流和溪流中。Mu 等［129］依据北极大河观测站（ArcticGRO）的数据估计，2003—2017 年间，DOC 和颗粒性有机碳（POC）每年向北冰洋的输出量约为21 612 Gg 和2 728 Gg。Ma 等［32］以及安志宏等［33］总结了多年冻土输出DOC 的特征和规律，包括DOC 的输出通量及控制因素、化学组成以及不同区域河流中DOC的生物可降解性等。

多年冻土中有机质进入河流后，部分会发生长距离的输移，但是部分会在水体环境中被微生物分解，并以气态的形式释放到大气中。Zolkons 等［130］首次直接研究了多年冻土退化形成的径流中的温室气体排放量，在加拿大西部皮尔高原上的一处由溯源热融滑塌形成的径流中发现，其CO2排放量是附近河流（不受热喀斯特影响）的4倍，接近北极、北方地区以及温带河流中CO2的最大值，而CH4排放量则仅为其附近的河流中通量的1/2。河流中控制不同碳基温室气体释放的主要因素：多年冻土退化、热喀斯特形成导致的碳暴露可以刺激大量CO2产生［131-132］，同时较高的DOC 浓度和较低的径流温度也会促进CO2的生成，而CH4的排放量大小则更易受到微生物活性条件的影响。

溶解性无机碳（DIC）也是受多年冻土影响的主要溶解性碳组分之一，许多在北极河流开展的研究表明，流域内是否存在冻土，是造成北极河流之间溶解性无机碳向河流输出通量差异的重要原因。Chupakov 等［133］发现，欧洲最大的北极河流Severnaya Dvina 流域无多年冻土覆盖，其DIC 输出通量可达（4.3±0.2）t·km-2·a-1，远高于许多其他大型北极河流，并且该河流的流量自1970 年以来一直在增加，但其DIC 通量并未出现增加趋势，推测主要原因是该流域缺乏多年冻土［133］。从定量的角度，Song等［134］最近通过青藏高原多年冻土区多条河流中的DIC 稳定碳同位素（δ13C-DIC 值）来推测流域中DIC的来源，发现δ13C-DIC 的空间变化可以反映多年冻土覆盖和径流的影响，δ13C-DIC 随土壤温度，解冻深度和水流排放量的增加而降低。

多年冻土退化同样会随融水输出无机氮，无机氮的输出结果是由NO3-两种氮素的被吸附能力和水流输送潜力的差异决定的。随融水输出释放的过程中，水和矿质土接触范围增加，铵盐（NH4+）流经矿质土时被吸收、消耗更快，硝酸盐（NO3-）则相反。因此，随水流动过程中硝化作用增加［135］、硝酸盐吸收减少，即硝酸盐输出到河流的潜力更大。

综上所述，多年冻土中碳氮循环过程总结如图5 所示。多年冻土中的碳氮暴露于环境中，一方面从垂直方向释放，即直接被土壤中的微生物分解，产生温室气体；另一部分可溶性碳氮则是通过地表径流、土壤溶液以及地下水输送到河流中，并在水体环境中进一步分解成温室气体，返回到大气环境。

图5 冻土中的物质循环示意图，碳循环（a）及氮循环（b），改编自文献［7，136］中的图Fig.5 Schematic diagram of carbon（a），and nitrogen（b）cycle in permafrost regions，figures were revised from Ref.7，136

3 污染物释放

多年冻土中的污染物（POPs，汞）对于气候变化十分敏感。据Sun 等［74］估计，青藏高原上由于多年冻土退化将会减少64.2%的Hg 库；Mu 等［73］则表示，在热喀斯特作用下，青藏高原活动层土壤（0～30 cm）中的总汞含量减少了17.6%～30.9%（相对于未发生热喀斯特的多年冻土区）。这些污染物可能会以气态的形式释放到大气中，也可能以溶解态的形式输出到下游生态系统。因此，了解多年冻土退化下污染物的环境行为，对于预测气候变化引起的污染物环境效应有着重要作用。

