第一节 森林环境及其组成


　　森林的整个生命过程均依赖它的生存环境。森林环境占有三维空间并遍 及整个时间。环境是随空间和时间而变化的。在空间范围内，存在着垂直变 化和水平变化；在时间范围内，存在着周期变化和非周期变化。森林与环境 是息息相关的，森林的生存受到环境的制约，同时，森林又不断地反馈于环 境，使环境发生变化。人类与森林环境的关系也是如此。
　　森林生态系统是人类生存环境的一部分，相对于人类而言，我们把它称 为森林环境。森林环境也就是森林生态系统，它是由其组成成分生物（包括 乔木、灌木、草本植物、地被植物及多种多样动物和微生物）与它周围环境
（包括土壤、大气、水分等各种非生物物理环境条件）相互作用形成的统一 体。
　　环境是许多因子的复合体。这些因子不仅与森林发生相互作用，而且因 子与因子之间也发生相互作用。环境是一个有机的整体，很难把构成环境的 各个因子分开来，也很难在改变一个因子时不影响其他因子。但为了了解环 境的结构和作用，可以人为地把森林环境划分成两部分，即自然环境和社会 环境。自然环境又可划分为物理环境和生物环境。环境学研究的主要是自然 环境。社会环境主要指人类在自然环境基础上，通过长期有意识的社会劳动 所创造的人工环境。
森林环境的组成成分，也称为森林环境要素。这是因为这些组成成分是
构成森林环境所不可缺少的，也是最根本、最重要的因素。森林环境要素包 括森林物理环境中的森林大气环境、森林土壤环境和森林水环境等。森林环 境要素还包括森林生物环境中的森林植物环境（包括绿色与非绿色植物）、 森林动物环境以及人类对森林环境的影响和作用（图 1-1）。















一、物理环境
　　森林的生长发育需要有一个良好的生态环境，即清新的空气、洁净的水 源、肥沃的土壤，以及适度的阳光和热量等，即空气、水、土壤、阳光等。
二、生物环境
生物环境包括绿色植物、非绿色植物、动物和人。
（一）绿色植物 森林生态系统中绿色植物的基本作用是通过光合作用，吸收二氧化碳和
水制造有机物。森林环境中的绿色植物，如乔木、灌木、草类等，通过遮盖、

利用土壤中的水分和矿物养分以及增加林地表面的枯枝落叶等而改变环境因 素。同时绿色植物又是非绿色植物赖以生存的环境的一部分。
（二）非绿色植物 非绿色植物在森林生态系统中充当着分解者、寄生者和共生者的角色。 分解者主要是土壤真菌和细菌。它们能把有机质分解成简单的化合物，
然后归还给土壤，再被高等植物重新吸收利用。有些分解者也能固定土壤中 的气态氮。
　　寄生者通常指致病的真菌和细菌。它们能削弱或杀死植物个体，并把森 林生态系统中的能量吸收到自己的结构和活动中去，也有一些寄生者本身具 有绿色的叶片，如菟丝子属植物能够进行光合作用制造食物，并与寄主保持 着生态学上的平衡。
　　共生者主要指与高等植物的根系有密切联系而生活着的细菌和真菌，作 为寄主的高等植物通过共生成分使氮素成为可利用的。
（三）动物 在森林环境中，森林与动物之间的关系比较复杂。动物参与矿质养分的
再循环，特别是氮素的再循环。许多植物的花粉和种子是靠昆虫和动物传播 的。但当动物种群变得太大，植被又不能提供足够的食物时，植被就要遭到 破坏性的侵害。
（四）人
　　人类通过生产活动和生活活动从自然界获取其生存所必需的物质，然后 又将新陈代谢后的废弃物归还给环境，从而参与了自然界的物质循环和能量 流动过程，不断地改变着环境。人既能创造环境以适应其需要，也能毁坏环 境。由于人口的增长和科学技术的进步，人类正在改变着几乎所有的环境。 人类对环境的影响，既包括有意识、按计划地改造环境，使环境向着有利于 人类的方向改变，也包括无意识、使环境向着不利的方向变化。后者往往是 局地性的，但许多影响已有迅速扩大的趋势，这类影响概括起来主要是环境 污染和生态破坏。
对于森林环境，人类既要对其进行优化控制，同时还要将对森林环境的
恶化影响降低到环境容量所能承受的最低水准。

