森林生态学基础—全球气候变化与森林生态系统碳循环(教案)

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第十二章全球气候变化与森林生态系统碳循环所谓全球变化是地球环境中所冇的自然和人为因素引起的变化。地球环境屮的气候、±地生产力、海洋和其它水资源、大气化学及生态系统中的能改变地球承载生命能力的一切变化都可称之为全球变化。全球变化包括人气成分变化、全球气候变化、十地利用和土地覆盖变化和荒漠化等方面的变化。进入20世纪80年代以后，人类社会最关注的全球性重人问题莫过于全球气候变化，因为在这些变化屮与人类生产生活关系最为密切的变化是天气的变化，它构成人们生活的重要部分，尤其是灾害性天气，如高温、寒潮、台风、暴用、霜冻、冰雹等，会対人们的生产和牛活带來严重危害。气候则是一个地区在一个时期的平均天气状况，气候系统的形成不但是大气内部的种种过程，还是海洋、冰雪覆盖、陆地表面、地球生物分布以及大气上边界处太阳辐射等直接和间接影响的各个环节。地球气候是山若T•温暖期和寒冷期交替组成的，也就是说，在漫长的历史长河中，气候一直处于冷（冰期）、暖（间冰期）交替之中。冰期地球平均气温比现代低7〜9°C,间冰期比现代高8〜12°C。地球上的气候随时间是变化的。一般把气候随时间的变化分为三个时间尺度进行研究：地质时代气候变迁，通常指距今6亿年的气候；历史时代气候变迁，通常指距今1万年的气候；近代气候变迁。研究地质时代气候变迁，主要依据地质沉积物、古生物学及同位素地质学方法：历史时代气候变迁，一般使用物候、史书、地方志等方法；近代气候变迁因为气象观测记录的口益完备而主要依据仪器观测记录来分析。13.1温室气体与气候变化在影响和决定气候形成和变化的因子中，人类活动可改变大气成分和下垫血性质。随著工业化进程加快，尤其自20世纪50年代以來，大量化右燃料被开采利用，人工合成化学氮肥的产量和用量口益增加，使人为产生的温索气体排放量不断增加；同时，土地利用状况急剧变化改变了下垫血性质，如砍伐森林、垦荒、兴修水利、城市建设、植树造林和海洋污染等，减少了温室气体的消化吸收量。打破了原來各种天然温室气体成分的源和汇的自然平衡,使大气中的温室气体浓度呈现不断增长趋势，使得工业化以來的大气温室效应比工业化以前处于自然平衡状态时更强。许多科学家根据近代的气象观测记录认为，随着温宗气体排放量增加，气温随之升高,得岀全球气候将持续变暖的结论，这也是比较主流的看法。所以为了防止全球气候变暖，1997年12月，149个国家和地区的代表在R本京都通过了旨在限制发达国家温室气体排放量以抑制全球气候变暖的《京都议定书》，这个议定书制定的根据就是温室气体浓度和气候的关系，而签署或不签署乂涉及到一个国家的经济发展，涉及到一个国家的重大利益和长远发展,所以各国在温室气体排放过程与机理、气候变化数值模拟、气候变化対自然、社会、经济的影响和对策、减缓气候变化的対策等方血开展了一系列的研究，而対温室气体与全球气候变化关系的研究是其中的主要部分。13.1.1温室效应与温室气体 太阳不停地以辐射方式向宇宙空间放射出巨大的能量。照射到地球的太阳辐射，首先通过大气层，然后到达地面。但大气对太阳辐射的吸收，平流层以上主要是氧和臭氧对紫外辐射的吸收。臭氧在大气中含量很少，但对太阳短波辐射吸收很强，由于臭氧的吸收，使得小于0.29m波段的太阳辐射不再能到达地面，这保护了地球上的生物免遭紫外辐射的伤害。平流层至地面主要是水汽对红外辐射的吸收。大气对太阳辐射的吸收多位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，对于可见光部分吸收较少，可以说大气对可见光是透明的。太阳辐射穿过大气层到达地面，地球表面在吸收太阳短波辐射增热的同时，本身乂放出长波辐射而冷却。大气对太阳短波辐射吸收很少，但对于地面长波辐射却能强烈地吸收。因此人气的直接热源是地面放出的长波辐射。从地面获得能量來看，太阳辐射是主要的，从人气获得能量来看，地面辐射是直接的。由于大气对太阳短波辐射吸收很少，易于让人量的太阳辐射透过而到达地面，同时人气又能强烈吸收地面长波辐射，使地面辐射不易逸出大气，大气还以逆辐射返回地面一部分能量，从而减少地面的失热，大气对地面的这种保温作用，称为“大气保温效应”，习惯上称温室效应。