土壤地理学—第五讲

1、n 土壤系统功能土壤系统功能是土壤系统与其外部环境相互联系、相互作用中所表现出来的性质和能力。可概括为植物的肥力库、能量的转化机、和去污的净化器三个方面。第第3 3节节 土壤系统的功能土壤系统的功能基本功能基本功能辅助功能辅助功能3.13.1、植物的肥力库、植物的肥力库3.23.2、能量的转化机、能量的转化机3.33.3、去污的净化器、去污的净化器一、化学因素一、化学因素1 1、土壤养分、土壤养分2 2、土壤的酸碱度、土壤的酸碱度3 3、土壤吸附及交换性能、土壤吸附及交换性能二、二、 物理因素物理因素1 1、土壤质地、土壤质地2 2、土壤孔隙度、土壤孔隙度3 3、土壤结构、土壤结构4 4、土壤

2、的热学性质、土壤的热学性质三、生态因素三、生态因素1 1、生态环境与土壤的协调性、生态环境与土壤的协调性2 2、土壤生物的活性、土壤生物的活性中国一般农田的养分含量是：中国一般农田的养分含量是：N N为为0.3-3.5g/kg0.3-3.5g/kg、P P为为0.1-1.5g/kg0.1-1.5g/kg、K K为为2.5-27g/kg.2.5-27g/kg. 按按PHPH划分土壤类型划分土壤类型植物养分有效性与植物养分有效性与pH的关系图的关系图pH6.5（中性）（中性）大多数土壤养分在大多数土壤养分在附近的有效性较高附近的有效性较高n 土壤酸碱性对土壤肥力的影响：土壤酸碱性对土壤肥力的影响：

3、（1）土壤酸碱性影响土壤养分的有效性。土壤酸碱性影响土壤养分的有效性。 强酸性情况下，土壤中有效态强酸性情况下，土壤中有效态N、P、Ca等缺乏，且许多等缺乏，且许多微量元素如微量元素如Fe、Zn、Cu等浓度增加而造成毒害。等浓度增加而造成毒害。 图3-14 土壤pH值与微生物及营养元素有效性的相关图式（2）影响土壤微生物活性）影响土壤微生物活性 （4）影响植物的生长，不同植物适宜）影响植物的生长，不同植物适宜pH值范围不同。值范围不同。 土壤溶液的酸碱度影响植物的生长，在极端土壤溶液的酸碱度影响植物的生长，在极端酸、碱环境下，大多数作物都难以生长和获得高产。酸、碱环境下，大多数作物都难以生长和

4、获得高产。（3）影响土壤理化性质）影响土壤理化性质 如碱土湿时膨胀泥泞、干时收缩坚硬，通透性、可耕如碱土湿时膨胀泥泞、干时收缩坚硬，通透性、可耕性极差。性极差。酸性指示植物酸性指示植物马尾松、油茶、茶、映山马尾松、油茶、茶、映山 红、铁红、铁芒箕、石松等。芒箕、石松等。盐碱指示植物盐碱指示植物盐蒿、碱蓬等。盐蒿、碱蓬等。n具有巨大的比表面和表面能具有巨大的比表面和表面能 n具有电性具有电性 n具有凝聚具有凝聚- -分散性分散性 土壤胶体为什么具有电性土壤胶体为什么具有电性 ？A A、 同晶置换作用同晶置换作用 晶格中高价离子被低价离子置换，产生负电荷，反之产晶格中高价离子被低价离子置换，产生负

5、电荷，反之产生正电荷。生正电荷。 如：如：SiO2被被Al置换置换 AlO2- 相反相反 Si置换置换Al2O3 Si2O32+SiOSiB B、 晶格破碎边缘的断键晶格破碎边缘的断键C C、 胶体向介质解离或吸附离子而带电胶体向介质解离或吸附离子而带电酸胶基酸胶基 在酸性介质条件下，会解离在酸性介质条件下，会解离OH-或吸附或吸附H+,而呈而呈“+”电电碱胶基碱胶基 在碱性介质条件下，会解离在碱性介质条件下，会解离H+或吸附或吸附OH-，而呈，而呈“-”电电两性胶体，电性随两性胶体，电性随PH值变化值变化（等电点），（等电点），既可带正电也可带负电。既可带正电也可带负电。如：硅氧层边缘相邻的