3.1 污染物的地气交换作用

温度和土壤有机碳（SOC）含量是影响土壤POPs 浓度的重要因素［137］。温度极大地影响了土壤中挥发性污染物的动力学特征和地气界面交换过程［138］，对于具有较高挥发性的持久性有机污染物，如HCHs、HCB 和PCB-28 等，其土壤和地表空气（CSA）间的平衡浓度与气温之间具有显著的相关性［139］，这一现象在南极地区和青藏高原均有发现。Ren 等［139］通过测量POPs 的地气交换通量，在青藏高原多年冻土区发现了POPs 的挥发趋势，其中，γ-HCH，HCB和PCB-28的释放通量分别为720、2 935和538 Pg·m-2·d-1。并且预计温度每升高1 ℃，纳木错多年冻土区近地表大气中的HCH 含量将会增加70%～76%。

POPs 的挥发程度还会受到SOC 含量影响。过去的50年内青藏高原和南极有着相似的升温速率，南极地区温度每升高1 ℃，大气中的PCB 浓度将会增加21%～45%，但青藏高原POPs 挥发作用则更加明显。这是由于青藏高原和南极地区的SOC 对气温升高的响应不同，温度每升高1 ℃，南极土壤中的有机质含量可以增加0.02%～0.07%，增加的有机质可能会阻止南极土壤中POPs 的挥发，使其成为PCB 的汇［140］。而青藏高原由于变暖引起的土壤有机质分解［105］，因此青藏高原更可能成为POPs 的潜在二次源区。

汞在大气中主要以气态单质汞（Hg0）形式存在，可随大气进行远距离传输。Obrist 等［71］通过野外观测及质量平衡模型，发现北极苔原冻土带中70%的汞来自于Hg0的干沉降，Hg0通过北极苔藓等植物吸收固定，储存在土壤中。土壤汞的地气界面交换过程与温度具有极显著的正相关关系，因此多年冻土区汞的地气交换方向并非总是呈吸收趋势。随着气候变暖，地表温度增加，多年冻土区成为了Hg0的排放来源。Ci等［141］近年在青藏高原多年冻土区的内陆裸地（无植被覆盖）上观测到了2.86 ng·m-2·h-1的Hg0平均排放速率；而存在植被覆盖的区域则稍有不同，植被的相关过程在调节Hg0通量的季节变化中占据了主导地位，如Sun 等［142］在青藏高原多年冻土区的高寒草地上观察到，植被覆盖期间的平均地-气通量为0.30 ng·m-2·h-1。此外，Ci等［143］还发现表层土中的Hg0对土壤温度变化最敏感，表层土壤已经成为汞的净排放源［141］。在RCP8.5 情景下，到2100 年青藏高原多年冻土区的内陆裸地表层土中的Hg0浓度最多可增加54.9%，促使表层土有了更大的Hg0释放潜力，也即Hg0在多年冻土退化的情况下会有较大的损失。此外，汞与有机碳密切相关［12，144］，这种相关性使得有机碳分解的同时会增加汞释放的可能性。

3.2 溶解性污染物的输出及转化

多年冻土是POPs 的半渗透层［64］，多年冻土解冻后，污染物可以渗透到土壤和水生系统中。具有水溶性的POPs，如六六六［145］、全氟辛烷磺酸［146］等，可能会随融水释放进入地表水系统，进而汇入海洋，并通过洋流进行全球传输。疏水性物质的迁移也会受到融水释放过程的影响，疏水性POPs 在水体中大多以被颗粒物吸附的形式存在，DOC、悬浮颗粒物和浮游植物都可以作为疏水性POPs 在水中的载体，随着碳和养分的释放，POPs随之协同迁移。不过，目前这部分仍然缺乏对冻土-流域中POPs 的迁移转化过程的具体研究。