第二节 森林的大气环境

一、森林与大气
大气是指地球外围包着的一层很深厚的空气。大气的厚度为 2000～
3000km。但和地球的尺度相比，大气是很薄的，它是地球上一切生命赖以生 存的外界环境条件。大气对森林植物来说是极为重要的。首先，大气层能减 小地球昼夜温度的巨大变幅。如果没有大气层，地球上的一切生命都会迅速 地毁灭。其次，大气与森林植物不断地进行气体交换，大气为森林植物提供 光合作用所需要的二氧化碳和呼吸作用所需要的氧气。除这些直接作用外， 大气还通过光、热、水等对森林植物产生间接的影响。
　　森林生态系统中的一切能量均来自太阳辐射。其他能量来源，例如来自 太阳系以外的少量高能辐射、来自放射性岩石或放射性微粒的辐射能、来自 火山和温泉的地热等。这些能量与太阳辐射能相比是微乎其微的。地球表面 所接受到的太阳辐射可分为三个光谱区，即红外辐射、可见光和紫外辐射。 太阳辐射对森林植物的作用表现为辐射的光合效应、热效应和光形态效应。 可见光的波长为 400～700nm，它占到达地球的太阳辐射能的一半左右。 它是光合作用的有效辐射。绿色植物吸收可见光合成有机质，把光能转化为 贮存于有机质中的化学能，其中一部分供给森林生态系统中各种动物和共生 生物作为食物消耗。可见光中的红、橙光具有最大的光合活性，蓝光次之。 森林植物对绿色光的吸收率最低。光照时间和光照度也会对森林植物产生影 响。喜阳的植物需要较强的光照条件，要求在全光照下生长。当光照不足时， 会引起营养失调，导致落花落果。耐阴植物需要在一定的荫蔽条件下生长。 光照时间的长短影响着森林植物的生长发育、地理分布和生态习性。一般来 说，原产在低纬度地区和早春开花的植物多属短日照植物；而原产在高纬度 地区和秋季开花的植物多属长日照植物。太阳辐射中波长大于 760nm 的部分 为红外辐射，又称热辐射。它能促进森林植物的延长生长，并供给植物所需 要的热量，促进植物体内的水分循环和蒸腾作用。太阳辐射中还有不足 10％ 的紫外辐射。大部分紫外辐射被高层大气中的臭氧层所吸收而不能到达地 面，从而使地球上的生命免遭紫外辐射的伤害。此外，太阳辐射还能改变环 境的温、湿度状况。太阳辐射被地表吸收以后，一部分用于水分蒸发，另一 部分用于增加土壤和空气温度。可以说，太阳辐射为维持森林生物的生命创
造了温度、湿度等必要的环境条件。
　　大气中的热量流动决定着地面和空气的温度状况，而温度又支配着森林 植物的生理过程和物理反应的速度。大气直接吸收的太阳辐射很少，主要靠 吸收土壤的长波辐射以及靠吸收土壤表面以湍流、传导方式向上输送热量而 增温的。空气温度除随时间的不同发生周期性变化外，还有随空间的变化。 在垂直方向上，白天空气温度随高度的增加而降低，土壤表面的温度最高； 夜间正好相反，地面温度最低，向上温度逐渐升高，紧接地面的薄层空气可 能因有临界的高温或低温而造成植物的伤害和死亡。空气温度在水平方向上 的变化受地形和植被类型的影响很大。由于林冠层对辐射起了阻挡作用，所 以白天有林地区的温度要比邻近的空旷地带温度低，而在夜间有林地区的温 度较高。在地形起伏的地区，从一处到另一处的温度常有相当大的差异，如 北半球冬季南坡的温度通常比北坡高，南坡坡度每增加 1°，在接受太阳辐 射上相当于纬度降低 1°，这便使得许多植物可以在它们适生的分布范围内
　　
以北很远的南坡上生存。 温度制约着植物的生理过程，而生理过程又决定着植物的生长、发育、
繁殖。每个生理过程都有其适宜温度，并且受最高温度和最低温度的限制。 最适温度能使生理过程保持最高速率。温度过高，则影响酶的活化程度，破 坏蛋白质和细胞膜。温度低于冰点时，细胞间隙结冰，除使细胞受到机械损 伤外，还将受到脱水的损害。在生物学最高温度和最低温度之间，昼夜温差 越大，越有利于植物体内有机物质的积累，也就有利于植物的生长发育。不 同的植物或同一种植物的不同生长发育期对温度的反应及对极端温度的忍耐 程度都是不同的。在温度低于 0℃或高于 45℃时，一般植物几乎所有的生理 活动都要停止。
　　环境中的热量不是静止的。在环境的不同部位之间，以及环境和森林有 机体之间都有热量在不断地流动。植物是一种变温有机体，它不像恒温动物 那样有完善的生理调节功能，因而植物的体温具有与其环境温度相一致的趋 势。叶片是植物对温度最敏感的器官。叶面温度是由空气温度、辐射能量以 及显热和潜热的交换所决定的，并且还与空气流动、空气湿度有密切关系。 植物不论是在高温还是低温情况下，都力图使其体温与环境温度趋于一致。 在一般情况下，叶面温度与环境温度只相差几度。通常使用的温度指标都是 指空气温度而不是叶面温度。这是因为叶面温度难以精确测定，而且叶面温 度也不能代表植株温度。空气温度容易测定，也容易从气象资料中查到。
空气与森林的关系是显而易见的。大气的主要成分是氮气（N2）。大气
中的 N2 不能直接被森林植物所利用，需通过细菌活动，使氮缓慢地循环而进
入森林生态系统中有生命的部分。大气直接供给森林植物光合作用需要的CO2
和呼吸作用所需要的 O2 以及水汽。
　　风不是森林的必须生活因子，但可间接地影响森林植物的生长发育。在 风不大时，风可促进叶面周围的水汽交换，使蒸腾作用加强，有利于根的吸 收和枝叶的放热降温。同时，风还能促使林木周围空气中 CO2 的交换，在一 定程度上使同化作用加强。但风过大时，蒸腾作用过强，失水过多，植物会 产生萎蔫或干枯现象。强风还会使叶片气孔关闭，影响光合作用的正常进行。 大风能吹落花朵和未成熟的果实，影响种子产量，削弱林木的高生长和直径 生长，造成偏冠，干心不正，以致降低材质。当风速达 10m/s 以上时，能引 起林木风倒和风折，造成巨大的破坏作用。风对森林的天然更新有很大的作 用，很多树种，如松树、落叶松、杨树、柳树等都是靠风来传播花粉和种实 的，传播能力随种实大小和重量的不同而异。在沿海地带，飞溅的浪花中携 带的盐滴可使植物的芽和叶片受害，使其生长缓慢。
二、森林与气候
　　气候对森林的影响是光、热、水、气各个因子配合后的综合作用。如在 一定的光照度和一定的温度及 CO2 浓度下，就有相应的光合作用效率。影响
林木生长的各因子配合越恰当，光合作用效率就越高，就可形成较高的森林 生产率。不同的树种要求不同的气候条件，在各气候因子中，常常有一个或 几个是主导因子，如在热带地区，热量和水分条件可以得到充分满足，这时 光照条件常常是主导因子；在半干旱和干旱地区，水分常常是主导因子。
　　森林的地理分布也主要决定于气候。不同的气候地区出现不同类型的森 林，图 1－2 反映出气候与森林的分布情况。我国的森林按气候可划分为三大
　　
区域：
（一）东部季风区 该区北部的寒温带为针叶林带，以兴安落叶松为代表；温带为针阔混交
林带，以红松、槭属、椴属、桦木属树种为代表；暖温带为落叶阔叶林带， 以蒙古栎、辽乐栎、槲栎、麻栎、栓皮栎为代表；北亚热带为常绿、落叶阔 叶混交林带，主要以麻栎、栓皮栎、青冈为代表；中亚热带为常绿阔叶林带， 主要以青冈属和栲属树种为代表；南亚热带为季风常绿阔叶林带，以壳斗科、 桃金娘科、金缕梅科、山茶科等树种为代表；热带为季雨林、雨林和赤道热 带为珊瑚礁常绿林带，树种十分丰富。
（二）西北草原荒漠气候区 该区的干旱温带、暖温带亚高山针叶林带主要分布在天山一带，以云杉、
冷杉、落叶松等树种为主；该区的干旱温带、暖温带落叶阔叶林带主要分布 在塔里木河两岸，以胡杨、灰杨为代表。
（三）草原荒漠、青藏高寒气候区 该区地形复杂，不同的海拔高度、不同的坡向，气候情况都会有很大的
差异，使得该区的森林类型极为丰富。主要森林类型为高原温带亚高山针叶 林和硬叶常绿林以及由栎类、云杉、高山松等组成的针阔混交林。




















三、大气组成及大气污染
（一）大气的结构和组成
　　大气总质量约为（5.136×1018）kg，其中 75％集中在地表至以上 10km 左右的空间。该层在气象学上称为对流层。风、云、雨、雪、寒、暖、干、 湿、声、光、电等大气物理现象都发生在这一层。对流层的气温随高度的增 加而降低，平均每升高 100m 约降低 0.65℃。在对流层垂直方向上，大气有 强烈的对流和湍流运动；水平方向上，大气有大规模的水平运动。大气污染 也主要发生在这一层，尤其是在距地面 1～2km 的范围内。10～55km 的气层 为平流层。平流层中空气以水平运动为主，没有垂直运动，空气的扩散也十 分缓慢，细小的飘尘可长久停留。超音速飞机在平流层飞行的阻力很小，排 出的尾气扩散也很慢。臭氧层就在平流层内距地面 25～30km 处。55～85km 的气层为中间层。再向上为热层，又叫电离层。热层以上就是外大气层了。 在正常情况下，100km 以下的大气层是由干洁空气、水汽和一些气态、
液态、固态杂质所组成的。

　　干洁空气由除水汽和各种杂质以外的各种气体组成。主要气体是 N2、O2、 氩（Ar），三者约占大气体积的 99.96％。此外，还有微量的氦（He）。氖
（Ne）、氪（Kr）、氙（Xe）、氡（Rn）、氢气（H2）、氧化亚氮（N2O）等。
这些气体成分在大气中所占的比例几乎不变。大气中除这些不变成分外，还 有一些可变的气体成分，如 CO2、臭氧（O3）等。它们在大气中的含量很少， 且随着季节和地区的不同而发生变化。表 1—1 列出大气中的气体组成成分及 其含量。

表 1－1 大气组成成分及其含量
不变成分 可变成分
名 称 含量 名称 含量 N2 78.084 ％± 0.004 ％ O3 （ 0 ～ 0.07 ）× 10-6（ 夏）
（0 ～ 0.02 ）× 10-6（冬）
O2 20.746 ％± 0.002 ％ CO2 （ 330 ± 10 ）× 10-6
Ne （ 18.18 ± 0.04 ）× 10-6 SO2 （ 0 ～ 1 ）× 10-6
Ar 0.934 ％± 0.001 ％ NO2 （ 0 ～ 0.02 ）× 10-6 He （ 5.24 ± 0.004 ）× 10-6 Kr （ 1.14 ± 0.01 ）× 10-6 `NaCl 10-4g/m3 Xe （ 0.087 ± 0.001 ）× 10-6 NH3 0 ～痕量
H2 0.5 × 10-6 CO 0 ～痕量
N2O （ 0.5 ± 0.1 ）× 10-6 H2O 0 ～ 35g/m3




除干洁空气外，大气中还含有一定量的水汽和各种杂质。
　　水汽在大气中的含量平均为 0.39％，但变动很大。水汽主要集中于低层 大气，随高度增加，其含量逐渐减少，到 15km 高度其含量就不足 0.05％了。 在不同季节，水汽含量也有很大不同。在夏季潮湿的日子里，水汽含量可达
1％，甚至更多。
　　大气中悬浮的杂质种类繁多，数量很大。有气态的、液态的，也有固态 的。它们源于自然排放或人为排放。自然排放的杂质，如盐粒，土壤蚀损的 颗粒，森林火灾产生的 CO2、二氧化氮（NO2）、SO2 和一些碳氢化合物，火山 喷发放出的火山灰和 SO2 等。人为排放的主要有烟尘、SO2、NO、H2S、氟化物、
NOx、碳氢化合物、CH4、Cl2 和金属颗粒等，它们悬浮在大气中构成气溶胶。
大气中的杂质也是易变成分，并有逐年增加的趋势，特别是人为的和人类诱 发的微粒。世界气象组织的报告（1972）列出了进入大气微粒总量相对于 1970 年值的变化估算值，如表 1—2 所示。

表 1-2 进入大气中的微粒年总量的估算值
（相对于 1970 年的值）
年份 人为的因素／％ 各种来源／％ 1880
2000 （预计） 25
158 0.69
124