6、硅氧四面体即如：硅氧层边缘相邻的硅氧四面体即 的的断裂成断裂成 或或SiOSi凝胶凝胶凝聚性凝聚性(絮凝作用絮凝作用)分散性（胶溶作用）分散性（胶溶作用）巨大的表面能，微粒间相互吸引；巨大的表面能，微粒间相互吸引；当胶体失水时，可加速凝聚性；当胶体失水时，可加速凝聚性；土壤中阳离子的凝聚能力是：三价土壤中阳离子的凝聚能力是：三价二价二价一价，即离子价数一价，即离子价数越高，凝聚力越强，且一价盐产生的絮凝是可逆的，而三价、越高，凝聚力越强，且一价盐产生的絮凝是可逆的，而三价、二价盐类引起的絮凝是不可逆的。二价盐类引起的絮凝是不可逆的。常见阳离子凝聚能力大小的顺序是：常见阳离子凝聚能力大小的顺序是

7、： Fe3+Al3+ H+ Ca2+Mg2+NH4+K+Na+胶体微粒常带同电荷，相互胶体微粒常带同电荷，相互排斥。排斥。（3）土壤胶体的凝聚与分散性）土壤胶体的凝聚与分散性 根据土壤胶体吸收与交换的离子不同，可根据土壤胶体吸收与交换的离子不同，可分为分为阳离子的交换吸附作用阳离子的交换吸附作用与与阴离子的交阴离子的交换吸附作用换吸附作用。 在土壤中，被胶体静电吸附的阳离子，一般都可以被在土壤中，被胶体静电吸附的阳离子，一般都可以被溶液中另一种阳离子交换而从胶体表面解吸。对这种能相互溶液中另一种阳离子交换而从胶体表面解吸。对这种能相互交换的阳离子叫做交换的阳离子叫做交换性阳离子交换性阳离子，而

8、把发生在土壤胶体表面，而把发生在土壤胶体表面的阳离子交换反应称之为的阳离子交换反应称之为阳离子交换作用阳离子交换作用。 阳离子交换量是评价土壤肥力的一个指标。它直接反映土壤可以提供速效养分的数量，也能表示土壤保肥能力、缓冲能力的大小。 CEC 20 (cation exchange (cation exchange capacity)-CECcapacity)-CEC 是指土壤胶体所能吸附各种阳离子的总量，其是指土壤胶体所能吸附各种阳离子的总量，其数值以每千克土壤中含有的各种阳离子的厘摩尔数称为土数值以每千克土壤中含有的各种阳离子的厘摩尔数称为土壤的壤的阳离子交换量阳离子交换量。（CECCEC

9、：cmol(+)kgcmol(+)kg-1-1 ）保肥能力低中高质地砂土砂壤土壤土粘土CEC157815182530 胶体的类型胶体的类型 有机胶体蒙脱石水化云母 高岭石含水氧化铁、铝 溶液的溶液的pHpH值值 在一般情况下，随着pH的升高，土壤负电荷随之增大，土壤的阳离子交换量也增大。 在土壤里，被胶体吸附着的阳离子，可以分为两在土壤里，被胶体吸附着的阳离子，可以分为两类：类： 第一类第一类是是H H+ +和和AlAl+ +，它们是，它们是致酸离子致酸离子，与土壤的酸，与土壤的酸度有密切关系。度有密切关系。 第二类第二类是其他的一些金属离子，如是其他的一些金属离子，如CaCa2+2+、MgM

10、g2+2+、K K+ +、NHNH4 4+ +等，在古典化学上，它们都称为等，在古典化学上，它们都称为盐基离子盐基离子。n 盐基饱和度盐基饱和度(base saturation percentage) (base saturation percentage) BSPBSP 在土壤胶体所吸附的阳离子中，盐基离子的总量占阳离子交换量的百分比，叫盐基饱和度盐基饱和度。克土）量阳离子交换量（毫克当克土）当量交换性盐基总量（毫克盐基饱和度100/100/ 100% 当土壤胶体吸附的阳离子全部为盐基离子时，则土壤呈盐当土壤胶体吸附的阳离子全部为盐基离子时，则土壤呈盐基饱和状态，这一土壤称为基饱和状态，这一

