黄土土壤特点精选(九篇)

第1篇：黄土土壤特点范文

关键词　沙漠—黄土边界带　古气候　环境演变

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毛乌素沙漠与黄土高原接壤的沙漠—黄土边界带，兼有生态脆弱性和气候敏感性的双重特点，是开展古全球变化研究（pages ）的理想地区之一。在这一地区，受第四纪地质时期气候振荡的影响，沙漠边界曾发生多次往复摆动，相应的在地层中留下了黄土、古土壤与古风成砂的迭覆沉积。这些沉积是恢复毛乌素沙漠的演变历史、探讨东亚季风环流演变特点的地质基础。此外，虽然国外已对非洲、北美、澳大利亚等地干旱、半干旱地区的环境变迁作了大量的研究工作[1—7]，但上述地区沙漠的风成沉积，无论是地层连续性、还是时间跨度，均不能与中国东部沙漠的风沙沉积相提并论，由此更突出了中国的沙漠—黄土边界带在古全球变化研究中的重要性。

近几十年来，国内学者从不同角度对毛乌素沙漠的形成与发展作了大量研究，如候仁之[8]、朱震达[9—10]等对历史时期的沙漠化作了精辟的论述，董光荣[11—13]、史培军[14]、孙继敏等[15—16]从第四纪地质角度对鄂尔多斯高原的古风成砂及沙漠演化进行了探讨。本文将重点讨论毛乌素沙漠的形成时间、演化次数以及地层的空间对比问题。

1　区域地理概况

本文的沙漠—黄土边界带位于毛乌素沙漠与黄土高原的交接带上（图1）。就地貌类型而言， 其北部为地形相对比较平坦的波状沙丘地，在景观上呈现流动沙丘与固定、半固定沙丘共存的特点；南部为地表切割破碎，沟壑众多，且地表局部覆沙的黄土梁峁地形。就气候而言，沙漠—黄土边界带地处半干旱向半湿润的过渡带上，年降水量在400～450左右，但降水变率大，主要集中分布于7、8、9三个月， 占全年降水量的60％以上[17]。此外，该带大风频繁，年平均风速多在2.5m/s以上，冬春季节盛行西北风，夏秋季节盛行东南风，因而处在干冷、暖湿的季风气候控制之下。

图1　沙漠—黄土边界带的地理位置

fig.1 location of the desert-loess transitional zone

近年我们对沙漠—黄土边界带的红石峡、石峁、蔡家沟等剖面进行了考察，这几个剖面均为榆溪或无定河两岸高阶地上的风成沉积剖面，其中尤以石峁剖面露头最为清晰、地层连续性最好，成为该区约50 万a以来颇具代表性的剖面。因此石峁剖面也就成了本文的研究重点。石峁剖面位于榆林城南约50km的横山县党岔乡，地貌类型属地表局部覆沙的黄土残梁，剖面厚76.7m，底部出露砂砾石层， 其下与中生代紫红色砂岩为不整合接触（图2）。

图2　石峁剖面古风成砂、黄土、古土壤沉积序列

fig.2 the eolian sand-loess-palaeosol sequence of shimao profile

1.风成砂　2.古土壤　3.黄土　4.弱发育土壤

5.砂砾石　6.中生代基岩

2　地层特征

与黄土高原内部的典型剖面不同，石峁剖面是以出现古风成砂—黄土—古土壤沉积系列为特点的，三种不同的沉积对应着三种不同的气候条件：地层中的埋藏古风成砂是在冬季风极为强大时堆积的；古土壤是在冬季风萎缩、夏季风强盛时发育的；而黄土则是在上述两种极端气候的过渡状态下沉积的。因而，认识这一地区的地层特征将有助于探讨沙漠—黄土边界带的环境演变特点及东亚古季风环流的演变历史。

2.1　剖面的底界年龄

根据我们的研究结果，石峁剖面的底界年龄应大致为0.5mab.p.。证据如下：

2.1.1 土壤地层证据　中国黄土地层中夹有十数层古土壤，这些古土壤的发育程度是不一致的。其中尤以第五层古土壤（s[,5]）发育最好、颜色最红、层位也最稳定，并通常由三层古土壤迭覆而成，俗称“红三条”。刘东生等于60年代初就将这层古土壤作为划分和对比地层的标志层[18]，至今s[,5]仍是黄土地层空间对比的显著标志层之一。野外观察表明石峁剖面的底部出露第五层古土壤（s[,5]）。其特点是：土壤发育程度是全剖面最好的，并由三层古土壤和夹于其间的两层黄土组成，将其划归s[,5]应不存在疑问。根据丁仲礼等所建的时间标尺[19]，其底界年龄应大致为0.5mab.p.。

2.1.2 古地磁证据　古地磁方法日益被应用于第四纪地层的划分、对比及相对定年研究[20]。笔者在石峁剖面从顶至底共采集了40块古地磁定向标本，并用中国科学院地球物理研究所的超导磁力仪对样品进行了剩磁测定。结果表明所有样品显示正极性，应为布容期的沉积，底界年龄不可能超过0.73mab.p.。

2.1.3 阶地年龄证据　石峁剖面地处无定河右岸，剖面底部有一层厚1.6m的砂砾石层，砾石最大直径为10cm左右，并不整合于中生代紫红色砂岩之上，为无定河流域的高阶地剖面。根据前人的研究结果，黄河及其主要支流在第四纪时期普遍发育有ⅰ～ⅵ级河流阶地（t[,1]～t[,6]），其中t[,3]的阶地面上发育s[,1]以来的风成沉积，t[,4]的阶地面上发育s[,5]以来的沉积，t[,5]的阶地面上发育s[,15]以来的沉积，t[,6]的阶地面上发育s[,22]以来的沉积[21]。由于t[,1]、t[,2]、t[,3]的阶地年龄均小于0.15ma，t[,5]及t[,6]的阶地年龄均大于0.73ma，因此石峁剖面只可能与t[,4]相当，发育s[,5]以来的沉积。

2.2.　石峁剖面与黄土高原地区典型剖面的对比

为了了解不同地域的地层配置特点，我们将沙漠—黄土边界带的石峁剖面与黄土高原的洛川剖面[20]、会宁白草塬剖面〔3 〕作了对比（图3）。

图3　石峁剖面与黄土高原典型剖面的对比　fig.3 the correlation between shimao profile and the other profiles of loess plateau

1.风成砂 2.古土壤 3.黄土 4.弱发育土壤 5.砂砾石 6.钙结核

从对比结果看，代表暖期的古土壤沉积在不同的地域有不同的特点：在洛川剖面，从s[,0]到s[,5]，各层古土壤中均不见黄土夹层，尽管s[,2]、s[,5]为复合土壤，但这些复合土壤是由钙结核而非黄土层所隔；向西到西峰剖面，也只在s[,2]中出现黄土夹层，但其余各土壤层情况与洛川相近；再向西到白草塬剖面，s[,2]、s[,5]中均已出现黄土夹层，其中s[,2]中夹有一层厚2.9m的黄土，s[,5]中夹有两层厚度分别为1.8m和1m的黄土层；而在沙漠—黄土边界带的石峁剖面，古土壤更显著地表现为组合土壤，除s[,0]以外，s[,1]～s[,5]的各层古土壤中均夹有黄土或古风成砂层。一个值得注意的现象是，s[,2]、s[,5]中已经有古风成砂夹层。上述古土壤的空间配置特点，至少能给我们两点启示。

其一，古土壤发育时的暖期并非以持续温暖为特点，而是有明显波动的，石峁剖面反映最好。在黄土高原主体部位的洛川、西峰剖面，受沉积速率小及成土作用强的影响，暖期时的气候波动往往得不到很好地反映，古土壤中的黄土夹层极易被接下来的成壤作用所改造。所以，尽管古土壤的成壤强度较高，但却不能很直观地记录暖期中的寒冷气候信息。在沙漠—黄土边界带，不仅沉积速率较大、成土作用弱，而且又处于气候敏感带上，暖期时的气候格局可得到很好反映。其特点是：几乎每期古土壤中都夹有代表寒冷气候的沉积，而且根据古土壤中的古风成砂或黄土夹层，还可进一步将这些次一级的冷期划分为干冷及极端干冷气候。

其二，石峁剖面与黄土高原典型剖面之间具有很好的空间可对比性。首先，[s,0]在上述剖面中是可以相互对比的。其特点是尚处于成壤初期的有机质积累阶段，均具暗腐殖质诊断表层，碳酸盐的淋溶程度不高；剖面有碳酸盐反应，一般无成形的ca层，是一种处在发育初期的古土壤。其次，从洛川、西峰、白草塬等地s[,5]以来的沉积来看，暖期中气候波动幅度最大的是s[,2]、s[,5]两个成壤期，表现为只有s[,2]、s[,5]为复合土壤。在沙漠—黄土边界带的石峁剖面，尽管从s[,1]～s[,5]均为组合土壤，但只有s[,2]、s[,5]中夹有古风成砂层，显示了s[,2]、s[,5]是气候振荡幅度最大的两个成壤期，这与典型黄土剖面所得出的结果是一致的。此外，代表冷期的沉积总体上是可以对比的，但在不同空间的地层配置上又各具特点。在黄土高原的洛川、西峰、白草塬等地，冷期沉积几乎无一例外地表现为黄土层；但在沙漠—黄土边界带，冷期的沉积可进一步划分为黄土和古风成砂层。

3　气候替代性指标反映的约50万a以来的环境演变

中国学者已经比较早的注意到黄土与古土壤的磁化率差异[23]，即古土壤的磁化率通常都大于黄土。heller和刘东生最早将黄土剖面的磁化率曲线与深海沉积物的氧同位素记录进行了对比[24]，此后，磁化率作为一种气候替代性指标（proxy data），在中国黄土研究中得到了较广泛的应用[25～32]。

本文也引入了磁化率指标，并由此建立了50万a 以来的气候曲线（图4）。该曲线是以10cm为间距，用英国bartington公司生产的ms—2型磁化率仪在室内测定的。需要指出的是，截止目前为止，虽然对磁化率反映古气候的机制尚有不同的解释，但大多都承认磁化率与成土作用强度有重要联系，而粉尘物质在其堆积之后所经受的成土强度与夏季风盛衰密切相关，因此，磁化率可在一定程度上反映冬、夏季风的强弱变化，对这一点已基本形成共识。

图4　石峁剖面的磁化率曲线

fig.4　the magnetic susceptibility curve of shimao profile

1.古风成砂　2.黄土　3.弱发育土壤　4.古土壤

图4表明石峁剖面的磁化率曲线呈现出极显著的“峰、谷”变化。其中，波峰与古土壤对应，磁化率值基本上都大于40×10[-5]si，在一定程度上指示了沙漠—黄土边界带成土作用与夏季风显著增强的时段；波谷与古风成砂对应，其磁化率均小于20×10[-5]si，是冬季风环境效应突出、沙漠南侵的时期；黄土的磁化率则介于古土壤与古风成砂之间，指示了一种过渡类型气候条件。因此，磁化率曲线可以大致反映沙漠—黄土边界带50万a以来的环境变迁历史。

4　对沙漠—黄土边界带环境变迁的讨论

4.1　毛乌素沙漠的演化历史

第四纪地质时期，毛乌素沙漠历经出现、扩大与缩小、固定的多次转变。本文磁性地层、土壤地层等的研究结果，揭示了石峁剖面最老的古风成砂据今50万a左右。也就是说，毛乌素沙漠至少在50万a前就已经存在。而且石峁剖面夹有13层古风成砂，由此揭示了在过去的50万a 里，至少有13次沙漠明显扩大的时期。石峁剖面顶部的那层现代流沙是在历史时期人类活动的过度影响下产生的，而非沙漠演变的自然过程。

4.2　冷期与暖期的气候特征

第四纪冷期与暖期的划分主要是依据深海氧同位素曲线的变化，人为地将氧同位素曲线划分为若干阶段，而且其影响因素甚多，除受冰量变化控制外，至少还受海水表面温度（sst）的影响， 但在目前的水平上还无法将这两种因素很好地区分。与深海沉积不同，风成沉积序列其沉积实体受控于气候变化，沉积相的差异直接地记录了当时的气候状况。以黄土剖面为例，依据野外所见的黄土—古土壤序列，即可获得有关气候变化的明确认识，如黄土层代表干冷气候，古土壤层代表温湿气候，但典型的黄土地层剖面虽能直观地反映第四纪时期大的气候冷、暖振荡，但对每个冷期或暖期中的次一级波动反映不甚理想。而这一问题，在沙漠—黄土边界带可得以很好解决。

