主要分类和土壤类型.ppt

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1、第一节、土壤分类第二节、主要土壤类型第三节、土壤空间分异,第三章 土壤分类（8）,第一节 土壤分类 一、发生分类简介 1992年方案：设立土纲、亚纲、土类、亚类、土属、土种和亚种等7级分类单元,将中国土壤划分为铁铝土、淋溶土、半淋溶土、钙层土、干旱土、漠土、初育土、半水成土、水成土、人为土和高山土等共12个土纲（下图）。土壤发生分类的不足：主观性与理论推理性强；过分强调生物、气候等地带性因素；强调中心概念，但土类界限较模糊；发生分类缺乏定量指标。,二、中国土壤系统分类诊断层和诊断特性诊断层：就是用于鉴别土壤类别(taxon)、在性质上有一系列定量化规定的特定土层。按诊断层在土壤剖面或单个土体中

2、出现的部位，可细分为诊断表层和诊断表下层。诊断表层(diagnostic surface horizons)是指位于单个土体最上部的诊断层。诊断表下层(diagnostic subsurface horizons)是在土壤表层之下，由物质的淋溶、迁移、淀积或就地富集等作用所形成的具有诊断意义的土层。包括发生层中的B层和E层。在土壤严重侵蚀的情况下，可裸露于地表。,在中国土壤系统分类中共设置11个诊断表层，可归纳为4大类：有机物质表层类(有机表层、草垫表层)；腐殖质表层类(暗沃表层、暗瘠表层、淡薄表层)；人为表层类(灌淤表层、堆垫表层、肥熟表层和水耕表层)；结皮表层(干旱表层、盐结壳)。中国土壤

3、系统分类共设置了20个诊断表下层：漂白层、舌状层、雏形层、铁铝层、低活性富铁层、聚铁网纹层、灰化淀积层、耕作淀积层、水耕氧化还原层、黏化层、黏盘、碱积层、超盐积层、盐磐、石膏层、超石膏层、钙积层、超钙积层、钙磐、磷磐。,诊断特性(diagnostic characteristics)。是用于鉴别土壤类别具有定量规定的土壤性质(形态的、物理的和化学的性质)。它与诊断土层的不同在于并非一定为某土层所有，诊断特性则是可出现于单个土体的任何部位，常是泛土层的或非土层的。中国土壤系统分类共设置25个诊断特性，包括有机土壤物质、岩性特征、石质接触面、准石质接触面、人为淤积物质、变性物质、人为扰动层次、土壤

4、水分状况、潜育特征、氧化还原特征、土壤温度状况、永冻层次、冻融特征、n值、均腐殖质特性、腐殖质特性、火山灰特性、铁质特性、富铝特性、铝质特性、富磷特性、钠质特性、石灰性、盐基饱和度和硫化物物质。,中国土壤系统分类方方案 中国土壤系统分类为多级分类制，共6级，即土纲、亚纲、土类、亚类、土族和土系。前4级为较高分类级别，主要供中小尺度比例尺土壤调查与制图确定制图单元用；后两级为基层分类级别，主要供大比例尺土壤图确定制图单元用。,第二节 中国主要土壤类型 土壤类型应该掌握的内容：发生的地理环境主导成土因素、主导成土过土壤剖面构形及剖面的理化性状土壤利用现状,一、森林土纲系列 森林土纲系列是土壤形成发

5、育主系列的重要组成部分，中国的森林环境下发育的土壤主要包括：1.灰土 2.淋溶土*3.富铁土*4.铁铝土*,1.灰土(一般了解),定义 具有灰化淀积层的土壤。中国土壤系统分类中的灰土土纲相当于：美国土壤系统分类中的灰土土纲(Spodoso1)，联合国FAO土壤制图单元中的灰壤(Podzods)、灰化淋溶土(Podzoluvisols)，土壤地理发生分类中的灰化土和漂灰土。灰化淀积层是灰土纲独有的一个诊断层。灰化淀积层定义（P209）灰化淀积层必须具有以下两个条件：厚度25 cm，一般位于漂白层之下；由85的灰化淀积物质组成。其指标为：pH55；有机碳12 gkg；色调为5YR，明度为4，彩度为

6、6，或色调为75 YR，明度4，彩度为3、4或6，或在色调为75YR，润态明度4，彩度为3、4或6时，其形态和化学指标为单个土体被有机质和铁、铝胶结，胶结部分结持紧实，或土壤基质主要由棕红色腐殖质组成，活性铁、铝S。,地理分布和成土因素 地理分布：灰土广泛分布于北半球中高纬度地区，在欧亚大陆的北部和北美洲北部呈现纬向地带性分布，包括北欧的挪威、瑞典、芬兰，波兰北部，俄罗斯的欧洲部分，亚洲北部的西伯利亚，北美洲的加拿大和美国北部地区，其中在俄罗斯和加拿大境内灰土分布面积最多。中国灰土分布的面积相对较小，主要位于大兴安岭北端。另外在世界各地高山垂直土壤带谱也有灰土分布，如在中国长白山北坡及青藏高原