11、土壤称为盐基饱和土壤盐基饱和土壤。（呈碱性反应）（呈碱性反应） 当土壤胶体所吸附的阳离子仅部分地为盐基离子，而其余大当土壤胶体所吸附的阳离子仅部分地为盐基离子，而其余大部分为部分为H H+ +和和AlAl3+3+时时, , 则这一土壤胶体呈盐基不饱和状态则这一土壤胶体呈盐基不饱和状态, , 称称为为盐基不饱和土壤盐基不饱和土壤。（呈酸性反应）（呈酸性反应）南方土壤：南方土壤：H H+ +和和AlAl3+3+等致酸离子较多等致酸离子较多, , 土壤的盐基饱和度小；土壤的盐基饱和度小；北方土壤：北方土壤：CaCa2+2+和和MgMg2+2+占有较大的数量和比例占有较大的数量和比例, ,盐基饱度大盐

12、基饱度大 。 n BSP BSP与土壤酸碱反应关系密切：与土壤酸碱反应关系密切： 实际划分饱和、不饱和土壤时，一般以盐基饱和度实际划分饱和、不饱和土壤时，一般以盐基饱和度70%70%或或50%50%为界线。为界线。3-2 3-2 土壤胶体对土壤胶体对阴离子阴离子的交换吸附的交换吸附n 土壤胶体的阴离子交换吸附土壤胶体的阴离子交换吸附是指带正电的胶是指带正电的胶体微粒表面所吸附的阴离子与土壤溶液中阴离子的交体微粒表面所吸附的阴离子与土壤溶液中阴离子的交换作用。换作用。n从吸附与交换的机制上可分为：从吸附与交换的机制上可分为：非专性吸附和专性非专性吸附和专性吸附。吸附。（1）世界各国对土壤粒级的划

13、分标准不尽一致，如下图 所示。图2 国际上主要的土粒分级标准图式 各种粒级分级标准均分为：各种粒级分级标准均分为：石块、砾石、砂粒、粉粒、黏粒石块、砾石、砂粒、粉粒、黏粒5大类，大类，但每个类别划分的标准不同，且对每个级别之下进一步细分的程度但每个类别划分的标准不同，且对每个级别之下进一步细分的程度和侧重点不同。和侧重点不同。 随着粒径的减小，随着粒径的减小，孔隙度、吸湿量、持孔隙度、吸湿量、持水量、比表面面积、水量、比表面面积、膨胀潜能、吸附性能、膨胀潜能、吸附性能、塑性和粘结性将塑性和粘结性将增加增加，而土壤通气性、透水而土壤通气性、透水性、密度将降低。性、密度将降低。（2）土壤颗粒粒级与

14、土壤理化性状的关系？）土壤颗粒粒级与土壤理化性状的关系？（1）土壤质地）土壤质地自然土壤是由大小不同的土粒组成自然土壤是由大小不同的土粒组成的，各个粒级在土壤中所占的质量百分数，称为土的，各个粒级在土壤中所占的质量百分数，称为土壤质地。壤质地。 通常划分为通常划分为沙土、壤土和黏土沙土、壤土和黏土三大类，可根据各国三大类，可根据各国国情和工农业需要进一步细分。国情和工农业需要进一步细分。最常见的土壤质地分类有：国际制、美国制和苏联最常见的土壤质地分类有：国际制、美国制和苏联制三种。制三种。图 美国制土壤质地分类标准 国际制和美国制国际制和美国制相似，均按沙粒、相似，均按沙粒、粉粒和粘粒的质粉粒

15、和粘粒的质量分数，将土壤量分数，将土壤划分为划分为砂土、壤砂土、壤土、黏壤土和黏土、黏壤土和黏土土4 4类类1212级。级。n土壤密度土壤密度（土壤容重）（土壤容重）包括土壤孔隙包括土壤孔隙n土粒密度土粒密度（土壤比重）（土壤比重）不包括土壤孔隙不包括土壤孔隙 土壤固相颗粒很少呈单粒存在，它们经常是相互作用而土壤固相颗粒很少呈单粒存在，它们经常是相互作用而聚积形成大小不同、形状各异的团聚体聚积形成大小不同、形状各异的团聚体(aggregate)(aggregate)，这些团，这些团聚体的组合排列称为聚体的组合排列称为土壤结构土壤结构(soil structure)(soil structure