一般来说，大气中的微粒对进入大气的太阳辐射的影响取决于微粒的大
小，且随入射波长的不同而变化。0.1～5μm 的微粒在大气中数量最为丰富， 且滞留时间比较长，不易因降水而从大气中冲洗掉。这样的微粒对太阳短波 辐射的截留作用比对地球表面放出的长波辐射的影响要大得多，因此使地球 的反射率增加。大气中的这些微粒还可作为凝结核，使云量增加。此外，微 粒本身也吸收长波辐射，从而使其所滞留的空气层内的温度提高。总之，低 层大气中悬浮杂质的影响主要是增加地球的反射率，能缓和温度的日极值和 年极值，对降水也有一定的影响。
（二） 大气污染
　　1.大气污染的成因。大气中经常含有一些污染物质。一般情况下，因其 含量少，对人及环境没有明显的影响，不会构成大气污染。只有当污染物质 数量，包括浓度和持续时间超过大气本身的稀释、扩散和净化能力时；或正 常大气中的痕量气体，其含量超过正常含量时；或有害物质含量虽不高，但 在大气中经久不散，积累在大气中，使空气质量恶化，给人和动物、植物带 来直接或间接的不良影响时，才会构成大气污染。
　　2.污染物质分类。受污染的大气中，究竟有多少种有害气体和有毒物质， 目前尚无准确数字。据初步统计资料表明，能对人体及动物、植物造成危害 的大气污染物的种类是相当多的，约有 100 种。联合国环境规划署根据地球 环境公害监视系统提供的情况，将大气污染物质按其危害程度的顺序排列
为：SO2、浮游微粒子、O3、NOx、铅（Pb）、CO2、CO、石棉等，其他如含硫
化合物、煤烟等也都是重要的大气污染物。这些污染物质可分为：烟尘类、 粉尘类、无机气体类、有机化合物类和放射性物质类。
（1）烟尘类 这是引起大气污染最明显、最大的敌人。特别是燃烧不完
全时出现的黑烟，对大气的污染更严重。所以，防治大气污染，首先是消烟 除尘。烟尘是一种含有固体、液体微粒的气溶胶。固体微粒有烟尘、粉尘等； 液体微粒有水滴、硫酸液滴等。最引人注意的是烟黑。烟黑主要是燃烧不完 全的碳粒。
（2）粉尘类 工业排出的废气中含有许多固体或液体的微粒。它们飘浮
在大气中，形成气溶胶。粉尘微粒大小不一，粒径大于 10μm 的，如水泥粉 尘、粉煤灰、石灰粉、金属粉尘等。它们大多由工矿企业排出，其降落速度 比较快。粒径小于 10μm 的，称为飘尘。它们在大气中可以飘浮几小时，甚 至几年而不降落，并可随着大气环流飘到很远的地方。因此，飘尘在大气中 分布很广，影响也很大。粉尘本身为固体微粒，其上常沾附气体和液滴。粉 尘的固体成分相当复杂，常含有各种金属，如镉（Cd）、铬（Cr）、铜（Cu）、 铁（Fe）、铅（Pb）、锰（Mn）、钼（Mo）、镍（Ni）、锡（Sn）、钛（Ti）、 钒（V）、锌（Zn）等。
（3）无机气体类 大气中的污染物质大部分为无机气体，种类很多。常
见的有 SO2、H2S、CO、O3、NOx、NH3、HF、Cl2 等。另外，CO2 虽属正常的大
气成分，但当其浓度大量增加后，可引起温室效应和酸雨。
　　（4）有机化合物类 由于近代有机合成工业和石油化学工业的发展，进 入大气的有机化合物愈来愈多，如有机磷、有机氯、多氯联苯、酚、多环芳 烃等。它们不但来自工业废气，而且有的是工业排出的污染物进入大气后， 发生一系列的复杂反应后所形成的毒性更大的污染物。
　　
　　（5）放射性物质类 20 世纪 40 年代以来，原子能的利用日益广泛，放 射性物质，如铀（U）、钍（Th）、镭（Ra）、钚（Pu）、锶（Sr）、铯（Cs） 等的尘埃随之扩散到大气中，然后降落到地面，经过各种化学和生物过程， 引起食物污染。放射性污染问题日益受到人们的关注。
环境空气质量直接影响林木的生长发育。构成森林的绿色植物在进行光
合作用时，通过叶片里的叶绿素吸收太阳能，将从空气和土壤中吸收的 CO2
和 H2O 同化成有机质，并释放出 O2，在进行呼吸作用时又从空气中吸收 O2，
进行新陈代谢，将有机质分解为 CO2 和 H2O，并释放出能量，以供植物各种生
理过程的需要。可见，森林植物和周围空气之间经常进行气体交换。
四、酸雨问题
我们所说的酸雨是指 pH 值低于 5.6 的雨雪。酸雨也称为酸沉降。 酸雨的形成是由于大气中的污染物质，如 SO2、氮氧化物等与大气中的
水汽和氧起化学反应生成硫酸、硝酸等气体状酸性物质，在大气中飘浮成为 光化学烟雾，然后再溶于云滴、雾滴中，使降水超过正常的酸度。酸雨危害 的范围很广，向大气中排放的污染物质，可在距离污染源数十米乃至数千公 里，甚至上万公里的地方转化为酸雨降下。所以，酸雨可称之为跨国公害。 酸雨是当今全球关注的重大环境问题之一。1972 年在斯德哥尔摩召开的 “人类环境会议”上，科学家们就提出了酸雨问题。西欧一些国家发生了酸 雨危害，导致大片土地酸化、森林死亡。到了 1980 年初，我国不少工业地区
也相继出现了酸雨。
　　酸雨的危害，一是造成土壤酸化，对南方酸性土壤的危害尤为明显。二 是造成水域酸化。酸雨对森林的危害是很明显的，直接影响是酸雨可腐蚀叶 片的角质层，使叶中的营养物质淋失。被淋失的营养物质包括无机化合物中 的大量元素和微量元素，其中淋失数量最多的是钾、镁、猛；还包括有机化 合物中的糖类、氨基酸、有机酸、激素、维生素、果胶等。间接影响是：使 森林土壤中的营养物质被淋失，使土壤变质。土壤本来对酸性是有中和能力 的，在进行中和时消耗掉的钾可以由下层的基岩来补充，但当补充不能继续 时，中和作用即停止，树木因缺营养而导致枯死。另一个重要因素是使土壤
中的 Ca2+减少，Al3+的活动加强。Al3+能与有机物聚合，当 pH 达到 4.2 以下 时，聚合就停止了。Al3+呈游离状态后，损伤根毛的尖端，病毒即由此而入。 同时，Al3+又可将有利于树木生长的微生物杀死，加速树木的衰老。而树木
衰弱以后，更容易受到病虫害的侵入。
五、臭氧层问题
O3 在大气中含量极微，且分布很不均匀。在垂直方向上，从距地面 10km
开始其含量有所增加；到 20～25km，O3 浓度达到最大；再向上含量又逐渐减
少；在 55～60km 处 O3 含量就很少了。通常把 O3 含量最大的距地面 25km 左右
处称为臭氧层。纬度不同的地区，臭氧层的厚度也有所不同。一般极地上空 最厚，赤道上空最薄。臭氧层的季节变化在高纬地带是十分明显的，如北半 球大部分地区春季臭氧层较厚而秋季最稀薄。
　　臭氧层的作用是能够吸收太阳辐射中波长为 0.2～0.3μm 的紫外线。这 一方面使平流层的上部被加热，下部温度仍较低，使平流层在动力学上是稳 定的；另一方面减少紫外线进入对流层，起到保护地球上生物的作用。大剂 量紫外线照射可杀伤细胞。如果没有臭氧层对紫外线的吸收和过滤作用，不
　　
仅地表微生物、水生低等动物和植物难以生存，高等动物、植物也会直接受 害。
人类了解到大气平流层中有 O3 的积聚已有近百年的历史，但开始注意臭
氧层破坏是 20 世纪 70 年代以后的事。1975 年英国南极考察队成员法曼
（Farman）对南极哈利湾的大气臭氧测量数据进行了分析，结果惊人地发现 臭氧总量在减少。英国考察队用多布森光谱仪对该仪器以上部位的垂直气柱 的臭氧总量进行测量发现，自 1970 年开始每年 10 月南极上空臭氧总量急剧 减少，如 1984 年 10 月比 1968 年以前 10 月份的气柱臭氧日总量减少了 1/3，
而 1991 年 10 月比 1968 年以前减少了 1/2。而平流层下部的 15～20 km 高度 之间的气层内竟损失了 95％。这是一个引起轰动的发现。臭氧的这种贫化现 象，称为臭氧洞。在南半球春季（9 月至 11 月），这种现象出现在南极大部
分地区上空约持续 6 周。在北极，至今尚未发现 O3 的急剧减少。但已有报导
指出，北半球中纬度（大约在美国西雅图与新奥尔良所处的纬度之间），O3
含量出现了长期逐渐下降的趋势。美国国家航空和宇宙航行局（NASA）的星 载臭氧总量绘图分光仪表明，这个纬度带的 O3 每十年损失 4％～5％。冬季各 月观测到的损失率高达 8％。就全球而论，O3 正以每十年 2.3％的速率减少。 全球臭氧贫化问题是当前世界各国普遍关注的重大环境问题之一。
目前已对臭氧层破坏的原因有初步了解。一般认为主要是氯氟烃类
（CFCs）化合物和 N2O 排放量增加而造成的。氯氟烃类化合物是一组人造的、
化学性质十分稳定的化合物。工业上用于气溶胶推进剂、致冷工作液、溶剂、 塑料、发泡剂等，代表性化合物主要有氟里昂-11 和氟里昂-12。氯氟烃在紫 外线照射下分解出自由氯基或自由氯氧基。这些自由基在高空稀薄的空气条 件下可长时间存在，对 O3 的解体起催化作用。一个自由基可连续使成千上万 的臭氧分子受破坏。
N2O 是氮素全球循环过程的一种自然产物。主要来源于氮素在水域底质
和土壤中的硝化与反硝化过程，矿物燃料和生物质燃烧也有少量排放。通过 施用化肥、增加燃烧过程等也可提高全球 N2O 的排放量。N2O 在紫外线照射下 与原子氧作用生成 NO，再与 O3 反应生成 NO2 而破坏臭氧层。
　　此外，还有多种气体与臭氧层中臭氧的破坏有关联，但都不如上述两类 物质重要。
由于臭氧层的破坏，使到达地球表面的紫外线强度增强，对包括人类在
内的有机体都会产生严重后果。对生物影响最大的是波长为 280～320nm 的紫 外线，经对 200 多种植物照射试验，发现 2/3 的种类对照射敏感。经照射的 植物发育不良，叶片变小，减少了光合作用的叶面积，种子质量也受到影响。 为了保护臭氧层，1985 年 43 个国家和 7 个国际组织共同制定了《关于 保护臭氧层的维也纳公约》。1987 年在联合国环境计划署主持下通过了减少 氯氟烃使用的《蒙特利尔议定书》。1989 年 4 月底在赫尔辛基召开了该议定 书缔约国第一届会议，通过了《赫尔辛基宣言》。该宣言要求最迟到 2000
年全部废除氯氟烃的生产和使用。
六、大气温室效应及气候变化
（一） 大气温室效应
大气中的 CO2 来源于燃料的燃烧、有机体的腐烂分解和动物、植物的呼

