保护多年冻土，助力双碳目标的实现

罗栋梁 金会军,2 吴青柏 何瑞霞 张林 王金牛 李晓英 李世珍，5

1.中国科学院西北生态环境资源研究院，冻土工程国家重点实验室，兰州 730000；2.东北林业大学土木工程学院，哈尔滨 150040；3.中国科学院青藏高原研究所，青藏高原地球系统与资源环境重点实验室，北京 100101；4.中国科学院成都生物研究所，成都 610041；5.中国科学院大学，北京 100049

冻土是全球气候系统五大圈层之一的冰冻圈系统的重要组成成分，同时也是全球气候观测系统（GCOS）的关键气候变量之一，其存在状态和对气候变化响应的程度、幅度和模式，攸关高寒生态环境稳定、水文水资源动态、寒区构筑物的安全稳定运维，当前已成为地球与环境科学特别是与高寒生态环境相关领域的研究热点之一。根据冻结时间长短，自然界的冻土可分为瞬时冻土、短时冻土、季节冻土、隔年冻土和多年冻土等。其中，暖季融化冷季冻结、其下为非冻土的土壤为季节冻土，其冻结深度从几十厘米到几米不等；连续冻结时间维持两年或两年以上的岩土称为多年冻土（permafrost），其冻结深度从几米到几百米不等，地球上多年冻土最厚达1500～1700 m；在暖温带甚至亚热带（如我国的长江中下游和云贵高原等地区）极寒冷的冬天早晨或寒潮过境影响期间，存在冻结持续时间只有几小时的瞬时冻土。在多年冻土层之上，暖季融化、冷季冻结的地表浅层则为活动层。

冻土区广泛经历频繁的冻结融化过程。在大气圈与土壤圈能量交换过程中，浅表层土壤温度周期性地发生正负变化，使冻土中的地下冰和地下水不断发生相变和迁移，产生冻胀、融沉、蠕变等一系列形变，这是土层温度变化而产生冻结融化的物理地质作用和现象。多年冻土尽管在人们的日常生活中不很常见，但在高纬的南北极陆地和近海海底、中纬度高海拔山区广泛分布，通过水的相变影响大气圈、土壤圈的能量和物质交换，并进一步通过能量、水分和营养物质的输运而影响寒区动植物和微生物生理活动，以及寒区道路、机场、桥梁、房屋等构筑物的安全施工和运维［1］。地下冰的存在使其具有特殊的水热物理和力学性质，因此也就有了特有的生态系统服务功能。如在反复冻融循环过程中由土颗粒逐渐外迁而对自然界水质净化［2］；长期的冻结负温环境固存了大量土壤有机碳［3］；因处于高海拔和高纬度地区而有拦截外源水汽和冷湿岛效应，从而具有涵养水源、调节水资源和径流的功能等［4］。不同类型冻土的水热物理和力学性质差异极大，在具体研究时所采取的措施应有所不同。本文简述多年冻土空间分布、多年冻土对气候变化响应特征、多年冻土变化对生态环境的影响，并就加强多年冻土保护措施提一些建议。

1 多年冻土的空间分布

地球上的多年冻土主要分布于北极和亚北极的西伯利亚、阿拉斯加和加拿大西北地区，青藏高原，南极大陆外缘等（图1）。这些地方或为高纬度或为高海拔地区，年均气温为较低的负值。据统计计算，北半球多年冻土分布面积达20.8～22.79×106km2，占其陆地表面积约1/4，加上季节冻土则占陆地表面积一半以上［5-7］。我国是世界第三大冻土大国，多年冻土分布范围仅次于俄罗斯和加拿大，但相较于后者，我国多年冻土总体分布纬度更偏南，主要分布于青藏高原、东北大小兴安岭和西部海拔较高的高山地区，且具有地温较高、冻土9 层较薄的特征，活动层也更厚［8-11］。青藏高原平均海拔超过4000 m，多年冻土面积达106万km2以上，随着海拔从羌塘高原由西向东逐渐由超过4500 m asl降低到4000～3000 m asl，多年冻土类型也由热状态较为稳定的大片连续多年冻土逐渐过渡到热状态不稳定的不连续多年冻土、岛状多年冻土和季节冻土。在我国西部高山地区，在一定海拔高度如3600 m以上的祁连山、2700 m 以上的天山、1500～2200 m以上的阿尔泰山等地也分布多年冻土［12］。我国东北多年冻土在区域尺度上受较高海拔和较高纬度共同作用，局地尺度上受植被、积雪和大气逆温效应的复合影响，因此主要分布于大小兴安岭和长白山等地。