16、)。 土壤结构是成土过程的产物土壤结构是成土过程的产物，故不同的土壤及其发生层，故不同的土壤及其发生层都具有一定的土壤结构，都具有一定的土壤结构，如下图所示。如下图所示。单粒结构单粒结构Single Grained 粒状结构粒状结构 （呈球状）（呈球状）Grained图 土壤结构类型图解由松散的未胶结的土壤颗粒组成，如风沙土，严格讲，此类土壤无结构。根据团聚体的大小可细分为粒状（0.55mm）、团粒状（510mm）、团块状（10mm）。 (表层土A)片状结构片状结构Platy Platy 块状结构块状结构Blocky 按大小可分为小块状（510mm）和块状（1020mm），常见于心土层常见于干

17、旱土壤的亚表层、耕作土壤的犁底层、受冻融作用影响土壤的底土层柱状结构柱状结构Columnar 大块状结构（大块状结构（20mm）Massive 多形成于干旱地区土壤的底土层和碱土的心土层 多见于半干旱半湿润地区具有明显碳酸钙淀积土壤的心土层或底土层，以及亚热带具有明显黏粒聚积土壤的心土层。单粒结构单粒结构Single Grained 粒状结构粒状结构Grained片状结构片状结构Platy 块状结构块状结构Blocky柱状结构柱状结构Columnar大块状结构大块状结构 Massive40%60%有效解决了土壤透水性与蓄水性的矛盾；有效解决了土壤透水性与蓄水性的矛盾；有效解决了土壤水分与空气同

18、时存在的矛盾；有效解决了土壤水分与空气同时存在的矛盾；有效解决了有机质和各种养分的储存和供应的矛盾；有效解决了有机质和各种养分的储存和供应的矛盾；黏着性、黏结性和可塑性均较小，利于耕作。黏着性、黏结性和可塑性均较小，利于耕作。每一个团每一个团聚体就像聚体就像一个小水一个小水库和一个库和一个小肥料库！小肥料库！具有团粒具有团粒结构的土结构的土壤其总孔壤其总孔隙度可高隙度可高达达55%n土壤热量状况作为土壤肥力的一个因素，直接影响土壤水分、土壤热量状况作为土壤肥力的一个因素，直接影响土壤水分、空气及近地大气层空气，也影响土壤中物质迁移转化和生物空气及近地大气层空气，也影响土壤中物质迁移转化和生物的

19、生理活动。的生理活动。n合理调节土壤热量状况是提高土壤肥力的重要手段。合理调节土壤热量状况是提高土壤肥力的重要手段。n通常应用通常应用土壤热容量、热导率和土壤热扩散率土壤热容量、热导率和土壤热扩散率3 3个物理参数，个物理参数，反映热量在土壤中的保持、传导和分布状况。反映热量在土壤中的保持、传导和分布状况。 单位质量（重量）或容积的土壤每升高（或降低）单位质量（重量）或容积的土壤每升高（或降低）1所需要（或放出的）的热量，被称为土壤热容量。所需要（或放出的）的热量，被称为土壤热容量。 （1 1）土壤热容量）土壤热容量以以C C代表质量（重量）热容量代表质量（重量）热容量 单位是单位是J/J/（

20、gg） ，C CV V代代表容积热容量表容积热容量 单位是单位是J/J/（cmcm3 3） 。C C与与C CV V的关系为的关系为: :C CV VCC （是土壤密度）是土壤密度）热容量愈大，土壤温度变化愈缓慢，反之，热容量愈小，则热容量愈大，土壤温度变化愈缓慢，反之，热容量愈小，则土壤温度变化频繁。土壤温度变化频繁。土壤不同组分的热容量土壤不同组分的热容量（P54 表表1-15）一般矿质土粒的热容量小于腐殖质，土壤水的热容量最大，一般矿质土粒的热容量小于腐殖质，土壤水的热容量最大，土壤空气的热容量极小，可忽略不计土壤空气的热容量极小，可忽略不计。土壤热容量的大小取决于土壤热容量的大小取决于