7、南缘和东南缘的山地垂直带中就有灰土分布，台湾玉山山地也有部分灰土分布。成土因素：灰土形成的气候属于寒温带湿润气候，其特点是冬季寒冷而漫长，暖季短促，气温年较差大，生长期一般只有5075 d。另外由于在暖季气温较高，如7月份平均气温可达15以上，再加白昼时间长，可以补偿其温度的不足，故这里可以生长茂密的针叶林。其林下地被层多为苔藓、地衣和藻类，并与针叶树的枯枝落叶形成了较厚的半分解状态的枯枝落叶层(O层)。藓类及枯枝落叶层大量吸水，在生长季节其含水量约为150以上，起着明显的保持土壤冷湿的作用。,成土作用 主导成土过程-灰化作用。针叶林对土壤的物质循环、有机物累积过程具有重要的作用。森林每年将大

8、量凋落物归还于土壤表层，形成了O层(枯枝落叶层)。在暖季温暖湿润的条件下，这些灰分含量很低的针叶林凋落物被微生物不断地分解，在土壤上层形成了较强的有机酸类化合物，导致土壤酸度升高，其土壤表层的活性酸度可达pH=3345，并促进灰化作用的发展。物质的淋移与淀积。在灰土的成土过程中，微生物在分解针叶林枯枝落叶的过程中所产生的强有机酸类化合物，对原生矿物和次生矿物的破坏起了很大的作用，使土壤剖面上部A。和E层中的矿物遭受破坏，分解成各种氧化物，其中部分氧化铁、氧化锰等有色矿物在强酸作用下从上部土层中淋失，而SiO2和A1203，相对积累，形成了灰白色漂白层。,土壤性状特征 灰土是在特定的环境条件下所

9、形成的一类森林土壤，其土壤剖面分异明显。典型灰土的土壤剖面构型为：0一AEBshC型，O层:地表为暗色的枯枝落叶层即O层，其厚度在310 cm之间；A层:表层为暗灰色的腐殖质累积层即A层，其厚度2025 cm；E层:亚表层为灰白色的淋溶层即E层，其中富含白色硅质粉末，呈现薄片状结构，其厚度25 cnl左右；Bsh层:土壤剖面中、下部为黄棕色的灰化淀积层即Bsh层，其中常有氧化铁和氧化锰的胶膜，其厚度不足25cm。冻土层:淀积层向下逐渐过渡到由冰冻风化物组成的冻土层。土壤剖面特征见下面。,灰土剖面图(据美国农业部资料，1998),中国灰土剖面及其性状图(据龚子同，1999),灰土分类与利用 灰土

10、可划分为腐殖灰土和正常灰土两个亚纲。中国灰土区属于重要的原始林区，由于初夏大量冰雪融化水与降雨注入土壤，再加土壤心土层还处于冻结状态，极易造成严重的土壤侵蚀，导致针叶林-灰土生态系统的崩溃。,2.淋溶土,定义：淋溶土作为一个土纲名称，在土壤地理发生分类和土壤系统分类中都应用过，但各自的含义不同，简而言之，前者强调土壤地带性，有黏化现象，但不一定要有黏化层；后者却以有黏化层为必备条件，否则便划归为雏形土，甚至划归为新成土。在美国土壤系统分类和中国土壤系统分类中的淋溶土也不尽相同。虽然二者都要有黏化层，但前者还要求盐基饱和度50，后者要求表观阳离子交换量024 molkg黏粒(史学正等，1994)

11、。1995年发表的中国土壤系统分类(修订方案)明确规定淋溶土必须具有黏化B层(简称黏化层，包括淀积黏化层和次生黏化层)，同时其表观阳离子交换量024 molkg黏粒。故淋溶土相当于联合国FAO土壤图制图单元中的高活性淋溶土、高活性强酸土、灰化淋溶土和黏磐土；相当于土壤地理发生分类中的暗棕壤、白浆土、棕壤、黄棕壤、部分褐土、部分黄壤、部分石灰土等。,、中国淋溶土分布区的自然环境地理分布空间 全球淋溶土的分布范围十分广泛，约占全球陆地面积的147，其分布横跨了5个大生物气候带。中国淋溶土从寒温带、温带、暖温带到北亚热带甚至中亚热带均有分布，约占中国土地面积的13，据不完全统计，淋溶土区面积约125

12、 X 104 km2，其主要分布区为中国东部、中部及西部某些山地的垂直带。,中国淋溶土分布区的气候条件和自然植被具有如下特点：年平均气温在一117 之间，气温年较差高达18之多；年均降水量在6001 800mm之间；年均干燥度多数在0510之间，部分高达15或05；土壤冻结层深度最深的可达250 cm，最浅的15 cm，甚至终年无冻土层；自然植被多为不同类型的森林或森林灌丛植被。,、主导成土过程 强烈的粘化过程 判别标志1）土壤剖面中部，存在黏化层是淋溶土的必备条件，黏化作用是形成淋溶土的重要成土过程。黏化层及其特性是鉴别淋溶土的重要指标。2）同时，土壤同时必须具有较高的盐基离子交换量（024

13、 molkg黏粒）。南方的富铁土(红壤)也可能具有黏化层，但其交换量024 molkg黏粒。北方的碱质盐成土(碱土)也具有黏化层，但它属于一种特殊的淀积黏化层，是碱化作用所引起的，不属淋溶土。,、诊断层和诊断特征、剖面构型 淋溶土的土体构型：OABtC。表层为一枯枝落叶层，即0层，受生物气候条件的影响，其有机物组成及其厚度差异较大；其下为暗棕色或淡色的腐殖质层，即A层；心土层为次生黏土矿物聚积的、质地黏重的棕色淀积层，即Bt层；剖面下部为母质层即C层。,淋溶土剖面图(据美国农业部资料，1998),中国淋溶土剖面及其性状图(据龚子同，1999),诊断特征 表层有机质含量较高，其腐殖质组成差异较大

