第七章土壤圈

自然地理学

第6章土壤圈

主讲人：彭善枝武汉大学资源与环境科学学院1土壤是自然环境中各种因素相互作用的产物，是地理环境派生的自然体。同时，它也是自然地理环境的一个组成要素。是结合无机界和有机界的纽带，是联系其他要素的关键环节；或者说土壤在整个自然环境中起着重要的作用；或者说土壤是有机界和无机界相互联系、相互作用的产物；或者说土壤是自然环境中物质循环和能量转换的主要环节和活跃的场所（图6-1）。土壤圈或土被——土壤以不完全连续的状态存在于地球表层，称为土壤圈或土被。2图6-1土壤在自然地理环境中的位置3主要内容6.1土壤圈的物质组成及特性

6.2土壤形成与地理环境间的关系

6.3土壤分类及空间分布规律

6.4土壤类型特征

6.5土壤资源的合理利用与保护

46.1土壤圈的物质组成及特性6.1.1土壤和土壤肥力的概念

1、土壤：是指陆地表面能够生长植物的疏松表层。2、土壤肥力：是指天然植物或作物在生长发育过程中，土壤能同时地和不断地供应和调节所需的水分、养分、空气和热量的能力。肥力的高低取决于土体中水、肥、气、热四个肥力因素之间整体功能的协调程度。56.1.2土壤圈在地理环境中的地位和作用1、地位：(1)土壤圈与生物圈进行养分元素的循环。(2)土壤圈与水圈进行水分平衡与循环。(3)土壤圈与大气圈进行大量及痕量气体交换。(4)土壤圈与岩石圈进行着金属元素和微量元素的循环。62、作用：(1)土壤圈对地球生命作用。(2)土壤圈创造了人类生存条件。(3)土壤圈对自然环境中元素的空间分布、迁移、转化及生存的调控。(4)土壤圈对全球土壤变化的影响。(5)土壤圈物质的组成与性质对土壤生态系统作用。7图6-2土壤圈的地位、内涵、功能及研究趋向86.1.3土壤形态1、土壤剖面与发生层土壤剖面是指从地表垂直向下的土壤纵剖面，也就是完整的垂直土层序列，是土壤成土过程中物质发生淋溶、淀积、迁移和转化形成的。每一种成土类型都有其特征性的土层组合在一起，形成不同的土壤剖面。土壤剖面又称为发生剖面，其中的层次称为发生层。9（1）自然土壤剖面层次的划分和命名：

1967年国际土壤学会提出六个主要发生层次，即有机质层（O），腐殖质层(A)，淋溶层（E)，淀积层(B)，母质层(C)，母岩层（R)

（图6-3）

。图6-3国际土壤协会土壤发生层次划分方案10在具体剖面中，除划分基本层次外，尚可再分出一些亚层(如A3、B1、B2、B3等)，过渡层(如AB、BC)，以及一些特殊层次如潜育层(G)，钙积层(Cc)、石膏层(Cs)、铁盘层(CFe)、犁底层（P）、矿质结壳层（J）等，AB为过渡层，A/B为互相混杂层。a为高分有机质、b为矿质土壤中被埋藏的土层、c中心结核或硬质，团聚结核、e为半分解有机质、f为含有冰棱的永冰层、g为形成锈斑纹、h为有质在矿质中聚积、i为低分解有机质、k碳酸钙的聚积、m为强胶结的土层、n为交换性钠的聚积、p为耕作层、p′为水耕层、p″为旱耕层、q为硅因淀积而聚积、r为风化基岩或松散基岩、s为有斑纹、胶膜和结核等铁锰新生体聚积、s′为铁淀积层、s″为锰淀积层、t为粘粒淀积、v为网纹，指红白相间及富含铁、w为就地风化，有次生粘粒形成，游离氧化物释放，粒状、块状或棱柱状结构发育、x为脆盘特征，容重高，有脆性、y为石膏聚积、z为易溶盐积累。

11表6—1耕作土壤的剖面构造和特点

（2）耕作土壤剖面的划分和命名12

2、土壤的一般形态特征土壤的形态特征是指土壤和土壤剖面所显示的各个土层的外表性状。例如，土壤颜色、质地、结构、紧实度、孔隙度和剖面构造等。（1）颜色1）这是最明显最直观的形态特征。不同的土壤和土层，其颜色是不一样的。许多土壤类型常以其颜色粉名，如红壤、黄壤、棕嚷、黑钙土…”等。13

2)影响因素颜色与土壤的矿物质成分、有机质含量、排水条件和通气状况密切相关。铁离子和有机质是染色效果特别强的物质。许多土壤的颜色都与它们的含量和变化有关。A、热带和亚热带土壤含有较多的氧化铁（赤铁矿，Fe2O3）而明显地呈现出红色（照片10.43）。高度水化后的氧化铁（Fe2O3·3H2O）则偏黄色，所以在同一地带内比较阴湿的林下或降水丰富的山地上部，往往出现黄色的土壤（照片10.44）；较干的地方或山地的下部则出现红色的土壤（照片10.45）。14

B、温带或寒冷地区的土壤由于含有大量腐解的有机质，所以表层多呈暗黑色（照片10.46、10.47）。虽然热带土壤中也含有有机物质，但在含量较低时往往被氧化铁掩盖，仍显红色（照片10.45）。在含量较高时，则混合为红褐色。C、干旱和半干旱地区的土壤内部与盐土的表层出现偏白色调（10.48、10.49），原因是碳酸钙、石膏和可溶性盐的聚集。15

D、排水不良的土壤颜色灰暗，通常呈浅灰色、蓝灰色或蓝绿色。原因是变价离子都处于低价还原状态（如FeO、MnO等）。如果排水情况稍好，在大的空隙中有空气流通，空隙周围的铁受到氧化，就会在蓝灰的底色上出现许多黄褐色斑点（照片10.50）。1617图6—4土壤颜色的组合关系18（2）土壤质地（机械组成）①土壤粒组土壤的粒组（soilseparates）——根据颗粒的大小进行分组，分别给予特定的名称，这些不同的组合就称为土壤的粒组。粒组通常是按照颗粒直径划分的。表6-2所列出的是国际土壤学会所建议的土壤颗粒分组方案。表6-219②质地概念、分类及特点