21、土壤水土壤水、有机质的含量。（通过灌、有机质的含量。（通过灌排调节土壤水分含量，是调节土壤温度的重要措施）排调节土壤水分含量，是调节土壤温度的重要措施）导热性导热性: : 是指土壤传导热量的性能。常用导热率表示。是指土壤传导热量的性能。常用导热率表示。导热率（导热率（）: : 即在单位厚度（即在单位厚度（1cm）土层，温差为）土层，温差为1时，每秒钟经单位时，每秒钟经单位断面（断面（1cm2）通过的热量焦耳数。其单位是）通过的热量焦耳数。其单位是J/（cm2s）。）。l土壤导热率表明土壤内部热传导的难易土壤导热率表明土壤内部热传导的难易：土壤导热率大，土壤：土壤导热率大，土壤热量易于传导，土壤

22、表层与底层的温差较小，表层土温日变幅小。热量易于传导，土壤表层与底层的温差较小，表层土温日变幅小。 （2 2）土壤导热率）土壤导热率土壤不同组成分的导热率土壤不同组成分的导热率 K矿物质矿物质K腐殖质腐殖质K水水K空气空气n土壤导热率的大小主要决定于土壤导热率的大小主要决定于土壤紧实度土壤紧实度和和湿度湿度。当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领，导热率当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领，导热率就小；就小；当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领，导热率增大。当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领，导热率增大。 因而湿土比干土导热快。因而湿土比干土导热快。干土干土湿土湿土是指给特定土

23、壤施加一定的热量，并通过扩散形式是指给特定土壤施加一定的热量，并通过扩散形式传递热量至土壤其他部分，所引起的土壤温度随时间传递热量至土壤其他部分，所引起的土壤温度随时间的变化速率，常用的变化速率，常用a a表示，单位是表示，单位是mm2 2/s./s.土壤扩散率土壤扩散率a a与土壤导热率与土壤导热率 、土壤热容量、土壤热容量CvCv的相的相互关系式为：互关系式为： a= a= /Cv/Cv（3 3）土壤热扩散率）土壤热扩散率n实际调查发现：对于干燥的土壤，当其水分含量实际调查发现：对于干燥的土壤，当其水分含量开始增加时，土壤开始增加时，土壤扩散率扩散率因其因其导热率导热率增高而变大；增高而变

24、大；当土壤水分含量增加到一定程度后，虽然土壤导当土壤水分含量增加到一定程度后，虽然土壤导热率可能还在增高，但这时土壤热率可能还在增高，但这时土壤容积热容量容积热容量亦急亦急剧增大，其结果导致土壤热扩散率降低。故剧增大，其结果导致土壤热扩散率降低。故在农在农业生产过程中，应该使土壤水分含量适中，才有业生产过程中，应该使土壤水分含量适中，才有利于土壤温度的提高。利于土壤温度的提高。n特定的生态环境下，土壤能孕育有特色的优质农产品。特定的生态环境下，土壤能孕育有特色的优质农产品。n土壤的生产性不仅取决于土壤本身的属性，而且还取决于土壤在特土壤的生产性不仅取决于土壤本身的属性，而且还取决于土壤在特定的

25、生态因素影响下，保证植物生长所需物质与能量的供给能力。定的生态因素影响下，保证植物生长所需物质与能量的供给能力。n这些生态因素以生物为主体，包括生物种类、生理特性等，还有气这些生态因素以生物为主体，包括生物种类、生理特性等，还有气候、地形、地质、水文。候、地形、地质、水文。一、土壤能量转换的物理化学过程二、土壤能量转换的生物过程一、物理净化二、化学净化三、物理化学净化四、生物净化 是指土壤对进入土壤中的污染物通过复杂多样的物理过程、化学及生物化学过程，使其浓度降低、毒性减轻或者消失的性能。 土壤的自净性能是有限的，如土壤的自净性能是有限的，如果利用不当会导致土壤自净性能果利用不当会导致土壤自净

26、性能的衰竭以致丧失的衰竭以致丧失。（土壤的环境。（土壤的环境容量）容量）第二章第二章 土壤系统动态特性的分析土壤系统动态特性的分析第一节第一节 土壤系统的环境因素土壤系统的环境因素( (一一) )成土因素学说的建立成土因素学说的建立u B.B.B.B.道库恰耶夫是成土因素学说的创始人。道库恰耶夫是成土因素学说的创始人。u18831883年，他发表了著名的专题论文年，他发表了著名的专题论文“俄国黑钙土俄国黑钙土”，为成土因素学说奠定了基础。uB.B.道库恰耶夫确立了土壤是个历史自然体；提出了土壤与环境辩证统一的概念，创立了用综合性的观点和方法研究土壤的科学方法。这些是他对土壤学划时代的贡献。 u