14、，胡敏酸与富里酸比值在07至15之间；土壤剖面通体一般无石灰反应，土壤呈现微酸性至酸性，多数淋溶土表层土壤的pH值为60一70，土壤阳离子代换量和盐基饱和度均较高，且交换性阳离子以钙镁离子为主；淋溶土质地黏重，次生黏土矿物以2：1型矿物为主，即以水云母、蛭石为主。一般具有以棕色为特征的粘化层，表观阳离子交换量024 molkg。大部分淋溶土盐基饱和度50。,分类：根据土壤水分可划分为四个亚纲：冷凉淋溶土：是中国温带冷凉地区排水条件比较好的土壤。在中国东北地区的长白山地、完达山、张广才岭、大小兴安岭的东坡广布，另外在中国西南山地垂直带上亦有分布。干润淋溶土：具有半干润土壤水分状况的淋溶土，主要分

15、布在中国暖温带东部半湿润、半干旱地区的低山丘陵和山麓平原，如辽宁西部、华北山地、河南西部、山东中部以及陕西中部等地。常湿淋溶土：具有常湿土壤水分状况，并有热性或温性土壤温度状况；主要分布于气候比较潮湿的贵州高原，其次是云南高原和南方山地的垂直带上。湿润淋溶土：具有湿润土壤水分状况，主要分布于暖温带和北亚热带，在我国分布于辽宁、河北、山东、山西、江苏、陕西、湖北等省，地形多为低山、丘陵，少数为中山。利用现状 淋溶土是中国重要的森林土壤资源，也是重要的农业土壤资源，因气候湿润易发生水土流失，在利用中应加防治。,3.铁铝土（要求掌握P219-221）,定义 铁铝土-高级风化成土阶段的一个土纲，高度富

16、铁铝化作用的产物，土表至1.5 m范围内具有铁铝层，且在铁铝层之上无火山灰特性、无灰化淀积层。铁铝层是铁铝土纲特有的一个诊断层。铁铝土相当于美国土壤系统分类中的氧化土；相当于联合国FAO土壤图制图单元中的铁铝土、聚铁网纹土；相当于土壤地理发生分类中的砖红壤和赤红壤等,、分布环境地理分布 铁铝土广泛分布世界热带雨林气候区、热带季雨林气候区和热带海洋性气候区，如亚马孙河流域、刚果河流域、亚洲东南部和南部。在中国集中布于海南、广东、广西、福建、台湾及云南诸省(区)的部分地方，它与富铁土、雏形土及人为土等土纲并存于热带和南亚热带地区。成土因素（详见P220）铁铝土分布地区气候终年高温多雨，非常有利于成

17、土物质的彻底风化淋溶。年均气温在198249，年降雨量在1 0002 500mm之间。湿热的气候条件有利于植物繁茂生长，铁铝土原有植被为热带雨林或热带及亚热带季雨林。地形上一般分布于地势略呈起伏、坡度平缓、地表相对稳定的低丘阶地地形上，其成土母质为各类母岩强度风化物，或经短距离搬运后的沉积物，也包括第四纪红土和浅海沉积物。,、主导成土过程土壤矿物的高度风化分解。铁铝土富含黏粒，其B层的黏粒(2m)含量除少数受母质影响外，大部分都在400-600 gkg之间，一些玄武岩风化沉-积物形成的铁铝土黏粒含量达800 gkg左右，且一般上下均匀分布，土层间无明显分异。铁铝土剖面中几乎完全没有可风化的矿物

18、，即没有可作为养分给源的母岩碎屑，其B层的粉粒和砂粒部分极少有长石和云母类矿物存在，绝大多数原生矿物和2：1型次生矿物已被风化分解为氧化铁和氧化铝。由此可见，铁铝土的土壤物质风化作用已达到高级阶段。,硅酸强烈淋失与氧化铁、氧化铝相对富集。铁铝土的风化过程中释出的硅酸也被强烈排脱淋失，而致铁、铝氧化物产生极明显的相对富集作用。铁铝土B层的游离氧化铁含量虽因母质种类不同而变化很大，但游离铁占三酸消化性铁含量的百分比均高达80左右，特别是由玄武岩风化沉积物形成的铁铝土，其游离Fe2O3含量可高达180gkg。部分铁铝土，特别是由玄武岩风化沉积物形成的，由于铁、铝氧化物的极明显富集，产生大量正电荷，交

19、换性铝饱和度仅20左右，甚至不足10。,盐基元素强烈淋失。在铁铝土的风化成土过程中盐基离子遭受强烈淋失，心土层B层土壤活性酸度pH值在4253之间，阳离子代换量较低，盐基饱和度也很少超过40。在交换性阳离子组成中铝离子占优势，交换性铝离子饱和度多在4080之间，可能与高含量游离氧化铁铝有关。根据一些统计表明，铁铝土细土部分盐基元素(Ca，Mg，K，Na)总储量(包括交换态+矿物结合态)均不足0.40molkg。,强烈的生物富集过程。在铁铝土区，植物种群终年茂盛，将大量凋落物归还土壤表层。微生物终年分解这些巨量凋落物，为铁铝土上层补给大量的矿质营养元素，供给植物根系再次吸收利用，结果导致表土层的