土壤质地（soiltexture）——土壤中不同大小的分散颗粒的组成比例。土壤绝大部分都是由各个粒组的颗粒混合而成的，所不同的只是土壤中各粒组所占的份额有多有少而已。一种具体的土壤样品，只要通过粒组分析（图6-5）确定了它各个粒级的含量比例（砾石不包括在内，另作单独的计算），就可以通过“土壤质地三角表”（图6-6），很方便地查出其土壤质地类型的名称。一般来说，土壤的质地可以归纳为三大类型：20图6-5土壤的粒組分析21图6-6土壤质地三角表砂粒百分数22砂质土类（sandysoils）概念：砂粒含量在70%以上的土壤。特点：由于颗粒组成粗大，相应的空隙也较大，排水和通气条件良好。但也有保水和蓄肥能力弱的缺点，土体多呈松散状态，结构性不强。细分类：砂质土壤中可以区分出两种具体的质地类型：砂土和壤砂土。23粘质土类（clayeysoils）概念：粘粒占优势的土壤属于粘质土类，粘粒的含量一般不低于40%。特点：由于粘质土的颗粒细小，有巨大的表面积，所以对水分和养分有很强的保持力。粘质土中虽然空隙较多，但都属于小空隙。水、气的运动缓慢，排水和通气状况不佳。粘质土通常有较强的粘结性和可塑性。湿时粘着，干时硬结，胀缩幅度较大。细分类：粘质土类中根据所含砂粒和粉砂的比例，可分出粘土、砂质粘土和粉砂粘土三个具体类型。24壤质土类（loamysoils）概念：砂粒、粉砂粒和粘粒三者在比例上均不占绝对优势的一类混合土壤。特点：兼有砂质和粘质土壤的一些特性，并调和了它们的一些不利因素。因此是一种物理性质介于砂土和粘土之间的土壤。大多数农业价值较高的土壤都属于壤质土。25(3)土壤结构①概念土壤结构（soilstructure）——土壤中的颗粒大都通过某种胶结物质相互联接组合在一起，形成较大型的团聚体。这种由基本颗粒聚合形成的团聚体就称为土壤结构。进行土壤的粒组分析时首先要用物理和化学的方法破坏土壤结构。②分类：按形态，土壤团聚体或结构体一般分为球状、板状（片状）、块状和柱状四种基本形态。其中球状和块状、柱状又各续分为两类，土壤共计有七种结构形态（见表6-3）。26表6-3土壤基本结构类型27③土壤剖面结构组成一个土壤剖面可以是某种单一的结构类型，但更常见的是随着土层的发育，不同的土层产生若干种不同的结构类型。28④土壤胶结物及其在土壤结构形成中的作用由单个土粒形成大型的团聚体必须依靠某种胶结作用。担负这一任务的是土壤中大量的胶体物质。作为主要胶结剂的胶体物质有三类，他们的重要性顺序是腐殖质胶体>铁的氧化物胶体>粘粒胶体。胶体的粘结或凝聚作用与土壤溶液中的阳离子（电解质）成分也有很大关系。阳离子的电价愈高，胶体的凝聚性就愈强，所以高价Fe3+

、Al3+

和Ca2+

、Mg2+

都是很好的促凝剂。与之相反，如H+、Ｎa+，非但不能促进胶体的凝聚，反而会使凝胶变为溶胶，使土粒分散，起着破坏土壤结构的作用。29由于风化作用的空间差异（举例南方、北方风化作用的差异），不同地带自然景观中活跃的阳离子种类不同，从而影响了土壤结构的形成，使土壤的结构性也呈现出了地理空间上的变化（图6-7）。图6-7土壤结构性与水热条件的关系30⑤土壤结构的意义土壤的一些物理特性，如水分运动、通气状况、空隙度等都与土壤的结构直接有关，从而对农业产生直接影响。31(4)松紧度土壤松紧度表示土体的紧实或疏松的程度。它与土壤结构，孔隙干湿状况密切相关。松紧度对植物根系的伸展和土壤的耕作性能有很大影响。松紧度通常分为：很松、疏松（适宜）、偏紧、紧实和坚实等级。(5)孔隙土壤结构体及其内部存在有许多大小不等的孔隙，通常分为毛细孔隙和非毛细孔隙两类。土壤孔隙的大小和数量对土壤中的水、气、热状况影响很大。32(6)湿度它反映土壤中含水量的多少。这取决于地表水和地下水以及土壤本身的性质和外界条件等的影响。在野外直观判定时，通常分为四级：干：放在手上无凉快感，粒粒成为硬块；润：放在手上有凉润感，用手压之稍留印痕；潮：放在纸上可留下湿痕，可搓成土球或土条；湿：用手挤压时，水可从土壤中流出。33

(7)新生体在土壤形成过程中产生的某些物质的特殊积聚称为新生体。

(8)侵入体它是与成土过程无关的外来混入物。

(9)植物根和土壤动物指出现于土层中的植物根及其特点、数量和分布，以及土壤中的动物种类、数量和分布。

(10)土壤中碳酸钙含量

+++——表示有大量碳酸钙

++——表示有较多碳酸钙

+——表示有较少碳酸钙

–——表示没有碳酸钙346.2.4土壤物质组成

土壤是由固相、液相、气相物质组成的，它们相互联系、相互转化和相互作用，构成土壤系统的物质基础。固相包括矿物质、有机质及一些活的微生物；液相主要是土壤水；气相则是土壤中的空气。按重量计，矿物质占固相部分的95%，有机质占5%左右；按容积算，典型土壤中的矿物质占38%，有机质占12%，液相与气相合占50%。但液相与气相呈相互消长关系，消长幅度在15%~35%之间。15%~

35%15%~

35%图6-8土壤的组成351、土壤中的矿物组成土壤矿物质——土壤中的无机物质，源于岩石的风化作用，它在大小和组成上都是多变的。从起源来说，土壤矿物质包括：岩石碎屑（detritus）、原生矿物（primarymineral）、次生矿物（secondarymineral）三个部分。1）岩屑—大块岩石破坏后的残屑，但仍然是一种矿物质集合体；在土壤中它们是最粗大的成分，通常以砾石和粗砂的形式出现。

36（2）原生矿物—岩屑进一步分解破坏、矿物集合体分散后的产物；在形态上它们是单独的矿物晶体，但在成分上和结构上与原始母岩中的矿物一致，没有产生性质的变化。原生矿物多是一些抗风化能力较强的矿物，如石英和某些长石类矿物。原生矿物的晶体相对较大，在土壤中多以砂粒和粉砂的形式出现。（3）次生矿物——原生矿物化学风化或蚀变后的新型矿物，是在疏松母质发育和土壤形成作用进行时，由不稳定的原生矿物风化形成的，多属粘粒一级，如铝硅酸盐粘粒（高岭石、蒙脱石、伊利石等）和铁、铝的氧化物等。37图6-9原生矿物分解示意图382、土壤有机质(1)含量在矿质土壤的表层有机质一般仅占1%~5%，但其作用和对土壤理化性质的影响能力却远远超过其重量的比例。(2)分类土壤中的有机质包括两大类:

A、原始残体及半分解的有机质；

B、形成的腐殖质（humus）。

39(3)原始来源土壤有机质的原始来源是植物的死亡组织和一部分动物的排泄物及尸体，其中以植物组织为主。在自然条件下，林木、灌丛、草地和其他植被的地上部分和根部每年都为土壤提供大量的有机残体，这些物质被各种各样的土壤动物和微生物粉碎、转化和分解，再通过渗透和混合而变成土壤的一部分。