4.2.1 冷期的气候特征　在沙漠—黄土边界带，每个冷期的沉积都是由黄土和古风成砂层组成的，古风成砂是在比黄土更为干冷的气候条件下沉积的。籍此我们可以了解每个冷期发生时其细节上的变化。与洛川剖面l[,1]～l[,5]相当的各冷期，在沙漠—黄土边界带有如下特点：与l[,1]相当的冷期其早、中、晚各出现一次极端干冷气候，在沙漠—黄土边界带相应地出现三层古风成砂沉积；与l[,2]、l[,3]相当的冷期其晚期的气候比早期更为干冷；与l[,4]相当的冷期在中期与晚期各出现一次极端干冷事件，而且中期的干冷程度更甚；l[,5]整体上以出现古风成砂沉积为主体，是l[,1]～l[,5]中极端干气候持续时间最长的时期。由此我们认识到每个冷期发生时，气候是有明显波动的，并非以持续不变的干冷为特点，而是在干冷为主的背景上叠加了次一级的较为温暖或更为干冷的气候事件。

4.2.2　暖期的气候特征　与冷期的情况类似， 暖期的气候也并非以持续的温暖为特点。具体表现为暖期的古土壤往往被分隔成2～3层，其间夹有干冷气候条件下形成的黄土或古风成砂沉积。s[,1]在沙漠—黄土边界带普遍由三层古土壤和夹于其间的两层黄土组成，其中顶部和中部的土壤均为灰钙土，底部的土壤为碳酸盐褐土。由此揭示了s[,1]所代表的暖期（即末次间冰期）是由三个次一级的暖期和夹于其间的两个冷期组成的，其中又以最早出现的那次暖期气候更为湿润。s[,2]由两层古土壤和一层古风成砂组成。揭示了这次暖期发生时，曾一度出现气候极为干冷的时期。这次暖期也就由两个次一级的暖期和夹于其间的一个冷期构成。s[,3]由三层古土壤和夹于其间的两层黄土组成，与s[,3]对应的暖期是由三个次一级的暖期和夹于其间的两个冷期组成的。s[,4]由两层古土壤和一层黄土组成。反映了这次暖期也就由两个次一级的暖期和夹于其间的一个冷期构成。s[,5]由三层古土壤和两层古风成砂组成，当这次暖期中的冷期发生时，沙漠范围也曾一度扩大。这次暖期由三个次一级的暖期和夹于其间的两个冷期构成。

4.3　沙漠—黄土边界带环境演变的动力机制

在对古环境变迁的研究中，必然要涉及其演变的动力机制问题。目前，对东亚地区季风变化的动力机制，主要有以下三种解释：大陆冰盖驱动模式[33]，太阳辐射驱动模式[34]及最近刚刚提出的“双中心”驱动模式[35]。沙漠—黄土边界带地处东南季风边缘，笔者倾向其环境演变是受大陆冰盖控制的。

大陆冰盖是通过对西伯利亚—蒙古高压的控制作用来影响东亚季风环流的。冰期鼎盛时，西件利亚—蒙古高压加强，来自高纬度的寒潮和反气旋频频南下，冬季风的环境效应突出，而夏季风相对萎缩、甚至已不能深入沙漠—黄土边界带。在大风与干旱气候的耦合作用下，沙漠—黄土边界带的地表风沙活动加剧，沙丘活化，沙漠—黄土边界带位置南移，古风成砂的分布范围扩大；间冰期鼎盛时，情况正好相反，西件利亚—蒙古高压减弱，夏季风充分深入沙漠—黄土边界带，其强度及停留时间增长，温湿的气候使植被覆盖度提高，地表的风沙活动得以控制，沙漠—黄土边界带位置北移，在先前的沙丘或黄土母质上发育古土壤沉积；在上述两种极端气候的过渡情况时，冬季风的强度及持续时间已较冰期鼎盛时有所减弱及缩短，同时，夏季风仍能深入沙漠—黄土边界带，并能带来有限的降水，黄土也正是在这种气候条件下沉积的。

因此，沙漠—黄土边界带古风成砂与黄土、古土壤迭覆出现的特点，是东亚季风环流变迁的体现，并最终直接受控于北极冰盖的变化。

5　结论

（1）沙漠—黄土边界带石峁剖面的地层记录表明最老的古风成砂约形成于50万a前，换言之，毛乌素沙漠至少在50万a前就已经出现。

（2 ）历史时期的沙漠化与第四纪地质时期的沙漠变迁是两个不同时间尺度上的问题。第四纪地质时期的沙漠变迁明显受气候振荡控制，毛乌素沙漠在气候的自然调节下，历经“沙漠—非沙漠”的多次演变。在过去的50万a里，有明显记录的沙漠扩大次数至少有13次。

（3）在空间上， 沙漠—黄土边界带的地层可以与黄土高原不同地域的黄土剖面很好对比，在对气候的敏感程度上，却是后者所不能比拟的：冷期沉积中古风成砂层的存在及暖期形成的古土壤中黄土夹层的出现，均说明第四纪地质时期不仅有冰期—间冰期旋回，而且每个冰期或间冰期的气候也是有明显波动的，无论是冰期还是间冰期都夹有次一级的冷暖旋回。＊

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environmental evolution of the desert—loess

transitional zone over the last 0.5ma

abstract

besed of studying the sand—loess—palaeosol series of shimao profile,which is located in the desert—loess transitional zone of north china, the mu us　desert　evolution and the climatic flunctuations over the last 0.5ma have been discussed. our result indicated that:

1. according to the sedimental records of shimao profile,the oldest aeolian sand　of　desert—loess transitional zone formed at 0.5ma b. p., so this probably means the earliest occuring time of mu us desert.

2. the evolution of mu us desert is controlled by the quaternary climatic oscillation, and underwent changes from desert to non—desert or non—desert to desert. during the past 0.5ma, at least 13 times of desert extension occurred, which are inferred by the 13 palaeoeolian sand layers of shimao profile.

3. the stratigraphic sequence of the desert—loess transitional zone can be correlated with that of the loess plateau, but shows more sensitive to the past climatic changes: the sand layers sandwiched in glacial loess sediments and the loess or sand layers interbedded in interglacial palaeosols,all suggest that the sedimental successions in the transitional zone have a high resolution potential for recognozing not only the glacial—interglacial stages but also the within—stage climaticfluctuations.

key words: desert—loess transitional zone; palaeoclimate; environment change

注释：

〔1〕国家自然科学基金资助项目。

第2篇：黄土土壤特点范文

关键词：中低产田；土壤；生态利用；水土流失；精耕细作

Abstract: My area of low-yielding soil area first to rational development and utilization of non-farming - brown soil resources, to prevent the deterioration of the ecological environment of farmland soil. Followed by the low-yielding soil of Reclamation in cultivated - brown soil, red soil, brown loess, along the river sand, coastal areas, salinization of soil, gradually improved. Focus on the improvement and utilization of the mountain from the serious mountain soil erosion, and erosion control. The main way to increase ground cover and change the sloping ground, enhanced soil erosion force.Keywords: in low-yielding fields; soils; ecological utilization; soil erosion; intensive

中图分类号：F205文献标识码：A 文章编号：2095-2104（2013）

中低产土壤主要是由于本身具有各种各样的障碍因素，限制了农作物的正常发育，产量一直处于低而不稳定的状态。合理利用和改良土壤，就是要按照自然规律和土壤本身的属性，因地制宜采取有效措施，挖掘土壤本身的潜力，以实现粮食的增产。

一、中低产土壤类型及分布情况

1、以地区分布看：以虹螺山周围的丘陵乡和西北山区乡为多，沙河营、张相公、钢屯、寺儿堡、塔山（老官堡）等五个乡，中低产田达27万亩，占全区中低产田总面积的48.1%。占这五个乡耕作型土壤面积的67%。还有杨郊、新台门、白马石、山神庙、孤竹营等西北山区乡低产田面积也很大，总计15万亩，占比26.7%。

2、从地形和土种比例看：以分布在山坡中上部和丘陵岗顶的山地土壤为多，二十个低产土种有各种岩性的山砾土、山砂土、红土、黄土、砂砾棕黄土等九个土种，面积达40.6万亩，占低产土壤总面积的75.8%。

3、按各种限制因素划分：因遭受中度以上侵蚀造成耕作层浅薄的各种岩性山砾土、山砂土、红土、黄土、沙砾棕黄土等计48.0312万亩，占低产田总面积的85.5%。质地不良有过砂或夹砂层、砂砾底等障碍层次的低产田面积有7.8089万亩，占13.8%。土体中含有害盐类的有重硫盐化淤土、中硫盐化淤土、中氯硫盐化淤土，计0.3644万亩，占0.7%。

4、按营养状况分析：加权平均值有机质含量低于1%，养分贫瘠土种有：酸性岩山砾土、酸性岩山砂土、石灰岩山砂土、红土、黄土、石灰性棕黄土，中氯硫盐化淤土等八个土种，面积达31.0412万亩，占比55.2%。速磷加权平均值含量低于3ppm，严重贫磷的有酸性岩山砾土、山砾土山砂土、基性岩山砾土、石灰岩山砂土、红土、盐化淤土等十个土种，面积达35.0795万亩，占比62.4%。

从上述分析明显看出，我区中低产土壤多是在残积物上发育起来的，土层浅薄，质地过砂，养分贫瘠的重砂质土壤。

二、中低产土壤特点及形成原因

（一）我区中低产土壤有以下四个特点

1、初度熟化，土层浅薄。由于山地土壤多是在各种岩石风化物的残积物上发育的幼年土壤，垦植年限又不太长，所以土层浅薄，颜色较淡，初度熟化。

2、养分贫瘠，比例失调。有机质含量很低，速磷极度缺乏，只施氮肥造成氮磷比严重失调。

3、质地不均，砾石含量高。中低产土壤非砾即粘，山地土壤物理砂粒较多，粘粒较少，砾石含量大于10%，由于孔隙大，有限的降水大多渗漏，保蓄很少。而红土、黄土又因质地过粘，水分入渗少，由地表溜走。

4、都有不同程度的障碍层次和限制因素，有的夹砂，有的夹砂砾，有的砂砾底，有的过粘，有的含盐，有的砂化，都影响土壤潜在肥力的发挥，限制产量的提高。

（二）我区中低产土壤具体情况分析

1、土壤侵蚀面积大，危害严重：据统计，全区遭受不同侵蚀的土壤面积达262.0219万亩，占全区土壤总面积305.7208万亩的35.7%。其中强度侵蚀面积为117.2359万亩，占侵蚀面积的38.3%，中度侵蚀面积66.7175万亩，占21.8%，轻度侵蚀面积78.0685万亩，只占25.5%。中度侵蚀以上的面积达60%。从耕作型土壤侵蚀状况分析：全区耕作性土壤面积139.3222万亩，受侵蚀面积就有104.7197万亩，占75.2%。其中强度侵蚀21.6615万亩，占15.5%，中度侵蚀45.0921万亩，占32.4%，轻度侵蚀37.9661万亩，占27.2%，中度以上土壤侵蚀面积接近耕作型土壤的一半。

中低产土壤侵蚀状况更为严重。我区中低产土壤分布在山坡地上共有13个土种，侵蚀面积50.6040万亩，占中低产土壤总面积的90%。以各种岩性砾土侵蚀较重，表土几乎全部侵蚀，部分心土露出地表，属强度侵蚀，面积21.6615万亩，占中低产田的38.6%。各种岩性山砂土、砂砾棕黄土、红土、黄土属中度侵蚀，面积25.7280万亩，占46%。中度侵蚀以上面积达85.6%。。

