王藍翔， 董慧科， 龔 平，2， 王傳飛，2， 吳曉東

（1.中國科學院青藏高原研究所環(huán)境變化與地表過程實驗室，北京 100101； 2.中國科學院青藏高原地球科學卓越創(chuàng)新中心，北京 100101； 3.中國科學院大學，北京 100049； 4.中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院冰凍圈科學國家重點實驗室青藏高原冰凍圈觀測研究站，甘肅蘭州 730000）

0 引言

自工業(yè)革命以來，氣候變化已經(jīng)對人類系統(tǒng)和自然系統(tǒng)產(chǎn)生了廣泛影響［1］。凍土作為冰凍圈的重要組成部分，對氣候變化十分敏感。地面觀測以及遙感等手段已經(jīng)廣泛記錄了高緯度多年凍土（如北極）和高海拔多年凍土（青藏高原等）的退化現(xiàn)象。過去30年間，高緯度地區(qū)以每10年增加0.6 ℃的速度增溫［1］，而中低緯度的高海拔多年凍土區(qū)的變暖也比其他地區(qū)更為顯著［2］，近40 年增溫速率要比全球同期升溫速率高約2 倍。在氣候變暖的背景下，多年凍土在未來還會繼續(xù)退化［3-4］。

多年凍土退化具體表現(xiàn)為地溫升高，活動層厚度增加，熱喀斯特地貌發(fā)育等。近幾十年來，北半球的活動層厚度顯著增加［5］，由于多年凍土的融化會引起土壤水分的釋放，活動層厚度的加深可能會改變水文路徑，增加河流流量［6］，因此活動層厚度變化對多年凍土區(qū)生態(tài)系統(tǒng)、水文及地貌過程十分重要。熱喀斯特則是由于地下冰融化導致多年凍土區(qū)發(fā)生地面沉降、塌陷、滑塌、侵蝕等現(xiàn)象，是多年凍土區(qū)重要的地貌變化過程。根據(jù)熱喀斯特發(fā)生的位置和條件，會形成包括熱融湖塘、溯源熱融滑塌、活動層邊坡坍塌等多種地貌類型。

因長期處于低溫狀態(tài)，有機質(zhì)分解緩慢，凍土區(qū)（尤其是多年凍土區(qū)）成為全球物質(zhì)儲庫的重要組成部分，儲存了大量的有機碳（SOC）、氮素等［7-8］。同時，由于長距離傳輸及全球冷捕集效應［9］，加上偏遠地區(qū)也存在一定的人類活動，導致凍土中也儲存了石油［10］、持久性有機污染物（POPs）［11］、汞（Hg）［12］等污染物。

多年凍土退化使得原本處于凍結(jié)狀態(tài)的物質(zhì)從垂直和水平方向釋放出來，活動層的加深和熱喀斯特地貌的發(fā)育會改變多年凍土中物質(zhì)的遷移［13-14］。有機質(zhì)重新暴露于微生物過程中，被分解成CO2、CH4、N2O 等溫室氣體，釋放到大氣中［7］；氣態(tài)汞和揮發(fā)性較強的POPs 等污染物也會釋放進入大氣，而溶解性的物質(zhì)會隨著融水輸送到河流、熱融湖塘等水生系統(tǒng)中?？傊?，這些物質(zhì)從相對穩(wěn)定的“凍結(jié)”狀態(tài)變成處于環(huán)境系統(tǒng)中的“流通態(tài)”，進入到大氣圈、水圈，甚至生物圈中，參與全球物質(zhì)循環(huán)，并引發(fā)一系列的氣候和環(huán)境效應。當然，這些物質(zhì)在多年凍土生態(tài)系統(tǒng)中的變化也是非常復雜的，其相互之間的耦合關(guān)系在某種程度上會抑制或加劇氣候變化的正反饋效應（如多年凍土退化引起的氮可用性增加會刺激植物生產(chǎn)力，進而部分抵消土壤碳損失［15-16］）。

氣候變化對多年凍土中物質(zhì)循環(huán)的影響已經(jīng)引起了廣泛關(guān)注，目前以碳循環(huán)的氣候反饋為研究最多。已有一些學者總結(jié)了多年凍土碳循環(huán)的生物地球化學過程以及關(guān)鍵驅(qū)動因子［7，17-24］、凍土區(qū)溫室氣體排放通量特征［25-31］、溶解性物質(zhì)向河流的輸出規(guī)律［32-33］等。由于不同區(qū)域物質(zhì)組分（組成及儲量、物質(zhì)間的耦合關(guān)系和協(xié)同效應）、環(huán)境因素（凍土景觀特征、多年凍土退化過程、融區(qū)水文特征）、生物因子（微生物過程）的差異性，導致多年凍土的物質(zhì)循環(huán)特征具有很大的空間異質(zhì)性，其物質(zhì)釋放的途徑、幅度和規(guī)律特征有所不同。全面了解多年凍土中多種物質(zhì)的區(qū)域性輸移和轉(zhuǎn)化規(guī)律及協(xié)同作用將會為更準確地預測全球多年凍土退化對氣候變化的響應提供重要支撐。本文主要以碳氮及污染物的遷移轉(zhuǎn)化過程作為研究對象，著重近6 年（2015—2020 年）的研究成果，結(jié)合不同類型的多年凍土退化過程，總結(jié)了多年凍土退化過程中碳氮的生物地球化學循環(huán)特征。此外，還從凍土污染物與碳氮的關(guān)系角度出發(fā)，總結(jié)了多年凍土污染物的遷移循環(huán)規(guī)律特征，并對未來需要加強研究的方向以及改進的研究手段進行了展望和建議（圖1）。

圖1 多年凍土的多種退化方式及物質(zhì)遷移輸出示意圖Fig.1 Schematic diagram of permafrost degradation and materials export

1 凍土中的物質(zhì)組分

凍土是指0 ℃以下的各種巖石和土壤，一般可分為短時凍土、季節(jié)凍土、多年凍土。其中，溫度在0 ℃或低于0 ℃且至少連續(xù)存在兩年的巖土層為多年凍土［34］。凍土廣泛分布于中高緯度地區(qū)和高山地區(qū)，多年凍土在北極分布最為廣泛，也存在于中亞高原和南極無冰地區(qū)，包括南極半島地區(qū)。凍土層中含有大量的碳（C）、氮（N）以及有機污染物（石油、POPs）和重金屬等無機物染物。

1.1 凍土中的碳

多年凍土區(qū)的土壤有機碳的儲量非常豐富，其中活動層中的碳儲量約占12%，其余88%位于多年凍土層中［34-35］，多年凍土中有機碳儲量相當于目前大氣中碳儲量的兩倍。已有多項研究估算了不同地區(qū)的有機碳儲量，通常以凍土實測含冰量、體積密度等指標作為依據(jù)［36］，利用經(jīng)驗公式（1）和（2）進行估算碳儲量。