40(4)有机残体在土壤中的转化A、矿质化过程（mineralization）即分解过程——有机残体在细菌（bacteria）和真菌（fungi）的作用下彻底氧化分解为无机矿质养分与CO2和H2O的过程。B、腐殖化过程（humification），其产物是腐殖质——有机残体在微生物不完全分解时的中间产物，能重新合成一类性质较稳定的有机高分子化合物，称为腐殖质。腐殖质是棕色或暗棕色的无定形胶体物质。虽然腐殖质抗分解能力强，比一般的生物残体稳定，但它最终还是要被矿质化作用分解转化为无机的矿质养分，所以说腐殖质只是养分生物循环中的一类附加产品或暂时的贮存库而已（图6-10）。41图6-10有机质在土壤中的类型及其转化关系42(5)腐殖质作用腐殖质的产生强烈地改变了土壤的物理和化学性质：A、腐殖质胶体具有很强的活性，吸附能力特别大，同等重量的腐殖质吸收水分和保持养分的能力是矿质粘粒胶体的好几倍。B、腐殖质还是很好的“团粒促进剂”，发育良好的表土层的结构体大部分都是由腐殖质胶体粘结而成的。C、腐殖质作为胶膜涂在矿质颗粒的表面，能有效地掩蔽无机物的本色使土体颜色加深变暗。433、土壤水分土壤水是土壤重要的组成成分和重要的肥力因素。它不仅是植物生活的必需物质，而且还是土壤系统中物质和能量的流动介质。（1）土壤水分的来源及损耗

土壤水主要来源于大气降水、地下水、灌溉水和大气凝结水，而主要损耗于土壤蒸发、植物吸收、植物蒸腾和水的渗漏与径流。（2）土壤水分平衡

△水=水收入-水支出44（3）土壤含水量1)土壤含水量公式：

2)饱和含水量（最大持水量）——如果土壤表面来水（降水或灌溉）充足的话，水分会不断地向下运动，渗入土壤并排除空气，直到所有的空隙全部被水所充填，这时的土壤含水量称为饱和含水量，或者最大持水量（maximumretentivecapacity）（图6-11）。453)田间持水量、毛管持水量假如停止供水，即天不下雨或灌溉中断，土壤中的一些水分会继续向下运动。经过一段时间后，就会发现水分不再下渗，大空隙（macropores）中的水分已经流走，位置被空气占据。但这时的土壤仍是比较潮湿的，原因就是微空隙（micropores）或毛管空隙（capillarypores）中仍充满了水。田间持水量——土壤微空隙中的水分能够抵抗地球重力作用而保持在土壤中，这时的土壤含水量就称为田间持水量（fieldcapacity）。当所有毛管空隙都充满水分时，称为毛管持水量或最大毛管持水量。464)凋萎系数（或凋萎点）随着植物的吸收蒸腾和土壤表面的蒸发，土壤中的水分含量会持续地下降，直到植物根系从土壤中难以再吸收到水分。这时在土壤中的一些极小空隙中和颗粒的周围仍保持着少量的水分，但土壤对它们的吸力超过植物根系对它们的吸力。凋萎系数（或凋萎点）——土壤中一些极小空隙中和颗粒的周围水分不能被植物利用，这样植物会出现凋萎现象，此时的土壤含水量称为凋萎系数或凋萎点（wiltingpoint）。475)吸湿系数存在于极小空隙中的水分虽不能被植物吸收，却可以继续被空气蒸发。吸湿系数——土壤颗粒的表面有一些被紧紧吸附的水分子，它既不能被植物吸收，也难以自然蒸发，这部分水的含量称为吸湿系数（hydroscopiccoefficient）。48图6-11土壤水分含量示意图49（4）土壤水分类型1）吸湿水土壤依靠土粒与水分子间很强的分子引力，把土壤空气和大气中的汽态水吸附和固定在土粒表面，形成很薄的一层水膜．这叫吸湿水（吸着水）。2）膜状水当吸湿水充满以后，土粒继续靠分子引力吸收水分，加厚土粒外表的水膜，这种水称膜状水。其分子引力减弱，稍有活动性；有极少数水分可供植物利用。3）凋萎系数植物出现永久性凋萎时的土壤含水率，称凋萎系数。504）毛管水当膜状水充满后，毛细孔隙靠毛管力（弯液面张力)而保持的水分，称毛管水。毛管水有两种：一是靠降水或灌溉供给并与地下水无联系的毛管悬着水；另一是由地下水层上升的毛管土升水，其上升高度因质地和毛细孔隙的大小而不同。5）田间持水量土壤平常所能保持的毛管悬着水的最大量，称田间持水量。516）重力水当毛管水达到最大毛管持水量后，若再有水分补充时，则存在于大孔隙中的水因重力作用而下移，成为重力水。若受到不透水层而潴积的水叫重力支持水或上层滞水。此外，土壤水分中还有化学结合水，汽态水及冰等形态。图6-12土壤水分间的联系52（5）土壤水分的有效性如果我们从植物生长的需要析：1)土壤吸水力在15atm时是一个重要的临界点，因为植物根的吸水力约为15atm左右，受土壤吸力大于15atm的那部分水分，包括全部的吸湿水和内层毛管水，植物难以吸收，属于无效水的范围。2)重力水的存在时间短，而且占据空气通道，限制根的呼吸作用，也是植物难以利用的。3)处在田间持水量与凋萎点之间的部分毛管水，才是真正对植物有用的有效水（图6-13）。53图6—13土壤的水分类型，吸水力和含水量及其有效性的相关图解54

4、土壤空气与温度

（1）土壤空气土壤空气是指土壤空隙中存在的各种气体混合物。土壤空气主要来自大气，其组成成分与大气组成有一定的相似之处。但由于土壤生命活动的影响，在几个方面有其自己的特点：

1)土壤空气不连续，而是存在于固体隔开的土壤空隙中。这使得它们的成分在土壤中的各处可能很不一致。2)土壤空气具有比较高的含水量，在土壤含水量适宜时，土壤空气的相对湿度接近100%。553)土壤空气与大气成分有差异。土壤空气中的CO2含量比大气中的高，氧含量较低（为什么？）。正常大气中的CO2浓度约为0.03%左右，而土壤中的浓度可高出数百倍之多。造成这种现象的原因是土壤中进行着众多的生命活动。植物根系、土壤动物和微生物的呼吸活动都在消耗氧气和产生二氧化碳。土壤空气与大气成分的差异，导致两者之间的气体交换，CO2由土壤排出进入大气，O2由大气扩散进入土壤。从而形成一种动态的平衡关系。56土壤空气大气CO2O2H2ON20.15%~0.65%10.36%~20.73%>70%78%~86%0.033%20.96%<4%78.1%表6-4土壤空气与大气组成的比较574)土壤空气的含量与土壤水分互为消长。土壤空气的含量很大程度上取决于水分的增减，空气只能流入那些未被水分占据的空隙。雨后，土壤大空隙中的水分首先流失，接着由于蒸发和植物吸收，中空隙变空，因此，土壤空气通常是先占据大空隙，再占中空隙。小空隙中由于经常充水，空气常常难以进入。所以细小空隙比例大的土壤，通气条件往往不良。58（2）土壤温度土壤温度取决于能量的收支。收——太阳辐射是土壤最主要的能量来源。支——能量的散失则有水分蒸发、长波辐射、对流、传导等多种途径。长期看，土壤的热量得失是平衡的。短期看，白天或夏季热量的获得显著地超过损失，因此土温上升；夜晚和冬季输入少于输出，土温出现下降。由于昼夜的交替和季节的变换，土壤的温度也因此发生波动，出现明显的日变化的年变化。这两种变化在土壤的表面最大，随着深度的增加逐渐缩小。与地上气温的变化相对称（图6-14），土温的日变化一般只影响到土层低浅的部位，大约在15cm以下，土壤温度就几乎没有日变化了。年变化的影响相对深一些，可达3m左右。59土壤固体的热容量比较小，一克土壤颗粒提高温度1°C所需要的热量仅相当于同量水提高1°C所需热量的1/5。也就是说，干燥土壤的比热大约为0.2（Cal/g.°C）。因此，土壤水分含量是影响土温的一个重要因素。潮湿土壤的温度变化比干土要平稳和缓慢得多。图6-14土温的波动性及其随深度的变化模式606.1.5土壤组成物质之间的相互作用1、土壤机械组成（见前面）2、土壤胶体的性质（1）概念：土壤中呈胶体状态存在的物质称为土壤胶体。它是成土过程中形成的、由粒径1—100毫微米之间的微粒所组成。（2）分类：有机胶体(如腐殖质)，无机胶体(相当于土壤中的矿质粘粒部分)，有机无机复合胶体(由前两种胶体互相紧密结合而成)。（3）性质：首先，土壤胶体具有很大的表面能。其次，土壤胶粒带有电荷。其中多数胶体是带负电荷的，亦有一些带正电荷的和两性的胶体。第三，土壤胶体具有可逆和不可逆的凝聚作用和分散作用。61（4）土壤离子交换与吸收功能概念：土壤中的微团聚体、土层的细微孔隙和单个的高度分散胶粒等的表面，具有吸收和保持气体和液体的分子、离子或其他胶粒等的功能，称为土壤的吸收性能。通常，土壤中存在着五种吸收功能：