据计算，如果没有地球大气，地面的平均温度将是一23°C,实际上地面平均温度为15°C,这说明由于大气的存在，使地面温度捉高了38°C。大气成分中水汽、液态水、二氧化碳(CQ)、甲烷(Clh)、氧化亚氮(N20)及臭氧(0：0均口J吸收地面长波辐射，由人类活动产生的新的大气成分氟里昂或氯氟坯类化合物(CFCs)、氢代氯氟坯类化合物(MFCs)、氢氟碳化物(IIFCs)、全氟碳化物(PFCs)、六氟化硫(SF6)也能吸收地面长波辐射使大气增温，这些大气成分统称为温室气体。温室气体中水汽对辐射的吸收最强，范围授广。水汽在附近和大于24〃ni波段的透过率很小，即吸收率接近于1。水滴对于长波辐射的吸收情况与水汽相仿，只是吸收能力更强些。二氧化碳有两个吸收带，分别位于4.3〃m和13〜17s波段，其中第二个吸收带,位于地面辐射较强的波段，故这一吸收带对地面和大气的辐射热交换冇垂要影响。大气对8〜12mm波段的吸收率最小，也即透过率最大，这一波段的地面辐射可以直射宇宙空间，故称为“大气Z窗”。地球上的气候就是在自然的温室效应和通过大气窗不断将辐射能射向宇宙空间这种动态平衡下形成的。由于温室气体成分在大气中增多，减少了地表热量由“大气窗”向宇宙空间的散失，堵塞了大气窗，逸散的能量就减少，地球能量收入多，散失少,打破了原冇的能量平衡状态，地球就变得越來越暖和。13.1.2温室气体的源与汇温室气体的源(source)是指温室气体成分从地球表面进入大气或者在大气中由其他物质经化学过程转化为某种气体成分；温室气体的汇(sink)则是指一种温室气体移出大气到达地面或逃逸到外部空间或者是在大气中经化学过程不对逆转地转化为其它物质成分。例如燃料燃烧向大气屮排放C02和大气中的C0被氧化成CO?都是g这种温室气体的源；而大气C0?被地表植物光合作用吸收就构成了CO?的汇。温室气体“源”增加，而“汇”减少被认为是n前大气温室气体浓度逐渐上升的主耍因素。13.1.2.1水汽(HzO) 大气中含量最高、温室效应授强的气体成分是水汽。水汽在大气中浓度介于T分Z—到百分Z几Z间，因其变化无常，而对于大气來说，存在一个巨大的自然源——占地表70%的海洋。所以，大气水汽的变化对人为影响很不敏感，所以人们在讨论温室效应增强时把水汽排除在外。13.1.2.2二氧化碳(CO2)植物呼吸、牛物体的燃烧和生物有机物死亡后分解，煤炭、石汕和犬然气等化石燃料燃烧和水泥牛产都将二氧化碳(CO2)排放到大气中，构成CO2的源。植物光合作用吸收大气中的CO2,将CO2汇集到陆地生物圈。海洋也在不断地吸收和释放CO2,其透光层中也存在相似的光合和呼吸作用，海洋是C02最重要的汇。自工业革命以来，人类大虽使用煤炭、石油和天然气等化石燃料，源源不断的增加C02释放源，同时土地利用变化和森林被破坏，co,的生物汇在不断减少，增加释放源和减少吸收汇的结果，使大气C02浓度不断增加。工业化Z前的很长一段时间里，大气C02浓度大致稳定在280//mol-mol*o自1958年开始在夏威夷马纳罗亚(MaunaLoa)火山观测站观测的大气CO?浓度表明，在30年内大气CO?含虽增加了近70//mol-mol*,年均增长率约0.4%。由南极冰核及夏威夷马纳罗亚火山观测站给出的250年来大气CO?浓度的变化可见，大气C(h浓度在1800年开始明显增加，而H增加速度越来越快,在1958年为315“mol・mo「，1998年升至367^mol•mol1；年增加速率由20世纪60年代的0.8//mol・mo广增加到80年代的1.6sol-mol*0如果按照此速率增加，到20世纪中叶,大气中的C02浓度将倍增,即增加到720^mol•moll013.1.2.3甲烷(CH4)甲烷(CH.)是人气中含最丰富的有机气体，也是一个很重要的温室气体。与二氧化碳(C02)一样，它也是一个长寿命的气体，通过温室效应引起地球温暖化。而且大气C出是一种化学活性物质，它能引起许多大气化学过程的变化，影响人气的其它成分，从而间接引起气候变化，每个CH；分子对全球温暖化的贡献是C02分子的20余倍。化石燃料(煤、石汕、天然气等)、反刍动物、稻［□等都是CH-人为释放源，湿地、海洋、白蚁则是H然释放源。