2、营养状况恶化，肥力降低。我区20个低产土种营养条件很差，具体表现在有机质加权平均值小于1%，含量最低的酸性岩山砾土加权平均值只有0.71%，比全市平均值低0.45%。按我区有机质分级标准有43.8万亩属于五、六级，占31.4%。全氮含量与有机质有明显相关性，平均含量五、六级的面积79.78万亩，占57%。更为严重的是磷素含量低，这20个土种加权平均值含量小于3ppm，比全市加权平均值含量3.4ppm还低。按我区磷素分级标准，五、六级面积达107万亩，占77%，小于3ppm的六级就有76万亩，占54.5%。这些低产土壤每亩地为作物提供的磷素最高值也不过1斤。石灰性土壤含磷更低，属极端贫磷，限制产量提高。

土壤养分状况恶化的原因，除水土流失严重，施肥少，分解迅速，与土壤本身性质也密切相关，这些低产土壤最突出的特点是砾石含量多，砂砾比重大，物理粘粒与胶体含量少，土壤吸附能力弱，因而淋洗多，保蓄少。据测定这些土种阳离子代换量均在10―15m.e/100g土，最低的只有6.88 m.e/100g土，因而供肥能力很低。在这些土种中施用氮素化肥，常因干旱难溶，雨后淋溶，肥效高峰期短，利用率低。

3、物理性状不良，光热水协调差。这些中低产土壤首先一个突出的特点就是多数土种土层薄，耕层浅。比如在残积物上发育的各种岩性山砾土、山砂土所处地形部位高，坡度大，质地粗糙松散，土壤熟化程度低，冲刷较重。土体厚度多在30-60厘米之间，有的不足20厘米。有夹砂砾、砂砾底的土壤，土层也多在一米之内，只有黄土、红土、盐化淤土土层较厚，但耕作层却很浅，一般山地土壤15厘米左右，果园土壤10厘米左右，平地土壤也多在15―18厘米。由于土层薄，耕作层浅，作物生长受到限制，根系密集层比平地土壤浅5―10厘米，因而抗旱能力相对降低。

其次是砾石含量多，质地不均，过砂过粘性状不佳。二十个低产土种有山砾土、山砂土、粗细砂土等十二个属重砾质土壤，粒径一般大于1mm，砾石含量均在10%以上，最高达43.7%。各种山砾土、山砂土，物理砂粒含量60―85%，砂砾棕黄土、砂砾潮黄土砂粒含量74.85%，均属砂壤土。而黄土、红土等过粘的土壤，物理性粘粒含量均大于50%，属重壤土。还有石灰性棕黄土、重硫盐化淤土也属粘粒含量稍高的中壤土。砂性大的土壤，粘结性、可塑性很小，水分渗漏快、保养少、有效水含量不高，非毛管孔隙多；粘粒多的土壤，非毛管孔隙少，通透性较差，入渗慢，蒸发多，径流量大，光热水不协调。

再次多数低产土壤水分条件很差，一些山地丘陵土壤，地下水位很深，靠地表水维持作物生长。由于降水分布不均，雨后保蓄力很弱，田间持水量又不高，有效水含量较少。山砾土、山砂土多数田间持水量在17―21%，有效含水量在15―18%。而红土、粘土等粘重土壤，虽然田间持水量较高，但由于凋萎系数大，有效含水量也只有20%左右。这些低产土壤水分特点是：入渗快，保蓄少，渗漏多、径流量大、蒸发量大，土壤中适宜作物生长的含水量时间较短。在整个作物生长过程中，多次出现水分亏缺，有时下降到蔫系数以下，作物停止生长，因而遭受旱灾的频率高，危害程度也较重。

4、有各种障碍层次和限制因素。山地土壤层以下即是母岩层，影响根系下扎。棕黄土、潮黄土有夹砂砾、砂砾底等障碍层次，河淤土有夹砂、砂底和有害盐类等障碍层次。据统计全区有夹砂、砂砾底的土壤面积达6.5644万亩，占10%左右，土壤含有害盐类较高的各种盐化草甸土面积达1.5383万亩，占3%左右。上述有害层次的土壤，漏水漏肥，减产严重。

除上述客观原因外，在生产活动中采取掠夺式的经营，如长期种植耗地力很强的禾本科作物实行连作，施肥少，不整修土壤任其冲刷等，加之广种薄收，粗放管理，促成了低产田更加低产。

三、中低产土壤改良利用途径。

1、改善土壤的生态环境、合理利用土壤资源

1）我区分布在荒山沟谷的棕壤性土壤面积176.183万亩，除现有林地外尚有120万亩砂、石，植被稀疏，覆盖度在15―30%之间。对这部分土壤主要措施是增加覆盖度，控制水土流失。积极营造水土保持林，因山制宜，因土制宜，选择树种，西北干旱区可营造旱生沙棘、山杏、山枣等灌木，适当营造一些薪炭林。

2）实行封山育林育草，提高植被覆盖度。对已栽植幼林的荒山要全面封山，严加管护，对未造林的荒山实行轮封。把草多、草高、密度大，目前水土流失还不太严重的荒山，应划定牧业用地，作为草场资源，严加保护，合理放牧。对水土流失严重的荒山一律封起来，封山与管护结合。

3）对坡度较小，土层较厚的荒坡，可以发展果树生产，但在栽植前必须修筑水土保持工程，或植树造林种草，护坡护沟。

通过上述措施保护和利用山地土壤资源，增加覆盖，减少流失，以恢复和保持良好的生态环境，防止对耕地土壤的冲刷和蚕食。

2、采取综合措施治理坡耕地，进一步控制水土流失

1）在土层较厚的坡耕地和果园修筑高标准的水平梯田，实践证明水平梯田改变了坡面形态，可增加土壤蓄水，减少水土流失。

2）坡度大、土层薄的果园土壤，目前不能修梯田，要恢复过去的水土保持工程，采取环山等高撩坝，中间找坝叠埂的方法减缓径流速度，增加蓄水能力。壕梗上最好种植多年生的绿肥和豆科作物以保土防蚀，就地翻压，增加肥源。

3）加强沟头防护。修筑石坝、谷坊拦水淤地，在沟边种紫穗槐稳定沟谷，防止扩大加深。

4）实行合理耕作，蓄水防蚀。在坡耕地上环山打垄，等高耕作，顺耕改横耕，小垄改大垄，抬高垄体，修好垄头，以利蓄水保土。

5）实行横坡带状横坡间种，合理轮作。实行疏生与密生，高杆与短杆，禾本科与豆科宽档间种，合理轮作。特别要扩大地瓜、花生、豆类等密生作物面积，减少地面，保护表土少受雨滴冲击造成流失。

3、改变贫瘠的营养状况，提高土壤供肥能力

1）大量增施优质农肥，提高有机质含量。土壤有机质加权平均值含量由0.382%增加到2.661%，粮食及大豆平均亩产量由361斤增加到642斤，即有机质增加2.229%，产量增加281斤，有机质每亩增加0.1%，亩产净增12.6%。有机质含量在1.8%以上或0.8%以下，增产幅度较小，而含量在0.8%―1.8%之间有机质每增加0.8%，亩产量增加25斤。

增加有机质提高产量的主要原因，一是土壤中氮、磷含量相应增加，营养状况得到改善。另一方面能保持土壤中正常N/P比例，维持土壤营养动态平衡，使肥力稳定上升。

2）合理施用化肥，注意增施磷肥，调正氮磷比例。我区土壤近年来由于农肥施用不多，氮素化肥大量增加，氮磷比例失调。据化验，土壤中碱解氮含量多在50―60ppm，而速磷只有3―5ppm，有很多小于3ppm。由于严重贫磷，限制了产量提高。施用磷肥具有明显的增产效果，土壤含磷量越高产量越高。杂交高粮亩施50斤磷肥增产11.5%，每斤磷肥增产粮食1.76斤。亩施150斤磷肥增产22.2―35.3%，每斤磷肥增产1.4斤。杂交玉米亩施100斤磷肥增产17―34.4%，平均每斤磷肥增产1.34斤。

4、改善物理性状，消除障碍因素

1）针对低产土壤过砂过粘质地不均的特点，提倡客土垫地、掺砂子、上黄土或连年上砂土粪、粘土粪调正砂粘比例，对石屑较多的山地土壤要清除碎石，减少砾石含量。

2）针对土层薄，耕层浅，沉积层部位高，犁底层坚硬的特点，要逐年实行深耕，加深耕作层，打破犁底层，熟化沉积层，促进根系发展。

3）针对夹砂、砂砾底土壤漏肥、漏水等特点，要多垫黄土和上黄土粪，提高保蓄能力，选种抗旱能力强的作物，如谷子、花生、地瓜等，还要再多施农肥，分期追肥，防止后期脱肥。

第3篇：黄土土壤特点范文

关键词 生物炭；土壤水分；土壤质地；宁南山区

中图分类号 S152.7；TK6 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2016）19-0183-02

Abstract Through the indoor PVC pipe installed soil column simulation method，the change of water storage capacity of different texture soil with the increasing application of biochar in mountainous area of southern Ningxia were studied. Using the gradient applying amount of biochar on loessial soil and Heilu soil，experimental study on changes of water infiltration characteristics，natural water content，leaching solution volume were conducted，so as to explore the effects of biochar on water storage capacity of different texture soil. Results showed that with the increase of the amount of biochar，soil water capacity enhanced. With the application of biochar，preserving water performance of Heilu soil was better than that of loessial soil.

Key words biological carbon；soil water content；soil texture；mountainous area of southern Ningxia

生物炭是一种富含有机碳、具有稳定结构、较大比表面积的粉状颗粒，多数呈碱性[1]。据研究[2-6]报道，将生物炭作为土壤改良剂施入土壤，可吸附更多的水分和养分离子，提高土壤养分吸持量和持水容量，尤其是氧化后的生物炭可提高砂质土壤的持水量，改善土壤持水能力。添加生物炭使得砂土容重减小，孔隙度增加，进而改变了土壤扩散率，改良了砂性土壤的持水性[7]。近年来，将生物炭用作土壤改良剂、肥料缓释载体及碳封存剂备受世人关注[8]。

1 材料与方法

1.1 试验概况

供试土壤：宁南山区主要土壤类型黄绵土和黑垆土。供试材料：生物炭，由江苏省生物质炭工程中心提供，粒径小于1 mm。试验地点：宁夏农林科学院资源与环境研究所实验室。

1.2 试验设计

采用室内土柱模拟法，PVC管装土，管高60 cm，内径20 cm。试验前将土壤风干过1 mm筛，分别对黄绵土和黑垆土按照田间试验生物炭0、5、10、20、25、30 t/hm2 6个处理水平，对应换算设计生物炭质量分数6个，即0、2%、4%、6%、8%、10%，3次重复。生物炭与过筛土混合均匀后，每1～5 cm分层装入PVC管，管底用200目纱布及胶带缠紧，装土高30 cm，从土柱表面利用马氏瓶加水，一次性加水2 000 mL。

1.3 数据测定

入渗量监测，重点监测开始滴水1 h内，每隔10 min监测1次；自然含水量监测，重点监测30 d内，每5 d监测1次，利用土壤水分测定仪测定0～10 cm土壤自然含水量；入渗水淋溶液体积监测，重点监测30 d内，每10 d监测1次。

2 结果与分析

2.1 不同处理对土壤水分入渗特性影响

从表1可以看出，2种土壤条件下，随着生物炭的施入量增加，水分入渗累计量在不断减少；同等生物炭水平下，黑垆土入渗量低于黄绵土。说明随着生物炭量增加，土壤保水能力增强，黑垆土中施入生物炭后保水性能优于黄绵土。

2.2 不同处理对土壤自然含水量的影响

从表2可以看出，2种土壤条件下，随着生物炭施入量增加，土壤自然含水量不断提高；同等生物炭水平下，黑垆土自然含水量高于黄绵土。随着生物炭使用量的增加，土壤含水量增加，黑垆土中施入生物炭后保水性能优于黄绵土。

2.3 不同处理对土壤淋溶液体积的影响

从表3可以看出，2种土壤条件下，随着生物炭施入量增加，土壤淋溶液体积不断减小；同等生物炭水平下，黑垆土淋溶液体积低于黄绵土。说明随着生物炭量增加，土壤保水能力增强，黑垆土中施入生物炭后保水性能优于黄绵土。

3 结论

随着生物炭施入量增加，水分入渗累计量不断减少，土壤自然含水量不断提高，土壤淋溶液体积不断减小；同等生物炭水平下，黑垆土入渗量低于黄绵土、自然含水量高于黄绵土、淋溶液体积低于黄绵土。增施生物炭对宁南山区不同质地土壤水分保蓄能力具有明显影响，随着生物炭量增加，土壤保水能力增强，黑垆土保水性能优于黄绵土。

第4篇：黄土土壤特点范文

关键词：土壤剖面野外形态；发育综合指数；建模方法

中图分类号：S151+.1 文献标识码：A 文章编号：0439-8114（2013）21-5182-04

Modeling Method of the Wild Morphalogical Development Integrated Index of Soil Profile

JIANG Ying-ying，ZHOU Chong-jun，SUN Zhong-xiu，ZHANG Guang-cai，LIU Yang，GAO Hua

（College of Land and Environment，Shenyang Agricultural University，Shenyang 110866，China）

Abstract： Based on the soil morphological properties of 17 representative soil profiles in Chaoyang of western Liaoning， a soil morphological index system was measured for evaluating the development of paleosol. The wild soil profile development integrated index model was established.