20、pH值高于心土层，盐基饱和度和代换性阳离子量也明显偏高。黏粒活性显著降低。高度富铁铝化作用的结果，土壤净负电荷量大为减少，黏粒活性显著降低。导致黏粒在剖面中随水分向下淋溶、移动及淀积作用受到明显阻碍，特别是在缺少有机质的情况下更为严重。,、剖面特征及理化性质（详见P221）土壤剖面构型:AhBmsBcC 腐殖质层Ah层厚度一般1535 cm，土壤颜色呈暗赫红色(即25 YR)；淋溶淀积层Bins层厚度在50200 cm，最厚可达200 cm以上，呈棕红色、紧实黏重、块状结构，土壤结构体表面常有棕红色胶膜或者铁锰结核；土壤剖面底部多为红色富含铁锰结核的网纹层。,诊断特征铁铝土因成土风化过程强烈，

21、土壤矿物已遭受彻底风化分解，故其土壤中原生矿物含量很少，土壤质地黏重，其土体中部黏粒含量可达50以上，黏粒的硅铝率在1518之间，黏土矿物成分以高岭石为主，并含有大量的三水铝石和氧化铁；因微生物终年强烈分解有机物，故富铁土有机质含量较低（2)，腐殖质中胡敏酸与富里酸之比小于1。铁铝土一般呈现强酸性反应，土壤pH值在4550之间，且因强烈的生物富集作用，pH值由剖面上部向下逐渐变小，同时土壤还具有较强的潜在酸性。,铁铝土土剖面图(据美国农业部资料，1998),中国铁铝土剖面及其性状图(据龚子同，1999),利用（P222）铁铝土中原有有机质迅速分解，作物携出、淋洗、侵蚀作用都会招致土壤中氮素大量

22、损失。因此，在生产中需要采取各种措施，维持土壤氮素水平，再种植热带经济作物，如油棕、咖啡、橡胶、柠檬、可可等。,4.富铁土（P214-216）,定义 富铁土是中度富铁铝化作用形成的产物，其上界在矿质土表至125cm范围内有低活性富铁层，但无铁铝层的土壤。相当于美国土壤系统分类中的老成土；联合国FAO土壤图制图单元中的低活性强酸土、低活性淋溶土、黏绨土、聚铁网纹土；发生分类中的红壤、黄壤、部分赤红壤、部分石灰土、部分燥红土等。,、分布环境。地理分布 广泛分布世界亚热带地区。在中国广泛分布于东南、华南及西南部分地区，如江苏、江西、浙江、安徽、湖南、湖北、四川、福建大部分地区。成土环境 形成于温热气

23、候条件下，其自然植被以常绿林为主，地形主要为丘陵、低山，但在中亚热带仅限于低丘陵及山地外围的高丘陵地上，在南亚热带及热带则多出现在高丘陵及低山上，在东部地区其分布的海拔高度上限自北向南逐渐增高，如在江西多出现在海拔500 m以下，广东、海南则可分布至800900 m。其成土母岩母质种类繁多。,、主导成土过程 中度风化作用。B层的黏粒含量大部分都在3050之间，细粉粒与黏粒含量的比率多集中在0306范围内。富铁土B层的矿物组成中除石英外，尚有长石或云母存在。上述特征说明富铁土的矿物风化作用虽已相当强，但并未达到最高，尚处在中度风化阶段。铝硅酸矿物分解合成作用。在湿润土壤水分状况下，由花岗岩形成的

24、富铁土，其B层的黏土矿物组成中以高岭石为主，并有部分三水铝矿以及少量水云母、蛭石类黏土矿物；由砂页岩及变质岩形成的富铁土，其B层的黏土矿物组成中以高岭石与水云母并存，伴有少量蛭石；在常湿润或偏向常湿润的湿润土壤水分状况下，由花岗岩或砂页岩形成的富铁土，其B层的黏粒矿物组成中除高岭石与水云母并存外，还有相当多的三水铝矿或铝蛭石。,强烈盐基淋失作用。在风化过程中，盐基离子的淋失是富铁铝化作用的前提，富铁土中盐基离子已被强烈淋失，使土壤盐基离子含量明显降低，交换性盐基饱和度大多在30以下。同时，交换性阳离子组成中，交换性铝离子占了优势，铝离子的饱和度多在6090之间。明显脱硅和铁铝氧化物富集作用。富

25、铁土在脱硅富铝化的同时，矿物分解释放出的铁离子经水解作用形成氢氧化铁凝胶及水铁矿，在明显干湿季节变化条件下，多转为赤铁矿，使土壤呈5YR或更红的色调，但在无明显干湿季节变化的条件下，则多转为针铁矿，土壤呈75YR或更黄的色调。这些特征说明富铁土在形成过程中进行着明显的脱硅和铁、铝氧化物富集作用。,低活性黏粒累积作用。富铁土形成过程中存在着明显的黏粒累积作用，但随着富铁铝化作用的加强，黏粒活性相应降低，使其在剖面中向下移动淀积的可能性也渐趋减弱。上述成土特点说明，富铁土是中度富铁铝化作用为主要过程，并有低活性黏粒累积作用的土壤。它既不同于以高活性黏粒累积作用为主要过程的淋溶土，又有别于具有高度富