CHi的主要吸收汇是大气屮的反应及十壤吸收。在白然条件下，OHH由基破坏CHi分子，在对流层人气屮与0H反应而被氧化掉，一部分CH」输送到平流层，在那儿发生光解和被0H等氧化，导致C比浓度降低。一般认为人类活动引起人气C乩增加的主要原因是水稻皿和食草家畜。中国是农业人国，肌排放量较多，王明星等(1996)对中国排放CK的总最进行了估计，我国排放的C出总最占全球排放仇总量的6.5%〜7.5%。全球关于仇的系统观测始于20壯纪80年代。观测表明，人气CHJ&管表现出季节和年际变化，但总体上表现出逐年增加的趋势，1=1前，它以1%的年速率增加，增加速度之快在其它温室气体中是少见的。13.1.2.4氧化亚氮(N20)氧化亚氮(N20)通常用作麻醉剂并被叫作笑气。由冰芯资料分析町知，M是温室效应强烈的温室气体，工业革命以来每年以0.25%左右的速度增加。大气N20均来源于地而排放,但各种源的强度冃前仍很不确定，主要的释放源是土壤中硝酸盐的脱氮和氨盐的硝化，因此施氮肥明显增加20由土壤向大气的释放。20在大气中唯一的汇是在平流层被光解，进而 转化成硝酸或硝酸盐而通过干、湿沉降过程被清除出大气。13.1.2.5氟里昂类物质（CFCS）氟里昂（CFCs）是主要的破坏平流层臭氧的物质，是人造化学物质，被用于制冷设备和气溶胶喷雾罐。当CFC$进入平流层后受到紫外线辐射发生光解产生氯原子，这些氯原了迅速与臭氧（0Q反应，将其还原为氧，从而加快6的破坏速率，这一过程以催化循环的方式出现，以致一个氯原了可以破坏许多03分子。平流层的6被破坏后，对太阳短波辐射主要是对紫外辐射的吸收减少，使得小于0.29波段的太阳辐射能到达地面，地球上的生物会遭受紫外辐射的伤害。臭氧层破坏使到达地面的太阳短波辐射增多，同时CFC$还能强烈吸收地面长波辐射，所以它是温室效应极强的温室气体，英浓度虽然低于英它温室气体，但对温室效应的贡献却很大。由于使用CFC$的这些严重后果，引起了世界各国政府的高度重视并已采取了一系列行动。许多国家已经签署了1987年制定的蒙特利尔议定廿，它与后来1991年的伦敦修正案和1992年的哥木哈根修正案一起，要求工业化国家在1996年、发展中国家在2006年完全停止CFCs的生产。13.2全球碳循环及相关过程近年来，碳循环的研究成为全球关注的热点之一，因为：（1）碳元素是生物体的主要组成部分，植物体中大约50%是碳；（2）其他元素的循环过程往往与有机碳的氧化和还原过程紧密相连；（3）CO2、CH-与C0等是重要的温室气体，与全球气候变化相关。环境中的C02通过光合作用被固定在有机物质中，然后通过食物链的传递，在生态系统中进行循环。循环途径有：（1）在光合作用和呼吸作用之间细胞水平上的循环；（2）大气CO?和植物体之间的个体水平上的循环；（3）大气C02—植物一动物一微牛物一土壤之间食物链水平上的循环。这些循环均属于牛物小循环。此外，碳以动植物有机体形式深埋地下,在还原条件下，形成化石燃料，于是碳便进入了地质人循环。当人们开采利用这些化石燃料时，CO?被再次释放进入大气。13.2.1地球上的主要碳库如表13-1所示，地球上的碳库主要有4个，即大气、海洋、陆地牛物圈和岩石圈碳库,其中大气碳库的含碳量故小为750PgC；陆地生物圈碳库的含碳量约为2477PgC,为大气碳库的3.3倍；海洋碳库的含碳虽为39973PgC,分别为人气碳库和陆地生物圈碳库的53倍和18倍；岩石圈碳库最大，其含碳虽高达75004130PgC,分别约为人气碳库、陆地生物圈碳库和海洋碳库的10万倍、3万倍和1900倍。岩石圈碳库是一个巨型碳库，其贮量远远大于海洋、陆地生物圈和大气碳库，但由于它的形成和演变至少需要儿百万年甚至更反时间，而碳质岩石的破坏与分解，在短期内对碳循环的影响也不大，因此，通常讨论的10〜100年时间尺度的碳循环不包括岩石圈碳库和沉积型循环。 表13-1地球上的主要碳库碳库数量(PgC)人气750海洋39973海洋表层1020海洋生物群落3溶解的有机碳<700屮层及深层海洋38100地壳沉积物150陆地牛•物圈2477植被466土壤2011岩石圈75004130沉积碳酸盐>60000000汕皿岩质15000000化石燃料4130合计7505000013.2.2全球碳循环图13-K13-2是根据最近的研究结果，做岀的20世纪80年代全球碳循环模式。