27、成土因素学说是科学发展的时代产物。 (二二)道库恰也夫土壤形成因素学说的基本观点道库恰也夫土壤形成因素学说的基本观点 u它是5种自然因素综合作用的产物；u各种成土因素所起的作用是相互不能代替的；u所有成土因素始终是同时同地，不可分割地影响着土壤的产生和发展；u随着成土因素的变化，随着空间因素的变化，土壤也随着不断形成和演化着。( (三三) )成土因素学说的发展成土因素学说的发展1、B.P.威廉斯提出了土壤统一形成过程学说u这个学说强调了土壤形成中生物因素的主导作用和人类生产活动对土壤产生的重大影响。u他提出了土壤年龄和土壤个体发育与演替的概念。u其认识是存在片面性的，因为一个土壤个体可以在比较

28、短的时间内发育形成；也可以受到各种不同的影响而改变；甚至由于侵蚀或其他作用而被消灭，并不仅仅与植被进化相关。 2、著名的美国土壤学家H.詹尼（1948）在他的成土因素一书中做出的贡献uSf(Cl,O,R,P,T)式中的S，Cl,O,R,P,T分别代表土壤、气候、生物、岩石、地形和时间，号代表其他成土因素。u不同地区、不同类型的土壤往往是某一成土因素占优势，如果这个因素所起的作用超过其他因素的综合作用，那么就得出以某一因素占优势的函数式。u道库恰耶夫和詹尼的土壤形成方程式只是对土壤形成概念的一种概括，并不能用现代数学（微积分）方法逐个解答公式的每一个成分。因为每一个成土因素都是极其复杂的动态系统

29、，它们不仅是独立的、可变的，而且彼此之间又是紧密联系着错综复杂地作用于土壤。1、母质的概念土壤母质是岩石风化的产物，它是土壤形成的物质基础。2、母质影响土壤发生发展的三个共同特点(1)母质的质地和土壤性状的关系 u细质地的母质上发育来的土壤 ，一般有机含量高。 u母质质地影响渗透性、淋洗速度和胶体的迁移。u细质地的母质趋向于阻碍淋洗和胶体的迁移，这使得土体发育较浅。(2)母质层理对土壤发育的影响u剖面中母质质地有差异，即层理明显的情况下，不仅直接造成土壤剖面的质地分布变化，而且影响水分垂直运动，从而影响土壤中物质迁移的不均一性；u上轻下粘的母质，形成“蒙金土”，降水迅速透过上部质地较轻的土层，

30、而吸收保蓄在质地较重的心土层中。 u质地上粘下砂的母质体，形成“漏风土”，一方面不利于水分下渗造成地表积水洪涝；另一方面，下渗水缓慢地透过粘土层时，只在砂粘界面上作短暂的滞留，然后便迅速地渗漏。 (3)母质组成和土壤性质的关系u对于矿质土壤，如果它含有大量的易风化的铝硅酸盐矿物，这些矿物在合适的水热条件下迅速风化，产生大量粘粒，使土壤质地粘重。另一方面，如果母质几乎完全由抗风化的矿物（如石英）组成，形成的粘粒极少，产生粗质地的土壤。 u不含游离石灰的花岗岩类、辉长岩类等火成岩类的风化产物与富含石灰的沉积岩类的风化产物相比较，前者土壤发育较后者迅速。 u由各种矿物成分组成的母质与由单一矿物组成的

31、母质相比，前者的土壤发育较后者迅速。 u在一定的地理区域内，其他成土条件相似的情况下，土壤发生和土壤母质的性状有着紧密的发生学关系，土壤类型的不同主要是母质不同造成的。 (二)土壤发育与生物的关系u成土作用中的生物因素包括植物、动物和微生物。动物的作用表现在它们对土壤物质的机械混合，对土壤有机质的消耗、分解以及它们将代谢产物归还到土壤中去。 u微生物在土壤中分解有机质，合成腐殖质，构成了土壤中生物小循环的一个不可缺少的环节。 图4-15 生物群落及其对成土过程的作用图式图4-12 南极洲基岩表面地衣着生与土壤的发生景观 u自然植被可以被非常粗略地分为两大类型，即森林和草原。支持它们生长的土壤分