式中：C為實測多年凍土區(qū)土壤有機碳的平均含量；I為含冰量（冰占土壤干重的質(zhì)量分數(shù)）；BD為容重（g·m-3）；Cspec為某區(qū)域特定的土壤碳總量；T為平均厚度（m）；S為研究區(qū)面積（m2）；Ctot為碳儲量。

不同研究估算得出的凍土區(qū)碳儲量如表1 所示，主要研究區(qū)域為包括環(huán)北極多年凍土區(qū)和青藏高原多年凍土區(qū)。環(huán)北極多年凍土區(qū)是凍土碳儲量最大的地區(qū)，地下3 m 深的土壤碳儲量就占全球土壤碳庫的30%～40%［37］，其中約2/3位于歐亞大陸，其余位于北美洲［38］。其中，Tarnocai 等［39］較早對多年凍土區(qū)碳儲量進行了估算，隨后Hugelius 等［38］分別基于不同的數(shù)據(jù)庫對碳儲量的資料進行了更新，包括西伯利亞和阿拉斯加以及加拿大西北部的更新世富冰黃土沉積物Yedoma 區(qū)域以及環(huán)北極多年凍土區(qū)主要河流三角洲區(qū)域。在不同研究之間，各數(shù)據(jù)集之間差異、碳密度的計算方法不同都會影響到碳儲量最終估算結(jié)果。

表1 多年凍土中的碳氮儲量Table 1 Soil organic carbon（SOC）and total nitrogen（TN）storage in permafrost region

青藏高原以及中國北部的多年凍土區(qū)也含有大量的SOC。Mu等［40］估計青藏高原多年凍土區(qū)0～25 m 內(nèi)儲存了（160±87）Pg C（1 Pg=1015g），其中80%儲存在3～25 m 的多年凍土中。Mu等［40］研究發(fā)現(xiàn)，與環(huán)北極地區(qū)類似，青藏高原多年凍土中的SOC 隨深度的增加而呈指數(shù)趨勢下降。Ding 等［41］則認為，古氣候?qū)τ诂F(xiàn)代凍土碳庫格局形成的影響大于現(xiàn)代氣候，且其重要性隨土層的加深而逐漸增強。因此在綜合考慮了古氣候和現(xiàn)代氣候條件以及土層厚度和土壤理化屬性后，Ding 等［41］估算出青藏高原0～3 m 凍土中儲存了37 Pg C。需要注意的是，青藏高原碳儲量的研究在多年凍土面積范圍、植被類型的選擇有很大不同，這是導致不同研究結(jié)果差異較大的重要原因［2］。此外，有機碳的測定方式（元素分析儀法、重鉻酸鉀氧化法、燃燒法等）也會導致儲量結(jié)果的估算差異［42］。

1.2 凍土中的氮

氮素作為土壤中重要的營養(yǎng)成分，在極地和青藏高原凍土中儲存。如表1所示，Loisel等［43］估計北極和亞北極泥炭多年凍土總氮儲量占全球土壤氮儲量的10%。在青藏高原地區(qū)，Kou 等［44］估計多年凍土區(qū)0～3 m 土層儲存了1 802 Tg 總氮，其中近一半儲存在1～3 m 土層中，且分布趨勢為從高原東南向西北方向遞減。

1.3 凍土中的污染物

1.3.1 有機污染物

持久性有機污染物（POPs）和石油是多年凍土區(qū)重要的有機污染物。POPs 是指由人類合成并能長期存在于環(huán)境介質(zhì)中的有害物質(zhì)，具有半揮發(fā)性，能夠隨著大氣進行長距離遷移，極地寒冷地區(qū)和高山的土壤被認為是POPs 的“匯”［53-55］。垃圾填埋場、科學研究臺站以及軍事基地是南北極地區(qū)POPs 含量較高的地區(qū)。雖然目前南極［56-58］、北極［59-60］、青藏高原［61-63］以及我國東北地區(qū)均已開展土壤POPs 的研究工作，但多集中于表層土壤和農(nóng)田土，真正位于多年凍土中POPs 的研究目前僅有3篇文獻報道［64-66］，對于極地及高寒地區(qū)凍土POPs儲量及分布情況仍缺乏全面的認識。

多年凍土區(qū)作為“匯”區(qū)，累積了大量的POPs，其濃度水平如下：南極多年凍土中多環(huán)芳烴（PAHs）濃度范圍為0.12×102～1.10×102ng·g-1dw（干重），我國東北大興安嶺地區(qū)多年凍土中POPs 濃度水平高于南極地區(qū)，PAHs 濃度范圍為0.76×102～1.64×103ng·g-1dw，有機氯農(nóng)藥（OCPs）濃度范圍0.14×102～4.40×104ng·g-1dw。其中，檢出濃度最高的是滴滴涕（p，p’-DDT），可達（2.00×104±6.00×104）ng·g-1dw；硫丹濃度為（0.76×103±1.10×103）ng·g-1dw，總濃度明顯高于中國其他地區(qū)；六六六（∑HCH）、六氯苯（HCB）檢出濃度分別為（0.57×103±1.40×103）ng·g-1dw、（1.4±1.5）ng·g-1dw。

隨著土層深度的增加，POPs濃度整體呈遞減趨勢，但在一定的層位仍存在峰值以及波動（圖2）。POPs 的垂直分布及下滲過程主要受到多年凍土層的滲透性及土壤有機質(zhì)含量的影響。如圖2（a）所示，南極多年凍土區(qū)PAHs 濃度在220 cm 處出現(xiàn)濃度峰值，這是由于多年凍土層是POPs 的半滲透層，POPs在活動層與多年凍土層交界處不易淋溶下滲，因而積累濃度較高［64］。圖2（b）中我國大興安嶺地區(qū)多年凍土剖面中PAHs 的分布規(guī)律則與南極地區(qū)顯著不同，分別在20 cm及90 cm深處出現(xiàn)了兩個濃度峰值，土壤表層出現(xiàn)的第一個峰值與豐富的有機質(zhì)含量有關(guān)，而第二個峰值的深度則為凍融交界層，多年凍土層對PAHs 起到滯留作用。圖2（c）包含了多種下墊面類型中POPs 的垂直分布規(guī)律，其中森林和草地中的POPs 垂直分布波動較大，草地OCPs 濃度峰值出現(xiàn)在土壤表層，而森林凍土區(qū)的OCPs 在40 cm 處出現(xiàn)濃度峰值。由于土壤特性的不同，草地土壤有機質(zhì)含量通常表層較高，而森林土壤中的有機質(zhì)含量通常從表層開始逐漸升高，到一定深度開始下降，多年凍土有機質(zhì)含量的垂直分布情況對于POPs積累規(guī)律十分重要。