陆地植被通过光合作用，每年固定大气中的CO?约为100PgC,其中50PgC以植物呼吸的形式乂释放到大气中，剩下的50PgC的有机物质以凋落物等形式进入土壤。这一部分的有机碳乂以土壤呼吸的形式释放到大气中。因此，在自然状态下，C02在陆地牛物圈一大气圈之间的循环保持著平衡状态。另一方面，山于人类活动的影响，使C02在大气一陆地生物圈之间的循环失去平衡。人类使用化石燃料等每年向大气净释放CO?约5.4PgC,热带林破坏导致生物圈向大气释放1.6PgC,也就是说，山于人类活动导致合计为7.0PgC的C02向大气净排放。在水圈，大气与表层海洋每年进行着90P&C的碳交换。山表层海洋向中、深层海洋输送lOOPgC的碳。-其中以无机碳输送的形式为90PgC,通过海洋牛•物以有机碳形式输送的量为lOPgCo同时，中深层海洋以无机碳的形式乂向表层海洋输送lOOPgC的碳。这样，在海洋内部，碳的循环达到平衡。另外，通过河流，山陆地向表层海洋输入0.8PgC的碳，其中0.6PgC的碳通过大气乂回到陆地，剩下的0.2PgC的碳沉积在海底。另一方血，研究表明，海洋每年能净吸收大气中的CO?为2PgCC其中表层海洋净吸收0.4PgC,中深层海洋净吸收1.6PgC）0图13-1碳的生物地球化学循环模式（中国大市科全书，1999） 如此算來，人类活动净释放到大气小的7.OPgC/a的CO?,有3.4PgC/a用于增加大气中的C0?浓度，2.OPgC被海洋吸收，剩下的1.6PgC的CO?则去向不明。这就是著名的失汇(missingsink)现象。这种现象在20世纪70年代末，由Woodwell人(1978)提出來后，一直闲扰着科学界，至今仍未找到满意的答案。13.2.3陆地生态系统碳库陆地表层碳库是最复杂的碳库，受人类活动的影响最人，人类活动一方血受化石燃料的燃烧和水泥生产等能源和工业过程的彩响，直接向大气中排放温室气体，另一方面通过十-地利用变化彩响C0?的源和汇分布与人小。陆地表层生态系统中，包括森林、草地等植被系统人约储存了466PgC的碳，约相当于大气中碳储存量的62%,土壤和腐殖质屮碳的储量更大，约为20UPgC,约为大气碳储量的2.6倍。两者合计，即整个陆地生态系统碳库约储存2477PgC,大约是大气碳库的3.3倍。人类活动对陆地生态系统碳库的影响和干扰日趋严重，这正是当今和未来全球气候变暖的根源。其中，最为重要的过程是通过燃烧煤、石油、天燃气等化石燃料向大气直接排放C02,20世纪80年代全球平均约为5.5PgC/ao除此以外，通过十地利用变化(如森林砍伐或再生)也可导致向人气释放或吸收C0”据估算，通过上述过程，20世纪80年代约向人气排放C021.6PgC/a,吸收CO2约0.5PgC/ao综上所述，20世纪80年代陆地生态系统合计吸收C02为61.8PgC/a,排放C02为616PgC/a,净吸收为0.2PgC/a。陆地生态系统碳库存在着明显的区域羌异，并受植被、土壤类型与气候带的显著影响。表13-2是最新估算的全球植被和地表1m深土壤碳蓄积的分布。可以看出，在植被碳蓄积(约466PgC)中，面积仅占28%的森林占了绝大部分，森林碳蓄积为359PgC,约占整个植被蓄积的77%以上。其中，又以面积占12%的热带森林蓄积(212PgC)最大，约占森林蓄积的59%和整个植被蓄积的46%,其次是北方森林(88PgC)和温带森林(59PgC)。除了森林碳库以外，其次是草原碳库，包括热带干草原和温带草原全球合计为75PgC,约占整个植被碳畜积的16%。相比较而言，农［Q植被的碳库由于吸收与排放相近，因此库的蓄积很小，平均只有3PgC,仅占整个植被碳库的0.6%,而其面积约占整个植被面积的11%。表13-2全球植被和地表lm深土壤碳蓄积(IPCC,2000)生物群系而积碳蓄积(PgC)(10亿血2)植被土壤合计 热带森林1.76212216428温带森林1.0459100159北方森林1.3788471559热带干草原2.2566264330温带草原1.259295304沙漠及半沙漠4.558191199苔原0.956121127湿地0.3515225240农田1.603128131合计15.1246620112477与植被分碳库相比，土壤(包括凋落物)可蓄积更多的碳，约为植被碳的4.3倍。