26、铁铝化作用的铁铝土。从土壤形成发育阶段看，它是属于上述两者之间的一个土纲。,主要诊断层和诊断特征 典型土壤剖面构型：AhBsC。中腐殖质层Ah层厚度一般2040 cm，暗棕红色(即5 YR)；淋溶淀积层Bs层厚度在50200 cm，呈棕红色，紧实黏重，块状结构，结构体表面常有棕红色胶膜。,诊断特征富铁土因成土风化过程强烈，土壤矿物已遭受彻底风化分解，故土壤中原生矿物含量很少，土壤质地黏重，其土体中部黏粒含量可达50以上，黏粒的硅铝率在2024之间，黏土矿物成分以高岭石为主；有机质含量较低，一般不足2，在腐殖质中胡敏酸与富里酸之比小于1，且胡敏酸的分子结构也较简单，分散性强；富铁土一般呈现酸性至

27、强酸性发应，土壤pH值在5055之间，且因强烈的生物富集作用，pH值由剖面上部向下逐渐变小，同时土壤还具有较强的潜在酸性;富铁土的结构较差，多呈块状结构，土壤结构的水稳性差，于时坚硬湿时黏糊。,富铁土剖面图(据美国农业部资料，1998),中国富铁土剖面及其性状图(据龚子同，1999),二、草原与荒漠土纲系列：包括均腐土、干旱土两个土纲。共同特点：土壤剖面通体具有石灰发应；土壤具有干旱土壤水分状况或半干润土壤水分状况。,定义 均腐土是具有暗沃表层和均腐殖质特性的土壤，其腐殖质层中CN比小于17，或表层腐殖质层厚度5 cm的有机土壤物质，且在黏化层上界至125 cm范围内，或在矿质土表至180 c

28、m范围内，或在矿质土表至石质，或准石质接触面之间，盐基饱和度50的土壤。相当土名：均腐土相当于美国土壤系统分类中的软土；联合国FAO土壤图制图单元中的黑钙土、黑土、栗钙土；发生分类中的黑土、黑钙土、黑垆土、栗钙土等。,1 均腐土（掌握P223）,地理分布 地理分布：均腐土主要分布在世界温带半干旱及半湿润气候区，如在欧亚大陆从西部的黑海沿岸向东延伸至巴尔喀什湖地区呈东一西向带状分布，北美大陆的落基山以东的大平原地区，南美洲的阿根廷、澳大利亚南部和非洲南部也有分布。在中国境内，均腐土集中分布在中国北方的温带、暖温带半干旱、半湿润地区，包括黑龙江、吉林、辽宁、内蒙古东部、山西、陕西等省区，在一些山地

29、垂直带中也有均腐土分布。,成土环境 气候环境：均腐土分布区的气候以温带大陆性半干旱气候为主，在中国则为温带大陆性季风气候、暖温带大陆性季风气候；生物环境：土壤形成发育的植被条件是温带森林草原、温带干草原和暖温带森林灌丛为主，在黄河中游地区长期的旱作农业活动也形成均腐土；地形和母质：均腐土区的地形复杂多样，均腐土的成土母质也是多种多样。计有有花岗岩、花岗片麻岩、粗面岩、辉长岩、闪长岩、安山岩、石英砂岩、辉绿岩、玄武岩、流纹岩、砂岩、泥岩、石灰岩、白云岩等风化物，也有黄土、黄土状沉积物，风成沙，珊瑚砂以及冰积物、洪积物、冲积物等。,主导成土过程（详见P224）-掌握 腐殖质积累作用：均腐土分布区的

30、气候特点是夏季温暖多雨，植物生长繁茂，每年进入土壤中的有机物较多，冬季严寒漫长，土壤冻结，微生物分解活动受到抑制，有机物质主要以腐殖质的形态积累于土壤中，形成较厚的、腐殖质含量由上向下逐渐减少的腐殖质层。因此，有机质剖面的分布集中于表层，向下渐减，这些土类的腐殖质层都较深厚。,钙积作用：与因地理位置关系十分密切 处于半干润条件下的干润均腐土，降水只能淋洗其易溶性的氯、硫、钠、钾等盐类，而钙镁等盐类只部分淋失，部分仍残留于土中。因此，土壤胶体表面和土壤溶液多为钙(或镁)所饱和，土壤呈中性或碱性。土壤表层的部分钙离子，可与植物残体分解所产生的碳酸结合，形成重碳酸钙向下移动，并以碳酸钙的形式淀积于土

31、层中、下部，形成钙积层，或者只具有钙积现象。剖面中碳酸盐淋洗深度和含量随土类、气候差异、母质等因素有关。碳酸钙的淋溶与积累是干润均腐土和岩性均腐土区别于湿润均腐土的主要标志。,均腐土剖面特性（或诊断特征）要求掌握 土体构型：AhABBkC。（P224）腐殖质层呈黑灰色至黑色，具有团粒状结构，其土层厚度在3050 cm，且具有舌状腐殖质下渗的灰棕色过渡层；心土层多具有灰白色的菌丝状、斑块状的碳酸盐淀积物。,诊断特征均腐土的主要诊断层和诊断特性是暗沃表层和均腐殖质特性与盐基饱和度50。有机质含量丰富，土体上部有机质含量可达5以上，腐殖质中胡敏酸与富里酸的比值可达15，预示均腐土具有强烈的腐殖质化过