圖2 南極多年凍土剖面中PAHs的分布趨勢［64］，采樣點D和I均位于南極Jubany站（a）；我國大興安嶺地區(qū)多年凍土剖面中PAHs的分布規(guī)律，數(shù)據(jù)來源參考文獻［65］（b）；我國大興安嶺地區(qū)不同下墊面類型的多年凍土剖面中OCPs的分布趨勢，數(shù)據(jù)來源參考文獻［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）

石油污染的組分主要包括飽和烴、芳烴、極性化合物和瀝青質(zhì)［39］，運輸原油的一些管道也經(jīng)過凍土區(qū)，如中俄原油管道（CRCOP）等。由于凍融作用會引起凍脹和融沉變形，管道容易發(fā)生過量變形而被破壞，造成石油泄漏［18］，此外還有其他油罐倒塌和人為破壞等事件，也會造成大量的石油泄露現(xiàn)象，尤以西伯利亞和阿拉斯加地區(qū)較為嚴重。據(jù)報道，俄羅斯北部諾里爾斯克的一個儲油罐倒塌破裂后，有2 萬噸柴油被釋放到環(huán)境中，擴散超過12 英里，污染了附近的土壤。阿拉斯加普拉德霍灣的原油運輸管線破裂，導致76.1×104～10.1×104L 原油被釋放到凍土帶［67］。

石油通過管道泄漏等事件釋放到凍土中的總量可以估計，并且石油在凍土中的遷移擴散過程已經(jīng)通過模擬實驗等方式開展研究［68-70］。然而，其在凍土中石油發(fā)生遷移轉(zhuǎn)化后的濃度水平還不清楚。

1.3.2 重金屬類污染物

土壤中的汞與有機碳之間存在著密切的關(guān)系，如圖3（a）所示，Schuster 等［12］統(tǒng)計了前人發(fā)表的北半球11 000 個土壤有機碳和汞的相關(guān)數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)土壤有機碳與土壤汞之間存在著密切的關(guān)系，即如圖3（a）所示，當碳含量＜10%時，r2為0.98，碳含量＞10%時，r2為0.56。并且Schuster 還通過采集北極多年凍土樣品，實測了凍土中的汞濃度，測得汞碳比（RHgC），發(fā)現(xiàn)與北半球其他區(qū)域土壤中RHgC相似［圖3（b）］。基于北半球有機碳庫數(shù)據(jù)和汞碳比數(shù)據(jù)，估算出北半球的凍土中的汞儲量約為（1 656±962）Gg，其中多年凍土層中儲存了（793±461）Gg汞，即占北半球凍土汞總儲量的1/2。由此可見，北半球多年凍土區(qū)儲存了大量與有機質(zhì)結(jié)合的汞［71］，在高海拔多年凍土區(qū)也有關(guān)于汞儲量的報道，在SOC 含量和粒徑分布、大氣沉降等條件的影響下，青藏高原多年凍土區(qū)汞濃度呈現(xiàn)出南部高、北部低的分布趨勢［72］。Mu 等［73］計算指出青藏高原0～3 m凍土中儲存了21.65 Gg 汞，其中，活動層儲存了16.58 Gg汞；Sun等［74］估計，在青藏高原東北部的多年凍土區(qū)疏勒河流域，0～60 cm 土層中儲存了約130.6 t Hg。汞在凍土剖面上的分布呈現(xiàn)出隨著深度下降的趨勢，Sun 在青藏高原多年凍土區(qū)的23 個探坑中發(fā)現(xiàn)，大多數(shù)垂直剖面中觀察到了近地表出現(xiàn)總汞濃度峰值，然后持續(xù)下降的趨勢［74］。青藏高原凍土汞儲量僅占北半球凍土汞庫［（1 656±962）Gg］的1.3%左右，這些汞在未來的變化需要關(guān)注。

圖3 土壤有機碳與土壤總汞濃度的關(guān)系（a）及汞碳比（b），圖片來自文獻［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屬元素在凍土中的濃度水平和儲量的研究較少，Halbach 等［75］在北極Svalbard 群島測定了有機土和礦質(zhì)土，測定了包括鋁、鋅、鎘，鉻、鐵在內(nèi)的濃度水平，重金屬元素的具體濃度數(shù)據(jù)見參考文獻［75］。Svalbard 群島表層土壤中的Cd，Hg，Zn 和S 元素含量明顯較高，而Cu、Cr、Ni、Fe、Al、Mn 則在礦質(zhì)土壤中的含量明顯較高，與重金屬汞在北極的沉降途徑不同的是，這些元素在Svalbard 群島的土壤中的濃度變化主要與當?shù)氐牡刭|(zhì)條件有關(guān)。

2 碳氮釋放規(guī)律

有機質(zhì)解凍并暴露于環(huán)境中作為初步階段，這些有機質(zhì)隨后會在微生物作用下生成多種溫室氣體。多年凍土退化釋放的溫室氣體主要包括碳基溫室氣體CO2和CH4，以及氮基溫室氣體N2O，這些溫室氣體的釋放對于氣候變暖具有正反饋效應。目前的很多研究報道了野外原位觀測的溫室氣體釋放情況，包括熱喀斯特地區(qū)的溫室氣體釋放特征。然而，多年凍土退化作為一個長時間的動態(tài)過程，因此研究利用室內(nèi)模擬凍土融化也是探究多年凍土退化過程中溫室氣體釋放通量變化以及關(guān)鍵影響因素的有效方法。野外觀測與室內(nèi)模擬相結(jié)合，對于估算多年凍土地區(qū)溫室氣體的氣候效應具有重要作用。

2.1 碳氮的垂直釋放特征

2.1.1 熱喀斯特下的溫室氣體釋放

熱喀斯特作用使土壤剖面整個或部分暴露于空氣中，這些變化導致有機質(zhì)在水平和垂直方向上的快速流失。越來越多的觀測證據(jù)表明，熱喀斯特地貌的發(fā)展在北極及青藏高原許多地區(qū)以后可能更為頻繁［76-78］。由于熱喀斯特地區(qū)復雜的環(huán)境過程及地貌特征，熱喀斯特地貌對于溫室氣體的釋放還有很大的不確定性。

在低地區(qū)域，多年凍土區(qū)地表沉降后可能引起的湖泊和濕地的擴張，形成熱融湖塘、濕地-熱喀斯特復合體等。熱融湖塘具有獨特的湖沼學、形態(tài)學和生物地球化學特征，廣泛分布于環(huán)北極地區(qū)西伯利亞、阿拉斯加富冰黃土區(qū)（Yedoma）以及不連續(xù)多年凍土泥炭地中，如加拿大北部［79］等。在一些熱融湖塘和濕地觀測到了很高的CH4釋放量［80-81］，熱融湖塘的CH4釋放通量由兩個部分組成，分別是水體下部土壤中的鼓泡擴散和水面以上部分的擴散形式［82］。其中，以擴散形式釋放的CH4是由于水體溫室氣體濃度分壓高而逃逸至大氣中，這種方式在熱融湖塘溫室氣體釋放中通常占主導地位［83］，CH4平均通量為87.5 mg CH4·m-2·d-1。鼓泡形式釋放則是由于熱融湖塘下部多年凍土層本身的退化，導致沉積物下部土壤中的碳釋放，并以點源鼓泡的形式釋放CH4［84］。鼓泡的產(chǎn)生在空間和時間上具有高度變異性，因此定量估算存在一定難度［85］。Wik 等［86］總結(jié)熱融湖塘中以鼓泡形式釋放的CH4通量在0.4～8.2 mmol CH4·m-2·d-1范圍內(nèi)，不過由于鼓泡熱點難以被發(fā)現(xiàn)，并且缺乏冬季的觀測數(shù)據(jù)，因此該通量可能被低估。