吸作用。CO2 是大气中的易变成分，在大气中的含量随发生源的分布与活动情 况而变动，平均为（3～3.2）×10-4。近年来，由于人类对森林的破坏和矿 物燃料消耗的增加，大气中 CO2 有逐年增多的趋势。据距人为污染源很远的 夏威夷其纳洛阿峰顶观测站对大气 CO2 含量监测的结果，CO2 含量除有幅度为
（6～7）×10-6 的季节性变动外，还存在着逐年净增的情况。 绿色植物的光合作用能同化 CO2。据估计，地球上的自养植物每年约可
同化（2×1011）t 的碳素，其中 40％是由浮游植物同化的，60％是由陆生植 物同化的。植物对 CO2 的固定速率因气候、植被类型不同而有很大差异。例 如：热带雨林每平方米每年可固定碳素 1～2kg；中纬度森林每平方米每年可 固定碳 0.2～0.4kg；北极冻土地带和荒漠仅为 0.01～0.02kg。绿色植物虽然 能消耗大量的 CO2，但大气中 CO2 浓度不仅没有减少，反而在逐年增加。这是 因为，近百年来由于工业的迅速发展，使矿物燃料及有机物燃烧增加，泥炭 开发、森林砍伐与草地放牧等减少了植被对 CO2 固定的量。大气中 CO2 的含量 已由工业化前（1750 年）的 2.9×10-4 上升到现在的 3.2×10-4，预计到 2030
年 CO2 将增加到 5.9×10－4，其中包含了其他温室气体，如 CH4、N2O、氟里 昂、O3 等。如果折算成等价 CO2 浓度，即相当于工业化前浓度的 2.2 倍。
根据 CO2 的辐射吸收特性，它能使太阳辐射特别是可见光相对无阻挡地
穿过大气层到达地球表面，但它在红外光谱区有几个吸收带，拦截并吸收了 相当一部分来自地面的红外辐射，同时它们又向各个方向放出红外辐射，使 部分能量又返回到地面和低层大气，使能量截留在大气中，造成地面和低层 大气变暖，这种作用类似玻璃温室的作用，称为大气温室效应。凡能吸收波 长为 10μm 附近的红外辐射的气体都是温室气体。因此大气中除 CO2 外，N2O、 O3、水汽、CH4 等也是温室气体。各种温室气体的增温效应是不同的，其中，
CO2 在大气中含量最多，对大气变暖贡献最大，约占 60％。
（二）气候变化
　　地球气候变化由来已久，最早可追溯到距今 45 亿年前。对漫长地质时期 的气候变化，研究比较多的是最后 200 万年中的第四纪的冰期—间冰期循 环。人们除希望了解地质时期的气候变化外，更加关心的是自 19 世纪末以来 全球气候的变暖，特别是自 20 世纪 80 年代以来全球气候加速变暖和未来气 候将如何变化的问题。
　　气候变化按其时间尺度可分为长期气候变化（104～106 年）、短期气候 变化（102～104 年）和当代气候变化（100～102 年）。气候变化是由短期的
气候波动迭加在长期气候变化之上而组成的。气候变化按其原因可分为自然
变化和人类活动对气候的影响而引起的变化。气候的自然变化主要受大气内 部动力学制约，而人类活动引起的气候变化主要是人为温室气体强迫引起的 气候变暖。人类活动对气候的影响，从 5000～9000 年以前就开始表现出来 了。那时人们通过燃烧和砍伐森林以及开垦土地等无意识的活动改变了环 境，从而对气候产生了影响。工业时代之前所出现的较大的全球平均温度变 化，仅仅归因于自然影响，但自 1880 年以来观测到的全球平均温度类似的变 化，有时甚至更大的变化都被认为是人类活动影响的结果。尽管某种时间尺 度上可能是某种原因起主导作用，但还必须考虑其他原因的次要作用，否则 难以解释气候变化的多样性和复杂性。

　　1.当代气候变化的证据。全球变暖是当代气候变化的主要特征，主要有 五条证据：
　　第一，由 1954—1990 年间 10 年滑动平均值曲线（图 1－3）可以看出， 全球温度变化的长期趋势，在过去的 130 年中全球平均气温有 0.6℃的增温 趋势，南半球在这个时期为稳定变暖，而北半球在 20 世纪 40 年代以前是变 暖的，而后有大约 30 年的变冷趋势，从 70 年代起又恢复变暖。南北半球及 全球 80 年代的变暖都是加剧的。有观测记录以来，地球 10 个最暖年中的 7 个出现在 80 年代至 90 年代，按升温高低的顺序是 1990 年、1988 年、1983 年、1987 年、1984 年、1989 年和 1981 年。英国的伊斯得安古里大学的气象 研究部通过计算机将分散在世界各地陆地上的 1000 个观测站和海洋上的
1000 个观测站观测的数据计算得出，世界平均气温在近 100 年间上升了 0.5
℃，但上升温度的地域差比较大。 第二，全球变暖的另一个重要证据是海平面上升和冰川后退。尽管引起
海平面上升有多种复杂的机制，但对 20 世纪而言，由于气候变暖引起海水体 积膨胀，陆地冰川和小冰帽融解是引起全球海平面上升的主要原因。过去 100 年中全球海平面的实测变化为上升 10～20cm。据观测，1951 年与 1818 年相 比，瑞士的劳斯冰川在 130 年间后退了 2km。
第三，10μm 附近的红外波段正好是地球表面向外放射热辐射的波段。
大气温度在历史的长河中是随自然界 CO2 含量的起伏而同位相变化的。根据
南