图1 北半球多年冻土热状态空间分布（引自Ran et al.,2022［13］）Figure 1 Spatial distribution of permafrost across the Northern Hemisphere(cited from Ran et al.,2022 [13])

西藏高原的多年冻土主要分布于海拔较高的藏西北内流区，这里主要为羌塘高原大片连续多年冻土区的西南部，年降水量较少，气候大陆度高，多年冻土几乎呈连片分布；其次分布于藏东南地区，这里主要是拉萨河和尼洋河等雅鲁藏布江（雅江）中下游支流及澜沧江源头，海拔较高，受海洋性气候控制；再次分布于雅江流域两侧海拔较高处。而在海拔较低的藏中及藏南地区，主要分布中深季节（冻结深度＞1.0 m）和浅季节冻土（冻结深度＜1.0 m）。总体而言，西藏高原多年冻土分布面积接近48.44万km2，且大部分为高温和热状态极不稳定的多年冻土，对气候变暖和人类活动干扰响应十分敏感，极易退化。

2 冻土变化特征

气候变暖已是不争的事实。近几十年来全球各地大多经历了不同程度的升温，而对气象和地温观测及再分析资料的分析均表明多年冻土区的变暖幅度比非多年冻土区更显著［14，15］。以我国多年冻土第一大分布区的青藏高原为例，其年平均气温升幅自1960年以来达0.36 ℃/10a，不仅是我国八大区域中升温速率最快的地区，也是全球气温平均升幅的1.5～2倍［16］。气候变暖叠加强烈人类活动以及火灾等自然灾害影响，破坏了地气间原有的能量平衡，加速了多年冻土相态转变，加剧了多年冻土的区域性退化，并由此导致地表因地下冰融化沉降、继而构筑于其上的工程构筑物的下沉变形。多年冻土退化突出表现为：多年冻土温度升高，岛状多年冻土消失，活动层厚度增加，最大季节冻结深度减小，冻结期缩短，融化期延长［17-21］。相较而言，低温多年冻土退化更为快速，而高温特别是年平均地温高于-0.5 ℃的极高温多年冻土退化缓慢［19］。全球多年冻土观测网（GTN-P）的监测表明，连续多年冻土区年变化深度（通常为10～20 m深度，该深度温度年内波动小于±0.1℃）的升温率为0.39±0.15℃·10a-1，不连续多年冻土区的升温率为0.20±0.10℃·10a-1，山地多年冻土的升温率为0.19±0.05℃·10a-1，南极大陆外缘的升温率为0.37±0.10℃·10a-1［22］。20世纪60年代以来的铁路和林业设计部门观测和调查资料表明，我国东北多年冻土的南界已显著北移，幅度可达50km～120 km；利用107个国家基准台站的地面温度观测制备的数据集并基于TTOP模型模拟，发现我国大小兴安岭多年冻土面积由20 世纪70 年代的3.9×105km2减少到的2.6×105km2，总面积减少了约35%［23,24］。在青藏高原三江源区，多年冻土积极响应气候变化，随气候波动而变化，气候经历了1900s～1930s的升温阶段、1940s～1970s的降温阶段、1980s～2010s的升温阶段，相应的多年冻土面积由26.4万km2（1900s）减少到23.3万km2（1930s）［25］。

对冻土热状态的长期监测表明，多年冻土一旦退化为季节冻土，其水热和物理力学性质将发生根本性改变，在当前气候持续变暖和极端气候事件日益增多的趋势下较难恢复为多年冻土，由此深刻影响冻土区高寒植被生长、工程构筑物运维、水源涵养功能发挥、碳氮等生物地球化学循环等。如在黄河源头区的多年冻土监测表明，多年冻土退化为季节冻土后，其年均地温升温率达到0.19 ℃·a-1，在短期内由低于+0.5 ℃上升到+1.3℃［19］。这是因为多年冻土中含有的地下冰使其在由负温向正温转变过程中需大量吸收热量，阻止了冻土地温的升高；多年冻土一旦退化为季节冻土，其蕴藏的地下冰转换为液态水，多年冻土年均地温短期内迅速升高［19］。