熱融湖塘底部不同沉積物類型的溫室氣體釋放通量也有所差異，例如，由于泥炭地的有機泥炭層均勻性好于富冰黃土地區(qū)的沉積物，因此泥炭地退化而成的熱融湖塘可能與富冰黃土地區(qū)的熱融湖塘的鼓泡通量有很大差異?？傮w來看，富冰黃土地區(qū)的熱融湖塘中可能包含更多的鼓泡點源［79］。

盡管熱融湖塘是重要的碳源，但并非多年凍土區(qū)的水體都會大量釋放溫室氣體。在一些水生生態(tài)系統(tǒng)中，水分條件較好而形成的厭氧環(huán)境有利于碳的積累，溫室氣體排放量較低［87］。這也是泥炭［88］和湖泊沉積物［76］在厭氧條件下長期積累碳的重要機制。

由于多年凍土層對垂直水流的阻隔作用，在未發(fā)生熱喀斯特地區(qū)的活動層土壤中土壤水分含量較高，達到飽和或接近飽和。在高地地區(qū)，熱喀斯特地貌形成后排水系統(tǒng)改善，土壤水分會迅速減少［89］，并形成活動層邊坡坍塌、溯源滑塌、沖溝等地貌特征。傳統(tǒng)觀點認為，熱喀斯特高地排水條件改善，水體排干、地下水水位降低使得之前處于厭氧環(huán)境中的有機質(zhì)被重新分配到有氧環(huán)境中［14］，會使CH4排放量減少，CO2排放量增多［31］。然而，在阿拉斯加［14］和青藏高原沖溝［90］中CH4和N2O 排放量均呈增加趨勢，這是由于沖溝內(nèi)部地勢低洼，容易積水導致。高地熱喀斯特邊緣及其周圍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］，這會降低CH4的釋放量，但同時也會增加有機質(zhì)的總礦化速率，從而增加溫室氣體的釋放［89，92］。Mu 等［93］在青藏高原的一處大型熱融溝發(fā)現(xiàn)，與北極和北方多年凍土區(qū)相比，青藏高原熱喀斯特形成暴露的SOC 更容易受到礦化作用的影響?？傊瑹峥λ固厥嵌嗄陜鐾量焖偻嘶谋憩F(xiàn)形式，地表塌陷、土壤侵蝕等現(xiàn)象會改變土壤的水熱條件和理化性質(zhì)，如體積含水量、土壤容重、土壤充水孔隙度、pH 等［7，94-98］，多種土壤理化性質(zhì)本身也密切相關(guān)并相互作用［90］。

熱喀斯特地區(qū)N2O通量受碳氮有效性和土壤水文控制。Mu 等［93］在青藏高原熱融溝觀察到其內(nèi)部和周圍有大量N2O 釋放，其通量接近0.008 μmol N2O·m-2·s-1，而高緯度裸露泥炭土的大部分通量低于0.001 μmol N2O·m-2·s-1［99］。熱喀斯特地區(qū)N2O通量與土壤含氮量相關(guān)，同時多年凍土退化造成非均質(zhì)的氧化還原環(huán)境為硝化和反硝化創(chuàng)造了有利條件［100-102］，可能發(fā)生硝化-反硝化耦合作用［14］；此外，在熱喀斯特地貌發(fā)育過程中，從凍土層中釋放的不穩(wěn)定DOC可以作為電子供體加速反硝化作用，促進N2O的生成［103-104］。

隨著時間的推移，高地熱喀斯特的微地貌景觀發(fā)生演化，會形成具有時間順序的融化序列地貌。例如，有研究將發(fā)生熱喀斯特作用后的3年、12年和20 年分別對應融化序列地貌發(fā)育的早、中、后期階段。如圖4（a）所示，Yang等［90］發(fā)現(xiàn)早期和中期階段的CH4排放量較低，與未受干擾的草甸相似；中期階段與北極凍土CH4排放通量的平均值處于同一水平或稍高于其（即圖中灰色虛線）；而后期階段的CH4排放量顯著增加，是中期的3.5倍，甚至高于北極濕地CH4排放通量的平均值（即圖中虛線）。N2O 的情況則相反［105］，如圖4（b）顯示，早期階段土壤釋放大量的N2O，且裸露地表的排放速率最大，可達3.1 mg N2O·m-2·d-1，與農(nóng)業(yè)和熱帶土壤排放N2O 的速率相當；Mao 等［106］認為熱喀斯特形成后水分減少，提高了土壤氧氣的有效性，為土壤硝化作用提供了有利的好氧條件，增加土壤中NO3-的積累，導致初期總硝化作用呈加強趨勢［107］，促進N2O 的排放［108-109］，而中后期階段，排放速率下降到接近非塌陷點，可能與硝酸鹽濃度、反硝化微生物群落結(jié)構(gòu)的變化有關(guān)，N2O 的釋放反映較高的氧氣利用率和較低的底物（氨）供應之間的共同作用［107］。

圖4 熱喀斯特發(fā)生后不同時間階段的地貌變化（a）以及溫室氣體CH4（b）和N2O（c）釋放通量變化。其中，圖4（a）、4（b）來自文獻［90］，4（c）來自文獻［105］，均已獲得轉(zhuǎn)載授權(quán)Fig. 4 Landscapes（a）and CH4（b）and N2O（c）fluxes at different stages of thermokarst development. Among them，F(xiàn)ig. 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，物質(zhì)間的相互作用也會影響物質(zhì)的遷移循環(huán)，例如碳氮間的激發(fā)效應?；钚蕴嫉妮斎肟赡軙淖兺寥赖氐挠行?，從而影響土壤有機質(zhì)的分解速率，這一過程被稱為碳氮間的激發(fā)效應，其強度取決于多年凍土解凍后氮素有效性的變化。Chen等［110］在青藏高原草甸凍土區(qū)發(fā)現(xiàn)，熱喀斯特發(fā)生后，氮的有效性及礦化作用增強，使微生物的代謝效率增加，抑制了激發(fā)效應，進而調(diào)節(jié)了土壤有機質(zhì)（SOM）的周轉(zhuǎn)以及表層土壤碳動態(tài)。