　　极沃斯托克（Vostok）站对 2083m 长的冰岩芯测量得到的结果看出近 15 万年以来大气 CO2 和 CH4 数量的变动与大气温度的变化的情况，即大气温度在 历史的长河中是随 CO2 含量的起伏而同步变化的，这是对 CO2 温室效应的有力 证明。
第四，雪线上升、树种迁移等也是全球气候变暖的证据。 第五，根据温室气体浓度增加，利用多种气候模式进行气候模拟的结果
也证明全球气候变暖。模拟的结果是过去的 80 至 100 年中全球的地面平均气
温上升了 0.3～0.6℃。
除 O3 外，其他温室气体在大气中都有相当长的生存时间，如 CO2、N2O
和氟里昂-12 的生存时间都长达 120 年以上。这就是说，即使从现在起它们 在大气中的浓度不再增加，它们所产生的温室效应也可维持近 100 年。
2.未来气候变化的预测。在气候变化的研究中，已发展了大量的模式。
估计 CO2 浓度加倍后，地球平均温度升高的数值，当前使用最广、最复杂的
气候模式是大气环流模式。目前普遍认为，百年尺度的气候变化由自然变化 和人类活动引起的变化，主要是人为温室气体胁迫引起的气候变暖两部分组 成。这两方面的原因必然导致大气环流的异常发展，并通过后者引起各地的 气候异常。三维大气环流模式（3D—GCM）起源于 20 世纪 50 年代，其目的是 模拟出比较完整的气候三维特征。三维大气环流模式是由描述大气运动的能 量和动量、质量和水汽守恒的原始方程组成，同时还描述以上各种物理过程， 如云的形成、热量和水汽在大气内部和大气与地球表面之间的传输，在地球 表面以上大气中的若干高度上，以规则的网格点形式给出大气的初始状态和 边界条件，然后用数值方法对每个网格求解这个原始方程组。新一代的大气

环流模式主要用于模拟气候对温室气体强迫的平衡响应。对于控制试验（即 作为对比用的气候基本状态的模拟）一般均假设大气 CO2 浓度为工业化前的 水平，即（1×CO2），并将模式运算到达平衡为止。扰动试验是使用 CO2 倍 增浓度，即（2×CO2）。重复上述程序的试验，取扰动试验和控制试验结果 之差，作为由于温室效应增强引起的气候变化。
　　目前国际上已经提出五种大气环流模式，各自均以研制单位命名。它们 分别是：英国气象局模式（UKMO）；美国戈达德空间研究所模式（GISS）； 美国国家大气研究中心模式（NCAR），又称共同气候模式（CCM）；美国普林 斯顿大学物理流体动力学实验模式（GFDL）和美国俄勒冈州立大学模式
（OSU）。每个模式的重要特征及模拟结果见表 1—3。这些模式预测的结果
是：当 CO2 倍增时，全球地面平均温度的增加范围是 2.8～5.2℃，预测全球
平均降水量增加 7％～15％，几乎都相差一倍。但与 20 世纪 80 年代中期所 有大气环流模式（GCM）平衡响应模拟的最佳估计值（1.5～4.5℃）大体一致。

表 1—3 五种大气环流模式的主要特征（取自 Goodess1992）
UKMO GISS NCAR GFDL OSU
经度×纬度 5 °× 7.5 ° 7.83 ° × 10 4.5 ° × 7.5 4.5 °× 7.5 4 °× 5 °
° ° °
垂直分层 11 9 9 9 2
日射 有年、日变化 有年、日变化 只有年变化 只有年变化 只有年变化

海洋模式 给定热交换 给定热交换混 合交换

只有混合层 只有混合层 6 层海洋模式

全球升温
（ 2 × CO2 ）
全 球 降 水 变 化
（ 2 × CO2 ）

5.2 ℃ 4.2 ℃ 3.5 ℃ 4.0 ℃ 2.8 ℃


+15 ％ +11 ％ +7.1 ％ +8.7 ％ +7.8 ％


Wilson ＆ Washington ＆ Wetherald ＆ Schesingev ＆

模式作者 Mithcell Hansen Meehl Manabe Zhao
1987 1984 1984 1986 1989





赵宗慈（1990）对当前在各国流行且已列入中国的多种大气环流模式在
中国范围内的模拟结果作出了详尽评价。评价用的气候变量是地面气温、降 水率及土壤湿度等。各种大气环流模式在中国范围内的网格点有 40～60 个。 她根据各模式作者发表的文章中物理量的全球地理分布图，将中国部分放 大，分别取经度、纬度各 5°的格点读数，然后统一绘制在中国地图上，以 表示各模式在中国部分的模拟结果。所选用的各种大气环流模式模拟结果都 是在模式运算达到准平衡状态后，再继续运算 5～10 年，最后取平衡后的多 年平均值。因而这些结果反映了模式对内部和外部强迫达到平衡响应的气候 状态。评估的方法是采用大气环流模式模拟结果与观测结果直接比较的方 法。
全球地面气温的气候平均观测值为 14.2℃，降水率为 2.65mm/d，与各种

大气环流模式模拟的全球年平均地面气温、降水率与观测值在数量级上相吻 合。气温差值的绝对值在 0.05～3.7℃之间，降水差值的绝对值在 0.04～
0.44mm/d 之间。大部分模式对气温的模拟差值在±2℃之内，而降水率模拟 差值在±0.20 之间。因而各种大气环流模式的模拟结果有可信的参考价值。 下面介绍有关模式对中国部分的模拟结果及评估。
　　第一，地面气温。各种大气环流模式对中国部分的模拟以地面温度场与 实况最接近，即东北和西北北部地区寒冷，气温为-15～-20℃；而南方温暖， 气温为 10～15℃。
　　第二，降水率。各模式对中国降水分布的模拟远较气温模拟困难得多。 这是因为降水受局地因子影响较大。几个模式对降水的总分布特征可以模拟 出来，但数值相差较大，大体的结果是夏季西北降水少，而南方降水多。
　　第三，土壤湿度与径流量。土壤湿度较降水更为复杂，尤其是缺少较好 的全球实测分布。径流量与土壤湿度关系密切，而且径流量有实测的年平均 值。因而只能对中国的年径流量进行评估。几个模式只能粗略地模拟出中国 年径流量分布为西北少、长江中下游及江南多的主要特征。
赵宗慈（1990）在对上述大气环流模式在中国部分的效果进行上述评估
的基础上，选用了国外五种大气环流模式在 CO2 浓度增加一倍的条件下，按
平衡响应方式对中国未来冬、夏地面气温和降水率的变化进行了模拟（相当 于气候预测），其结果列于表 1—4。由表可见，五种模式对地面气温变化的 趋势相当一致，但在数值上有明显差异。冬季变暖幅度（ΔT）平均为 3.1～
5.7℃，夏季为 1.8～5.1℃，略小于冬季；冬季降水增加幅度（ΔR）0.1～
0.4mm/d，夏季降水变化范围是-0.1～＋0.6mm/d。 上述模拟结果在中国各大区域的分布主要特征是：冬季增温是普遍的，
且纬度越高，增温值越大，最大增温值出现在东北地区，增温为 4～6℃；华
南和西南地区增温较小，为 2～4℃，冬季平均增温 3.1～5.7℃。

表 1－4 五种大气环流模式在 CO2 加倍条件下对中国冬 夏地面气温和降水率的模拟

模式 12 — 2 月
Δ T ／℃①

6 — 8 月 Δ T ／℃

12 — 2 月
Δ R ／ mm · -1 ②
d

6 — 8 月
Δ R ／ mm · -1
d

GFDL 3.5 ～ 6.0 1.5 ～ 6.0 +0.2 ～+0.6 +1.0 ～+2.0
GISS 3.5 ～ 5.5 2.0 ～ 6.0 -0.1 ～+0.1 -0.1 ～+0.1
NCAR 2.0 ～ 6.0 0.0 ～ 4.0 +0.4 ～+0.7 -0.2 ～-1.0
OSU 2.5 ～ 3.5 2.0 ～ 3.5 +0.1 ～+0.4 +0.3 ～+0.6
UKMO 4.0 ～ 7.5 3.5 ～ 6.0 -0.1 ～+0.1 +0.5 ～+1.5 平均 3.1 ～ 5.7 1.8 ～ 5.1 +0.1 ～+0.4 -0.1 ～+0.6


①ΔT 为地面气温变幅；②ΔR 为日降水变幅。


　　夏季增温最明显的是西北地区，增温为 3～5℃。华中、华南、华东和西 南地区增温幅度较小，增幅为 2～3℃。夏季平均增温 1.8～5.1℃。
由于大气中 CO2 倍增，未来中国降水状况会有明显变化，尤以夏季为甚。
东北和华北地区夏季降水可能增加，西北地区可能减少。冬季华北地区降水