3 冻土退化的影响

尽管多年冻土区人口稀少，但多年冻土的变化与人们存在或直接或间接的联系。多年冻土区在长期的地质和气候历史时期，植被凋落物和枯枝落叶在地表堆积，又不断地经过冻融翻搅作用进入到较深层的冻土中，导致多年冻土中蕴藏起丰富的土壤有机碳，据估计多年冻土区0～3 m 深度土壤有机碳含量高达10350亿吨，成为陆地生态系统最大的有机碳库，超过了大气和植被碳库总和［3］。多年冻土退化最直接的结果之一就是使休眠的远古微生物复苏，分解土壤中的有机碳并以温室气体形式大量释放到空气中，从而进一步对气候变暖形成正反馈。一些研究表明，随着气候变暖，在有一定坡度的丘陵山地及山麓区域阴坡一侧，地表因地下冰融化失去支撑，表层土壤在重力作用下发生蠕滑，出现了越来越多的热融滑塌、冻土滑坡、热融冲沟和热融湖塘等热喀斯特现象（图2）。这一系列突发和快速的冻土退化现象使冻土中大量地下冰块裸露，不仅为多年冻土中土壤有机碳的分解释放提供了途径，其退化引起的土壤层位混合、表层土壤侵蚀和理化性质变化也改变了浅表层微生物菌类数量和种类，进一步削弱多年冻土碳汇能力［26-28］。

图2 黄河源区查拉平因多年冻土融化造成的热融滑塌，厚达0.5 m以上的地下冰块裸露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

冻融灾害还造成公路铁路桥隧等的病害，更有甚者，造成生命财产安全乃至人员伤亡。此外，土壤冻融循环频次的加剧会侵蚀表土层以下的砂砾质土壤，加剧地表的沙化和砾质化，加重冻融荒漠化，给寒区居民的生产生活和生命财产安全带来威胁，同时也威胁寒区工程［29,30］。在冻土区进行的开矿挖沙淘金等大规模机械化施工带来的土地挖损压占、采坑积水等，不仅破坏了地貌景观、地表植被和冻结土壤结构等，还严重干扰了地表水热动态平衡，加速多年冻土退化和消失，由此加剧了高寒生态环境的压力。

4 加强多年冻土保护

青藏高原作为我国多年冻土主要分布区，是当前我国唯一实现碳中和的地区，但其固碳增汇功能受到土地利用变化、农牧业和工农业生产的干扰，正变得越来越不稳定。若温室气体排放未得到有效遏制，变暖趋势就会加剧，多年冻土则会持续退化，有可能将原来蕴藏于多年冻土中的丰富的土壤有机碳大量分解释放，甚至导致其由碳汇向碳源转变，由此对气候变暖形成正反馈。而且，多年冻土一旦退化为季节冻土则较难恢复［19］。

因此有必要在进行冻土区生态功能和结构优化的基础上，采取相应措施调控热的传导、对流和辐射，降低多年冻土地下冰融化和冻土升温的速率，采取近自然状态的保护措施保护多年冻土，减少土壤有机碳分解，减轻温室气体排放对大气圈层的影响。考虑到多年冻土同时也是高寒草地主要分布区，而其深部蕴藏丰富的土壤有机碳。因此，宜采取增强土壤浅表层（0～30 cm）固碳增汇能力和土壤深层（＞30 cm）保冻保碳两项原则。在过去修筑青藏铁路等重大国防工程的时候，冻土学家主要采取主动冷却路基和降低多年冻土温度的技术措施保护大型寒区工程经过的高温高含冰量冻土区，具体措施包括应用热棒、块石路基、路基填料换填、通风路基以及路面颜色改变等，这在一定程度上保护了构筑物作用下的多年冻土。对于自然条件下的多年冻土，则应研发接近自然状态的冻土保护技术示范。主要包括：利用植被对多年冻土的保育作用，结合补播和优势种群建植，以及植被、微生物多样性恢复等措施对多年冻土区开展植被建植；繁育适应高寒低温条件且具有较好固碳作用的泥炭藓草丛等，研发高寒草地草毡层保护和恢复技术；利用巴氏杆菌等寒区微生物对土壤结构、密度、孔隙等的改造作用，合理利用凋落物以搭建所谓“热桥”改变地表传热作用［31］，减少夏季热量的集聚和向下传递，增加冬季的散热，以保护下伏多年冻土。再是采取人工增水等形式提高地下水位，使浅表层土壤环境利于藻类发育等，增强固碳作用和能力。最终使多年冻土温度不再升高，活动层不再加深，多年冻土退化趋势减缓乃至维持稳定，促进高寒生态文明建设和生态环境保护。