2.1.2 溫室氣體釋放規(guī)律探究

根據(jù)多年凍土退化過程中土壤的溫度及水分變化特征，許多室內(nèi)培養(yǎng)實驗通過控制溫度和水分、來模擬多年凍土退化過程，測定溫室氣體的排放通量以及土壤理化性質(zhì)變化［111］，并分析多年凍土碳的釋放潛力等。目前這類研究涉及CO2、CH4及N2O，其中以碳基溫室氣體的模擬實驗居多。這類實驗可以模擬土壤升溫解凍的過程中，但很難考慮生長季或水分動態(tài)變化及新鮮有機質(zhì)輸入等條件的影響［15］。

溫室氣體主要是微生物分解有機質(zhì)的產(chǎn)物，因此其排放受到有機質(zhì)分解狀況的控制。影響有機質(zhì)分解的因素有許多，通常認為生物因素（微生物群落的結(jié)構(gòu)和活性等）和非生物因素（有機質(zhì)含量、碳氮比、溫度、氧氣等）共同調(diào)控有機質(zhì)分解［111］。表2 總結(jié)了多篇文獻報道的不同室內(nèi)培養(yǎng)調(diào)間隙的溫室氣體排放量及主要控制因素。

表2 多年凍土區(qū)土壤溫室氣體排放量的實驗模擬結(jié)果Table 2 Greenhouse gas emissions under laboratory incubation experiments

非生物因素對于溫室氣體的釋放過程起著重要作用，具體來看，凍土中的有機質(zhì)含量和碳氮比對有機質(zhì)分解的影響較大。C∶N 與CO2和N2O 生成量密切相關(guān)。通常C∶N 比較高意味著土壤有機質(zhì)長期積累，有機質(zhì)較為新鮮［100-102］，從而使更多可供生物利用的碳源，從而有利于硝化和反硝化作用［103］。盡管北極地區(qū)的土壤有機碳含量高于青藏高原地區(qū)［104］，但青藏高原地區(qū)土壤分解釋放溫室氣體的潛力與北極凍土區(qū)、中國東北泥炭地相似。

溫度是有機質(zhì)分解的重要控制因素之一，有氧和無氧培養(yǎng)過程中溫室氣體排放量均隨溫度增加而增加［116］。由于不同區(qū)域的多年凍土實際溫度變化范圍有所差異，如環(huán)北極地區(qū)的多年凍土溫度通常在-1 ℃到-10 ℃或更低之間變化，青藏高原凍土則會升溫至0 ℃以上。研究者通常會根據(jù)不同區(qū)域的凍土實際的溫度變化范圍來設置培養(yǎng)實驗的溫度梯度并計算溫室氣體釋放的溫度敏感性指數(shù)Q10。Q10代表的是溫度變化10 ℃時某溫室氣體釋放增加的倍數(shù)。其計算公式為：

式中：Cgas為溫室氣體生成的速率；T代表土壤溫度；a、b為擬合參數(shù)。

Q10被廣泛應用于研究SOM 分解過程中潛在的溫室氣體排放，是研究全球變暖情景下SOM分解產(chǎn)生CO2的關(guān)鍵變量［120］。Q10的值可以反映出不同區(qū)域的土壤以及同一區(qū)域不同深度的土壤的SOM 分解潛力差異，以及不同穩(wěn)定性的SOM對于增溫的響應程度，這對于可靠預測多年凍土退化過程中的碳動態(tài)具有重要意義［120］。

由于土壤微生物對高于或低于0 ℃溫度梯度變化產(chǎn)生的反應不同，因此在不同溫度下觀察到的Q10值有明顯的差異［121］。從土層深度來看，通常在有氧條件下，多年凍土層土壤碳釋放的Q10顯著高于活動層［120］，但是在厭氧條件其Q10差異不大，這說明多年凍土層中的碳潛在分解潛力更大［122］。不過，多年凍土層各深度碳分解的Q10值都高于活動層，Mu 等［115］在青藏高原凍土區(qū)的活動層上限及多年凍土中的某些層位中發(fā)現(xiàn)了Q10的較高值，可能是這些層位在凍融擾動等作用下，積累了相對較高的有機質(zhì)含量。

從不同類型的溫室氣體來看，CH4釋放的Q10值通常高于N2O 和CO2，即CH4的溫度敏感性較高（表2），這可能是多種機制共同作用的結(jié)果：首先，甲烷的氧化過程對溫度的敏感性低于甲烷的生成過程，因此CH4的排放顯示出較高的Q10值［123］；其次，隨著溫度的升高，CH4和O2的溶解度降低，進一步限制了甲烷的氧化過程［124］；此外，溫度升高也可能改變古生物群落的組成和產(chǎn)甲烷途徑［125］，還會增加微生物活性，從而為CH4的產(chǎn)生提供更多的底物［126］。

生物因素方面，微生物在土壤有機質(zhì)的分解過程中起著重要作用，Kwon 等［31］總結(jié)了北極地區(qū)凍土融化對微生物群落結(jié)構(gòu)組成的影響，并討論了其與CO2和CH4排放之間的關(guān)系。發(fā)現(xiàn)多年凍土融化后若形成較濕潤的環(huán)境，則類桿菌（Bacteriodetes）、綠彎菌（Chloroflexi）、厚壁菌（Firmicutes）、產(chǎn)甲烷菌（methanogens）和甲烷營養(yǎng)菌（methanotrophs）的豐度呈增加趨勢，這可能會促進有機質(zhì)的厭氧分解和CH4的釋放。如果多年凍土融化后形成的環(huán)境條件較為干旱，則酸桿菌（Acidobacteria）和α變形菌（Alphaproteobacteria）的豐度會增加，產(chǎn)甲烷菌和甲烷菌的豐度減少，這會加速有機質(zhì)的好氧分解和CO2排放，但CH4的排放會減少，并通常形成負的CH4通量，即土壤吸收大氣中的CH4。

溫室氣體釋放長時間尺度的模擬實驗對于準確預測溫室氣體氣候變化反饋的重要意義。一方面，碳分解速率隨著時間呈非線性趨勢，一些不穩(wěn)定碳含量較高的多年凍土樣品的初始碳分解的速率很高，因此短時間尺度的觀測可能不完全具有時間尺度的代表性［120］。此外，碳分解過程中微生物的活性也隨時間的推移而發(fā)生改變。Knoblauch 等［117］通過7 年的室內(nèi)培養(yǎng)實驗發(fā)現(xiàn)，無氧條件下甲烷的生成具有滯后效應，產(chǎn)甲烷菌群落在凍土融化后需要一段時間才可以恢復活性并穩(wěn)定存在，因此短時間尺度的培養(yǎng)實驗觀測到的甲烷生成量普遍偏低，無法準確預測凍土消融下CH4釋放的氣候效應。