可能减少。 北部和中部各区夏季土壤湿度变小，东部沿海和华南地区湿度可能变
大。
综上所述，由于 CO2 倍增，中国东北及南方沿海地区有变暖、变湿的趋
势，而华北、华中、西北大部地区则有可能变暖变干。这些模拟结果已初步 用于气候变化对农业影响的评估。然而，必须着重指出，目前用各种大气环 流模式进行未来气候的模拟仍有许多不确定因素。首先是对未来温室气体的 排放速率难以给出肯定的数值。CO2 倍增的时间也难以准确估计，以致上述模 拟的气候变化的时间实际上难以肯定。另外，模式本身也不完善。
　　气候变暖，即使温度升高得非常有限，也会对森林生态系统的发展产生 深远的影响。森林植物的生理过程，最重要的是光合作用、蒸腾作用、呼吸 作用和繁殖等，它们对温度变化极为敏感。温度升高可使净光合作用速率增 加，促进植物生长。蒸腾作用和蒸发作用的增强可能使较干旱地区的逆境加 强。由于授粉昆虫种群或幼苗存活的变化，繁殖过程可能发生变化，某些重 要的外来微生物病原或虫害的地理分布和寄主范围可能因此而扩大。由于气 候变暖，原先是无害的当地微生物或昆虫可能变为重要的病虫害。
　　
　　　　　　　　　　　　　第三节 森林的土壤环境

一、森林土壤的发生、构造和功能
　　森林土壤是指森林植被下发育的土壤，它是相对于草原植被、荒漠植被 或其他植被类型下发育的土壤而言的。威尔德（美国，S.A.Wlide）认为，森 林土壤是地表的一部分，是森林植物赖以生存的物质和环境的基质，它由矿 物和有机物组成，含有不同数量的水分和空气，并被生物居住着。
　　一般来讲，森林土壤受人为干扰较小，土壤剖面保持比较完整，并具有 一些特有的特征，如表层一般有深厚的森林凋落物，剖面中根系和石砾含量 较多，含有大量依赖于森林生存的土壤生物。
　　森林中绝大多数有机残余物都累积在土壤表面，形成了凋落物层又称林 褥（forest floor），是每年为森林土壤增补有机质的主要形式。这与草地 或农田将死有机质特别是死亡根系累积在土体内不同。此外，森林凋落物中 含有较多的不易被分解的木素、树脂和单宁等物质，因而可以在表层累积成 层。累积在地表的有机物疏松通气，在其分解过程中还可产生一些酸类，使 表层呈酸性反应。
森林下的土壤剖面（见后述“森林土壤的构造”）比草地的风化程度深，
A1 层含较多的腐殖质和盐基离子，粘粒也较多，Ca、Mg 比值较少，而 B 层盐
基含量则较低。 除去土壤的基质外，森林土壤最有特点的组成为林木的根系。林木根系
对土壤肥力的发展起着重要的作用。土壤中营养物质的积累和消耗、腐殖质
的聚积、土壤结构的形成以及土壤微生物的活动等，都与林木根系的活动有 关。此外，林分下庞大的根系网是防止水土流失、减少泥石流的重要因素。
（一） 森林土壤的发生过程
森林土壤是森林生物的重要生长环境空间。土壤的形成依赖于五大自然 成土因素，詹尼（美国，Jenny）（1941）提出了如下土壤发生的数学表达式： S=f（cl，o，r，p，t，??）
式中：S 为土壤的形成，五大自然成土因素是气候（cl）、生物有机体（o）、
地形（p）、母质（r）与时间（t）。岩石及其风化产物是形成土壤的基质； 气候是直接的水、热和空气条件；地形可使气候因素重新分配；生物有机体 通过生长繁育、新陈代谢进行着物质的合成与分解，一方面丰富土壤的基质， 另一方面以有机物方式累积化学能；时间是一切作用过程的累积因素。这五 大因子共同作用，缺一不可。森林土壤的发生除决定于以上成土因素外，还 具有三种特有的成土因素，即森林凋落物、林木根系和依赖于现有森林的特 有的森林生物。
　　岩石在物理风化作用下不断崩解，颗粒由大到小，由粗变细。在此过程 中，还产生了一些溶于水的矿物质及营养元素。这些物质被降水不断淋洗， 并随地表径流从高处流向低处，经过河流最终流到海洋。它们与流入海洋的 岩石和泥沙等产生浓缩、沉淀、堆积、胶结和硬化作用，形成沉积岩。在地 壳上升运动中，沉积岩由海洋底部上升形成大陆。岩石暴露于地表之后，又 重新进行风化和淋溶，重复地进行着这种过程。植物营养物质由大陆流到海 洋，海洋变为大陆后，又由新的大陆流向新的海洋。这种循环过程称为植物 营养物质的地质大循环。
风化形成的母质，具有松散性、多孔性、透气性和保水性等特点，并为

植物生长提供了水分、空气、养分等条件。一些需要养分较少的低等植物开 始生活在原始幼年土上，通过吸收矿质养分、水分和获取其他生活物质和条 件，来建造自身的有机体。这样使地质大循环过程中的一些可溶性养分得到 保存。当这些植物死亡后，经微生物的分解作用，有机残体中的营养物质又 变为无机物质，一部分又重新进入地质大循环，另一部分可被植物重新吸收 利用。植物及其他生物的反复吸收利用和累积营养物质的过程，称为营养物 质的生物小循环。
　　土壤形成过程就是建立在地质大循环和生物小循环的基础上。在这对矛 盾的相互作用、不断发展的过程中，土壤肥力得到了发展。
　　土壤形成的各种过程，可以四种基本方式表达：向土壤添加物质，如向 土壤中加入森林有机质；失去物质，侵蚀和淋洗，是土壤产生损失的两种过 程；迁移作用，如粘粒被移向下部；转化作用，如土壤矿物经风化转化为粘 土矿物等。这样，最终通过层次分化形成了土壤剖面。
（二） 森林土壤的构造 土壤是一个具有三维空间的物体，具有深度和宽度，并分布在地球的表
面。观察和研究土壤主要借助于土壤剖面（soil profile）。土壤剖面是从 地表向下挖掘直至母质的一段垂直切面。切面上常常可观察到 1 个或多个呈 水平状分布的条带或层次，这些层次称为土层（horizon）或发生层。典型的 森林土壤剖面可划分为 O、A、B、C 四个层次（图 1—4）：
O 层 森林土壤枯落物层。根据分解程度不同可分为三个亚层。
L 分解较少的枯枝落叶层 F 半分解的枯枝落叶层
H 分解强烈的枯枝落叶层，已失去其原有植物组织形态
A1 层 腐殖质层
B 层 淀积层 C 层 母质层
土壤形态是土壤的外部特征。在土壤形成以后，各层的差异主要反映在
形态特征上。主要的森林土壤形态特征有颜色、质地、结构、湿度、紧实度、 孔隙度、新生体、侵入体、根系含量、石砾含量、动物孔穴等。在野外，通 过对土壤剖面形态特征的观察，可判断出土壤的一些重要性质。







　　描述土壤剖面的最基本单位叫单个土体（pedon）。单个土体是指土壤个 体的最小体积，其侧向伸展范围应大到足以研究任何土层的本质。由于一个 土层的厚度可能有变异或出现变异，视各土层变异的情况，单个土体的面积
从 1～10m2 不等，形状大致呈六边形。其下限是土壤和非土壤之间模糊的界 限。多个单个土体的原地土壤体积，称为聚合土体（polypedon）。它将相邻 的单个土体纳入一个单独土系的规定范围之内，是自然界一个实际有形的具 有某一基层分类单元特性的土壤实体，也是土壤制图的最基本单元。
（三） 森林土壤的功能 森林土壤是森林生物生活的主要场所，它既可以供应和调节土壤水、养

