保護多年凍土，助力雙碳目標(biāo)的實現(xiàn)

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(xué)院西北生態(tài)環(huán)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(yè)大學(xué)土木工程學(xué)院，哈爾濱 150040；3.中國科學(xué)院青藏高原研究所，青藏高原地球系統(tǒng)與資源環(huán)境重點實驗室，北京 100101；4.中國科學(xué)院成都生物研究所，成都 610041；5.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

凍土是全球氣候系統(tǒng)五大圈層之一的冰凍圈系統(tǒng)的重要組成成分，同時也是全球氣候觀測系統(tǒng)（GCOS）的關(guān)鍵氣候變量之一，其存在狀態(tài)和對氣候變化響應(yīng)的程度、幅度和模式，攸關(guān)高寒生態(tài)環(huán)境穩(wěn)定、水文水資源動態(tài)、寒區(qū)構(gòu)筑物的安全穩(wěn)定運維，當(dāng)前已成為地球與環(huán)境科學(xué)特別是與高寒生態(tài)環(huán)境相關(guān)領(lǐng)域的研究熱點之一。根據(jù)凍結(jié)時間長短，自然界的凍土可分為瞬時凍土、短時凍土、季節(jié)凍土、隔年凍土和多年凍土等。其中，暖季融化冷季凍結(jié)、其下為非凍土的土壤為季節(jié)凍土，其凍結(jié)深度從幾十厘米到幾米不等；連續(xù)凍結(jié)時間維持兩年或兩年以上的巖土稱為多年凍土（permafrost），其凍結(jié)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(qū)）極寒冷的冬天早晨或寒潮過境影響期間，存在凍結(jié)持續(xù)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(jié)的地表淺層則為活動層。

凍土區(qū)廣泛經(jīng)歷頻繁的凍結(jié)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(fā)生正負變化，使凍土中的地下冰和地下水不斷發(fā)生相變和遷移，產(chǎn)生凍脹、融沉、蠕變等一系列形變，這是土層溫度變化而產(chǎn)生凍結(jié)融化的物理地質(zhì)作用和現(xiàn)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(qū)廣泛分布，通過水的相變影響大氣圈、土壤圈的能量和物質(zhì)交換，并進一步通過能量、水分和營養(yǎng)物質(zhì)的輸運而影響寒區(qū)動植物和微生物生理活動，以及寒區(qū)道路、機場、橋梁、房屋等構(gòu)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(xué)性質(zhì)，因此也就有了特有的生態(tài)系統(tǒng)服務(wù)功能。如在反復(fù)凍融循環(huán)過程中由土顆粒逐漸外遷而對自然界水質(zhì)凈化［2］；長期的凍結(jié)負溫環(huán)境固存了大量土壤有機碳［3］；因處于高海拔和高緯度地區(qū)而有攔截外源水汽和冷濕島效應(yīng)，從而具有涵養(yǎng)水源、調(diào)節(jié)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(xué)性質(zhì)差異極大，在具體研究時所采取的措施應(yīng)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(yīng)特征、多年凍土變化對生態(tài)環(huán)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(qū)，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(qū)，年均氣溫為較低的負值。據(jù)統(tǒng)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(jié)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(qū)，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(tài)較為穩(wěn)定的大片連續(xù)多年凍土逐漸過渡到熱狀態(tài)不穩(wěn)定的不連續(xù)多年凍土、島狀多年凍土和季節(jié)凍土。在我國西部高山地區(qū)，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(qū)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(yīng)的復(fù)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(tài)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(nèi)流區(qū)，這里主要為羌塘高原大片連續(xù)多年凍土區(qū)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(qū)，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(cè)海拔較高處。而在海拔較低的藏中及藏南地區(qū)，主要分布中深季節(jié)（凍結(jié)深度＞1.0 m）和淺季節(jié)凍土（凍結(jié)深度＜1.0 m）?？傮w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(tài)極不穩(wěn)定的多年凍土，對氣候變暖和人類活動干擾響應(yīng)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(jīng)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(qū)的變暖幅度比非多年凍土區(qū)更顯著［14，15］。以我國多年凍土第一大分布區(qū)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(qū)域中升溫速率最快的地區(qū)，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(zāi)等自然災(zāi)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(tài)轉(zhuǎn)變，加劇了多年凍土的區(qū)域性退化，并由此導(dǎo)致地表因地下冰融化沉降、繼而構(gòu)筑于其上的工程構(gòu)筑物的下沉變形。多年凍土退化突出表現(xiàn)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(jié)凍結(jié)深度減小，凍結(jié)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(wǎng)（GTN-P）的監(jiān)測表明，連續(xù)多年凍土區(qū)年變化深度（通常為10～20 m深度，該深度溫度年內(nèi)波動小于±0.1℃）的升溫率為0.39±0.15℃·10a-1，不連續(xù)多年凍土區(qū)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(jì)60年代以來的鐵路和林業(yè)設(shè)計部門觀測和調(diào)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(zhǔn)臺站的地面溫度觀測制備的數(shù)據(jù)集并基于TTOP模型模擬，發(fā)現(xiàn)我國大小興安嶺多年凍土面積由20 世紀(jì)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(qū)，多年凍土積極響應(yīng)氣候變化，隨氣候波動而變化，氣候經(jīng)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(yīng)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(tài)的長期監(jiān)測表明，多年凍土一旦退化為季節(jié)凍土，其水熱和物理力學(xué)性質(zhì)將發(fā)生根本性改變，在當(dāng)前氣候持續(xù)變暖和極端氣候事件日益增多的趨勢下較難恢復(fù)為多年凍土，由此深刻影響凍土區(qū)高寒植被生長、工程構(gòu)筑物運維、水源涵養(yǎng)功能發(fā)揮、碳氮等生物地球化學(xué)循環(huán)等。如在黃河源頭區(qū)的多年凍土監(jiān)測表明，多年凍土退化為季節(jié)凍土后，其年均地溫升溫率達到0.19 ℃·a-1，在短期內(nèi)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(zhuǎn)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(jié)凍土，其蘊藏的地下冰轉(zhuǎn)換為液態(tài)水，多年凍土年均地溫短期內(nèi)迅速升高［19］。