32、别叫做森林土壤和草原土壤。每一种植被对支持它的土壤的影响不同，因而不同植被下发育的土壤也具有不同的特性。 1、植被类型影响土壤中有机质的数量和分布v 一般来说，草原土壤与森林土壤相比较： 1)草原土壤的有机质含量约为森林土壤的两倍； 2)有机质在土壤中的分状况是：森林土壤的有机质集中于地表，并且随深度锐减；而草原土壤的有机质含量则随深度增加逐渐减少。图4-14 不同植物作用下形成土壤的有机质垂直分布比较(据熊毅，1990) 2、植被类型对植物营养循环的影响u一般说，草原植被的残体与森林植被的残体比较，前者含碱金属和碱土金属比后者高；因此，草原土壤的盐基饱和度高于森林土壤的盐基饱和度，前者的PH

33、值也较后者高。u阔叶林与针叶林相比较，前者灰分中的Ca、K含量较后者高，后者灰分中Si占优势。因此，针叶林下的土壤酸度比阔叶林下的土壤酸度高。 3、植被类型影响土壤淋溶与淋洗的速度u相同的气候条件下，如果相邻生长的森林作草原具有类似的地面坡度和母质，森林土壤则显示了较强的淋溶与淋洗强度。u造成这样的差别有三个原因： (1)森林土壤每年归还到土壤表面的碱金属与碱土金属盐基离子较少。(2)森林的水分消耗主要是蒸腾，降水进入土壤中的比例较大，水的淋洗效率较高。(3)由于第一条的原因，加上枯枝落叶层中产生的有机酸较多，使森林植被下土壤中的下行水是酸的，溶液中的H交换并进一步淋洗掉较多的代换性盐基，伴之

34、而来的是胶体分散、粘粒下移。甚至酸性溶液加速土壤原生矿物的分解，产生更大强度的淋溶或淋洗。 u总之，生物因素是影响土壤发生发展的最活跃因素。土壤动物、微生物和植被构成了土壤生态系统并共同参与了成土过程。它们构成的生物小循环是成土过程中的积极因素。u在这三者之中，植物起着积极主导作用。特别是绿色高等植物，使土壤与母质有了性质上的差别。u由于不同植物类型的生长方式不同，所形成的土壤有机质在性质、数量和积累方式上也不同，这造成了土壤性质的差别。 (三)土壤发育与气候的关系u影响土壤发生的重要气候因素是降水和温度。在土壤与气候关系的研究中，水热条件常常被作为一般的气候指标。u土壤和大气之间经常进行着水

35、分和热量的交换，气候直接影响着土壤的水热状况。u气候条件和植被类型有着直接的关系，因而气候也通过植被的影响而间接地影响土壤形成。u总的来说，土壤形成的外在推动力归根结蒂都来自于气候因素，气候是直接和形成过程的方向和强度的基本因素。 图 土壤温度与大气温度的相关分析图式(据沃洛布耶夫，1958)图4-3 不同地带土壤中苜蓿碎屑分解速率的实验模拟(据Jenny,1983) 1、气候影响土壤有机质的含量(1)降水量和其他条件保持不变时，温带地区土壤的有机质含量随着温度的增加而减少。 u如我国温带地区，自北而南，从漂灰土暗棕壤褐土，土壤有机质含量逐渐减少。(2)另一方面，当温度保持不变，其他条件类似的

36、情况下，随着降水量的增加，有机质含量增加。u如我国中温带地区自西而东，由栗钙土黑钙土黑土，有机质含量增加。u思考：我国华南地区土壤与东北地区相比较哪里的有机 质含量高？图4-8 印度24等温沿线区表土有机碳含量与年降水量关系图(据Jenny, 1983)图4-7 土壤剖面发育与气候湿润度的关系图2、气候对土壤化学性质和粘土矿物类型的影响u高温高湿的气候条件促进迅速的风化及物质迁移转化。而导致最低程度风化的环境条件是温暖但干旱或冷且干旱的气候地区。 (1)气候与土壤粘土矿物类型的关系u我国温带湿润半湿润地区，土壤粘土矿物以伊利石、蒙脱石、绿泥石和蛭石等2：1型铝硅酸盐粘土矿物为主。u亚热带的湿润