分、气、热等生活条件和环境，又可以通过吸附、固定和转化功能对污染物 质起到净化作用。这些功能主要由土体、土层、土壤结构和土粒成分的功能 实现的。
　　土体是支撑植物的场所和养育植物的基体。由于其界面接触环境和程度 不同，以及土体内物质的淀积、溶解等影响，使其在垂直方向上发生性质分 异，并向水平方向延伸，从而形成土层。土壤表层是直接接受外界环境的窗 口，向表土以下的层次逐层传导外界输入的物质和能量（包括污染物质和能 量）。传入的层次越深，土壤的缓冲能量越大。土层的传导力，主要是指对 养分、水分、空气和热量的传输力。
　　土壤结构是指土壤颗粒的空间排列方式及稳定程度。土壤结构体以其个 体内部的小孔隙和个体之间的大孔隙来发挥调控水、气的作用。具有良好的 团粒结构的森林土壤表层，能均衡地调节土壤的水、气、热状况，使土壤保 持良好的通透性。
　　土壤养分的释放和蓄存及土壤结构的形成，是土壤颗粒的成分及其功能 的体现。土粒成分包括土壤中的矿物质、有机质。矿物质是矿物岩石的风化 产物，包括岩石碎屑、原生矿物及次生矿物等。矿物质是土壤的骨架物质， 可以起到支撑植物的作用；并以其复杂的粒级组合为土壤创造良好的孔隙状 况，此外还可以提供多种矿质营养元素。土壤有机质来源于一切进入土壤的 有机残体，其分解和合成作用，是土壤中养分释放和合成的关键环节。它同 时可以和矿物质结合形成良好的结构。有机质经合成形成的腐殖质，也是土 壤胶体的重要成分。
土壤胶体是土壤中＜2μm 的土壤微粒，包括粘土矿物、土壤腐殖质及一
些氧化物。由于具有表面能和带电，可以使土粒团聚形成结构，并吸附养分 和水分。与微生物和酶结合可形成载体，参与多种物理和生物化学作用。
综上所述，土粒形成了土壤结构，土壤结构决定着土层的性质，土层组
成了土体。土体从总体上决定自身的外部边界和内部容量。土层在垂直方向 上沟通物质和能量的传导。土壤结构调节着土层内部的水、肥、气、热状况。 土粒则行使着物质合成与分解、养分及水分的吸收、转化和释放功能。土粒、 土壤结构、土层和土体四者，组成了土壤肥力的功能体系。
二、森林土壤和森林生物及森林环境之间的物质和能量交换
　　土壤作为一个生态系统，具有三个明显的特点：①土壤是一个可解剖的 自然实体。②土壤是一个能量转化器、接收器和太阳辐射能与地心发射能的 传送器。③土壤是一个开放系统。土壤生态系统的外界能量主要是太阳能。 绿色植物和光合微生物（一级生产者，primary producer）通过光合作用，
将太阳能转化为生物体内的化学能，固定 CO2 及矿物质营养并合成有机质。
这些光合产物一部分供一级生产者进行呼吸，另一部分储存体内，为动物及 异养微生物（消费者，consumer）提供生活的物质基础。能量和营养物质通 过食物链从一种生物群体传递给另一种生物群体。食物链中各个环节的营养 水平并不相同（图 1－5）。




森林土壤在与环境因素的相互作用中发挥着养育森林的功能。这种功能
体现为森林土壤给森林生物提供水、肥、气、热及活动场所的能力，即森林 土壤为生物提供了必要的物质和能量。这些物质和能量在森林土壤、森林生 物和其他环境因素之间进行着相互的交换、调节和循环。
（一） 养分循环 森林土壤中的养分既参加物质的地质循环，也参加生物小循环。在土壤
侵蚀的地区，土壤养分多以地质循环为主；在森林植被完好的土壤中，养分
循环以生物小循环为主。 土壤矿物质营养的最基本来源是母质风化所释放的养分。不同母质的矿
物组成不同，释放的养分种类和数量也不同。以下为矿质元素及其主要来源
（岩石种类）：
　　K-正长岩、流纹岩，Ca-石灰岩、辉长岩，Mg－橄榄岩、玄武岩，P-玄武 岩，Fe-玄武岩、安山岩、闪长岩，B、Zn 和 Co-玄武岩，Mo-超基性岩、花岗 岩，Cu 和 Mn-各类岩石。
森林土壤中的 N 素主要来自固氮微生物对 N 的固定和降水中的 NH3 及
NO3。N 素在土壤中进行着复杂的腐殖质化和矿质化过程，形态既有有机态也
有无机态。其损失过程包括植物的吸收、淋洗和挥发等作用过程。 土壤养分的另一主要来源为土壤有机质。当森林植物从土壤深层吸收矿
质营养后，则以枯枝落叶形式进入土表，表 1—5 为富集成分和植物种类的关
系。

表 1—5 不同植物枯落物的灰分含量及组成
植物 灰分 元素氧化物含量次序
针叶 3 ％～ 7 ％ SiO2 ＞ CaO ＞ P2O5 ＞ MgO ＞ K2O
阔叶 9 ％～ 10 ％ CaO ＞ K2O ＞ SiO2 ＞ MgO ≈ P2O5 ＞ Al2O3 ≈ Na2O
草本（草甸） 2 ％～ 4 ％ CaO ＞ K2O ＞ P2O5 ＞ MgO ＞ SiO2 ＞ R2O3




森林土壤养分的消耗途径，主要为每年植物从土壤吸取的养分，随下渗
水淋失，以及在养分转化过程中以气态形式逸出土壤的氮、硫等。
（二） 森林土壤中的生物种群及能量转化 森林土壤可以看作是一个能量反应器，它养育着森林植物和其他生物，
大到哺乳动物如鼠、兔，小到显微镜下的细菌等动植物群体。这些生物种群

的复杂性不仅表现在它们摄取能量的食性不同，而且反映了土壤温度和湿度 及其他环境条件的差异。土壤的不同特性使生物种群和生物活动性发生分 异，反过来，土壤也会因生物活动而引起物理的和化学的变化。
　　森林土壤动物是一个特殊的群体，是由在森林土壤中度过全部或部分生 活史的动物组成（图 1－6）。
土壤动物的活动性基本上与食性和运动有关。一类动物为食肉型或以其 他动物为食，如细菌和某些原生动物被另一些原生动物捕食；螨是其他节肢 动物的食物；蚯蚓是鼹鼠和肉食性蜗牛的精美食物。另一类动物以活的植物 或死的植物作为食物源，如一些线虫是某些植物根部的寄生虫；林褥中的一 些腐食动物能消耗被微生物破碎过的物质。此外，还有一些动物以食用真菌、 细菌和藻类为生。森林土壤中的动物和植物种群的活动就是如此错综交织并 联结成复杂的模式和食物链。











对动物区系的能量收支预算, 可用下列方程式表示： I=R+P+E
式中：I 为从食物吸取的能量；R 为用于呼吸的能量；P 为消耗于种群个体生
育的能量；E 为动物排泄物所含能量。 土壤微生物是土壤中另一大生物类群，包括细菌、真菌、放线菌和藻类。
土壤微生物作为土壤有机质的主要分解者，在土壤中起着重要的作用。
　　根据微生物对土壤营养和能源的要求，一般将土壤微生物分成四大类 型：
（1）化能有机营养型又称化能异养型。这类微生物的生长需要有机化合
物作为碳源，并从氧化有机化合物的过程中获得能量。它们包括绝大多数的 细菌和几乎全部真菌和原生动物。（2）化能无机营养型又称化能自养型。以
CO2 为碳源，从氧化无机化合物中取得能量。根据它们氧化不同底物的能力，
可分为五个主要类群：亚硝酸菌、硝酸菌、硫氧化菌、铁细菌、氢细菌。
　　（3）光能有机营养型又称光能异养型。其能源是光，但需要有机化合物 作为供氢体以还原 CO2，并合成细胞物质。
　　（4）光能无机营养型又称光能自养型。可利用光能行光合作用，以无机 化合物作为供氢体以还原 CO2 ，并合成细菌物质。藻类和大多数光合细菌都 是光能自养微生物。
（三）森林土壤和环境的能量交换 土壤中的能量，主要包括热能、势能和化学能几种形式。热能主要来源
于太阳辐射。势能的载体是水。化学能的载体主要是土壤有机质。土壤中的 三种能量在一定的条件下可以相互转化。
　　1.土壤的热能。（1）土壤热能来源土壤温度是衡量土壤热量的一种尺度， 主要决定于土壤热量的收支和土壤的热容量。土壤热量主要来源于太阳辐射
　　
能。土壤热量的其他来源还有土壤有机质分解释放出的热量，地球内部传出 的地热和某些化学反应产生的热能等。此外，燃烧土壤有机质包括土壤枯落 物及土壤微生物所能释放的热能是土壤热能的第二种形式，可用燃烧值表 示。
　　（2）土壤热能平衡土壤表面吸收的太阳辐射能，部分以辐射形式再返回 大气，部分传给下层土壤，并用于土壤水分蒸发时的消耗，余下的热量用于 土壤本身的升温。土壤的热量平衡是指土壤热量在一年中的收支情况，可用 下式表示：
S=W1+W2+W3+R
式中：S 为土壤表面接收的太阳辐射能量；W1 为地面辐射所损失的热量；
W2 为用于土壤增温的热量；W3 为土壤水分蒸发所消耗的热量；R 为其他方面
所消耗的热量。 热能在土壤中的保存，主要受土壤中三相物质的热学性质的影响。土壤
的热性质主要有热容量、导热性、吸热性和散热性。 土壤热容量土壤受热而升温或失热而降温的难易程度，常用热容量表
示。土壤热容量是指单位土壤物质增减 1℃时所需要的热量。其中，以 J/
（g·℃）为单位的称为质量热容量，又称比热容；以 J/（cm3·℃）为单位 的称为容积热容量，是土壤容重和比热容的乘积。
土壤各组成成分的热容量差别较大。从容积热容量来看，土壤水分的热
容量最大，为固相部分的两倍左右，为空气的 3000 倍以上。因此，土壤热容 量的大小主要决定于土壤水分状况。此外，砂性土的热容量比粘土要小。
土壤导热性土壤是多孔、不均匀体系。由表土所接受的热能，可经过传
递到达整个土体，这种性质称为土壤的导热性，可用导热率（λ）来衡量。 导热率是指厚度为 1cm、两端温度相差 1℃时，每秒钟通过 1cm2 土壤断面的
热量，单位是 W/（cm·℃）。土壤热总是由土温高处向土温低处传导。
假设土壤两端的温度为 t1 和 t2，土壤的厚度为 d，在 T 时间内通过的热
量为 Q，土壤的断面面积为 A，则导热率为：
Q / (AT)