Key words： soil profile morphology； development integrated index； modeling method

成土母质在各种自然因素和人为因素的影响下，发育成为具有不同属性的土壤。这些土壤属性的内在表现为土壤物质的转化及其迁移，而这些土壤属性的外在表现则反映于土壤剖面形态和土体构造上。为了用简单的数量方法来表达复杂的历史自然体——土壤的发育状况，多年来，人们进行了不断的探索。土壤学家和地质学家需要一种指数来定量评价土壤的发育程度，通过量化土壤野外形态如土壤颜色、胶膜、质地和其他随时间发生变化的性质来实现性质的量化和比较。

很多学者用土壤中微量元素间的比值作为判别土壤发育程度的手段，如黄成敏等[1]利用土壤中微量元素间的比值对海南岛北部玄武岩上土壤发育进行了研究；Dasch[2]曾对各种母岩在风化作用下Rb、Sr迁移规律进行了较详细的研究，指出Rb/Sr反映了母岩风化作用强度。Gallet等[3]也对洛川黄土剖面中的Rb/Sr分布进行了初步研究，发现该比值可识别古土壤地层单元。国内一些学者通过对我国北方黄土和长江下游地区下蜀黄土典型剖面的Rb和Rb/Sr研究发现，它们能更精确地反映古气候环境的变化，是区域环境演变研究中较理想的替代指标[4，5]。

土壤发育指数是将量化的土壤野外属性转化成一个综合指数来对整个土壤的发育程度进行评价。土壤剖面野外形态发育综合指数是评价、比较不同土壤发育程度的一种方法，是量化土壤野外属性以便在野外研究成土过程的方法。这种方法对于土壤发生学、土壤形态学、土壤系统分类学、地貌学、地层学的研究都有十分重要的应用价值。例如，当时间序列缺失时，土壤发育指数可以初步指示土壤的相对年龄，而应用土壤剖面形态发育综合指数可以在野外方便、高效、相对准确地鉴别古土壤[6]。

1977年Bilzi等[7]根据土层和母质之间性质的差异对土壤属性赋分。Leamy等[8]提出土壤形态指数这一概念，是一种应用几个土壤属性赋分平均值来评价土壤发育程度的方法。他们用这种方法对奥塔戈部分地区的古土壤的特征进行了初步量化。何磊等[9]研究认为剖面发育指数（PDI）和加权平均剖面发育指数（WPDI）作为剖面累积发育指标，可以用于不同土壤序列的发育速率比较。隋玉柱[10]在确认“黄土也是古土壤”的前提下，采用统一的半定量指标（主要包括反映成土强度的Munsell色调、彩度、明度、结构、粒度、色度、 CaCO3含量等）来确定古土壤的发育强度。

土壤剖面中土壤的形态属性含有丰富的成土环境信息，是环境变化与恢复和重建气候的重要依据，如基于古土壤的形态观测推断了洛川古土壤发育时期的古环境[11]。

总之，目前的研究主要集中于土壤发育程度方面，对应用土壤发育指数来鉴别古土壤的研究资料较少。古土壤的鉴别是利用黄土—古土壤序列研究气候与环境变化的重要手段。在野外识别古土壤有一定困难，尤其是识别弱发育的古土壤极其困难。李叙勇[12]用土壤发育指数来鉴别古土壤取得了令人满意的结果。本研究借鉴Harden[6]和Bilzi等[7]的思想，通过对土壤的红化作用、黑化作用、胶膜、结构、干时结持性、润时结持性、总质地、发生层边界等综合状况进行评价，建立土壤剖面野外形态发育综合指数模型，反映土壤的发育程度，以期为辽西朝阳古土壤鉴别研究奠定基础。

1 研究方法

研究剖面位于朝阳市凤凰山、建平县富山乡马家沟村、喀左县公营子镇端正沟梁村东大梁和北票市桃花吐4个地点。这4个采样点均有古土壤分布，并且存在一个从上到下红土与黄土相互交错的大剖面，并在其周围分布着由于上层被剥蚀掉而出露于地表（残遗、剥露）的古土壤剖面。

在4个采样点分别找到符合标准的剖面进行采挖，挖好剖面后进行土壤发生层的划分。根据中国科学院南京土壤研究所土壤系统分类课题组《土壤剖面描述规范》进行系统、规范的土壤剖面野外形态特征描述和记录。最后根据发生层进行土样采集，共采集70个土壤发生层，17个土壤剖面的土样。观测的主要项目有颜色、结构、质地、胶膜、结持性、发生层边界等。

2 土壤剖面野外形态发育综合指数模型的建立

2.1 土壤剖面野外形态发育综合指数的公式及确定

土地评价研究中，常用指数法和土地潜力分级法来评价土壤的生产力或农业潜力。土壤剖面野外形态发育综合指数的计算公式为：

PI=■ （1）

式中PI为某土壤剖面的野外形态发育综合指数，Xjn为某层某个土壤形态属性赋分后的标准化值，k为所选指标数，hi为某土层的厚度。确定土壤剖面野外形态发育综合指数的步骤如图1所示。

2.2 土壤剖面野外形态发育指标体系的确定

众所周知，野外调查作为土壤学研究的传统有效方法之一具有不可替代性，土壤剖面野外形态发育描述指标不能定量制约了其应用；土壤微形态的古环境意义虽然明确，但直观性较低，形态描述与表达繁琐，术语晦涩难懂，不能进行定量等问题仍然制约其应用[13]。此次研究尝试建立综合量化指标——土壤剖面野外形态发育综合指数，以期解决这一矛盾，并且具有土壤发生学的理论依据[14]。反映土壤发育的土壤剖面野外形态发育指标有很多，关键是所用指标能反映成土强度，并能进行定量或半定量研究。为了在野外方便、高效、相对准确完成古土壤鉴别，结合研究剖面的具体情况，尽量选取通过野外观察就能够直接获得的土壤剖面野外形态发育的指标。在众多反映成土强度的指标中，土壤形态特征较好地反映了成土过程中成土母质的累积变化。但土壤形态特征很多（如土壤颜色、土层厚度、质地、胶膜、结持性、发生层边界等），仅以某一特征不能全面反映土壤的发育状况，也不能进行土壤发育的定量评价。研究所建立的土壤野外形态发育指标体系见表1。对表1的各单项野外形态发育指标作以下说明，并着重从土壤发生学角度作出解释：

1）土壤颜色（Soil color）。土壤颜色是土壤对太阳辐射在视觉器官能够感受到的光谱范围内（280～760 nm）的选择吸收和漫反射的结果。土壤反射的那部分可见光的颜色决定土壤的颜色。影响土壤颜色的因素有很多，如土壤中的腐殖质含量、水分含量、暗色矿物（如氧化铁、氧化锰、黑云母等）含量、浅色矿物（如二氧化硅、氧化铝、碳酸钙等）含量，因此，颜色是表征许多性质的重要形态特征，它是人们认识土壤最直接的依据之一。土壤发育程度通常以颜色变化为特征[15]。伴随土壤发育，土壤中赤铁矿增加，导致土壤色调变红和土壤彩度增加[1]。土壤颜色跟土壤的成分和垒结状态直接相关，划分剖面发生层，颜色是首要的形态特征，颜色的各种变化是土壤内在性质变化的反映。土壤颜色的剖面变化对诊断土壤具有重要意义。根据土壤颜色也可以对土壤的形成过程、发育程度进行初步判断。研究将土壤颜色属性分解为红化作用和黑化作用两个指标，随着土壤发育的增强，色调变红、彩度变鲜艳的变化称为红化作用，黑化作用是指由于土壤有机质累积而使土壤变暗的作用，它是用芒赛尔颜色值中的明度来表示的，随明度的增加而降低。红化作用和黑化作用的赋分参照Harden[6]的方法，但为了排除在低彩度时有机质染色对彩度的干扰，将彩度为1～4时赋分的增值减小为5分。

2）土壤胶膜。土壤胶膜是在土壤形成发育过程中由土壤中的细粒物质（如黏粒、游离氧化物、碳酸盐、腐殖质等）通过浓聚、淀积或析离等作用，在土壤裂隙或孔隙壁表面以及土壤结构体或颗粒表面形成的膜状物。它是与土壤孔隙、裂隙、孔道、土胚（Ped）和骨骼碎屑颗粒在自然表面相结合的一种可识别的土壤形成物。若将土壤物质分为骨骼颗粒和细土物质，黏粒胶膜是细土物质中黏粒组分的扩散、移动或淀积形成的聚合物，或是黏粒组分原地变化形成的分离物。黏粒胶膜被认为是“土壤颗粒或土块的皮肤”，表示土壤表面或孔隙在经过悬浊液淋洗后被沉淀的黏粒所覆盖[16]。

土壤胶膜是土壤长期演化过程中逐渐形成的，其物质多来源于本体土壤的淋溶和淀积。胶膜的形态、结构和元素组成特点等是相应成土过程和环境条件的产物，记录着土壤的发生过程，包含了成土的气候变化和环境变迁的信息，可作为识别土壤在不同时期的发生过程和环境变化的重要依据[17]。

3）土壤结构。土壤结构是指土壤颗粒（包括团聚体）的排列与组合形式。主要功能是使土体中同一空间里同时存在固、液、气三相，并且具有调节水、肥、气、热的作用。土壤结构是土粒有规律性的结合体。结构体内部与结构体之间有着截然不同的孔隙状况，土壤结构的功能就是靠它形成不同的孔隙及其分布密度的差异来实现的。

土壤结构是土壤中各种过程进行的物理框架。观察土壤剖面中的结构类型，可大致判别土壤的成土过程。如具有团粒结构的剖面与生草过程有关；淀积层中有柱状或圆柱状结构则与碱化过程有关。土壤结构影响土壤中水、气、热以及养分的保持和移动，也直接影响植物根系的生长发育。土壤结构的定量化对土壤水、气、热和土壤生物、化学过程定量化研究具有重要意义。

4）干时结持性（硬结性）、润时结持性（坚实性）。结持性是指土粒（

5）土壤质地。土壤质地是指土壤中各粒级重量占土壤重量的百分比组合。质地野外判别采用Shaw的简易质地类型进行快速判定。土壤质地是土壤的最基本物理性质之一，对土壤的各种性状都有很大的影响。因为野外鉴定的质地类型无法对黏粒含量作出较准确的估计，所以通过采用包括质地类型、黏着性、可塑性在内的综合指标即总质地来评价某些质地类型黏粒含量的较大差异性[6]。

6）发生层边界。发生层边界是指相邻发生层之间的过渡状况。土体是以土壤性质侧向变化的最大均一性为界限的土壤地理个体，它是土壤在空间上一个立体的单元。在土体内由于物质的重力和张力以及溶解和沉淀等影响，在垂直方向上产生了自然的质地分异形成土层。因此，发生层边界的类型可以很好地指示土壤的发育状况[17]。

土壤剖面野外形态发育各项指标分级赋分中，红化作用、黑化作用参照李叙勇[12]的方案，总质地、干时结持性、润时结持性参照Harden[6]的方案，发生层边界参照Bilzi等[7]的方案。由此构建了评价辽西朝阳第四纪古土壤剖面野外形态发育的指标体系（表1）。

2.3 土壤剖面野外形态发育综合指数的计算

2.3.1 土壤剖面野外形态属性的量化和标准化 经详细描述的土壤剖面野外形态发育各项属性，按照表1中的标准赋予分值即是其数量化。标准化的目的是使各项土壤属性的量化值在同一个数量级范围之内，使不同土壤之间具有可比性，其计算公式为表1中所列各标准化公式。