汞的研究相对POPs 则多一些，许多研究表明，北极河流和湖泊中的汞主要来源于北半球土壤，土壤中的污染物在径流以及河岸侵蚀的作用下，向水生系统中输入。目前研究以已经从两个方面展开，一方面着眼于多年冻土，初步测定了冻土土壤溶液中汞的浓度。例如，Olson 等［144］发现北极冻土土壤溶液中汞的浓度在（3.0±0.4）ng·L-1范围内，其中，活动层中的汞潜在迁移能力较高，浓度为0.9 ng·L-1，而多年冻土层中汞的浓度更高，平均为3.2 ng·L-1，甚至高于先前研究中的背景区河流汞浓度［147］。另一方面，已有多篇研究估计了北极河流向北冰洋输送的汞通量，Outridge 等［148］估计输送量为5～10 Mg·a-1；Zhang 等［148］估计为46 Mg·a-1；Fisher等［150］估计汞的年输入量高达95 Mg。Mu 等［129］依据北极大河观测站（ArcticGRO）的数据计算得出，2012—2015 年期间，北极主要六条大河向北冰洋输送总汞（THg）和甲基汞（MeHg）的通量约为20 090 kg·a-1和110 kg·a-1，该结果与2012—2017 年间基于北极六条大河的全年观测结果相似（20 000 kg·a-1）［151］。从北极主要的大河来看，育空河与麦肯锡河输出汞的通量较大，Mu 等［147］估计育空河输出Hg 通量为3 273 kg·a-1，这与之前估算的结果（4 400 kg·a-1）相似，2012—2015 年间麦肯锡河THg 和MeHg 的输出通量为3 272 kg·a-1和14 kg·a-1，类似于先前Emmerton 以及Leitch 等的估算结果（2 200～4 200 kg·a-1以及15～23 kg·a-1）［152-153］。这些估算结果的差异由于时间跨度的区别以及不同计算方法导致。这些随径流输出的汞会被还原为Hg0，然后再排放到大气中，进而参与现代Hg循环。

溶解性汞除了随融水向下游生态系统输送以外，还会汇入至流动性较差的热融湖塘中，在其中发生原位转化。光还原汞（Photoreducible Hg，PRHg）是决定水中Hg0形成及排放的关键因子［154］，Ci 等［155］在青藏高原的一处热融湖塘中发现，大量PRHg随融水输入至热融湖塘，融水输入的PRHg 在热融湖塘中总PRHg 的贡献高达81.2%～91.2%，PRHg 在水中还原极大地促进了Hg0的生成及释放。Ci 等［155］估计，在过去的半个世纪里，该区域热融湖塘的Hg0年排放量已增加了15%。这些以Hg0形式流失的汞在环境中会进一步发生反应，生成HgS，从而降低汞的甲基化和生物利用度。然而，这些释放到水生生态系统中的汞究竟有多少来自于多年冻土还不清楚。目前的结果仅能从定性角度解释多年冻土区河流中汞的浓度呈变化趋势，并推测其与多年冻土退化之间的可能关联。例如，Leitch 等［152］观察到北极地区的Mackenzie 河处于高水位时，汞的浓度较高，而较高的水位通常会淹没流域内的多年冻土；Schuster 等［147］对比北极Yukon 流域与其他北极主要流域的THg 输出量，发现Yukon 流域的THg输出量高出3～32倍，推测这些增加的THg来自流域内多年冻土融化输出。

多年冻土释放的汞可能在环境中发生进一步的转化并生成MeHg。在加拿大西北部的热喀斯特-湿地中，发现孔隙水中含有较高浓度的Me-Hg［156］，其MeHg 浓度比沼泽地排出的水中高4.5～14.5 倍，推测这些MeHg 是多年冻土释放的无机汞转化而来的。Yang 等［157］也通过室内模拟实验，发现冻土升温融化会促进冻土中的汞甲基化，相对于较冷的条件（2 ℃）下，较温暖（8 ℃）条件的土壤中净MeHg产量增加了10倍以上。气候变暖和多年冻土融化可能会使MeHg 的产量增加一个数量级，一旦从冻土中释放的汞被转化为MeHg，并在食物网中进行生物积累和生物放大，就会给人类和其他动物带来较大的健康风险［158］。

4 总结与展望

（1）多年冻土退化模式考虑不足

多年冻土存在多种退化方式，自下而上的退化、热喀斯特引发的快速退化以及层间部分退化均为多年冻土退化的重要模式。目前的研究中可以看出，热喀斯特是整个多年冻土物质反馈气候变化中不确定性较大的部分。气候变化预计会增加热喀斯特的发生频率［159-161］。由于其区域景观的演化过程比较复杂，因此未来需要继续关注长时间尺度下热喀斯特区域生态系统的演变、物质迁移释放及物质间的相互作用关系的变化。