2.2 溶解性碳氮的橫向輸移

多年凍土融化通過改變地表和地下相互作用而引起水文狀況變化［127-128］，部分有機質(zhì)會以溶解態(tài)的形式釋放到流域的水體中，如溶解性有機碳（DOC）和溶解性有機氮（DON）。活動層加深會使DOC 的流動路徑加深，當其流經(jīng)礦質(zhì)土時，大部分不穩(wěn)定的DOC 被降解礦化成溫室氣體，釋放到大氣，而不易分解的DOC 則會釋放到河流和溪流中。Mu 等［129］依據(jù)北極大河觀測站（ArcticGRO）的數(shù)據(jù)估計，2003—2017 年間，DOC 和顆粒性有機碳（POC）每年向北冰洋的輸出量約為21 612 Gg 和2 728 Gg。Ma 等［32］以及安志宏等［33］總結(jié)了多年凍土輸出DOC 的特征和規(guī)律，包括DOC 的輸出通量及控制因素、化學組成以及不同區(qū)域河流中DOC的生物可降解性等。

多年凍土中有機質(zhì)進入河流后，部分會發(fā)生長距離的輸移，但是部分會在水體環(huán)境中被微生物分解，并以氣態(tài)的形式釋放到大氣中。Zolkons 等［130］首次直接研究了多年凍土退化形成的徑流中的溫室氣體排放量，在加拿大西部皮爾高原上的一處由溯源熱融滑塌形成的徑流中發(fā)現(xiàn)，其CO2排放量是附近河流（不受熱喀斯特影響）的4倍，接近北極、北方地區(qū)以及溫帶河流中CO2的最大值，而CH4排放量則僅為其附近的河流中通量的1/2。河流中控制不同碳基溫室氣體釋放的主要因素：多年凍土退化、熱喀斯特形成導致的碳暴露可以刺激大量CO2產(chǎn)生［131-132］，同時較高的DOC 濃度和較低的徑流溫度也會促進CO2的生成，而CH4的排放量大小則更易受到微生物活性條件的影響。

溶解性無機碳（DIC）也是受多年凍土影響的主要溶解性碳組分之一，許多在北極河流開展的研究表明，流域內(nèi)是否存在凍土，是造成北極河流之間溶解性無機碳向河流輸出通量差異的重要原因。Chupakov 等［133］發(fā)現(xiàn)，歐洲最大的北極河流Severnaya Dvina 流域無多年凍土覆蓋，其DIC 輸出通量可達（4.3±0.2）t·km-2·a-1，遠高于許多其他大型北極河流，并且該河流的流量自1970 年以來一直在增加，但其DIC 通量并未出現(xiàn)增加趨勢，推測主要原因是該流域缺乏多年凍土［133］。從定量的角度，Song等［134］最近通過青藏高原多年凍土區(qū)多條河流中的DIC 穩(wěn)定碳同位素（δ13C-DIC 值）來推測流域中DIC的來源，發(fā)現(xiàn)δ13C-DIC 的空間變化可以反映多年凍土覆蓋和徑流的影響，δ13C-DIC 隨土壤溫度，解凍深度和水流排放量的增加而降低。

多年凍土退化同樣會隨融水輸出無機氮，無機氮的輸出結(jié)果是由NO3-兩種氮素的被吸附能力和水流輸送潛力的差異決定的。隨融水輸出釋放的過程中，水和礦質(zhì)土接觸范圍增加，銨鹽（NH4+）流經(jīng)礦質(zhì)土時被吸收、消耗更快，硝酸鹽（NO3-）則相反。因此，隨水流動過程中硝化作用增加［135］、硝酸鹽吸收減少，即硝酸鹽輸出到河流的潛力更大。

綜上所述，多年凍土中碳氮循環(huán)過程總結(jié)如圖5 所示。多年凍土中的碳氮暴露于環(huán)境中，一方面從垂直方向釋放，即直接被土壤中的微生物分解，產(chǎn)生溫室氣體；另一部分可溶性碳氮則是通過地表徑流、土壤溶液以及地下水輸送到河流中，并在水體環(huán)境中進一步分解成溫室氣體，返回到大氣環(huán)境。

圖5 凍土中的物質(zhì)循環(huán)示意圖，碳循環(huán)（a）及氮循環(huán)（b），改編自文獻［7，136］中的圖Fig.5 Schematic diagram of carbon（a），and nitrogen（b）cycle in permafrost regions，figures were revised from Ref.7，136

3 污染物釋放

多年凍土中的污染物（POPs，汞）對于氣候變化十分敏感。據(jù)Sun 等［74］估計，青藏高原上由于多年凍土退化將會減少64.2%的Hg 庫；Mu 等［73］則表示，在熱喀斯特作用下，青藏高原活動層土壤（0～30 cm）中的總汞含量減少了17.6%～30.9%（相對于未發(fā)生熱喀斯特的多年凍土區(qū)）。這些污染物可能會以氣態(tài)的形式釋放到大氣中，也可能以溶解態(tài)的形式輸出到下游生態(tài)系統(tǒng)。因此，了解多年凍土退化下污染物的環(huán)境行為，對于預測氣候變化引起的污染物環(huán)境效應有著重要作用。

3.1 污染物的地氣交換作用

溫度和土壤有機碳（SOC）含量是影響土壤POPs 濃度的重要因素［137］。溫度極大地影響了土壤中揮發(fā)性污染物的動力學特征和地氣界面交換過程［138］，對于具有較高揮發(fā)性的持久性有機污染物，如HCHs、HCB 和PCB-28 等，其土壤和地表空氣（CSA）間的平衡濃度與氣溫之間具有顯著的相關(guān)性［139］，這一現(xiàn)象在南極地區(qū)和青藏高原均有發(fā)現(xiàn)。Ren 等［139］通過測量POPs 的地氣交換通量，在青藏高原多年凍土區(qū)發(fā)現(xiàn)了POPs 的揮發(fā)趨勢，其中，γ-HCH，HCB和PCB-28的釋放通量分別為720、2 935和538 Pg·m-2·d-1。并且預計溫度每升高1 ℃，納木錯多年凍土區(qū)近地表大氣中的HCH 含量將會增加70%～76%。

POPs 的揮發(fā)程度還會受到SOC 含量影響。過去的50年內(nèi)青藏高原和南極有著相似的升溫速率，南極地區(qū)溫度每升高1 ℃，大氣中的PCB 濃度將會增加21%～45%，但青藏高原POPs 揮發(fā)作用則更加明顯。這是由于青藏高原和南極地區(qū)的SOC 對氣溫升高的響應不同，溫度每升高1 ℃，南極土壤中的有機質(zhì)含量可以增加0.02%～0.07%，增加的有機質(zhì)可能會阻止南極土壤中POPs 的揮發(fā)，使其成為PCB 的匯［140］。而青藏高原由于變暖引起的土壤有機質(zhì)分解［105］，因此青藏高原更可能成為POPs 的潛在二次源區(qū)。