土壤碳屋二土类总面积X土壤平均深度X土壤平均容重X平均冇机碳含虽在土壤碳库估计值中，包括了凋落物的量。凋落物在碳循环屮起着极为重要的作用。土壤碳蓄积的区域差异比植被碳蓄积小，其屮仍以森林土壤蓄积最多。全球地表Im深森林土壤碳蓄积合计为787PgC,约占全球土壤蓄积的39%,以北方森林土壤的蓄积最大，约占梏个森林土壤碳蓄积的60%。全球草原土壤碳蓄积合计为559PgC,约占全球土壤蓄积的28%。湿地土壤的面积虽小，仅占植被总而积的2%,但其碳蓄积高达225PgC,占土壤总蓄积的11%。13.2.4土壤呼吸13.2.4.1全球土壤呼吸速率土壤呼吸是指土壤释放CO?的过程，主要包括植物的根系呼吸、微生物的分解作用和土壤动物的呼吸。它所释放出的C0?是生物圈向大气圈释放C02的主要来源Z-O由于土壤呼吸与土壤透气性和土壤肥力以及农业生产有密切的关系，人们早在19世纪后半叶就开展了耕作土壤的呼吸测定，但在随后的儿十年中，土壤呼吸的研究开展的很少。20世纪60年代以后，rfl于主态系统研究的需要，土壤呼吸的测定再度引起关注。迄今，欧美、H本等主要发达国家已开展了各种不同类型主态系统土壤呼吸的测定，积累了一定的资料，但这些测定却集屮在温带地区，低纬度的工作很少见有报道。因此，对全球土壤呼吸的估算述缺乏足够的资料。尽管如此，Raich&Schlesinger(1992)还是对全球土壤的呼吸总量进行了十分有意义的概算(见表13-3)。按照他们的估算，通过土壤呼吸由全球土壤向大气释放的C0?量高达68PgC/a,该值相当于人工使用化石燃料向大气釋放CO?总量的12倍(以5.3PgC为基数)。土壤呼吸量估算的准确性是全球碳循环模式不确定性的重耍原因Z一，因此，建立土壤呼吸的全球观测系统是今后全球变化研究的重要内容之一。表13-3不同生态系统的土壤呼吸量及土壤碳周转时间(Raich&schlesingcr,1992)周转时间/a生态系统类型平均土壤粤度/土壤呼吸速］/(kgC?m2)/(gC?m2?a1) 冻原20.460490北方森林20.632291温带草原1&944261温带森林13.466229疏林6.971314农耕地7.954421荒漠5.822437热带草原4.262910热带低地森林28.7109238沼泽和湿地72.3200520全球总量土壤总C库：1515PgC,土壤总呼吸：68PgC/a13.2.4.2影响土壤呼吸的因素影响土壤呼吸的因素很多，Raich&Schlesingcr(1992)从全球尺度分析了土壤呼吸量与植被的NPP、年平均气温、年降水量等因素的关系，均得出了显著的线性和关(如图13-3a,b和c)。图13-3土壤呼吸量与植被的NPP(a)、年平均气温(b)以及年降水量(c)的关系a.A为农作物，13为方森林和疏林，D为荒漠，F为温带森林，G为温带草原, M为湿润的热带林，S为热带稀树草原和干性森林，T为冻原，W为地中海植彼13.3森林在全球碳循环中的作用目前，全世界森林面积仍不断减少。1990年，森林及其他树木茂盛地区的覆盖面积为51亿hm2,约占地球土地面积的40%,其中包括34亿hm2的森林,剩F的17亿hm2为温带的稀疏林地、低矮从林地、灌木和灌木林地以及热带的森林休闲地（密林和疏林）、灌木。按EA0估算，从1980〜1990年，世界森林和具他树木茂盛区的面积约减少了2%,即约1亿hm2,这个变化儿乎都來自热带国家。尽管最近儿年來，公众对全球性砍伐森林所造成影响的认识已有提高，但并没有明显降低砍伐森林的速度。根据最近FAO评估报告指出，1980〜1995年间全球森林净损失约为1.8亿km2,即平均每年损失1200万13.3.1全球森林碳库及碳通量全球植被共贮存4660亿t碳，在地表lm厚土壤中贮存20110亿t碳，大约是植被贮存的4.3倍。在全球植被中，面积山28%的森林约蓄积了77%的碳，其中又以低纬度热带森林贮存授多，而在土壤碳库中.近一半贮存在北方、温带森林及温带草地土壤中。