多年冻土退化对于自下而上退化和层间部分退化现象的研究还较少。居间不冻层（Talik）作为多年冻土层中未冻结的部分，连接着冻土层上水和冻土层下水。不冻层的存在使得地下水文连通性增强，流动路径加深，尤其在初春、秋末及冬季冻结期，活动层的水流通路处于冻结封闭状态，居间不冻层形成的地下水路径成为重要的物质输移通道，将DOC、TDN 以及污染物、矿物风化产物等输出到附近流域中，甚至改变物质输出的通量及季节变化规律。然而，这种退化过程下物质循环的响应尚未开展研究，仅处于定性推测的阶段。

（2）野外原位观测缺乏时空变化的资料

冻土的退化具有较强的空间异质性，实际上，并非所有的冻土都会发生如前所述的退化现象，多年冻土退化的方式，取决于冻土自身与环境条件的相互作用［162］。北极、亚北极地区年均气温低，多年冻土厚度大且分布较连续，由于多年冻土和生态系统的相互作用形成居间不冻层或者退化为不连续多年冻土，而高寒多年冻土区本身就常呈不连续、分散甚至岛状分布，冻土区和融区组合情况更为复杂，普遍发育居间不冻层［163-164］，其物质循环的响应具有较大的差异。因此，未来需要在更广泛的空间范围内开展野外水热条件变化与物质迁移转化的同步观测。

目前的多年冻土退化的野外观测时间连续性较差。以溶解性物质的输出规律及控制因素的探究为例，目前缺乏冻土内部融水到流域水文断面的整体流路长时间序列的同步研究，因此融水释放过程中融化时间、流动路径、深度以及融水量尚不清楚，因此预测溶解性物质输出的大小、季节性和化学成分仍存在困难。

（3）模拟实验设置条件仍需完善

目前很多研究利用室内培养实验来模拟冻土融化释放有机质与温室气体释放。多年冻土退化过程中有多种因素共同影响物质循环，如水分、微生物群落、氧气条件和土壤温度等，这些影响因素具有强烈的空间差异性，并且可能会受到不同退化模式的不同影响。目前大部分模拟实验的相关研究仅限于考虑温度及水分的影响，无法完全还原野外条件，且实验条件设置参差不齐，难以进行比较，可能无法直接外推到实地情况。在未来的研究中，对于温室气体释放的观测需要增加开展野外原位实验，并将野外实际的土壤条件以及水热变化等数据等作为室内实验条件的参考。

（4）多年冻土中污染物的环境行为尚未明确

除了气候效应外，污染物二次释放可能导致的环境效应也不可忽略。气候变暖对污染物的影响既可能是促进污染物二次释放，比如多年冻土中气态污染物排放、随融水释放等过程。与此同时，气候变暖也可能通过对其他圈层的影响，使冻土污染物储存量增加。例如，气候变暖影响长距离传输的污染物在冻土区的沉降；变暖的气候会使得植被生长季延长、植被生长总体变好，从而增加对污染物的吸收［72，142］，引起气态污染物地-气交换的季节性通量及方向变化；气候变暖还可能促进土壤有机碳含量升高，从而增加陆地生态系统中污染物的积累［165］。总之，气候变暖下大气-植被-冻土这一耦合系统下的污染物环境行为变化作为污染物在全球的生物地球化学循环过程中的重要部分，亟待开展此部分的研究工作。在未来的研究中，首先进一步明确冻土中的污染物储量，在此基础上需进行定量污染物（汞、POPs）二次排放的贡献，以及探究污染物二次释放后的传输途径、源汇关系、生物可给性、食物链传递及毒性等问题。

总之，在气候变暖的情况下，全球尺度上的冻土物质循环将如何变化还有待进一步研究。由于局部尺度的物质循环存在很强的空间异质性，局部尺度的研究不能为区域、全球尺度格局提供可靠的证据。多年冻土退化对气候反馈的综合预测，需从区域间的异质性入手，对物质组分（物质组分状况、物质间的相互作用关系）、环境因素（冻土特性、多年冻土退化过程、融区水文特征）、生物因子（微生物过程）多方面综合研究。未来需要采用多学科协同手段，通过卫星遥感进行近地表景观特征的监测，结合地球物理探测地下冻融区季节变化，开展水热过程的同步监测，将多年冻土退化过程、水文过程与生物化学循环等过程集成研究，以期全面认识多年冻土退化的气候效应及环境效应。