32、程；均腐土呈现中性至微碱性，其土壤pH值从土壤剖面上部的70向下逐渐增加到80左右，土壤盐基饱和度在90以上，其代换性盐基离子以钙、镁离子为主；均腐土质地以壤质为主，其次生黏土矿物以2：1型的伊利石为主，在土体下部往往有微弱的黏化现象。,分类和利用 均腐土按土壤水分状况和岩性特征，可划分为：干润均腐土、湿润均腐土、岩性均腐土三个亚纲。干润均腐土：具有半干润土壤水分状况的土壤。分布范围甚广，在大兴安岭南段两侧山麓、松嫩平原、大兴安岭东南部低山丘陵、甘肃、陕西黄土塬区、部分山地垂直带上均有分布。湿润均腐土（相当于黑土）：是均腐土中具有湿润土壤水分状况的土壤。主要分布于中国东北哈尔滨至四平和哈尔滨至

33、北安的铁路两侧地区以及黑龙江和嫩江等流域。所处的地形主要平原，成土母质多为黄土状河流沉积物、河流沉积物和河湖相沉积物。岩性均腐土：有珊瑚砂岩特征或碳酸盐岩性特征的土壤。主要分布在南海诸岛。,均腐土剖面图(据美国农业部资料，1998),中国均腐土剖面及其性状图),利用(参读P225-226）均腐土因其温度状况和农牧业生产活动的影响有所不同，其利用方向与管理措施存在着差异。干润均腐土：温带半湿润地区的干润均腐土是重要的粮食基地和畜牧基地。湿润均腐土：地势平坦开阔，土壤自然肥力高，排水良好，便于垦耕等优越条件，已经被开垦利用，未垦土壤已很少见。富磷岩性均腐土：本身是一种品位很高的磷肥资源。,相当于美

34、国土壤系统分类中的干旱土；联合国FAO土壤图制图单元中的钙积土、石膏土；土壤地理发生分类中的棕钙土、灰漠土、棕漠土、寒漠土、寒钙土和部分灰钙土。地理分布：广泛分布于全球热带、亚热带和温带干旱区，即分布在非洲的撒哈拉大荒漠、亚洲的中亚及西亚大荒漠、澳大利亚大荒漠、北美科迪勒拉荒漠半荒漠区、南美西岸热带荒漠区。在中国境内集中分布在中国西部地区，即内蒙古苏尼特右旗一达尔罕茂明安联合旗一鄂托克旗一盐池一兰州一线以西地区，包括新疆、甘肃、宁夏、内蒙古西部、青海和西藏的部分地区。成土因素：干旱土区由于气候干旱或极端干旱；地表植被稀少，且以耐旱、深根和肉汁的灌木和小灌木为主，植被覆盖度一般只有5左右；土壤物

35、质组成与母质非常近似。,2、干旱土,主导成土过程 干旱表层的形成、钙积过程、石膏化过程、盐积过程：土壤特性 标志性诊断层：干旱表土 特有的表土层：由表土、孔泡结皮层和片状层组成。有机质含量很低：0.5%碱性，PH值一般大有8,通体石灰反应，阳离子代换量低 土壤原生矿物多分类和利用：细分为寒性干旱土、正常干旱土2个亚纲。,干旱土剖面图(据美国农业部资料，1998),中国干旱土剖面及其性状图(据龚子同，1999),三、水成型土壤系列 水成型土壤系列包括盐碱土、有机土、潜育土和冻土。在目前世界主要的土壤分类系统中均未将冻土作为一个独立的土壤分类单元划分出来，但冻土是土壤圈与水圈、大气圈相互作用最为密

36、切的部分之一，因此，冻土已成为全球变化研究的重要议题。,定义：盐成土是在矿质土表至30 cm范围内有盐积层，或上界在矿质土表至75cm范围内有碱积层，而无干旱表层的土壤。盐成土相当于美国土壤系统分类中的部分干旱土；联合国FAO土壤图制图单元中的盐土和碱土；地理发生分类中的盐土和碱土。地理分布：盐成土主要分布在干旱、半干旱和半湿润区的低平洼地、滨海平原以及红树林区。在中国，盐成土分布的范围大致沿淮河一秦岭一巴颜喀拉山一念青唐古拉山一冈底斯山一线以北的干旱、半干旱、半湿润地区，以及东部和南部沿海低平原。凡在地形比较低平，地面水流和地下径流较为滞缓、且较易汇集的盆地和半封闭的浅平洼地、河流三角洲、干

37、三角洲等地区，都有各种类型的盐成土存在。,1、盐成土,成土因素 盐成土是在气候、地形、地质水文等各种自然环境因素和人为活动因素综合作用下，盐类直接参与成土过程而形成的。在气候要素中，以降水和地面蒸发强度与土壤盐渍化的关系最为密切。地貌是土壤盐渍化的形成条件之一。地形高低起伏、物质组成直接影响到地面和地下径流的运动，也影响土体中盐分的迁移。因此，在内流封闭盆地、半封闭水流滞缓的河谷盆地、泛滥冲积平原、滨海低平原及河流三角洲等不同地形条件下，形成了不同类型的盐渍生态景观。土壤盐渍化的发生除了受气候、地形、水文、水文地质等因素影响外，母质的沉积类型及其沉积特性与盐成土的形成也有密切关系。,主导成土过