汞在大氣中主要以氣態(tài)單質(zhì)汞（Hg0）形式存在，可隨大氣進行遠距離傳輸。Obrist 等［71］通過野外觀測及質(zhì)量平衡模型，發(fā)現(xiàn)北極苔原凍土帶中70%的汞來自于Hg0的干沉降，Hg0通過北極苔蘚等植物吸收固定，儲存在土壤中。土壤汞的地氣界面交換過程與溫度具有極顯著的正相關(guān)關(guān)系，因此多年凍土區(qū)汞的地氣交換方向并非總是呈吸收趨勢。隨著氣候變暖，地表溫度增加，多年凍土區(qū)成為了Hg0的排放來源。Ci等［141］近年在青藏高原多年凍土區(qū)的內(nèi)陸裸地（無植被覆蓋）上觀測到了2.86 ng·m-2·h-1的Hg0平均排放速率；而存在植被覆蓋的區(qū)域則稍有不同，植被的相關(guān)過程在調(diào)節(jié)Hg0通量的季節(jié)變化中占據(jù)了主導地位，如Sun 等［142］在青藏高原多年凍土區(qū)的高寒草地上觀察到，植被覆蓋期間的平均地-氣通量為0.30 ng·m-2·h-1。此外，Ci等［143］還發(fā)現(xiàn)表層土中的Hg0對土壤溫度變化最敏感，表層土壤已經(jīng)成為汞的凈排放源［141］。在RCP8.5 情景下，到2100 年青藏高原多年凍土區(qū)的內(nèi)陸裸地表層土中的Hg0濃度最多可增加54.9%，促使表層土有了更大的Hg0釋放潛力，也即Hg0在多年凍土退化的情況下會有較大的損失。此外，汞與有機碳密切相關(guān)［12，144］，這種相關(guān)性使得有機碳分解的同時會增加汞釋放的可能性。

3.2 溶解性污染物的輸出及轉(zhuǎn)化

多年凍土是POPs 的半滲透層［64］，多年凍土解凍后，污染物可以滲透到土壤和水生系統(tǒng)中。具有水溶性的POPs，如六六六［145］、全氟辛烷磺酸［146］等，可能會隨融水釋放進入地表水系統(tǒng)，進而匯入海洋，并通過洋流進行全球傳輸。疏水性物質(zhì)的遷移也會受到融水釋放過程的影響，疏水性POPs 在水體中大多以被顆粒物吸附的形式存在，DOC、懸浮顆粒物和浮游植物都可以作為疏水性POPs 在水中的載體，隨著碳和養(yǎng)分的釋放，POPs隨之協(xié)同遷移。不過，目前這部分仍然缺乏對凍土-流域中POPs 的遷移轉(zhuǎn)化過程的具體研究。

汞的研究相對POPs 則多一些，許多研究表明，北極河流和湖泊中的汞主要來源于北半球土壤，土壤中的污染物在徑流以及河岸侵蝕的作用下，向水生系統(tǒng)中輸入。目前研究以已經(jīng)從兩個方面展開，一方面著眼于多年凍土，初步測定了凍土土壤溶液中汞的濃度。例如，Olson 等［144］發(fā)現(xiàn)北極凍土土壤溶液中汞的濃度在（3.0±0.4）ng·L-1范圍內(nèi)，其中，活動層中的汞潛在遷移能力較高，濃度為0.9 ng·L-1，而多年凍土層中汞的濃度更高，平均為3.2 ng·L-1，甚至高于先前研究中的背景區(qū)河流汞濃度［147］。另一方面，已有多篇研究估計了北極河流向北冰洋輸送的汞通量，Outridge 等［148］估計輸送量為5～10 Mg·a-1；Zhang 等［148］估計為46 Mg·a-1；Fisher等［150］估計汞的年輸入量高達95 Mg。Mu 等［129］依據(jù)北極大河觀測站（ArcticGRO）的數(shù)據(jù)計算得出，2012—2015 年期間，北極主要六條大河向北冰洋輸送總汞（THg）和甲基汞（MeHg）的通量約為20 090 kg·a-1和110 kg·a-1，該結(jié)果與2012—2017 年間基于北極六條大河的全年觀測結(jié)果相似（20 000 kg·a-1）［151］。從北極主要的大河來看，育空河與麥肯錫河輸出汞的通量較大，Mu 等［147］估計育空河輸出Hg 通量為3 273 kg·a-1，這與之前估算的結(jié)果（4 400 kg·a-1）相似，2012—2015 年間麥肯錫河THg 和MeHg 的輸出通量為3 272 kg·a-1和14 kg·a-1，類似于先前Emmerton 以及Leitch 等的估算結(jié)果（2 200～4 200 kg·a-1以及15～23 kg·a-1）［152-153］。這些估算結(jié)果的差異由于時間跨度的區(qū)別以及不同計算方法導致。這些隨徑流輸出的汞會被還原為Hg0，然后再排放到大氣中，進而參與現(xiàn)代Hg循環(huán)。

溶解性汞除了隨融水向下游生態(tài)系統(tǒng)輸送以外，還會匯入至流動性較差的熱融湖塘中，在其中發(fā)生原位轉(zhuǎn)化。光還原汞（Photoreducible Hg，PRHg）是決定水中Hg0形成及排放的關(guān)鍵因子［154］，Ci 等［155］在青藏高原的一處熱融湖塘中發(fā)現(xiàn)，大量PRHg隨融水輸入至熱融湖塘，融水輸入的PRHg 在熱融湖塘中總PRHg 的貢獻高達81.2%～91.2%，PRHg 在水中還原極大地促進了Hg0的生成及釋放。Ci 等［155］估計，在過去的半個世紀里，該區(qū)域熱融湖塘的Hg0年排放量已增加了15%。這些以Hg0形式流失的汞在環(huán)境中會進一步發(fā)生反應，生成HgS，從而降低汞的甲基化和生物利用度。然而，這些釋放到水生生態(tài)系統(tǒng)中的汞究竟有多少來自于多年凍土還不清楚。目前的結(jié)果僅能從定性角度解釋多年凍土區(qū)河流中汞的濃度呈變化趨勢，并推測其與多年凍土退化之間的可能關(guān)聯(lián)。例如，Leitch 等［152］觀察到北極地區(qū)的Mackenzie 河處于高水位時，汞的濃度較高，而較高的水位通常會淹沒流域內(nèi)的多年凍土；Schuster 等［147］對比北極Yukon 流域與其他北極主要流域的THg 輸出量，發(fā)現(xiàn)Yukon 流域的THg輸出量高出3～32倍，推測這些增加的THg來自流域內(nèi)多年凍土融化輸出。