1)生物吸收植物根和土壤微生物能选择吸收土壤中可溶性的养分，使它们不易被流失。植物根还能把底层的养分集中于表层。

2)机械吸收土壤象个过滤器，它能机械地阻滞较粗的物质(如悬浮物)不致流失。

3)物理吸收土粒的表面能对界面上的分子态气体和水汽等进行吸附。如土壤反潮现象便是吸附水汽的结果。624)化学吸收溶于土壤水中的物质与土壤胶体发生化学反应，使可溶性物质变为难溶性的物质而固定在土体中。如磷的固定。

5)物理化学吸收指土壤胶体吸收离子态的物质并与溶液中的离子进行交换，故又称为代换性吸收。这种作用与上述胶体的带电性有关。例如，带负电的土壤胶体扩散层所吸着的代换性阳离子，可与溶液中的其他阳离子进行当量交换。这种过程称为阳离子代换吸收。阳离子代换能力的大小，与其离子价、离子半径和离子浓度等因素有关。阳离子的代换量与胶体的数量、性质和分散程度以及土壤的pH值等有关。633、土壤溶液大气降水中通常含有少量二氧化碳，氧气和其他物质，进入土体后对固体物质有较大的溶解性，从而成为土壤溶液。图6-15土壤溶液图64（1）土壤的酸碱反应土壤酸反应：土壤溶液中的酸性物质和碱性物质解离出H+和OH-数量中和的结果，使土壤呈现不同的酸碱反应。土壤酸度（soilacidity）——是指土壤溶液中氢离子（H+）的浓度，通常用pH值表示。活性酸度潜在酸度按PH值划分的土壤类型（见表6-5）。表6-565(2)影响因素自然土壤的酸度主要受母岩和气候两种因素控制。A、母岩和母质主要是通过其化学组成对酸度产生影响。如：花岗岩母质多含浅色矿物，风化释放的盐基离子较少，故多显酸性反应。石灰岩的主要化学成分是CaCO3，因此发育的土壤基本都呈碱性反应。B、气候对土壤酸度的影响主要是降水，降水量多的地区淋溶强度大，而盐基离子是最容易受到淋洗的成分，所以：湿润地区：酸性土壤；干旱和少雨地区：淋溶弱，盐基离子富集于土壤中，往往是中性或碱性土壤的分布区。近年来，全球性的酸雨（acidrain）危害日益严重，雨水中含有大量的酸性物质，对土壤具有潜在的酸化危害。66（2）土壤氧化还原反应在土壤和土壤溶液中经常而普遍地进行着氧化还原作用。在氧化条件下，有机质分解快而彻底，养分多呈氧化态，有效性较高。在还原条件下，情况则刚好相反。土壤中的氧化作用，主要是由游离氧NO3-、Fe3+等引起的，它们是土壤溶液中的氧化剂。还原作用是由有机质的分解，嫌气微生物的生命活动，低价铁及其他低价化合物所引起的。这一过程与温度、湿度、氧的丰缺、微生物的种类与活动性、pH值、溶液中的盐分组成和胶体的性质等许多条件有关。67土壤氧化还原过程可用电位法测定，用Eh表示[单位：毫伏(m﹒v)]。从Eh值的大小可以知道氧化还原的状况。Eh值越大，氧化作用越强，反之，越弱。一般土壤的Eh值在200—700毫伏间，若Eh值＜200毫伏，则表示土壤中进行强烈的还原作用，这时有机质分解缓慢，氮素散失，还原性物质在土中积累可达到对植物有害的浓度。若Eh值>700毫伏时，土壤的氧化还原状态接近于完全的好气性。这时植物有效养分无法积累，铁锰离子也成为难溶的化合物，养分贫乏。68（3）土壤的缓冲性土壤具有维持酸碱反应相对稳定的能力，即它能调节因酸碱物质的加入而引起土壤酸碱变化的性能。这种调节作用称为土壤的缓冲性。因为土壤胶粒上有代换性阳离子的存在，土壤溶液中含有各种弱酸和各种强碱弱酸所形成的盐类，它们可以起中和作用。土壤的物理吸收作用以及两性物质的存在也能起缓冲作用。但土壤的缓冲能力有一定的限度，而且各种土壤也有所不同。缓冲能力的大小主要取决于土壤胶体，特别是有机胶体的含量多少。694、、土壤养分（1）宏量与微量营养元素植物在生长的过程中需要不断地吸收营养元素或养分（nutrients），比较重要的或必需的元素有17种（表6-6）。宏量（常量）营养元素——植物需要量大的营养元素称为宏量营养元素。微量营养元素——植物需要量较少的营养元素称为微量元素。表6-6重要的营养元素及其来源70（2）土壤养分类型需要特别指出的是：植物并不是直接吸收原子态的单质，而只能利用有效态养分（availablenutrient）。比如植物不能直接吸收铁，只能吸收亚铁离子（Fe2+）；不能直接利用磷，只能利用磷酸根（PO43-）。因此，土壤养分研究的重点是营养元素在土壤中的动态转化关系。71从植物利用的角度来看，土壤中的养分可以分为无效态和有效态两种基本形态：无效态（储备态）养分——封闭于固体矿物之中或存在于有机质内部的营养元素，不能被植物直接利用，属于无效状态。有效态养分（availablenutrient）——固体矿物和有机质是土壤中营养元素的最大储备库，无效态的养分可以通过化学风化和有机质的矿质化作用被释放出来，从而转化为可被植物利用的营养元素，称为有效态养分。72（3）土壤养分的动态转化A、有效态养分有两种可能的去向：自由态的离子——直接进入土壤溶液的有效态养分，成为自由态的离子。吸附态的离子——被土壤胶体吸附在表面的有效态养分，成为吸附态的离子。溶液中的自由态和胶体上的吸附态之间存在着相互调节的动态平衡关系。B、单纯从数量上来说，含量最大的是储备态（无效态），吸附态相对很少，而真正成为自由态的就更少。但三种形态之间构成一个动态的养分平衡系统，可以持续不断地为植物供应和输送养分，满足其生长过程中的需求（图6-16）。73图6-16土壤养分的类型及其动态转化关系74小结1