国家和区域的分析表明，森林植被在某些国家的碳收支中己经发挥了重要作用，森林的碳吸收口J以抵消大量的矿物燃料造成的碳排放（见表134）o表13-4主要地区森林植被和土壤碳库及通量估算（IPCC,1996）纬度带高纬中纬低纬总计前苏联加拿大阿拉斯加小计美国欧洲屮国澳大利亚小计亚洲非洲美洲小计碳库(Pg)植被461226015917185941-4552119212331土壤1232111134521251633954363110216656碳通量(Pg/a)+0.3+0.5+0.08*+0.48±0.2+0.10.25+0.090.12-0.02+0.26±0.1-0.50.900.250.45-0.5-0.7-1.65±0.4-0.90±0.5注：*已包括在美国之中如表13-4所示，目前,中高纬度森林大约是一个0.48±0.2Pg/a的净碳汇,平均而言,这些纬度的森林主耍由年幼龄级的森林构成，净生产率较高。形成中高纬度森林净碳汇的原因，一是这些纬度的森林疋从过去的扰动或破坏中恢复过来（扰动包括采伐及野火等），二是对这些森林的较大部分进行了积极管理(即稳定、抚育和保护)，三是某些地区的森林 增长，可能是对大气C02和氮含量增长带來的施肥效应的响应。低纬度森林是一个数值为^1.65±0.4Pg/a的净碳源，很明显，这是由于毁林、采伐和立木蓄积逐渐减少造成的。需要指出的是，虽然这一数值是冃前从文献中得到的最佳估计,但不确定性很大，这是因为大部分中高纬度森林的碳通量主要根据定期的国家森林清查佔算的，冇一定精度保证，而低纬度森林的碳通量是根据一个模式佔算的，该模式所作的假定仍冇不少疑问。13.3.2中国森林生态系统碳库的分配特征我国各植被分区森林生态系统的碳库及其分配状况列于表13-5o从表中对见，我国森林生态系统的碳库总量约为15.9PgC(不包括凋落物层碳库)，其中森林植被总碳库约为5.4PgC,约占森林牛态系统碳库的34%；土壤总碳库为10.5Pgc,约占66%。土壤碳库约为植被碳库的2倍，土壤碳库仍是森林牛态系统最人的碳库，这一比例关系略低于全球土壤碳库平均为植被碳库2.2〜2.7倍的比例关系。这可能有两方面的原因，一方面，没有考虑土壤凋落物层碳库；另一方面，由于我国人工林发展迅速，人工林的比重较大，而人工林通常都是种植在较为贫瘠的土壤上，在森林发育的初期缺少充足的凋落物补充和积累，导致土壤碳密度偏低。方精云等(1996)估算,我国森林植被的现实碳存贮总量为4.lPgC(不包括竹林,台湾省耒计入)；若按世界陆地植被碳库510PgC,土壤碳库1300PgC推算，我国森林植被碳库约占金球陆地植被碳库的1.06%,土壤碳库的0.81%。若按全球森林植被碳库359PgC,森林土壤碳库787PgC推算，则我国森林植被碳阳约占全球陆地植被碳席的1.51%,土壤碳库的1.33%0我国森林牛态系统的碳存贮量具有较人的增长潜力，在未來的植被恢复过程屮，我国森林牛态系统会成为较大的碳汇，这对减缓全球人气CO?浓度上升具有积极作用。表13-5各植被分区森林生态系统的碳库组成植被分区森林面积(Mhm")植被碳库(PgC)十壤层碳库(PgC)碳库合计(PgC)寒温带针叶林区域13.130.451.041.49温带针阔叶混交林区域13.070.781.422.20暖温带落叶阔叶林区域2.930.080.330.41亚热带常绿阔叶林区域58.771.544.125.66热带季雨林雨林区域15.121.061.262.32温带草原区域6.780.240.630.87温带荒漠区域3.000.140.310.45青藏高原高寒植被区域16.201.111.392.50全国129.005.4010.5015.9013.3.3适应全球气候变化的森林碳管理对策森林约贮存了全球陆地生态系统80%以上的碳，森林资源的破坏，无疑将增大CO2,以及其他温室气体，如CIh、20等的排放，使全球温室气体含量持续增长，相反，如果悖理和对策得当，则町增强森林碳吸收。适应未來全球气候增暖的森林碳管理洁施：（1）对现冇 森林进行保护式管理，即从根木上实施天然林保护政策，改变采伐管理制度，减缓并最终制止毁林，防治森林火灾和病虫害，保护森林，尽量减少人为及自然的破坏；（2）通过管理扩大碳贮存，其中包括增加天然林、人工林、农林综合生态系统的面积和碳密度，增加木材产品，特别是耐久、耐用的木材产品，扩大碳存储，增大土壤碳贮存等；（3）替代式管理经营，即通过人力发展薪炭林等，以减少或替代矿物燃料，积极推广太阳能、风能、水能等可再牛能源和其他替代能源，以减少温室气体排放；或向长寿命木材产品转移；（4）发展为适应未來全球气候增暖的经营管理策略，其中包括选育良种，营造温暖性耐旱树种，间伐和轮伐期经营对策等。