38、程（此两个成土过程要求掌握）盐化过程：是指土壤中易溶性盐分随毛管水向表土层运移、累积的过程。干旱、半干旱或半湿润地区的低平洼地区域，原生矿物脱盐基过程所释放的盐基离子会进入地表水和地下水体，并随水向负地形区域积聚；由于负地形区域表土强烈的蒸发作用，地下水会携带盐分(即土壤溶液)随土壤毛管孔隙上升，在上升的过程中，因部分水分蒸发，溶解度较小的硅酸盐类化合物首先达到饱和并沉淀在土壤剖面中下部；随着土壤溶液的进一步上升，土壤溶液又被碳酸盐和石膏所饱和，这样碳酸盐和石膏便沉淀在土壤剖面的中上部；当土壤溶液顺毛管孔隙达到土壤表层时，水分大量被蒸发，使得土壤溶液中的易溶性盐分残留于土壤表层，形成土壤盐积层

39、。,内蒙古鄂托克旗巴音陶亥乡南侧土壤盐化断面图,碱化过程：指土壤溶液中的钠离子进入土壤胶体，交换出一定量的钙离子或镁离子或铵离子的过程。Ca土壤胶体Mg+2Na2C03 2Na土壤胶体-2Na+CaC03+MgC03 在上述反应式中的反应产物CaCO3和MgCO3均不易溶解于水，特别是当土壤溶液中有苏打存在时，它们的溶解度会更小，故根据化学平衡原理，土壤溶液中的钠离子几乎可以完全置换土壤胶体中的交换性钙离子和镁离子。季节性气候变化引起某些区域的土壤发生季节性盐化与脱盐的频繁交替，再加钙镁的碳酸盐溶解度低，其迁移能力也均小于钠的碳酸盐，这就促进了在土壤盐化与脱盐交替过程中，钙离子和镁离子将被淋淀

40、至土壤下层，而使土壤表层中钠离子逐渐占绝对优势，并促使土壤碱化过程的发生。,图7-15 内蒙古合洞察汗湖沿岸土壤盐碱化过程分异图式,土壤特性 缺少明显的发生层，其中盐成土表层常有白色或灰白色盐分富集，但是碱土则具有特殊的土体构型，即EBtnBzC型。有机质含量低，pH值高，土壤结构差，盐分含量高或代换性钠离子含量高，标志性诊断层：盐积层、碱积层。,分类与改良利用 盐成土细分为碱积盐成土和正常盐成土2个亚纲。盐成土分布区是水资源相对丰富的区域，也具有发展农牧业的巨大潜力。只要坚持“因地制宜、综合治理”的原则，并采取综合治理措施，就能适度开发利用盐成土资源。,图7-16 中国盐成土剖面及其性状图(

41、据龚子同，1999),盐成土景观图,有机土：是以泥炭化为主导成土过程的一个土纲，土壤形成过程中有机质累积速率大于分解速率，以富含有机质为主要特征，即具有有机表层的土壤。有机土相当于美国土壤系统分类中的有机土(Histosols)；联合国FAO土壤图制图单元中的有机土；土壤发生分类中的泥炭土。地理分布 有机土分布极为广泛：从寒带到热带、从沿海区到内陆区、从平原区到高山区，但是绝对面积较少。中国有机土分布于东北三江平原、青藏高原东北部边缘。只要是气候湿润、因地表富集水分和养分而通气状况较差的地段，都有可能分布有机土。,2、有机土,成土条件气候：寒冷而湿润为特征，即气温低、降水相对充沛、大气湿度较大

42、；地形：多在负地形区，如在低洼平原、开阔缓丘状高原地区、地势低平的碟形洼地、古河道、牛轭湖、湖滨、沼泽边缘、河漫滩和支流沟谷等，这里常是地表水汇集的区域，植被：水生植物发育，以莎草科为主的湿生性植物常见。母质：以第四纪堆积物为主，在山前冲积扇中下部则以质地较细的冲积物和冰碛物为主。,主导成土过程和土壤特性 主导成土过程：沼泽化过程。土体构型为HG，泥炭层(H层)有机质含量可达500 g/kg，以黑棕色或灰棕色为主，潜育层(G层)因受还原过程影响，以灰绿色、浅蓝色为主 土壤质地多为壤黏质，土体紧实 潜育层下部常有锈纹斑物。分类与利用 有机土分为永冻有机土和正常有机土2个亚纲。有机土含有大量有机物

43、和氮素，再加平坦的地形，更有利于开发利用。但因有机土过湿、土壤比热大、解冻升温缓慢，磷、钾等矿质养分含量偏低，故在垦殖时需修建排水系统，增施矿质养分。,有机土剖面图(据美国农业部资料，1998),中国有机土剖面及其性状图(据龚子同，1999),地理分布 潜育土的形成发育总是和低洼地形相联系，全球潜育土集中分布在欧亚大陆的北极苔原带。中国潜育土分布在东北地区和大江大河中下游地区。成土条件 地形是主导因素,3、潜育土,成土过程和土壤特性 主导成土过程：强烈的还原过程和有机质的积累与分解。潜育土土体构型为AG型。表土层有机质累积明显，土壤腐殖质呈现泥质腐殖质，潜育层则是长期还原过程的产物，有少量锈斑

44、纹、铁锰凝团、结核或铁锰管状物。下部的氧化还原电位可达负值分类与利用 潜育土分为永冻潜育土、滞水潜育土和正常潜育土3个亚纲。潜育土作为湿地土壤的组成部分，既是可垦耕地的重要后备资源，又是保护生态环境和维护生物多样性的重要基地。,中国潜育土剖面及其性状图(据龚子同，1999),4、冻土,地理分布 冻土分布于高纬度地区和高海拔地区，北冰洋沿岸地区是冻土的主要分布区。据统计全球冻土总面积约5.9106 km2，占陆地总面积的5.5%，故有学者将冻土与冰雪合称为冰冻圈。在中国冻土分布在大小兴安岭山区、西部高山区及青藏高原。成土条件（P238）气候长期寒冷湿润或冻原气候 地区：高纬度混高海拔地区 植被：