75小结2

766.2土壤的形成与地理环境之间的关系成土因素学说成土因素的作用土壤形成的基本规律成土过程776.2.1成土因素学说俄国土壤学奠基人B．B．道库恰耶夫从土壤发生学观点提出了土壤形成因素学说。他认为，土壤的发生、发展与自然界的各成土因素都有联系，即它是母质，气候、生物、地貌和时间等成土因素共同作用的产物。在本世纪四十年代，美国土壤学家詹尼(H．Jenny)在其《成土因素》一书中，也详细地阐述了成土因素学说，提出了土壤形成因素的基本公式，表示土壤与成土因素之间的函数关系；

S=f(Cl，O，R，P，T…)。式中S表示土壤性状，而Cl（climate）、O（organic）、R（roll）、P（parent）、T（time）分别为气候、生物，地形、母质和时间，最后的点号代表尚未确定的其他因素。（详细见书249下面）786.2.2成土因素对土壤形成的作用图6-17成土因素对土壤形成的作用影响土壤的五种自然因素——母质、生物、气候、地形和时间，从各自不同的侧面共同控制着土壤的发育和特性的形成（图6-17）。791、母质在土壤形成中的作用母质是建造土体的基本物质，而且也是植物矿质养分元素(氮除外)的最初来源。1）来源于母质的矿物是土壤的主要组成成分。2）母质影响土壤的物理性状和化学组成。3）母质的差异对成土过程的影响甚大，愈是年轻的土壤它与母质的相似性也愈大。4）母质中原生矿物颗粒的大小及其抗风化的能力，对土壤的机械组成和其他特性皆有明显的影响。总之，母质的类型和特点多种多样，对土壤性质的影响也各不相同。同一母质类型在不同的生物气候条件下可发育成不同的土壤类别，所以母质不等于土壤，只是形成土壤的一种基本因素和主要的物质基础。802、气候对土壤形成的影响气候对土壤形成的影响主要是通过温度、降水、湿度和蒸发等因素而起作用，即水热条件及其动态的综合。1）气候控制着土壤形成的方向及其地理分布气候因素决定着成土过程的水热条件，直接影响到土壤中的水、气、热的状况和变化。2）气候制约着土壤的形成过程气候对成土过程的影响主要表现在：母质和土壤中矿物的风化和淀积，有机质的合成与分解，水分的蒸发和淋溶等过程。813、生物在土壤形成中的作用生物是促进土壤发生发展的最活跃的因素。通过生物的循环，才能把大量的太阳能纳入成土过程，才能使分散于岩石圈、水圈和大气圈的多种养分物质聚集于土壤之中，才能使土壤具有肥力并使之不断更新。（1）生物对母质的改造

单纯风化过程形成的疏松风化层（regolith）不等于土壤。疏松的风化层只有经过生物的进一步改造作用，才能出现土层的发育，形成真正的土体。82生物的改造作用包括两个方面：A、有机质的输入在岩石刚刚进行风化和崩解的最初阶段，一些低等的先锋植物就已经依靠释放出来的少量养分而生活了。一代代的生物残体不断积累和分解，有些转化为腐殖质加入到风化层中，逐渐使原有的风化层得到改造：a、腐殖质是一种暗色无定形的胶体物质，具有比粘粒还强的吸持养分和水分的能力；腐殖质胶体使矿物质颗粒组合成为团聚体，改善了土壤的结构性，协调了空气流通与水分保蓄之间的矛盾。83b、不同植被类型向土壤输入的有机残体的数量和性质是有差异的表6-7植被类型与土壤有机质84图6-18不同植被下土壤剖面有机质含量分布规律85B、养分元素的富积生物改造作用的另一显著影响是植物对养分元素的富积过程。化学风化所释放出来的可溶性盐和阳离子极易随水流失，而植物根系却能有选择地吸收那些对植物生长有用的养分元素，暂时储存在生物体内，并通过残落物的分解作用释放至土壤的表层。在这个过程中，植物好象起着“循环泵”的作用，经过长期不断的植物筛选和循环，其他元素逐渐淋失，养分元素在土壤中相对富积起来（图6-19）。86图6-19生物对土壤形成的作用87C、地带性土壤往往与特定的植被类型相对应。例如，在温带，从针叶林、阔叶林到高草草原、矮草草原、半荒漠，对应于灰化土、淋溶土、黑钙土、栗钙土和灰色荒漠土。图6-20植被类型和土壤类型的关系

（BridgeworldSoil)884、地貌对土壤形成的影响地貌在成土中的作用主要表现在两方面：—是地貌的组成物质即成土母质和岩石的性质对成土的直接影响。另一是地貌的形态特征对其他成土因素和土壤本身的物质和能量再分配的影响。图6-21不同地形部位和地下水特点对水稻土剖面发育的影响895、时间因素对成土过程的影响时间因素是有别于其他成土因素的一类特殊因素，实际上它就是成土过程的历史背景。1）从土壤开始形成时起直至当前这段时间，称为其绝对年龄。2）相对年龄则指土壤发育的某个阶段或发育程度，可作为成土过程的强度及发育阶段更替速度的指标。906、人为因素对土壤形成和演变的影响人类对土壤的影响是多方面的，其中对耕作土壤的形成和发育的影响最为突出。但人类活动对土壤的影响与其他自然因素有根本的差别。主要表现在于：人类的活动是社会性的，它受社会制度和社会生产力的制约。在不同的社会制度和不同的生产力水平中，人类对土壤的影响及其效果就不一样；另外，人类的活动往往是有意识、有目的给土壤以影响。1）积极影响2）消极影响916.2.3土壤形成的基本规律

土壤是自然界各成土因素综合作用的结果。土壤学家B．P．威廉斯把自然土壤形成的基本规律概括为地表物质的地质大循环过程和生物小循环过程矛盾的统一。这个规律具体表现在土壤肥力的发生和发展的过程中，其中植物有效养分的积累又是这一过程的最大特点。921、物质的地质大循环地质大循环是指岩石经过风化，其产物通过各种形式的剥蚀和搬运过程堆积在低洼的地方成为沉积物，并在一定的地质条件下经过固结成岩作用成为沉积岩再经地壳运动抬升出露于陆地表面。这个以地质历史时间为周期的过程称为地质大循环。在成土过程中的作用：其以岩石的风化过程和风化产物的淋溶剥蚀过程对土壤形成的关系最为密切。932、生物小循环在成土过程中的作用生物小循环是指主要通过植物从土壤中选择吸收所需的养分并存储于活质中，再以残落物的形式归还给地表，并通过微生物等的分解进入土壤中的过程。即通过生物生长吸收、归还、分解三个过程完成一个生态周期的循环。在成土过程中的作用：这个循环还具有更新快。范围小，效率高等特点，对土壤肥力的发生和发展以及腐殖质的形成和积累具有重大的意义。若这个循环中的某个环节发生故障或缺损必将造成生态失调，土壤肥力下降，土壤发育的进程也将发生逆转。943、大循环与小循环的关系