2.3.2 土壤剖面野外形态发育综合指数的计算 土壤剖面野外形态发育综合指数的计算按公式（1）进行，计算步骤见图1。据此计算了辽西朝阳挖掘的具有代表性的17个土壤剖面的野外形态发育综合发育指数。

3 小结

通过研究确定了评价古土壤发育的8项土壤剖面野外形态发育指标体系，建立了土壤剖面野外形态发育综合指数模型。土壤剖面野外形态发育综合指数模型虽然已经建立，但需要进一步研究来验证其适用范围和准确性。

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第5篇：黄土土壤特点范文

关键词芦笋田;土壤养分;肥力评价;黄河沿岸

中图分类号S644.6;S158文献标识码A文章编号 1007-5739(2009)11-0007-02

山西的芦笋主要分布在黄河沿岸的永济、芮城、临猗、万荣和河津等县区,目前种植面积、产量均居全国首位,2005年山西省的芦笋种植面积已达1.5万公顷,总产量约10万吨,出口数量占全国出口总量的一半[1]。黄河农场地处北纬34°49′,东经110°15′,海拔273m,紧邻黄河的东岸,土壤特性及光、热、降水等气候条件非常适宜芦笋生长,总耕地面积约700hm2,其中2/3为芦笋田,永济市的芦笋种植面积已达7 000hm2。芦笋每年从土壤中吸收大量的氮、磷、钾养分的同时,也吸收了不少的钙、镁、铜、锌、铁、锰和硼等中、微量元素。资料显示,平均每1 000kg鲜芦笋从土壤中吸收的养分:氮(N)1.54~2.81 kg、磷(P2O5)0.68~1.62kg、钾(K2O)2.02~4.75kg、钙(Ca)161.99~288.13g、镁(Mg)74.17~107.35g、铜(Cu)0.95~1.27g、锌(Zn)2.62~4.28g、铁(Fe)6.40~9.12g、锰(Mn)0.83~1.18g、硼(B)3.01~3.85g[2]。随着芦笋产量的提高和生长年限的延长,芦笋从土壤中带走的养分越来越多,目前生产中所采用的施肥措施仅考虑氮、磷、钾,对中、微量元素未进行补充,而土壤中的某些营养元素的缺乏可能成为芦笋产业持续发展的限制因子。当前,有关芦笋营养价值和采后加工方面的报道较多,但关于芦笋产地土壤营养特征的研究报道较少。因此,选择芦笋种植最早、最集中、具有代表性的永济黄河农场作为试验研究对象,采集其耕层土壤样品,进行土壤养分状况的分析研究,旨在为黄河沿岸芦笋大面积可持续发展提供科学依据。

1 材料与方法

1.1试验区概况

试验区土壤属于黄河故道与近河道处的冲积滩地,上层多为细砂壤土及砂土,砂质含量大,砂粒粗。土层深厚,质地粗而均匀、疏松、耕作性能好、不怕涝。有机质含量低,速效氮、磷肥缺乏,保水保肥力差,肥劲短。多半为半砂荒或砂荒地,草害严重。地下水位高,打井方便,但渗水快,灌溉难度大。

黄河农场地处中原地区,四季分明的气候特点特别适宜芦笋的生长。年平均温度在13~15℃,温度年较差和日较差都较大,无霜期220~240d。年降水量600~800mm,年蒸发量2 000~2 200mm,年降水量分布不均,夏秋季占75%以上,冬春季仅占25%,常发生严重春旱[3]。

黄河沿岸笋龄大多为3~8年,芦笋品种以UC800、UC72、UC157、UC309等为主,主要施用复合肥,如玖源BB肥、撒可富、红三角等,浇水从3月份封垄前开始,4月底和5月初施复壮肥大水灌溉,到11~12月份冬浇,1年共浇水3~4次,浇水量平均在750t/hm2左右。

1.2 取样及分析测定方法

根据芦笋品种和种植年限的不同进行芦笋田的选点取样,南场选9个芦笋地块,北场选7个地块,要求每个地块芦笋面积不得小于1 500m2。根据地块形状不同,每个地块选5~7个采样点分别按对角线或S型取样,采样深度0~20cm和20~40cm。取混合土样1kg左右,室内风干粉碎过筛用于土壤养分含量的测定。土壤分析项目有:有机质、全氮、全磷、全钾、碱解氮、速效磷、速效钾,交换性钙、镁,有效铜、锌、铁、锰和硼,阳离子代换量,均采用土壤农化常规分析法进行分析测定[4]。

2结果与分析

2.1酸碱度偏高

土壤酸碱度对土壤中的各种营养元素有效性的影响非常大,芦笋生长发育适宜的土壤酸碱度为pH值为5.8~7.5,当土壤pH值在5以下或8以上时,芦笋生长受到抑制,产量降低[5]。分析结果表明,芦笋田土壤0~20cm的pH值为8.45±0.13,20~40cm的pH值为8.58±0.18,抑制芦笋生长,黄河农场土壤的酸碱度偏高可能与山西省大部分土壤为石灰性土壤有关[3]。

2.2有机质普遍极低

土壤有机质是作物生产中的必要因子,它通过贮蓄养分、减少养分淋溶损失、缓冲土壤酸碱急剧变化、提供土壤微生物活动能量以及缓和土壤紧实等作用而有利于维持土壤生产力。决定土壤水分和氧气蓄集能力的特性-土壤结构,也受土壤有机质含量的影响。由于测试地土壤质地为砂质和气温偏高的缘故,土壤中有机质的矿化速度较快,土壤有机质含量极低,为所测土壤有机质含量均远远低于一级芦笋园土壤质量标准(土壤有机质>1.5%)[6]。表明连续多年种植芦笋,加快了土壤有机质损耗,而芦笋秸秆又不还田,土壤有机质归还率低,土壤中潜在肥力有逐年下降的趋势。

2.3氮、磷、钾储备量不足

土壤全氮、全磷和全钾含量反映土壤潜在肥力的高低,即土壤供给作物氮、磷、钾养分的潜力。分析结果表明,种植芦笋以来,尽管笋农使用了大量的氮素肥料,但土壤中全氮含量仍很低,无论是0~20cm土壤,还是20~40cm土壤的含氮量都远远低于一级笋园的土壤质量标准(全氮>0.1%)[6],即0~20cm和20~40cm土壤的全氮均为极缺状态(100%样品

土壤中全磷虽不能被作物完全吸收利用,但在酸性土壤条件下,可以逐步释放为有效磷,而山西省石灰性土壤中的矿质磷素则难以释放。因此,山西土壤的全磷含量,只能反映土壤磷素的储备量,即潜在养分[3]。分析结果表明,0~20cm和20~40cm土壤全磷含量均属于缺磷状态(分别有75%和100%土样

土壤中全钾包括速效钾、缓效钾和难溶性钾,分别反映土壤钾素的储备量。分析结果表明,0~20cm土壤全钾属于高含量水平(75%土样>2%),20~40cm土壤全钾含量较低(75%土样

2.4速效氮、磷、钾处于缺乏状态

土壤全氮、全磷和全钾含量不能反映土壤供给当季芦笋养分的能力,因此通常用土壤碱解氮、速效磷和速效钾含量作为土壤供给当季芦笋养分能力的指标[8]。氮、磷、钾是植物生长必需的大量元素,特别是氮素,其含量高低直接影响根系和枝叶生长,与作物的产量品质有密切的关系。分析结果表明,0~20cm土壤碱解氮为中等偏低水平(75%土样在50~100mg/kg),20~40cm为缺氮状态(土样75%在25~50mg/kg)。土壤0~20cm有效磷含量68.8%的土样在5~10mg/kg,其余均小于10mg/kg,20~40cm样品100%小于5mg/kg,均属于有效磷极缺状态。土壤0~20cm有效钾平均含量处于适中水平(样品43.8%>100mg/kg,其余均在50~100mg/kg),20~40cm有效钾含量为适中偏缺(87%样品在30~50mg/kg)(见表2)[10]。以上分析结果表明,养分分布不均匀。这可能与长期以来农民粗放的施肥方法和大水漫灌的灌溉方式等农业耕作措施有关。

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2.5微量元素含量丰缺不等

目前山西省芦笋生产中基本不施用铜、锌、铁、锰、硼等微量元素,因此土壤中微量元素养分的丰缺状况对芦笋的持续优质高产就非常重要。分析结果表明,0~20cm土壤铜含量处于适中偏丰富状态(100%样品>0.2mg/kg,25%样品>1.0 mg/kg),20~40cm也是适中状态(81.25%的土样>0.2mg/kg);0~20cm有效锌含量为适中(75%样品>0.5mg/kg),20~40cm为缺锌(样品69%

芦笋田土壤0~20cm和20~40cm交换性钙镁非常丰富(100%样品Ca>90mg/kg,Mg>19.5mg/kg)[9]。钙和镁属于中量元素,目前在芦笋生产上一般也都不把钙和镁纳入施肥计划,但有些肥料含有较多的钙和镁,如钙镁磷肥含有钙和镁,过磷酸钙含有钙,土壤中的钙和镁在不经意中得到了不规则地补充。另外,黄河农场属于石灰性土壤,也是土壤中钙镁含量较高的原因之一。

2.6阳离子代换量低,保肥能力差

土壤阳离子代换量高低,说明土壤对养分的络合、吸附能力强弱,关系到土壤养分的供给和持续能力,同时影响土

壤其他的理化性状。芦笋田土壤0~20cm阳离子代换量5.53 cmoL/kg土,20~40cm为4.41cmoL/kg土,研究认为,土壤阳离子代换量

3结论

黄河沿岸芦笋田土壤酸碱度偏高,对土壤中的各种营养元素的有效性发挥有抑制作用,普遍存在土壤有机质含量低、氮磷钾储备不足、土壤保肥性能差等问题;土壤速效氮、速效钾普遍偏低,速效磷严重缺乏,微量元素丰缺不等,与芦笋高产条件要求相比有很大差距。

4参考文献

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第6篇：黄土土壤特点范文

关键词：红菜薹（Brassica campestris L. ssp Chinensis L. var. utilis Tsen et Lee）；土壤类型；品质

中图分类号：S634.606.1 文献标识码：A 文章编号：0439-8114（2014）05-1099-04

红菜薹（Brassica campestris L. ssp chinensis L. var. utilis Tsen et Lee，2n=20）又名紫菜薹、红油菜薹。属白菜类（B. campestris），为十字花科芸薹属蔬菜的一个变种，为二年生草本植物[1，2]。红菜薹中以洪山菜薹为极品，因其花茎色泽鲜艳，脆嫩清甜，味道鲜美，被誉为“金殿玉菜”[3]。洪山菜薹生长有着明显的地域性特征，特殊土壤类型往往是名优特农产品的最适宜土壤环境。因此，特定的土壤类型可以作为重要的农业资源来开发。正宗洪山菜薹原产地土壤类型为灰潮土，其母质是长江碱性冲积沉积物的亚黏土-亚沙土，灰潮土是发育在河流沉积物上受地下水活动的影响经过旱耕熟化而形成的土壤。以长江冲积沉积物作为母质的灰潮土，一个明显的特征就是高钙、镁，pH呈中偏碱性，土壤中磷（P）、锶（Sr）等元素也相对较高。因此，在品种、田间管理相同的条件下，土质及气候是关键所在。沿长江地区冲积沉因的灰潮土沿江皆是，只要同时具备冬春时节暖和小气候（或用大棚来调节），就有可能发展为新的洪山菜薹基地[4]。

为了充分发挥洪山菜薹品牌效应，做大做强洪山菜薹产业，摸清在历史上与洪山区同属武昌县的江夏区种植洪山菜薹的可行性，在位于江夏区法泗镇的公司甲、位于江夏区郑店街的公司乙和洪山菜薹原产地进行了洪山菜薹种植试验。对不同土壤样品编号检测，并采摘对应土壤的红菜薹样品进行品质分析。