37、地区，土壤粘土矿物以高岭石或其他1：1型铝硅酸盐粘土矿物为主。u而在我国高温高湿的热带地区，土壤中的粘土矿物主要是三二氧化物。 随着降水量的增加，土壤阳离子交换量呈增加的趋势但这种规律只是发生在温带地区，不能外推到热带。(3)降水与盐基饱和度、土壤酸碱度的关系u在年降水量少而蒸发迅速的地区，土壤呈中性或偏碱性，这是我国中部和北部地区的一般情况。u在较湿润的地区，土壤的盐基饱和度的降低同时酸度的增加，这是我国东南地区土壤的一般情况。 (4)降水对土壤中盐分积累与淋洗的影响u降水量的变化也影响土壤中易溶盐类的多少。u在西北荒漠和荒漠草原地带，降水稀少，土壤中易溶盐大量累积，只有极易溶解的盐类，如N

38、aCl、K2SO4有轻微淋洗，出现大量CaSO4结晶，甚至出现石膏层，而CaSO4、MgCO3则根本未发生淋溶。u在内蒙古及华北草原，森林草原带，土壤中的一价盐类在部分小淋失，两价盐类在土壤中有明显分异，大部分土壤都有明显的钙积层。u在华东、华中、华南地区，两价碳酸盐也都淋失掉，进而出现了硅酸盐的移动。 图4-6 美国中部土壤碳酸钙层出现深度与年降水量关系图(据Jenny, 1983) (四)地形因素的成土作用分析u地形在土壤形成过程中，只是通过对物质与能量的再分配起间接作用，因此，它并未和土壤之间进行物质与能量的交换，而只是影响在土壤和环境之间进行的物质与能量的交换。1、地形通过影响降水和辐

39、射的再分配而影响土壤发生u地形一般分为正地形与负地形，正地形是物质和能量的分散地；负地形是物质和能量的聚集地。u不同的坡度影响太阳辐射角，从而影响接收的太阳辐射能量，造成土壤温度的差异。 u坡向不同影响接收的太阳辐射能不同，也造成土壤温度的差别。2、地形影响土壤形成过程中的物质再分配u在山区，坡上部的表土不断被剥蚀，使得底土层总是暴露出来，延缓了土壤的发育，产生了土体薄、有机质含量低、土层发育不明显的土壤或粗骨性土壤。u坡麓地带或山谷低洼部位，常接受由上部侵蚀搬运来的沉积物，也阻碍了土壤发育，产生了土体深厚、整个土体有机质含量较高、但发生土层分异也不明显的土壤。 u微地形变化也对土壤发生产生影

40、响。 u地形部位对土壤的发生和土壤的各种特性有很大影响。图4-18 祁连山、居延海间含盐风化壳盐分地球化学分异图(据熊毅，1986) 图4-19 河谷地形发育对土壤形成、演化的影响示意图 总之，地形制约着地表物质和能量的再分配，地形的发育支配着土壤的演替，在不同的地形形态上，就形成不同土壤类型。(五)时间因素在成土过程中的作用u我们现在所研究的各种各样的土壤类型均可看作是处在一个时间极长、范围极广的统一运动过程中的一刻静止瞬间的片断。u气候、生物、母质、地形等因素，是通过时间因素作用于成土过程的。在其他因素相同的情况下。具有不同年龄或不同发生历史的土壤必然存在着性状上的差异。 图4-22 不同地带土壤剖面发育与成土年龄相关示意图 (据Gerrard，2000) 1、土壤年龄的概念uB.P.威廉斯提出了土壤的绝对年龄和相对年龄的概念。u就一个具体土壤而言，它的绝对年龄应当从该土壤由新鲜风化层或新母质上开始发育的时候算起；u相对年龄则由个体土壤的发育程度来判断。在一定区域内，土壤的发生土层分异越明显，相对年龄越大。u相对年龄可以通过土壤发育程度即剖面土层分异程度来判断。绝对年龄则得用地学测年的方法确定，如