1）在土壤形成发育过程中主要涉及地质大循环中的风化和淋溶剥蚀二个环节的物质流通，以及生物小循环的吸收，归还和分解三个环节的物质流通。这两种物质流通的方式，方向，速率和周转期等都各不相同。但它们之间的关系又非常密切。2）风化产物的淋溶剥蚀过程之主要方向是造成养分从土壤系统中的流失与分散；而整个生物活动过程则主要造成养分的保存与集中。3）从地球发展的地质历史时间来看，生物小循环是在地质大循环的基础上发展起来的，没有地质大循环便没有生物小循环，也没有正常的土壤发生与发展。其次，生物小循环只是按个地质大循环中一部分物质的小规模循环。从地质历史时期来看，它最终也将纳入大循环的行列之中。如煤的形成。956.2.4主要的成土过程成土过程的系统分析土壤是自然环境中一个相对独立的系统，属于开放系统。对土壤系统的研究侧重于分析物质的运动和转化，可以概括为四个基本过程：(1)

输入（input）：疏松碎屑物；水分（降水、径流等）；溶解物质和悬浮物质（随水加入）；有机质（源自植物与动物）；O2（来自大气）等。

96(2)

输出（output）：表层土壤（被侵蚀）；水分（向大气的蒸发和向地下的渗透）；溶解物质和悬浮物质（随水流带走）；CO2和N2（随土壤矿质化和反硝化作用而释放）等。97(3)

转移（translocation）——是指物质在土壤内部的位置移动，在大部分情况下移动是向下进行的。转移包括：A、淋洗（eluviation）——粘粒、有机质、铁铝氧化物等胶体物质及较大的矿物颗粒以水中悬浮状态进行的向下淋洗（eluviation），B、淋溶（leaching）——简单盐类与其他离子以溶解状态发生的向下淋溶（leaching），C、有时也发生向上的转移（蒸发较强时）和侧向的移动（坡度较陡时）。98上述转移可以归纳为：A、物理的或机械的转移——物质转移主要是由土壤内部的水流带动和控制的。B、生物转移——包括一部分土壤动物的搬运活动和植物根系对养分元素的选择性吸收引起的物质转移。99(4)

转化（transformation）——主要是指在土体内物质存在形式或性质的改变。如：A、残落物（litter）转化为腐殖质（humus）；B、原生矿物（primarymineral）转化为次生矿物（secondarymineral）；C、养分元素从封闭状态转化为自由状态；D、铁锰结核的形成；E、结构体的组织等等。100

(5)总结A、输入和输出过程代表的是土壤系统与外界的物质交换；B、转移和转化则主要反映的是土体内部的物质位移、变动与重新组合。C、四种过程是土壤系统分析的理论基础和高度概括。1011、原始土壤形成过程1）条件：在裸露的岩石表面或薄层的岩石风化物上。2）过程：着生细菌、放线菌、真菌等微生物，继生长藻类，再后生长地衣、苔藓，它们开始积累有机质，并为高等植物生长创造条件。3）结果：形成土层较薄的原始土壤。1022、土壤的灰化过程

1)条件：在寒带或寒温带湿润气候和生长针叶林条件下，堆积了较厚的枯枝落叶层，渗水性强并富含单宁和树脂类物质，在真菌的分解产生一种强有机酸——富里酸。2)过程：残落物中盐基含量少，富里酸得不到中和，这强有机酸对土壤矿物起强烈的破坏作用。在这强酸性淋溶作用下，表层除石英外，其他矿物元素皆被淋失或流走。3)结果：在残落物层下部形成强酸性灰白色土层，称灰化层。这是灰化土的典型特征。1033、土壤粘化过程

1）条件：主要是在暖湿气候条件下2）过程：化学风化作用强烈，原生矿物分解而次生粘土矿物大量形成（残积和淋溶两种粘化），以致在土体中尤其在心土层质地粘重，主要以高岭土为主。如红壤和黄壤。当然，其他土壤都发生粘化作用，但并不一定是以高岭土占优势。3）结果：粘粒在土壤剖面中聚集。1044、富铝脱硅化过程1）条件：在湿热带的森林条件下2）过程：原生矿物彻底分解，不但盐基强烈淋失，硅酸也大量淋失，高岭土中的铁和铝也发生分离，结果铝和铁的氧化物及氢氧化物在土层中大量积聚，常形成铝土矿和铁盘。土壤矿质养分不丰富，呈酸性，代换量低，土色深红。如砖红壤。3）土壤表层形成高价的R物，并使地表呈现红色。1055、腐殖质化(生草化)过程1）条件：在草原及草甸的生物气候条件下。2）过程：土壤上部积累大量的有机质，在微生物的作用下进行强烈的腐殖化作用，积累了大量的腐殖质。其中草甸与草原又稍有差异，但腐殖质含量都比其他土壤丰富得多。如草甸土和黑钙土。3）结果：土壤表层形成深厚的腐殖质层。1066、泥炭化过程1）条件：在潮湿的沼泽地中。2）过程：土壤表层积累的大量有机质在嫌气的还原条件下得不到充分的分解和转化，其中许多难以分解的物质如纤维、木素、树脂等不断积累下来，并和各种生物残体及腐殖质等堆积在一起。3）结果：土地表层形成一个泥炭层。1077、碳酸钙的淋积过程1）条件：在半干旱的草原气候条件下。2）过程：淋溶作用较弱，大部分易溶性盐类如氯，硫、钠、钾等虽从土体中淋失，而钙、镁等盐类只部分淋失，硅、铁、铝则基本上未迁移。土壤溶液和地下水均为钙离子所饱和，从土壤表层向下迁移的钙便在一定深度上又积聚起来。3）结果：在土壤剖面中形成钙积层，如黑钙土、栗钙土、棕钙土等。1088、盐化和脱盐过程

盐化过程

1）条件：在自然或人为因素影响下。2）过程：盐化过程就是各种易溶性盐类在土壤表层逐渐积累的过程。当其含盐量达0.2％以上而危害作物正常生长时，就称为盐土。盐化过程是盐分迁移和重新积聚并参与土壤形成的过程。3）结果：土壤表层形成盐聚集层。脱盐过程

1）盐土在自然或人为因素影响下2）过程：过量的可溶性盐逐渐从土体中排除出去，使其含量达到正常范围的过程，称脱盐作用。3）结果：土壤表层盐分减少，如海滩围垦而成的耕地。1099、碱化和脱碱过程