13.4全球气候变化对森林生态系统的潜在影响减缓温室气体浓度的急剧增加有两条途径：一是控制温室气体排放，减少释放源；二是增加吸收汇。增加吸收汇可以通过改变陆地牛态系统的植物盖度來实现。虽然全球森林面积仅约占地球陆地面积的26%,但作为全球气候系统的组成部分之一，森林是全球生态系统的稳定因素。具强人的光合作川能力是人气二氧化碳一个重要的汇，而森林的砍伐和衰退乂是大气二氧化碳浓度增加的重要的源。大气屮CO?平均每7a通过光合作用与陆地牛物圈交换一次,而其中70%是与森林进行的（Waring&Schlesinger,1985）,其碳储量占整个陆地植被碳储量的80%以上，而且森林每年的碳固定量约占整个陆地卞物碳固定量的2/3,因此，森林在维护全球碳平衡屮具有重要的作用。由于森林与气候之间存在着密切的关系，气候的变化将不町避免地引起森林分布、林地土壤呼吸和牛产力诸方面的变化。反过來，因全球森林牛态系统是一个巨大的碳库，受气候变化的影响，它对人气屮的C02起着源或汇的作川，从而进一步加强或抵消未來气候的变化，同时森林也能够通过改变地表温度、蒸散、地面粗糙度、反射率及云、降水等影响局地乃至全球的气候，对地球气候系统产牛重大的反馈作用。因此，研究和掌握森林牛态系统和气候变化的相互作用具有重要的意义。全球气候变化对森林牛态系统的作用主要表现在CO?浓度升高及降低的直接作川和温室气体引起全球气候变化的间接作用两方面。大气屮CO?浓度上升对植物起着“肥效”的直接作用，因为在植物的光合作用过程中，C02作为植物牛长所必须的资源，具浓度的增加有利于植物通过光合作用将其转化为町利用的化学物质，从而促进植物和牛态系统的牛长和发育。气候是决定森林类型分布及牛产力的主要因索，影响森林生态系统牛产力和分布的两个最为显著的气候因子是温度的总量和变量以及降雨量及具变率。当前，人们正是基于气候与植被间的关系來描绘未來气候变化下森林牛态系统牛产力和地理分布情形。未來温室气休浓度升高引起气候变化对森林分布、林地土壤呼吸和牛产力诸方面的影响反过來必然对地球气候系统产生强大的反馈作用。所以全球气候变化与森林生态系统的相互作用无论从区域、景观、国家尺度还是从全球尺度来看都应该是最重耍的研究课题气候变化与森林生态系统的相互作用，由于不同区域具未來气候变化的情形不一致，而不同的森林类型也有其独特的结构和功能，因此气候变化对各个森林类型的影响是不同的。13.4.1热带森林系统 全球气候变暖的多数模式表明，热带地区的平均气温上升比屮、高纬度地区要小，一般只有1〜2°C,但降雨量可能增加较多。温度增高、降水增加，热带雨林的更新将加快。对热带森林分布來说，模拟结果表明热带雨林将侵入到口前的亚热带或温带地区，雨林面积将有所增加，如李霞等(1994)模拟了温度升高4°C和降雨增加10%、温度升高4°C和降雨不变、温度升高4°C和降雨减少10%三种情况的植被变化，认为全球气候变化后，我国热带用林的面积将显著增加。虽然面积增加，但降雨过多，土壤积水，会限制湿热带许多森林的卞长。从对环境变化的适应性来看，热带森林比温带森林更娇气一些，它的生长与水分的可利丿IJ性和季节性关系更为密切，所以热带森林在具干旱的边缘地带植被草地或稀树草原的吞食以及周围村落等人为活动等影响下，可能会变得比较脆弱。20世纪以來，世界森林砍伐的重心已由温带转移到热带。热带森林毁坏对气候可能产住气温和地温升高，湿度、降水和蒸发减少的影响。如赞比亚南部地区由于森林被严重破坏,当地气候干热化，麦戈(Magoye)河已完全干汹。大规模砍伐热带森林后，不仅降雨量减少,而且降水FI数也减少。印度利尔吉尼地区的正常年份降水频率早期为47%,现今由于热带森林的砍伐只有36%。美洲哥斯达黎加西北部的高拉卡斯(Guanacaste)省近40年來年降水量一直在减少‘Fleming(1986)认为这种降水变化是与当地森林不断砍伐有关。