1 材料与方法

1.1 材料

1.1.1 供试土壤 土壤样品于2011年9月27日分别从甲公司、乙公司、洪山区洪山乡取土样送至湖北省农业科学院测试中心检测，共进行13种主要项目的检测。甲公司黄土用A表示、甲公司红土用B表示、乙公司引入的洪山区洪山乡原土用C表示、乙公司红土用D表示、乙公司黄土用E表示、洪山区洪山乡原产地土用F表示。从表1可以看出，洪山菜薹原产地土样F在速效磷、速效钾、有机质、有效钙、有效硼5项指标上显著高于A、B、C、D、E 土样；公司乙黄土（E）在碱解氮、有效铜、有效锌、有效铁、有效锰等5项指标上显著高于A、B、C、D、F土样；公司甲红土B在有效镁1项指标上显著高于A、C、D、E、F土样；公司甲黄土A在有效硫1项指标上显著高于B、C、D、E、F 5个点的土样。pH方面，A土样呈弱碱接近中性，B、C、D、E、F土样呈弱酸性。

1.1.2 供试红菜薹 供试红菜薹品种为“大股子”，为洪山菜薹原种[2]。不同试点红菜薹品种、田间管理均相同。

1） 第一批红菜薹样品： 2011年12月15日在红菜薹主薹采收之际分别在公司甲（黄土A）、公司乙（洪山乡原土C、黄土E）、洪山菜薹原产地土（F）3个地方取4份产品样品，每份样品取1.5 kg送至华中农业大学园艺林学学院进行产品品质分析。

2） 第二批红菜薹样品： 2012年1月4日在红菜薹侧薹采收之际分别在公司甲（黄土A、红土B）、公司乙（洪山乡原土C、黄土E）、洪山菜薹原产地（F）3个地方取5份产品样品，每份样品1.5 kg送至华中农业大学园艺林学学院进行产品品质分析。

1.2 方法

试验设A、B、C、D、E、F 6种土壤处理，每个处理3次重复。可溶性蛋白质含量的测定采用考马斯亮蓝G250染色法；可溶糖含量的测定采用蒽酮比色法；维生素C含量的测定采用比色法；硝酸盐含量的测定采用水杨酸硝化法；纤维素含量的测定采用比色法；游离氨基酸含量的测定采用茚三酮溶液显色法。所有测定方法均参见文献[5]。数据用SAS 9.1软件分析，采用Duncan’s新复极差法进行多重比较，数据表示方法是x±S（n=3）。

2 结果与分析

2.1 第一批红菜薹主薹品质测定结果

2.1.1 形态 2011年12月15日的洪山菜薹主薹样品， A、C、E、F 4种土壤栽培的红菜薹在含水量上无显著差异，但土壤A栽培的红菜薹横径显著低于其他3个土壤，土壤C、E和F栽培的红菜薹横径无显著差异；土壤A栽培的红菜薹薹长显著低于C、E处理，低于F处理（表2）。

2.1.2 4种土壤栽培下红菜薹主薹品质比较 A、C、E、F等4种不同土壤的红菜薹主薹的6个关键指标检测结果见图1。由图1可知，红菜薹主薹可溶性蛋白质土壤A和土壤F栽培的显著高于土壤C和土壤E栽培的，土壤E栽培的红菜薹主薹可溶性蛋白质含量最低。土壤F栽培的红菜薹主薹可溶性糖含量显著高于其余3种土壤栽培的，土壤A、C、E栽培的红菜薹主薹可溶性糖含量无显著差异。栽植于土壤F的红菜薹主薹的维生素C含量显著高于土壤A和土壤C栽培的，土壤A栽培的红菜薹主薹维生素C含量显著低于其余3种土壤栽培的。土壤C和土壤F栽培的红菜薹主薹硝酸盐含量显著低于土壤A和土壤E栽培的。土壤A栽培的红菜薹主薹纤维素含量显著高于其余3种土壤栽培的，土壤F栽培的红菜薹主薹纤维素含量显著低于其余3种土壤栽培的。土壤E和土壤F栽培的红菜薹主薹游离氨基酸含量显著高于土壤A和土壤C栽培的。

氨基酸是蔬菜的重要营养成分，各种氨基酸含量及组成直接影响其营养价值，并与人类味觉密切相关[6，7]。土壤F生产的红菜薹主薹游离氨基酸含量高于其他处理。蔬菜中营养成分如维生素、矿物质、糖类和膳食纤维在人们饮食中占有重要地

位[8]，因此，可溶性糖、维生素C、纤维素等都是红菜薹重要的品质评价指标。土壤F生产的红菜薹主薹可溶性糖、维生素C均高于其他处理。粗纤维含量越高，品质越差，口感粗糙[9]，土壤F生产的红菜薹主薹纤维素显著低于其余处理。综上所述，土壤F生产的红菜薹主薹品质最佳，而土壤A生产的红菜薹主薹品质相对较差。

2.2 第二批红菜薹侧薹品质测定结果

2.2.1 形态 A、B、C、E、F分别表示红菜薹的5种不同的栽培土壤，所有测定方法和数据分析方法均同于第一批红菜薹主薹的测定和分析。形态测定结果见表3。由表3可知，5种不同土壤生产的红菜薹侧薹在横径上无显著差异；土壤E生产的红菜薹侧薹薹长显著高于土壤A、B、F的红菜薹侧薹薹长；土壤B栽培的红菜薹侧薹含水量与其他土壤栽培的红菜薹侧薹均无显著差异，但土壤F栽培的红菜薹侧薹含水量显著高于土壤A、C、E。

2.2.2 5种土壤栽培下红菜薹侧薹品质比较 A、B、C、E、F 5种不同的栽培土壤生产的红菜薹侧薹的 6个关键品质指标检测结果见图2。由图2可知，土壤F栽培的红菜薹侧薹可溶性蛋白质含量显著高于土壤B和土壤C栽培的，土壤C栽培的红菜薹侧薹可溶性蛋白质含量最低。土壤A和土壤B栽培的红菜薹侧薹可溶性糖含量显著高于其余3种土壤栽培的，土壤C栽培的红菜薹侧薹可溶性糖含量最低。栽植于土壤A的红菜薹侧薹维生素C含量显著高于栽植于其余4种土壤的，且土壤B、C、E、F栽植的红菜薹侧薹维生素C含量无显著差异。土壤A和土壤B栽培的红菜薹侧薹的硝酸盐含量显著低于栽植于土壤C、E、F的红菜薹侧薹。土壤B栽培的红菜薹侧薹纤维素含量显著低于其余4种土壤栽培的，且土壤A、C、E、F栽培的红菜薹侧薹纤维素含量无显著差异。土壤A栽培的红菜薹侧薹游离氨基酸含量显著高于其他土壤栽培的，土壤B、C栽培的红菜薹侧薹游离氨基酸含量显著高于土壤E、F栽培的。

从以上品质分析的结果来看，土壤A栽培的红菜薹侧薹可溶性蛋白质、可溶性糖、维生素C、游离氨基酸含量均较高，而硝酸盐含量低于其他处理，表明土壤A栽培的红菜薹侧薹品质最佳，而土壤C栽培的红菜薹侧薹品质相对较差。

3 结论与讨论

原产地种植的红菜薹（洪山菜薹）主薹品质（前期质量）最好，其他土壤种植的红菜薹主薹品质高低依次为公司乙引入洪山乡原土C、公司乙黄土E、公司甲黄土A。公司甲黄土A种植的洪山菜薹侧薹品质（中期质量）最好，其他土壤种植的红菜薹侧薹品质高低依次为公司甲红土B、洪山菜薹原产地土F、公司乙黄土E、公司乙引入洪山乡原土C。由两次供试红菜薹样品综合品质分析得出，洪山菜薹原产地土壤F种植的红菜薹综合品质最好。

洪山菜薹原产地土壤（F）在碱解氮、速效磷、速效钾、有机质、有效镁、有效钙、有效硼等7项指标上都较高，为洪山菜薹主薹品质最好奠定了良好的先天基础。公司甲黄土A种植的洪山菜薹侧薹品质最好，与公司甲黄土A底肥、追肥全部施用自有猪场的腐熟猪粪、沼液有关，从而印证了在土质适中的情况下，通过科学的田间管理尤其是科学的施肥技术等后天管理能够确保洪山菜薹特有的品质和风味。这为在江夏区或具有相似土壤成分、相同其他栽培条件的地区大力发展洪山菜薹产业、实施标准化生产提供了科学依据。今后可在江夏区搞好洪山菜薹示范生产，延伸产业链，加快洪山菜薹产业健康发展[10]。将洪山乡的土壤移至江夏区种植的洪山菜薹品质相对较差，这与移至的土壤本身养分含量低（土样C）有关；同时也可证明，在江夏区种植洪山菜薹无需将洪山区域内的土壤移至江夏区，移土栽培是一件成本很高但效果不一定好的举措。

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第7篇：黄土土壤特点范文

关键词：Se元素；土壤；作物富硒；富集特征；巴中

中图分类号：S158．3 文献标志码：A 文章编号：1002－1302（2016）05－0461－04

硒（Se）是维持生命有机体正常生理功能的必需微量元素之一，是目前唯一一种进入分子水平研究的微量元素［1］。作为人和动物所必需的营养元素，硒具有双重生物学功能，环境中硒过量会导致人和动物中毒，硒缺乏则会导致白肌病、克山病、大骨节病等地方病［2］。硒同时是是谷胱甘肽过氧化物酶的主要成分，具有抗过氧化物的作用，破坏自由基，对人体氧化过程中产生的有毒物质进行分解［3－4］。因此，研究硒资源对人体健康具有重要意义。随着对硒生理功能等认识的逐步加深，补硒理念开始被大多数人所接受［5］。Finley等研究发现，进食生物硒为最安全有效的补硒途径［6］。人们对富硒食品的需求日益增长，利用富硒地区硒资源开发，种植天然富硒农作物，对满足人们、特别是缺硒地区居民的补硒需求具有重要意义。巴中市地处四川省东北高硒地区边缘，且紧挨富硒地区四川省万源市，因此研究其土壤中可能存在的丰富硒资源和农作物中富硒状况对开展巴中市特色农业种植具有指导意义，对推广巴中市富硒农产品、发展当地富硒产业和促进当地经济发展具有重要作用。国内已有专家学者对我国硒资源进行普查，结果为我国从东三省起斜穿至云贵高原，2／3以上地区缺硒，其中50％为严重缺硒区［7］。有研究证实，我国境内湖北省恩施州、陕西省紫阳县、贵州省开阳县和安徽省石台县为4处高硒区，浙江省龙游县、山东省枣庄市、四川省万源市、江西省丰城市等为相对富硒区［8－9］。仝双梅等对贵州省开阳县富硒岩石出露区出产的农作物进行研究，筛选了当地可供开发种植的富硒农作物［5］。赵妍等对江苏省茶园土壤硒分布特性及其有效性进行了研究，得出可通过改善土壤环境条件来提高土壤硒有效性并提高茶叶中硒含量［10］。刘婷等对陕西省安康市10个地区主要农作物硒含量进行了系统分析，得出安康作物硒含量普遍高于我国平均水平，具有很大的开发利用价值［8］。郭宇等对湖北省恩施地区典型农业活动区土壤中硒含量进行调查，初步研究了Se在土壤－植物体系中的迁移转化规律［11］。姜超强等研究了不同土壤硒含量下水稻的富硒情况［12］。巴中市正好处于川东北高硒地区的边缘，同时紧挨万源市，目前对巴中地区土壤Se元素的研究鲜有报道，特别是对该地区农作物硒含量与硒的富集特征研究几乎没有。本研究对巴中市主要农产品及产地土壤硒元素的地球化学特征进行了分析，考察其所产生的生态效应，筛选出富硒经济作物类型，旨在理清巴中市境域内农作物Se分布特征，趋利避害，兼顾发展利用与生态保护，合理实施农业特色种植与产业经济结构调整。

1材料与方法

1．1试验区概况

巴中市位于四川盆地东北部，地处大巴山系米仓山南麓，全国第二大苏区———川陕革命根据地的中心和首府，素有“红军之乡”“四川盆地北缘主要农作物基因库”等美誉［13］。下辖巴州区、恩阳区、通江县、南江县、平昌县，地处中国秦岭—淮河南北分界线南，东邻四川省达州市，南接四川省南充市，西抵四川省广元市，北接陕西省汉中市，面积12325km2，属于亚热带大陆性湿润季风气候。该地区既是国家粮食储备基地，又是商品粮输出基地，骨干经济作物中的茶叶、金银花、食用菌、中药材、蔬菜、水果等已形成规模优势。巴中市气候温和，多年平均气温17．1℃，无霜期长，雨量充足，光热较好，主要的4种土壤类型有水稻土、紫色土、黄壤、冲积土。可见巴中市拥有有利于农业生产发展的气候条件与土壤条件。