λ ? (t


? ? t ? )d

式中： Q/(AT）为单位时间通过单位面积（1cm2）的热量；（t1-t2）/ d 为 单位厚度土层（1cm）两端的温差。
土壤导热性的大小主要决定于土壤组成及土壤固体物质、水分和空气的
三相比。 土壤对热能的储存与传导习惯用温度进行量度。实际上常用导温率表示
土壤的导热能力，因其更容易实测。导温率和导热率及热容量的关系式如下：
λ
K ?
C v
式中：K 为导温率；λ为导热率；CV 为土壤的容积热容量。
　　像水分一样，热量在土壤中的传递是逐层升温、逐层传递的。每一层土 壤温度的上升都必然消耗热量，因此土温形成了层次差异。在相当深的土层 中，受地表热传导的影响很小，从而形成恒温层。
土壤的吸热性与散热性 土壤对太阳辐射能吸收的能力称为土壤的吸热

性。一般对太阳辐射能反射力弱的土壤吸热性就强，反之吸热性就弱。土壤 吸热性的强弱决定于土壤的颜色、地面状况和植被覆盖等。土壤颜色愈深， 吸热性愈强。地面平坦，则反射力强，吸热性小。南坡的土壤吸收太阳热量 比北坡多。有植被覆盖的土壤吸收热量比没覆盖的土壤要少。森林地表枯落 物层的作用是提高地面最低温度，而森林本身可降低土壤最高温度。
　　土壤散热性即土壤向大气散失热量的性能。它主要与土壤水分的蒸发和 土壤辐射有关。每克水蒸发所吸收的热量约为 2428J，所以土壤水分的蒸发 会使土壤大量散热。
　　2.土壤的势能。土壤势能的载体主要是水分。将单位数量的水，由土壤 力场中的已知点，移至另一相应点所作的功即为土水势（ψ）。土水势不是 土壤水分势能的绝对值，而是与参比标准的差值，是表示土壤水所具有的自 由能水平的一个概念。土壤愈干，土壤水的能量水平就愈低，土壤水的移动 就愈困难。土壤水分总是从势能较高的部位流向势能较低的部位，并在这一 移动的过程中释放能量。
土水势包括几个分势：由弯月面力和吸附力所引起的基模势（ψm），由
重力引起的重力势（ψg），由溶质引起的渗透势（ψs ），以及由气压势、
静水压势等引起的压力势等（ψp）。即：
ψ=ψm+ψg+ψs+ψP
　　3.土壤的化学能。土壤中的化学能主要储存在土壤的有机质和矿物质 中，其中储存在有机质中的化学能是一切生化过程的动力，同时也依赖于微 生物和酶活动将能量释放出来。例如：微生物在土壤氮素循环中的作用，就 是直接与能量得失有关的反应过程（表 1—6）。
矿物和一些无机元素及离子储存着一定的能量。表 1－7 是土壤中常见的
无机物在转化分解或迁移时吸收或释放的能量。释放自由能越低的物质越容 易生成。物质在土壤中的分解经常是逐步进行的，甚至吸收和释能同时进行， 从而不易察觉能量的变化，但从物质成分的形态转变上，可以反映出能量交 换过程的存在。

表 1-6 生物参与的氮素转化与能量的得失
生物 反应类型 典型方程式 能量得失/kJ · mol － 1 固氮原核生物 N2 还原 2N ＋ 3H2 → 2NH3 － 614.5 亚硝化细菌 NH3 氧化 NH3+3/2O2 → HNO2+H2O 275.9 硝化细菌 NO2 氧化 KNO2+1/2O2 → KNO3 73.2 反硝化细菌 NO -还原 5C6H12O6+24KNO3 → 30CO2 2382.6
+18H2O+24KOH ＋ 12N2
分解性微生物 有机氮氨化 CH2NH2COOH+3/2O2 → 735.7
→ 2CO2+H2O+NN3


资料来源：G.W.柯克斯等，《农业生态学》，1987 年版。

表 1－7 物质的生成自由能/ΔG·（KJ-1·mol-1）

矿物 Δ G 矿物 Δ G 离子 Δ G 石英
钾长石 白云母 方解石 石膏 铁橄榄石 羟磷灰石 -856.3
-3742.5
-5600.9
－ 1129.0
－ 1797.0
-1379.4
-6286.4 高岭石
蒙脱石 赤铁矿 磁铁矿 三水铝石 磷铁矿 磷铝石 -3799.6
-5643.0
-742.0
-1012.6
-1156.0
-1184.9
-2111.4 Cd2+
Pb2+
Hg2+
Cr2+
Zn2+
2+
Cu
4-
H2AsO -77.6
-24.2
-164.4
-168.7
-147.2
49.9
-757.4



资料来源：《矿物及有关化合物热力学数据手册》，科学出版社，1985
年版。
　　土壤胶体表面在吸附离子或其他物质时，也伴有能量的消耗和释放。土 壤中的污染物也可被土壤胶体吸附或解吸。吸附结合能越强，意味着污染物 被固定和净化；吸附结合能越弱，则污染物会被解离从而产生危害。
三、人类活动对森林土壤的影响
（一）火烧和刀耕火种对森林土壤的影响 无论是自然火或是人为火，火对森林土壤的影响既是直接的，也是间接
的。最直接的影响是有机物中能的变化，土壤有机质中的能以热能的方式散
发。此外，火烧可显著改变土壤表面的理化性质及生物性质，同时也会改变 土壤中的生物种群。
1.物理性质的变化。在火烧期间，矿质土壤表面及上、中、下层的温度，
决定于燃料的数量、燃烧的状态以及土壤表面有机质层的类型。由于火烧消 除了隔离土壤的植被和土壤表面的有机质，最终火烧之后土壤的最低和最高 温度比以往增大。土壤接受的日照也会增加，颜色变深的土壤表层吸收的热 量也会增加。温度的增加可能导致一系列的变化，如可使刚刚发芽的幼苗致 死，导致永冻层下降而造成地面陷落，在有些平原地区还可造成土壤沼泽化。 火烧之后，土壤水分的节律往往发生强烈的变化，原因之一是因为植被 的蒸腾作用大大减少。此外，由于在燃烧之后相当一部分有机质转移到土壤
中，在表层的几厘米内，可形成不透水层。
　　在某些土壤中，强烈的燃烧还可以影响土壤的结构，破坏土壤的团聚作 用，引起土壤容重的增加。
2.化学性质的变化。通常，火烧会导致表层土壤 pH 值增加。这主要是因
为火烧残留的灰分中存在相当多的盐基离子。从营养元素讲，可从结合的有 机态转变为无机的灰分状态，从而提高了矿质元素利用的有效率。但对氮素 而言，可能出现绝对含量的减少。因此，火烧一段时间后，一些植物会出现 生长不良。
　　3.生物种群的变化。一些中小型动物通常栖居在土壤有机质层内，特别 容易遭受火灾而被毁灭。不同的火烧强度可以导致不同土壤的动物组分。在 定期火烧和没有火烧的土壤中，螨和弹尾类的数量，没有明显的差别。
　　火烧之后，土壤微生物种群的活动迅速降低，火烧林地土壤的微生物种 群一般较邻近的未火烧地区要低，而两类地区的放线菌和细菌基本没有区 别。（二）乱砍滥伐对森林土壤的影响
对森林毫无计划的采伐造成的直接危害是土壤退化。所谓土壤退化是指