到了80年代，据Myers对占全球热带森林总面积97%的26个热带国家和地区的统计，平均每年毁林占现有热带森林面积的1.8%,佔计未來一•段时期热带森林减少还不会得到有效遏制。热带森林毁灭对气候的可能影响，以亚马逊热带雨林的毁灭模拟最为著名。采川三维大气全球气候模式(AGCMS)、简单生物圈模式(STB)模拟热带森林彼毁后的气候变化结果是:地面温度增加2.4°C,蒸散减少27.2%,降水减少20.3%,净辐射减少14.5%,感热通量增加5.2%等。如果森林都转变成草原，草地温度比森林地面温度增高2.5°Co热带雨林对CO2的吸收储存量相当于大气储存量的1.5〜2.0倍。可以想象，如果热带森林被毁，大气屮储存的CO?就会大为増加，这样会增强人气的温室效应。13.4.2温带森林温带森林是受人类活动干扰最大的森林，地球上现存的温带森林儿乎都成片断化分布,因此未來气候变化対温带森林的影响是巨大的。-•般认为，随着全球气候变暖，将使温带森林向极地方向迁移，而逐渐替代北方(Boreal)树种，同时它也将向湿润的沿海地区扩展。同时由于温带内陆地区将受到频繁的夏季干早的影响，从而导致温带森林景观向草原和荒漠景观的转变。因此，温带森林面积的扩张或缩小主要取决于其侵入到北方森林的所得和转化为热带或亚热带森林及草原的所失。中国东北样带基于气候一植被关系模型Uoldridge方法模拟(唐海萍等，1998),结果表明：(1)中国东北森林草原样带由东到西町以划分为湿润森林、草原、荒漠灌从3个主要类型，其间的过渡带对全球变化很敏感。温度升高2°C后，在降水量不变化、增加10%、减少10%三种情况下，过漩带的面积都呈扩大化的趋势。(2)森林区対于降水量的变化反应很敏感，当降水量减少10%时，寒温带湿润森林减少40.2%。全球变暖且降水量增加时，部分荒漠灌从演变为草原；降水量减少后，则森林区的一部分退化为草原区。（3）荒漠灌从区在全球增温而降水量不变的条件下面积扩大，但是当降水量增加10%时面积减少，当降水量减少10% 时又迅速扩大。张新时和刘迎春采川修正的Holdridge模型佔测了在全球平均增温4°C、年降水量增加10%的情况下，青藏高原的植被变化情景，认为高原东南部山地冇森林化趋势，高原中部草原温性化，并伴以高原永冻层和高山草甸的消失，高寒荒漠温性化和中西部荒漠化趋势增强，还会导致雪线上升，冰川退缩，湖泊萎缩。大气C0?浓度增加、气温上升以及土壤矿化率的提高，温带森林的净初级生产力（NPP）将进一步提高，但在比较十早的地区则相反。许多实验已经证实大气CO?浓度的增加将促进树木的生长，并H•这种影响将维持若十年。当然，也冇学者认为，温带森林中可能增加的那一部分净生产力因土壤呼吸作川的加强而耗损,使总的碳净贮量的变化不大。更冇甚者认为,当温带森林受到野火、病虫害及气候极端事件的破坏而使其净初级生产力下降时，它还可能转化为全球的一个主要碳源。13.4.3寒温带森林寒温带森林即我们称谓的“泰加林”，被认为是IT前地球上最为年轻的森林生态系统,述处于不断地形成和发育Z中，易于受到各种外部因素的干扰。同时在耒来的气候变化中，由于高纬度地区的增温幅度远比低纬度地区的增温幅度大，冃前的研究基本一致地认为气候变化对寒温带森林的影响要比对热带和温带森林的影响人得多，而且这种影响更多地來白气候变化导致的火灾和虫害频率增加的结果而不是气温升高和人气CO?本身增加，同时而积也将大大减少。受全球气候变化的影响，靠近海洋的寒温带森林南部地带的针叶树种将被落叶阔叶林或农业利用所替代，人陆屮部地带的针叶树种则将被草原所取代，并可能伸入到寒温带森林的屮部地带。预计到21世纪，寒温带森林将向北后退300km~500km。全球变暖有町能加速土壤有机质的分解而促进牛境条件较好的寒温带森林净初级牛产力的捉高，但净初级朱产力的提高并不意味着森林碳净贮量的增加，因为气温升高也将提高碳的分解率。在生境条件较差,特别是水分供给不足的地区，寒温带森林的生产力将有所下降，并成为全球碳的源。在森林一苔原交错地带，气温升高将提高种子的发芽和生长能力而使森林覆盖面积有对能扩大。北美和欧洲近10000年来孑包粉研究的结果也证实了这一点。然而，由于北方针叶树种从发育到成熟约需百年以上的时间，生长缓慢的结果使得其南部适生区有可能被温带落叶树种或干性草原所占据。