1．2样品采集与测定

对巴中市344份作物土壤样品硒含量及21种作物硒元素富集特征进行研究，采用实地采样法和室内测定法。在巴中市境内，针对不同物种和不同地区设立典型调查样地。确保样株具有充分的代表性，选择样株的同时考虑群体密度、植株长相、植株长势、生育期等一致性，采样时避开株体过大过小、遭受病虫害或机械损伤以及田边路旁的植株，并采集到农作物相应的根系土壤。采样按照蛇形路线多点采取，组成混合样。样品采集后立即将植株样品根据需要按不同部位（根、茎、叶、籽粒）分开，以免养分转移。所有采集样品进行风干，必要时用油纸或报纸摊开，避免腐烂。硒元素采用原子荧光分析方法进行测定。样品分析严格按照DD2005—01《多目标区域地球化学调查规范（试行）》进行［14］。在主要作物元素富集特征研究方面，采集了巴中市富有特色的产品21种共计56件样品，包括粮油作物、茶叶、蔬菜、水果、食用菌、川明参、金银花等。最后将所得资料回笼、分类、整理，并录入计算机，建立详实的基础数据库。

1．3统计分析

利用Excel2007和SPSS16．0对所得数据分类汇总并进行统计分析。

2结果与分析

2．1巴中土壤Se含量特征

土壤中硒的含量水平直接决定植物、动物和人体内硒的含量状况。表1为巴中市不同地区土壤Se含量特征，根据谭见安《中华人民共和国地方病与环境图集》的划分标准可知，整个巴中地区平均硒含量为0．165μg／g，属于潜在硒不足（表2）。巴中地区不同区县土壤硒含量差异显著。南江县平均硒含量最高，为0．192μg／g，其次为通江县，为0．167μg／g，平昌县平均硒含量最低，为0．142μg／g。除南江县为足硒水平外，其他3个地区都为潜在硒不足。四川省土壤硒含量平均值为0．095μg／g，巴中市各县域土壤硒含量均高于四川省平均值，表明巴中市土壤较四川省而言具有较高的硒含量。变异系数表示调查区内土壤Se分布的离散程度，由表1、表2可知，通江县和南江县土壤硒分布属分异，其土壤硒含量分布较为离散，最大值与最小值差异显著；巴州区和平昌县属基本均匀，土壤硒含量分布较均匀，含量大小起伏变化较小；整个巴中地区土壤硒分布属不均匀。按土壤类型可将研究区内土壤分为黄壤、黄棕壤、紫色土3类。如表3所示，巴中不同土壤类型硒含量不同，黄棕壤的平均硒含量最高，为0．172μg／g，其次是黄壤，平均值为0．159μg／g，硒含量最低的土壤类型为紫色土，平均值为0．148μg／g，这3种类型的土壤都属潜在硒不足。与全国背景值比较，只有黄棕壤的硒含量高于全国背景值，黄壤和紫色土均低于全国背景值。黄棕壤硒含量的最大值为1．15μg／g，属富硒水平，其所处采样点为通江县空山乡龙池村，主要种植作物为土豆；黄壤硒含量最大值为0．633μg／g，属富硒水平，采样点为南江县下两乡元顶子村，主要种植茶；紫色土硒含量最大值为0．352μg／g，也属富硒水平，采样点位于南江县关田乡西坪村水稻田。根据变异系数可知，黄壤和黄棕壤的硒含量分布不均匀，紫色土硒含量分布基本均匀。按耕作程度将研究区内土壤分为旱作、水耕、水旱3种类型。如表4所示，耕作程度不同，土壤硒含量也不同。水耕土壤平均硒含量最高，为0．191μg／g，属足硒水平；其次是旱作土壤，硒含量平均值为0．167μg／g，属潜在硒不足；水旱土壤平均硒含量为0．154μg／g，也属潜在硒不足。旱作土壤中有11个采样点土壤为富硒，分别位于通江县空山乡中坝村和龙池村以及南江县下两乡元顶子村、赶场乡鹿角垭村、流坝乡金台村、流江乡金台村。根据变异系数可知，旱作土壤硒含量大小分布不均匀，水耕和水旱土壤硒含量分布基本均匀（表5）。

2．2巴中主要作物Se含量特征

表6为巴中市各农作物硒含量，不同农作物硒含量差异较大，硒含量范围为0．0008～0．507μg／g，各种作物的平均硒含量大小顺序为木耳＞茶叶＞水稻＞金银花＞银耳＞玉米＞川明参＞苦瓜＞豇豆＞芦笋＞莴笋＞甘薯＞马铃薯＞青椒＞葡萄＞黄瓜＞猕猴桃＞番茄＞梨＞萝卜＞茄子。安康市DB6124．01—2010《富硒食品硒含量分类标准》是目前我国公认的富硒食品分类标准［15］（表7），与表6各农作物的平均硒含量对比得出，巴中木耳为富硒木耳，茶叶为富硒茶叶，水稻为富硒水稻；巴中玉米硒含量为0．0169μg／g，小于0．02μg／g，因此玉米不属于富硒作物；巴中银耳含硒量为00193μg／g，小于0．05μg／g，因此银耳不属于富硒作物，金银花与川明参硒含量均小于0．05μg／g，不属于富硒作物；葡萄、猕猴桃、梨硒含量均小于0．01μg／g，不属于富硒水果；豇豆、苦瓜、芦笋、莴笋、甘薯、马铃薯、青椒、黄瓜、番茄、萝卜、茄子硒含量均小于0．01μg／g，均不属于富硒蔬菜。因此，巴中地区主要农作物中，只有木耳、茶叶、水稻为当地富硒作物，其余18种作物均未达到富硒水平。不同地区同种作物的硒含量也存在一定差别。以水稻为例，巴州区水稻硒含量为0．025μg／g、平昌县为0．021μg／g、南江县为0．04μg／g、通江县为0．0182μg／g。玉米在巴州区的含硒量为0．021μg／g、平昌县为0．026μg／g、通江县为0．0161μg／g。分析对比其他作物，也可得出类似结论。

2．3作物Se富集特征

巴中市4区县作物的平均含硒量分布十分分散，其中含量最高的是通江县，为0．0189μg／g，最低的是南江县，为0．0072μg／g。不同作物类型含硒量的地区分布差异较大（表8）。南江县的农作物含硒量最高，达到0．0404μg／g，平昌县和巴中区的农作物含量均超过0．02μg／g，达到富硒标准，而通江县的农作物硒含量为0．0164μg／g，达不到富硒标准。在蔬菜、水果、中药材种类的硒含量比较上，尽管各地区差异较大，但都未达到富硒标准。饮品类比较中，南江县的硒含量达到0．0908μg／g，属于富硒水平，通江县的硒含量为0．035μg／g，不属于富硒。除木耳外，茶叶的含硒量和其对硒的富集能力均最高，水稻硒含量和富集系数仅次于茶叶，这2种作物均属富硒作物，且对硒的富集能力也较其他农作物强。因此选择茶叶和水稻在巴中富硒地区进行广泛种植，既可以获得富硒农产品，为人们提供天然有机硒，又可以促进当地的经济发展。

3讨论

通过对巴中市各区县土壤硒含量测定分析得出，巴中地区平均硒含量为0．165μg／g，较整个四川地区而言具有较高的硒含量，但仍属于潜在硒不足。巴中市各区县间土壤硒含量差异较大，土壤硒含量分布较分散。不同土壤类型硒含量不同，由于土壤类型由成土母质决定，成土母质不同，以及土壤上的种植植物不同，造成硒含量不同，与金兴钰等得出的因土壤母质不同导致土壤硒质量分数不同的研究结果［17］相似。不同耕作程度土壤硒含量也有差异，因为不同耕作制度的土壤所种植的植物不同，人类的干预程度不同，对土壤灌溉方式不同，影响表生环境中硒的迁移循环过程，造成土壤硒含量不同。郦逸根等研究指出红壤与水稻土耕作方式与种植作物不同导致土壤中硒的赋存形态及含量不同，这与本研究结果相似［18］。巴中地区不同土壤类型或旱作土壤均存在达富硒水平的土壤，如通江县空山乡龙池村、南江县下两乡元顶子村等，这些地方土壤属富硒土壤，可充分发挥其资源优势，种植富硒作物，对硒资源进行合理开发利用。巴中市作物硒含量分散，不同区县、不同作物硒含量差异较大。通江县所产作物平均含硒量最高，而南江县的饮品类作物含硒量最高。巴中市代表性作物中，木耳、茶叶、水稻均达到富硒标准，属于富硒作物，茶叶对硒的富集能力最强，其次为水稻，因此选择木耳、茶叶和水稻在巴中土壤富硒地区进行广泛种植，可充分利用土壤中丰富的硒资源，获得富硒农产品，科学、健康地开发利用当地硒资源。巴中作为农业大市，研究其代表性作物Se及产地土壤Se含量特征及硒的富集能力，筛选出富硒土壤和富硒作物，为种植富硒产品的合理布局和科学施肥提供依据，对规划实施巴色农业种植和调整产业经济结构具有重要的指导意义。因此，今后应对巴中市存在的其他地理标志证明商标，如对“南江核桃”这样的代表性经济作物的硒含量及产地土壤硒含量特征进行探讨，便于今后在农业生产中对单项优势作物的选择。

4结论

第8篇：黄土土壤特点范文

关键词：土壤；还原；氧化铁；Cd；形态

中图分类号：X143 文献标志码：A 文章编号：1674-4764（2012）02-0115-06

Effect of Submerged Condition on Chemical Form of Cd in Soil of Three Gorges Reservoir Area

JI Fang-ying1, WANG Tu-jin2, YE Jiang-yu1, LI Si1, CAO Lin1

(1.Key Laboratory of Eco-environments of Three Gorges Reservoir Region,

Ministry of Education, Chongqing University, Chongqing 400045, P.R. China;

2.School of River and Engineering, Chongqing JiaoTong University, Chongqing 400074, P.R. China)

Abstract:Purple soil and yellow soil of Three Gorges Reservoir Area were submerged and incubated under a nitrogen atmosphere to study the effect of redox process on chemical form of Cd. It is shown that the pH and Eh decrease in the redox process. With the transition of soil redox condition, the content of CEC increases to 17.53 cmol·kg-1 for purple soil and 27.94 cmol·kg-1 for yellow soil, and the content of Fe (II) increases to 3 156.30 mg·kg-1 for yellow soil and 446.56mg·kg-1 for purple soil. The soluble Cd concentration declines after submergence for the purple soil and yellow soil, and 99.9% of soluble Cd is absorbed by soils. Chemical form of Cd in soil is significant correlated with the physical-chemical indexes of soil. In the process of redox process, part of Exc-Cd (exchanged fraction) transforms to Carb-Cd (carbonated fraction) and Oxide-Cd (oxide-bound fraction), and the content of Exc-Cd decreases to 4.56 mg·kg-1 for purple soil and 1.02 mg·kg-1 for yellow soil. The stability of Cd in yellow soil is higher than that in purple soil.