碱化：土壤吸收性复合体上交换性钠离子占阳离子交换量的30%以上，Ph值大于9，呈强碱性反应，并引起土壤物理性质恶化的过程。

脱碱过程1）条件：受自然或人为影响。2）过程：土壤碱化后，由于雨水的淋溶作用及碱土柱状层不透水性的滞水作用，胶体上吸收性钠逐渐被H+代换。这种过程的发展引起了土壤吸收性复合体的局部破坏，既使吸收性复合体有机质部分被迅速排除，也使Na+在溶液中呈NaOH状态，使铝硅酸盐不断受破坏。3）结果：碱化层柱状结构上附有红色的R2O3和白色的硅粉，成为脱碱土。其形成过程称脱碱作用。11010、潜育化过程

1）条件：在长期滞水条件下。2）过程：由于嫌氧和还原作用，铁、锰等处于还原态并易流失，使粘粒中的硅铝率和硅铝铁率高。

SiO2/Al2O3

、SiO2/R2O33）结果：土体呈青灰色。如沼泽土。某些水稻土更为典型。11111、潴育化过程1）条件：地下水位季节变化。2）过程：氧化和还原作用交替进行。

3）结果：形成一个锈纹锈斑、黑色铁锰结核的土层。12、白浆化过程

1）条件：上层滞水。2）过程：潴育漂洗。3）结果：白浆层11211、土壤熟化过程指耕作土在自然和人为因素综合影响下进行的土壤发育过程。其中人为因素居主导地位。主要表现在三个方面的改变或改造：1)土体构造(或剖面构造)的改造；2)消除土体中对作物生长有障害的因素；3)改善土壤的水、气、热状况及调节和补充土壤养分，使肥力达到耕种的最良的要求。熟化过程是随农业科学技术的发展而日益深化。在各自然带或自然区，土壤熟化过程各有自己的特点。1136.3土壤的类型与分布6.3.1土壤分类问题

1、国外土壤分类土壤分类是土壤地理学的一个重要内容。目前在国际上还没有统一的土壤分类方案。现有的一些分类方案也还处于发展之中。现有的分类归纳起来可分如下几种体制：1)以美国为代表的分类，主要运用诊断土层为分类依据。所谓诊断土层是指经过一定的成土过程，在剖面上发育而成的具有特征标志的层次，它能反映出一些具体的土壤属性，可以直接感知和定量地测定。2)以苏联为代表的土壤发生分类。我国解放后的土壤分类也受其影响。1143)西欧的土壤形态发生学分类，即既考虑土壤的形态特征，也注意土壤的发育程度与成因。可以库比恩纳W.L.Kubiena)和米肯豪森(E.Műckenhausen)为代表。主要观点是重视土壤水分移动特征；重视母质及风化类型；重视有机质的分解状态(如分出生的，熟的和粗的各种腐殖质类)。1152、中国土壤分类（1）发展过程

中国近代土壤始于30年代。30年代——50年代初，美式分类54年，苏联式的土壤发生学分类60——70年代，世界土壤分类出现定量化趋势，土壤系统分类成为主流80年代中期，中国建立和发展了自己的土壤系统分类目前，发生学分类系统与土壤系统分类并存116（2）中国土壤的发生学分类把成土因素、成土过程和土壤属性(较稳定的性态特征)三者结合起来考虑；同时，把耕作土与自然土作为统一的整体来考虑，注意了生产上的实用性。分类系统采用六级的等级分类制。现将分类级别及划分依据简述如下：1171．土纲；根据成土过程的共同特点加予概括。2．土类：为分类的基本单元。它是在一定的自然条件或人为因素作用下形成的，具有独特的成土过程和土体构造。各土类之间有质的差别。如砖红壤土类是代表热带雨林下高度化学风化，富含游离铁，铝的酸性土壤；水稻土类是在水型熟化条件下形成的，具有特定土体构造的土壤，等等。3．亚类：是土类中的不同发育阶段，或土类间的过渡类型。如黑钙土类分为典型黑钙土、碳酸盐黑钙土，淋溶黑钙土，草甸黑钙土等亚类。1184．土属：是承上启下的单元。主要依据母质。侵蚀程度、耕种熟化情况等地方性因素划分。如红壤按母质影响分为铁质的、铁铝质的，硅铁质的等土属；盐土按盐分组成来划分。5．土种：是分类的基层单元。据发育程度或熟化程度划分。同一土种不仅母质相同而且剖面构造特征也应相似。如山区土壤按土层厚度、有机质含量等的差异来划分。盐土按盐化程度划分，等等。6．变种：是土种内的变化，一般以表层或耕作层的某些变化来划分。119现将土纲和土类开列如下：

1.富铝土纲：包括砖红壤、砖红壤性红壤(赤红壤）、红壤、黄壤、燥红壤等土类；2.淋溶土纲：包括黄棕壤、棕壤、暗棕壤(灰棕壤)、棕色针叶林土、漂灰土(棕色泰加林土)、灰色森林土等土类；3.半淋溶土纲：包括褐土、黄绵土、楼上、灰褐土；4.钙层土：黑垆土、黑钙土、栗钙土、棕钙土、灰钙土等；5.石膏盐层土纲：包括灰漠土、灰棕钙土、棕漠土、龟裂土等土类；1205．盐成土纲：包括盐土、碱土等土类；6．岩成土纲：包括紫色土、黑色石灰(岩)土、红色石灰土，磷质石灰土、风砂土等上类；7．半水成土纲：包括黑土、白浆土、草甸土、潮土、灌淤土、砂姜黑土等十类；8．水成土纲：包括沼泽土、泥炭土；9．水稻土纲：只水稻土一类；10．高山土纲：包括高山草甸土、亚高山草甸土、高山草原土、亚高山草原土、高山寒漠土、高山漠土等土类。121（3）中国土壤系统分类把中国土壤划分出14个土纲；有机土、人为土、灰土、火山灰土、铁铝土、变性土、干早土、盐成上、潜育土，均腐土、富铝土、淋溶土、雏形土和新成土。122表6-8中国土壤系统分类土纲和亚纲1236.3.2土壤空间分布规律

土壤的地域分布具有一定的规律性，最基本的有纬度地带性和干湿度地带性分布规律(图6—22)，其次是垂直分异规律。图6—22世界土壤分布略图1241．土壤的纬度地带性由于太阳辐射和热量在地表随纬度方向发生递变，从而导致气候、生物等成土因素以及土壤的性质和类型也按纬度方向呈有规律的更替。这种现象称为土壤的纬度地带性分异。这个规律首先由B．B．道库恰耶夫阐述得最清楚，并提出了地带性学说。

125图6—23欧亚大陆土壤水平分布示意图(据马溶之)1262．干湿度地带性分布海陆的差异使水分条件和生物等成土因素从沿海至内陆发生有规律的变化，土壤带谱也从沿海至内陆大致平行于海岸线呈带状分布规律。在我国温带、暖温带表现明显。3．土壤的垂直分布在山地土壤中当山体达足够高度时，热量由下而上迅速递减，降水则在一定高度内递增并超过一定高程后即行降低，因而引起植被等成土因素以及土壤的性质和类型亦随高度而发生垂直分带和有规律的更替，这种现象称为垂直分布。山地土壤各类型的垂直排列顺序等结构型式，称为土壤垂直带谱。127图6—24喜马拉雅山的南北坡和秦岭的南北坡128图6-25中国土壤水平地带分布模式1296.4土壤类型特征（自学）1、有机土