45、主要是藻类、地衣、苔藓等 母质：多为冰碛物,成土过程和土壤特性 在冻土形成发育过程中生物化学风化相对微弱，而土壤物理风化强烈，季节性冻融过程会形成石环、石河等。冻土土层浅薄，典型冻土的土体构型为OiCg层，即表层泥炭层(Oi层)，下层为滞水潴育母质层(Cg层)。分类与利用 下设正常冻土、高寒冻土亚纲。冻土由于热量条件差，再加养分贫乏，故开发利用价值不大。冻土在全球变化、自然地理学研究中有重要的作用，当今学术界十分关注全球变化与冻土之间的相互影响。,冻土剖面图(据美国农业部资料，1998),中国南极长城站地区冻土剖面及其性状图(据赵烨，1999),四、人为土,地理分布和成土条件 人为土集中分布于

46、农耕历史悠久的地区，包括中国、印度、尼罗河三角洲地区、底格里斯河和幼发拉底河下游、恒河三角洲，日本群岛沿海平原、以及东南亚红河、湄公河、伊洛瓦底江等三角洲。,成土过程和土壤特性 人为土的主导成土过程有水耕熟化过程、旱耕熟化过程。其土体构型：耕作熟化层(Ap层)犁底层(P层)耕作淀积层(B层)母质层(C层)或潜育层(G层)。土壤颜色较暗、壤质、黏粒含量相对较高，养分含量丰富，土壤多呈现中性或酸性，土壤保水保肥能力强。,干耕人为土剖面图(陕西省乾县),中国人为土剖面及其性状图(据龚子同，1999),第三节 土壤时空分布规律 土壤分布规律的概念 土壤是各种成土因素综合作用的产物，在一定的成土条件下，

47、必然形成特定的土壤类型，因此各类土壤都有与它相适应的空间位置。土壤(类型)分布规律是指土壤类型随自然环境条件和社会经济因素的空间差异而变化的特性。其在全球和大陆尺度上土壤与广域的生物气候条件相适应，表现为土壤的广域水平分布规律和垂直分布规律；而在区域尺度上与大地质构造、地形、水文、成土年龄等相适应，表现为土壤类型随自然环境条件和社会经济因素的空间差异而变化的特性。,1.土壤分布的纬度和经地带性 土壤的纬度地带性分布规律：是指土壤高级类别(土纲、亚纲)或地带性土类(亚类)大致沿纬线(东西)方向延伸，按纬度(南北)方向逐渐变化的规律。土壤出现纬度地带性的原因：由于不同纬度地表接受的太阳辐射量不同，

48、从而引起温度、降水等气象要素以及气候类型自赤道向两极的变化，与此相应地也引起生物和土壤呈现带状的分布。土壤的纬度地带性的类型：全球地带性：延续于全球的土壤地带，即所有大陆均具有的世界性土壤地带，如冰沼土地带、灰化土地带、砖红壤地带等。这些土壤地带不仅断续地横跨整个大陆，而且大致同纬线相平行。区域地带性：二是区域性土壤地带，即土壤地带受区域性成土因素的影响，使“带”不在延续于整个大陆，而出现于大陆边缘或大陆内部。区域性土壤地带又可细分为沿海型和内陆型两种，这种土壤地带在温带地区表现得最为典型。,土壤地理发生分类中土类的全球分布图(据Bridges E M,1978),美国系统分类中土纲的全球分布

49、图(据Malcolm E.Sumner，1999),土壤经度地带性：主要是指地带性土类(亚类)大致沿经线(南北)方向延伸，而按经度(东西)方向由沿海向内陆逐渐变化的规律。这种变化主要与距离海洋的远近有关，一般情况下距离海洋愈远，气候愈干旱；距离海洋愈近，气候愈湿润。气候类型及湿润度的不同，生物群落结构也会不同，这必然会引起土壤类型的巨大变化。实例在欧亚大陆温带地区：从中国东部沿海至内陆，气候类型依次是温带季风针阔混交林气候、温带季风森林草原气候、温带草原气候和温带荒漠气候；植被依次为森林一草甸草原一干草原一荒漠草原一荒漠；土壤地带也依次为暗沃冷凉淋溶土(暗棕壤)一均腐土(黑土、黑钙土、栗钙土)

50、一干旱土(棕钙土、灰漠土、灰棕漠土)，按美国土壤系统分类体系，其土壤类型从东向西至大陆内部依次为淋溶土一软土一干旱土等土纲。,3.中国土壤分布规律 中国是显著的季风气候国家，冬季在西北气流控制下，广大地区干燥而寒冷，夏季受东南季风和西南季风的共同影响，东部及中部地区高温而多雨，这种气候类型使中国东部地区出现纬度地带性的湿润土壤系列，由北向南分布的土壤依次为灰土、淋溶土、铁铝土和富铁土；中部地区形成自东北向西南延伸的由均腐土、干润淋溶土、新成土和雏形土构成的干润土壤系列；西部地区则因地处大陆内部，再加受青藏高原和高山的影响，其土壤主要由正常干旱土、正常盐成土、寒性干旱土、寒冻雏形土构成的干旱寒冻