3 凍土退化的影響

盡管多年凍土區(qū)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(lián)系。多年凍土區(qū)在長期的地質(zhì)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(jīng)過凍融翻攪作用進入到較深層的凍土中，導(dǎo)致多年凍土中蘊藏起豐富的土壤有機碳，據(jù)估計多年凍土區(qū)0～3 m 深度土壤有機碳含量高達10350億噸，成為陸地生態(tài)系統(tǒng)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(jié)果之一就是使休眠的遠古微生物復(fù)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(qū)域陰坡一側(cè)，地表因地下冰融化失去支撐，表層土壤在重力作用下發(fā)生蠕滑，出現(xiàn)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(xiàn)象（圖2）。這一系列突發(fā)和快速的凍土退化現(xiàn)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(zhì)變化也改變了淺表層微生物菌類數(shù)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(qū)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(zāi)害還造成公路鐵路橋隧等的病害，更有甚者，造成生命財產(chǎn)安全乃至人員傷亡。此外，土壤凍融循環(huán)頻次的加劇會侵蝕表土層以下的砂礫質(zhì)土壤，加劇地表的沙化和礫質(zhì)化，加重凍融荒漠化，給寒區(qū)居民的生產(chǎn)生活和生命財產(chǎn)安全帶來威脅，同時也威脅寒區(qū)工程［29,30］。在凍土區(qū)進行的開礦挖沙淘金等大規(guī)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(jié)土壤結(jié)構(gòu)等，還嚴(yán)重干擾了地表水熱動態(tài)平衡，加速多年凍土退化和消失，由此加劇了高寒生態(tài)環(huán)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(qū)，是當(dāng)前我國唯一實現(xiàn)碳中和的地區(qū)，但其固碳增匯功能受到土地利用變化、農(nóng)牧業(yè)和工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的干擾，正變得越來越不穩(wěn)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(xù)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(dǎo)致其由碳匯向碳源轉(zhuǎn)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(jié)凍土則較難恢復(fù)［19］。

因此有必要在進行凍土區(qū)生態(tài)功能和結(jié)構(gòu)優(yōu)化的基礎(chǔ)上，采取相應(yīng)措施調(diào)控?zé)岬膫鲗?dǎo)、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(tài)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?？紤]到多年凍土同時也是高寒草地主要分布區(qū)，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(xué)家主要采取主動冷卻路基和降低多年凍土溫度的技術(shù)措施保護大型寒區(qū)工程經(jīng)過的高溫高含冰量凍土區(qū)，具體措施包括應(yīng)用熱棒、塊石路基、路基填料換填、通風(fēng)路基以及路面顏色改變等，這在一定程度上保護了構(gòu)筑物作用下的多年凍土。對于自然條件下的多年凍土，則應(yīng)研發(fā)接近自然狀態(tài)的凍土保護技術(shù)示范。主要包括：利用植被對多年凍土的保育作用，結(jié)合補播和優(yōu)勢種群建植，以及植被、微生物多樣性恢復(fù)等措施對多年凍土區(qū)開展植被建植；繁育適應(yīng)高寒低溫條件且具有較好固碳作用的泥炭蘚草叢等，研發(fā)高寒草地草氈層保護和恢復(fù)技術(shù)；利用巴氏桿菌等寒區(qū)微生物對土壤結(jié)構(gòu)、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(huán)境利于藻類發(fā)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(wěn)定，促進高寒生態(tài)文明建設(shè)和生態(tài)環(huán)境保護。