1)土纲的定义有机土是富含有机质的土壤。相当于土壤发生学分类中的泥炭土。分布于全球地势低洼低地。生长以莎草科为主的植被，土体通气条件差，有机质不能充分分解，形成厚达1—2m或更厚的有机土壤物质。土体中物质还原作用强，剖面一定部位显现灰蓝色或灰色潜育层。1302）有机土壤物质为主要诊断层：土表在至石质或准石质接触面范围内有机土壤物质占总土层厚度的2／3或更厚，若有矿质土层，其总厚度小于等于10cm则大多数年份每年有6个月或更多时间被水饱和(人为排水除外)，而且其上界位于土表至40cm范围内，总厚度如下：①若苔藓纤维占体积的3／4或更多，或容重小于0.1mg／m3

，为大于等于60cm；②若有机土壤物质由高腐或半腐物质组成，或由纤维物质组成，其中苔藓物质(按体积计)小于3／4或容重为0.1-0.4mg／m3

，则为大于等于40cm。1312、人为土

土纲定义和主要诊断层：人为土是人为耕作灌溉和施肥培育下的土壤。相当于土壤发生学分类的水稻土、土娄土、灌淤土、菜园土。具有不同种类的人为表层，厚度一般大于等于50cm，土壤肥力比起源土壤高，且多蚯蚓和土壤动物及砖块、瓦片土壤侵入体。人为土在我国分为：①水耕人为土，凡生长期超过100天有水源灌溉的地区均可种水稻。具人为滞水水分状况，诊断层为水耕表层和水耕氧化还原层。②旱耕人为土，全国各地均有分布，其诊断层：有肥熟表层和磷质耕作淀积层的称肥熟旱耕人为土，主要分布于城市郊区；有灌淤表层的称灌溉旱耕人为土，分布于年降雨量小于350mm的干旱和半干旱地区；有土垫性堆垫表层的称土垫旱耕人为土，分布于黄土高原及汾渭盆地；有泥垫性堆垫表层的称泥垫旱耕人为土，分布于亚热带滨河洼涂地和湖沼地区。

1323、灰土

土纲定义：灰土是具有螯合淋溶作用，土表至60cm范围内有灰化层的土壤。相当于土壤发生学分类的漂灰土、灰化土。主要分布在俄罗斯、北欧和加拿大等地，我国面积小，见于大兴安岭北端、长白山北坡和青藏高原东南缘，气候寒冷湿润，主要植被为苔草—杜鹃—冷杉林(藏东南缘)，杜香—落叶松林(长白山北坡)、杜香、杜鹃—落叶松林(大兴安岭北端)。成土过程中淋溶层中矿物分解成各种氧化物，部分被淋溶，Si02趋于积累。灰化淀积层为主要诊断层，具备两个条件：①厚度大于等于2.5cm，一般位于漂白层之下；②由大于85％的灰化淀积物质组成，pH小于5.5，有机碳≥12g／kg。1334、火山灰土

土纲定义：火山灰土是指发育在火山喷发物和火山碎屑物上的土壤。相当于土壤发生学分类初育土纲中的火山灰土。它包括弱风化含有大量火山玻璃质的土壤和较强风化富含短序粘土矿物的土壤。我国分布面积很小，多见于东北地区五大连池、长白山及云南腾冲等地。由于火山灰土发育和风化程度较低，土体构型多为A—BW—C或A—C剖面。A层厚一般大于30cm，呈黑色高度腐殖质化，有机质含量高，形成有机表层、暗沃表层或暗瘠表层；BW层黄棕色，质地略紧实。成土过程迅速，水解作用将火山灰风化成无定形的铝硅酸盐，腐殖质化作用形成稳定的有机—无机络合物。134火山灰土的诊断特性：土壤中火山灰物质占全土重量的60％以上或更高，矿物组成中以水铝英石、伊毛镐石、水铝铁石等短序矿物占优势，伴有腐殖质络合物。除有机碳含量必须小于250g／kg外，还应符合下列三条件：①草酸铵提取的铝和二分之一的铁的总量至少为2％；②容重不大于0.9mg／m3；③磷酸盐吸持量至少为25％。1355、铁铝土

土纲定义和主要诊断层，是指土左至150cm范围内具有高度富铁铝化作用的铁铝层的土。相当于土壤发生学分类中的赤红壤、赤黄壤。我国主要分布十台、闽、粤、桂、滇等省区，气候高温多雨，植被为热带季雨林和南亚热带季雨林。土壤物质高度风化，细土部分富含粘粒，大部分在400—600g／kg之间，剖面上厂分布均匀：土壤风化达比较高的阶段，K2O含量小于10g／kg，几乎不含可风化矿物，盐基元素强烈淋溶，铁铝氧化物相对富集，pH在4.2—5.3之间；铁铝层是铁铝土的主要诊断层；①厚度大干等于30cm；②粘粒含量大于等于80g／kg；③阳离子交换量(CEC7)小于16cmol(+)／kg，实际阳离／交换量(ECEC)小于12cmol(+)／kg，①50-200ųm，粒级中可风化矿物小于10％．细土中全钾含量小于8g／kg。1366、变性土

土纲定义和主要鉴别特性：变性土是—种富含蒙皂石等膨胀性粘土矿物，具高胀缩什的粘质开裂土壤，相当于土壤发生学分支中的砂姜黑土，玄武岩及页岩、泥岩上发育的赤红壤。在我国分布比较分散，丰要害见于淮北平原，多发育于粘质河湖相沉积物、基性火成岩和粘质沉积岩等母质上，在干混交替条件下，土体干时开裂，湿时闭合，开裂与闭合交替出现产生不同形式的土壤扰动作用：高吸附力和大的活性表面使土壤具有较高的阳离子交换羞：上壤颜色较深，但有机质含量小高。其诊断依据：①矿质土表至100cm范围内有变性特征；②矿质土表至50cm深度范围内无石质或准石质接触面。1377、干旱土

土纲定义和主要诊断层：干早上是指发育在干旱水分条件下具有干旱表层和任一表下层的土壤。相当于土壤发生学分类中的棕钙上、灰钙土、高山及亚高山草原土、灰棕漠土、棕漠土。广泛分布于世界干早半干旱地区。我国在年降水量小于350mm地区广为发育。植被为旱生丛生禾草、早牛和超旱尘小半灌木及灌木，覆盖度1％～15％，干旱程度愈高的地区植被愈稀疏，总生物量随降水量减少而降低。土壤淋溶弱，形成具有低腐殖质含量的特征表层，碳酸钙、石膏、易溶盐在剖面不同部位聚积。干旱土主要诊断层有：①干旱表层；②土表至100cm范围内有一层或更多的如下土层：粘化层、雏形层、钙积层、超钙积层、超石膏层、盐积层、超盐积。1388、盐成土

土纲定义和主要诊断层：盐成土是指在矿质土表至30cm范围内有盐积层，或在矿质土表至75cm范围内有碱积层，而无干早表层的土壤。相当于土壤发生学分类中的盐土和碱土。主要发育于内陆干旱半干旱地区的低平洼地及滨海地区低地，气候干旱，降水量少，地