多年凍土釋放的汞可能在環(huán)境中發(fā)生進一步的轉(zhuǎn)化并生成MeHg。在加拿大西北部的熱喀斯特-濕地中，發(fā)現(xiàn)孔隙水中含有較高濃度的Me-Hg［156］，其MeHg 濃度比沼澤地排出的水中高4.5～14.5 倍，推測這些MeHg 是多年凍土釋放的無機汞轉(zhuǎn)化而來的。Yang 等［157］也通過室內(nèi)模擬實驗，發(fā)現(xiàn)凍土升溫融化會促進凍土中的汞甲基化，相對于較冷的條件（2 ℃）下，較溫暖（8 ℃）條件的土壤中凈MeHg產(chǎn)量增加了10倍以上。氣候變暖和多年凍土融化可能會使MeHg 的產(chǎn)量增加一個數(shù)量級，一旦從凍土中釋放的汞被轉(zhuǎn)化為MeHg，并在食物網(wǎng)中進行生物積累和生物放大，就會給人類和其他動物帶來較大的健康風險［158］。

4 總結(jié)與展望

（1）多年凍土退化模式考慮不足

多年凍土存在多種退化方式，自下而上的退化、熱喀斯特引發(fā)的快速退化以及層間部分退化均為多年凍土退化的重要模式。目前的研究中可以看出，熱喀斯特是整個多年凍土物質(zhì)反饋氣候變化中不確定性較大的部分。氣候變化預計會增加熱喀斯特的發(fā)生頻率［159-161］。由于其區(qū)域景觀的演化過程比較復雜，因此未來需要繼續(xù)關(guān)注長時間尺度下熱喀斯特區(qū)域生態(tài)系統(tǒng)的演變、物質(zhì)遷移釋放及物質(zhì)間的相互作用關(guān)系的變化。

多年凍土退化對于自下而上退化和層間部分退化現(xiàn)象的研究還較少。居間不凍層（Talik）作為多年凍土層中未凍結(jié)的部分，連接著凍土層上水和凍土層下水。不凍層的存在使得地下水文連通性增強，流動路徑加深，尤其在初春、秋末及冬季凍結(jié)期，活動層的水流通路處于凍結(jié)封閉狀態(tài)，居間不凍層形成的地下水路徑成為重要的物質(zhì)輸移通道，將DOC、TDN 以及污染物、礦物風化產(chǎn)物等輸出到附近流域中，甚至改變物質(zhì)輸出的通量及季節(jié)變化規(guī)律。然而，這種退化過程下物質(zhì)循環(huán)的響應尚未開展研究，僅處于定性推測的階段。

（2）野外原位觀測缺乏時空變化的資料

凍土的退化具有較強的空間異質(zhì)性，實際上，并非所有的凍土都會發(fā)生如前所述的退化現(xiàn)象，多年凍土退化的方式，取決于凍土自身與環(huán)境條件的相互作用［162］。北極、亞北極地區(qū)年均氣溫低，多年凍土厚度大且分布較連續(xù)，由于多年凍土和生態(tài)系統(tǒng)的相互作用形成居間不凍層或者退化為不連續(xù)多年凍土，而高寒多年凍土區(qū)本身就常呈不連續(xù)、分散甚至島狀分布，凍土區(qū)和融區(qū)組合情況更為復雜，普遍發(fā)育居間不凍層［163-164］，其物質(zhì)循環(huán)的響應具有較大的差異。因此，未來需要在更廣泛的空間范圍內(nèi)開展野外水熱條件變化與物質(zhì)遷移轉(zhuǎn)化的同步觀測。

目前的多年凍土退化的野外觀測時間連續(xù)性較差。以溶解性物質(zhì)的輸出規(guī)律及控制因素的探究為例，目前缺乏凍土內(nèi)部融水到流域水文斷面的整體流路長時間序列的同步研究，因此融水釋放過程中融化時間、流動路徑、深度以及融水量尚不清楚，因此預測溶解性物質(zhì)輸出的大小、季節(jié)性和化學成分仍存在困難。

（3）模擬實驗設置條件仍需完善

目前很多研究利用室內(nèi)培養(yǎng)實驗來模擬凍土融化釋放有機質(zhì)與溫室氣體釋放。多年凍土退化過程中有多種因素共同影響物質(zhì)循環(huán)，如水分、微生物群落、氧氣條件和土壤溫度等，這些影響因素具有強烈的空間差異性，并且可能會受到不同退化模式的不同影響。目前大部分模擬實驗的相關(guān)研究僅限于考慮溫度及水分的影響，無法完全還原野外條件，且實驗條件設置參差不齊，難以進行比較，可能無法直接外推到實地情況。在未來的研究中，對于溫室氣體釋放的觀測需要增加開展野外原位實驗，并將野外實際的土壤條件以及水熱變化等數(shù)據(jù)等作為室內(nèi)實驗條件的參考。

（4）多年凍土中污染物的環(huán)境行為尚未明確

除了氣候效應外，污染物二次釋放可能導致的環(huán)境效應也不可忽略。氣候變暖對污染物的影響既可能是促進污染物二次釋放，比如多年凍土中氣態(tài)污染物排放、隨融水釋放等過程。與此同時，氣候變暖也可能通過對其他圈層的影響，使凍土污染物儲存量增加。例如，氣候變暖影響長距離傳輸?shù)奈廴疚镌趦鐾羺^(qū)的沉降；變暖的氣候會使得植被生長季延長、植被生長總體變好，從而增加對污染物的吸收［72，142］，引起氣態(tài)污染物地-氣交換的季節(jié)性通量及方向變化；氣候變暖還可能促進土壤有機碳含量升高，從而增加陸地生態(tài)系統(tǒng)中污染物的積累［165］?？傊?，氣候變暖下大氣-植被-凍土這一耦合系統(tǒng)下的污染物環(huán)境行為變化作為污染物在全球的生物地球化學循環(huán)過程中的重要部分，亟待開展此部分的研究工作。在未來的研究中，首先進一步明確凍土中的污染物儲量，在此基礎上需進行定量污染物（汞、POPs）二次排放的貢獻，以及探究污染物二次釋放后的傳輸途徑、源匯關(guān)系、生物可給性、食物鏈傳遞及毒性等問題。

總之，在氣候變暖的情況下，全球尺度上的凍土物質(zhì)循環(huán)將如何變化還有待進一步研究。由于局部尺度的物質(zhì)循環(huán)存在很強的空間異質(zhì)性，局部尺度的研究不能為區(qū)域、全球尺度格局提供可靠的證據(jù)。多年凍土退化對氣候反饋的綜合預測，需從區(qū)域間的異質(zhì)性入手，對物質(zhì)組分（物質(zhì)組分狀況、物質(zhì)間的相互作用關(guān)系）、環(huán)境因素（凍土特性、多年凍土退化過程、融區(qū)水文特征）、生物因子（微生物過程）多方面綜合研究。未來需要采用多學科協(xié)同手段，通過衛(wèi)星遙感進行近地表景觀特征的監(jiān)測，結(jié)合地球物理探測地下凍融區(qū)季節(jié)變化，開展水熱過程的同步監(jiān)測，將多年凍土退化過程、水文過程與生物化學循環(huán)等過程集成研究，以期全面認識多年凍土退化的氣候效應及環(huán)境效應。