Key words:soil; reduction; iron oxide; Cd; chemical form



土壤淹水后从氧化环境转入还原环境，其理化性质发生显著变化，氧化还原状态的改变直接影响土壤的吸附和解吸特性，对重金属、磷等污染物的释放迁移产生重要影响［1-3］。重金属作为非生物降解型污染物，在自然环境中具有潜在的生态危害。虽然重金属的总量能反映它的污染状况，但其生物有效性和环境行为则主要取决于其形态［4-5］。据研究报道［6-7］，淹水还原性土壤中镉活性处于较低状态，淹水后镉活性降低是由于镉由高活性的交换态镉转化成活性较低的碳酸盐结合态镉、氧化物结合态镉和硫化物结合态镉。镉形态的再分配与土壤pH、Eh、氧化铁(III)还原活化等因素有关。

目前对三峡库区土壤重金属含量分布有较多的研究报道［8-10］，据已有研究表明，近20年来，由于工农业的迅猛发展，大量废气、废水、废渣的排放，大气沉降，城市生活垃圾，作物秸秆以及由农药、化肥等带入的重金属，使三峡库区局部地区土壤存在不同程度的镉污染。三峡大坝建成后大片土壤被淹没，处于淹没状态下的土壤将对水库重金属的迁移转化产生重要影响。目前研究多从重金属总量进行分析研究，对于重金属形态特征特别是土壤淹水下重金属有着怎样的形态变化特征还无相关研究报道，研究土壤淹水对Cd形态稳定性影响对于分析Cd在水环境中迁移转化及其对水体水质的影响具有重要的意义，因此，笔者以库区典型土壤类型紫色土和黄壤为材料，研究土壤淹水厌氧还原过程理化性质的改变，特别是铁还原活化对Cd形态稳定性的影响，以期为库区Cd污染的防控提供理论依据。

1 材料与方法

1.1 供试土壤

三峡库区土壤类型中以紫色土面积最大，主要分布在库区中部的涪陵、丰都、忠县、万州和开县等地。其次为黄壤，武隆、奉节、石柱和开县等地分布较多［11］，根据三峡库区土壤主要类型和分布特点，选取紫色土和黄壤作为研究对象，试验用紫色土采自重庆涪陵区，pH(水:土质量比=5:1)为8.59，有机质含量为11.9 g·kg-1，总Fe含量为43.7 g·kg-1，CEC（阳离子交换量）含量为12.21 cmol·kg-1。黄壤取自重庆奉节县，pH为8.74，有机质含量为33.7 g·kg-1，总Fe含量为23.4 g·kg-1，CEC含量为20.82 cmol·kg-1。土壤采回后自然风干，过200目筛。

1.2 Cd溶液淹土试验

取土壤300 g放入3 L试剂瓶中，按水土比5∶1加入2 mg/L硝酸镉溶液1.5 L。通入N2使之覆盖水层，盖上瓶盖，于25 ℃恒温箱中静置，试验期间每天充1次N2，1次10 min，设3个重复。按淹水1、3、6、11、18、27、37、48、60 d的间距取样测试。每个阶段进行pH、Eh测定，取适量土样以5 000 r·min-1离心10 min，去除饱和水，离心后的湿土取样，测定水分并作Fe(II)含量、CEC含量、Cd的形态分级分析。

1.3 测定方法

Cd形态分级分析按Tessier连续提取程序［12］进行，其中可交换态、碳酸盐结合态、铁锰氧化物结合态、有机物结合态和残渣态分别以Exc-、Carb-、Oxide-、Org-和Res-表示，用AAnalyst 800型原子吸收光谱仪测定含量。土壤中Fe(II)含量采用邻菲啰啉分光光度法测定，CEC用EDTA-铵盐快速法测定。数据处理和作图采用SPSS15.0及Excel软件。

2 结果与分析

2.1 土壤淹水厌氧还原过程理化性质变化特征

紫色土和黄壤淹水厌氧培养过程pH及Eh变化特征如图1、2所示。

由图1可以看出，淹水后土壤的pH均有降低趋势，向中性转变，其中黄壤pH变化更为显著。从淹水开始到试验结束，紫色土pH由8.21逐渐下降至7.81，培养后期pH趋于平稳。黄壤在整个试验阶段， pH由8.29迅速下降到7.63， pH在培养后期处于平稳状态。由图2可以看出，土壤淹水后Eh迅速下降，从淹水开始至试验结束，紫色土由275 mV降到42 mV，黄壤由268 mV降到-56 mV，试验后期Eh趋于平稳。

由图3可以看出，淹水后土壤的CEC含量均有升高趋势，黄壤更为明显。从淹水开始到试验结束，紫色土CEC含量逐渐升至17.53 cmol·kg-1，培养后期CEC含量趋于平稳。黄壤在整个培养阶段， CEC含量增加到27.94 cmol·kg-1， CEC在培养后期处于平稳状态。

厌氧条件下土壤中Fe(II)含量的变化如图4所示。由图可知，2种土壤Fe(II)均经历先增加后逐渐趋于平稳的过程，此外2种土壤在前期Fe(II)增长启动较慢，淹水厌氧培养60 d内，黄壤Fe(II)增加最多，由初期的48.69 mg·kg-1增至3 156.30 mg·kg-1，净增3 107.61 mg·kg-1；而紫色土增加较少，由初期的73.78 mg·kg-1增至446.56 mg·kg-1，仅净增372.78 mg·kg-1。可见，土壤异化铁(Ш)还原过程与土壤自身性质有关，例如高有机质含量为微生物的生长提供充足的营养，对铁的异化还原具有显著促进作用［13-15］，由2种土壤有机质含量可以看出，黄壤含量显著高于紫色土，有助于铁的异化还原。同时铁的异化还原还与土壤中铁的组成有关，全铁中只有无定形氧化铁和晶体态氧化铁中的部分纤铁矿可以被微生物还原利用，而赤铁矿、针铁矿等铁组分不能被还原［16］。

2.2 土壤淹水后的pe+pH变化特征

在土壤淹水氧化还原体系中，因Fe(Ш)氧化物含量较大，且自身接受电子、消耗H+参与氧化还原反应，所以对土壤淹水氧化还原强度的变化起着十分重要的作用。pe+pH是表征氧化铁(Ш)参与氧化还原反应的参数，在pe+pH为14~5的范围内，重金属生成氧化物及碳酸盐沉淀，在5以下时能生成硫化物沉淀［17］，不同的pe+pH范围对土壤Cd组分再分配状态，或者说对Cd活性的消长具有重要影响，pe通过Eh(mV)/59.2换算而得。紫色土和黄壤淹水后的pe+pH变化特征如图5所示。

淹水后两种土壤pe+pH都呈下降趋势，与Eh变化类似。淹水初期pe+pH下降趋势较快，培养后期处于较为平稳状态，至培养结束，紫色土pe+pH达到8.52，黄壤为6.68。黄壤淹水后还原深度强于紫色土。

2.3 土壤淹水后水相中Cd浓度变化特征

图6 土壤淹水后水相中Cd浓度变化特征

土壤淹水后水溶性Cd浓度变化如图6所示，外源Cd进入水-土体系后，在加入初期，水溶性Cd有升高趋势，而后呈下降趋势。Cd绝大部分被土壤吸附，水溶液中Cd含量相对较低，到试验结束，Cd在水相中的浓度大约为1 μg/L，土壤对Cd吸附达到99.9％以上。可见紫色土和黄壤对Cd具有较强的吸附能力。

2.4 Cd在土壤中形态变化特征

重金属在环境中的生物有效性和环境行为主要取决于其总含量和形态，可交换态重金属通过扩散作用和外层络合作用非专性地吸附在土壤表面上，通过离子交换就能将其置换出来，该相态活性最强，对环境条件的变化非常敏感，容易向水相迁移。碳酸盐结合态重金属以沉淀或共沉淀的形式赋存在碳酸盐中。pH是该结合态主要影响因素，环境变为酸性时，与碳酸盐结合的重金属就会溶解下来，可以为生物所吸收和利用。重金属以较强的结合力吸附于铁锰氧化物上。氧化还原电位对其影响较大，处于强还原环境下，重金属可能发生解吸而释放出来。有机质结合态的重金属是以配合和吸附的状态存在，在有机络合剂存在的情况下能将其萃取出来，因此也具有潜在的危害。残渣态的重金属是形态最为稳定的部分，它们一般赋存在样品的原生、次生硅酸盐和其它一些稳定矿物中，生态风险最低。

Cd在土壤中形态变化特征如图7、图8所示，从图可以看出，土壤厌氧还原过程对于Cd在土壤中的形态再分配有着重要的影响。伴随土壤淹水厌氧还原，土壤中Cd的形态分布特征也经历一个动态变化最终达到较为稳定的过程。

从图中可以看出，紫色土形态转变主要是从可交换态向碳酸盐结合态转变，而黄壤主要是可交换态和碳酸盐结合态向铁锰氧化物结合态转变， 有机物结合态和残渣态含量很低均无显著增长，最终紫色土中的可交换态含量仍然较高，至培养结束，紫色土中可交换态从5.87 mg·kg-1降低至4.56 mg·kg-1，含量降低22.34%，黄壤从2.87 mg·kg-1降低至1.02 mg·kg-1，含量降低64.30%。可见淹水厌氧还原对Cd在不同土壤中的形态稳定性影响也是不同的，这取决于土壤的类型，黄壤较紫色土具有更好的Cd稳定性。

2.5 Cd形态与土壤理化参数相关性分析

对不同形态Cd与土壤理化性质变化作相关性分析，如表1所示。土壤理化性质变化特征与Cd形态变化特征呈显著相关性。可见，伴随土壤淹水后理化性质的改变，土壤中外源Cd形态发生显著变化，外源Cd由不稳定的可交换态向更稳定的碳酸盐结合态、铁锰氧化物结合态、有机物结合态和残渣态转变。可见pH、Eh、Fe(II)、CEC等土壤理化性质对于Cd在土壤中的形态分布具有重要的影响。据文献报道［18］，土壤淹水还原作用能使氧化铁还原、溶解、恢复其胶体活性，促进土壤表面的羟基化和高活性的功能基的增加，大大增加了比表面和表面可变电荷，可见伴随铁的异化还原，氧化铁的活化，由此带来外源Cd更强地被土壤表面吸持，形态上由不稳定的可交换态向铁锰氧化物结合态转变。

 同时土壤氧化铁的活化只是其中影响因素之一，氧化还原电位、CEC含量、DOM含量、土壤表面电荷、表面基团羟基化等因素同样影响土壤对Cd的吸附。土壤淹水后所发生的是物化、生物多方面的变化，因此可能带来土壤理化性质的整体改变，Cd形态变化特征受土壤综合因素的影响，特别是对于三峡库区淹土处于一个开放的体系，土壤理化因素受外界环境的影响较大，因此对Cd形态稳定性的影响也就较为复杂多变。

3 结 论

1)土壤淹水厌氧培养过程，土壤从氧化环境转入还原环境，黄壤还原作用强于紫色土。pH均有降低趋势，向中性靠拢，Eh迅速下降，CEC含量均有升高趋势，紫色土CEC含量逐渐升至17.53 cmol·kg-1，黄壤CEC含量增加到27.94 cmol·kg-1，土壤中Fe(II)含量均有增加趋势，到培养结束，黄壤中Fe(II)含量达到3 156.30 mg·kg-1，净增3 107.61 mg·kg-1，而紫色土增加较少，由初期的73.78 mg·kg-1增至446.56 mg·kg-1。

2)外源Cd进入水土体系后，Cd绝大部分被土壤所吸附，水溶液中Cd含量相对较低，到试验结束，Cd在水相中的浓度大约为1 μg/L，土壤对Cd吸附达到99.9%以上。

3)土壤淹水厌氧还原有助于Cd在土壤中达到形态上的稳定， 土壤Cd形态变化特征与土壤理化性质的变化呈显著相关性，土壤淹水所经历的厌氧还原过程也会使得土壤中Cd的形态稳定需要一定的时间才能达到。紫色土形态转变主要是从Exc-Cd小幅向Carb-Cd转变，而黄壤主要是Exc-Cd和Carb-Cd向Oxide-Cd显著转变。至培养结束，紫色土可交换态含量降低22.34%，黄壤降低64.30%，Cd在黄壤中的形态稳定性好于紫色土。

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第9篇：黄土土壤特点范文

关键词：土壤水分动态;地表径流;土壤水分分布;影响因子

中图分类号：S714

文献标识码：A文章编号：1674-9944（2015）04-0001-03

1引言

土壤水分是土壤的重要性质之一，是影响地表径流产生的重要因素之一，是林木生长和发育必要的环境因素之一，是土壤物理学的重要内容。土壤水分是土壤-植物-大气连续体的一个关键因子，是土壤系统养分循环和流动的载体，它直接影响土壤的特性和植物的生长， 各种林木所利用的水分绝大多数都是通过根系吸收土壤水分得到的[1]。土壤水分动态的变化直接关系到地表径流量的多少，或是地表径流的发生与否，地表径流的产生会带走土壤表层的养分，随着时间的推移，将导致土壤侵蚀和养分流失，对林地的林木生长以及林地地被植物的生长将会起到抑制作用。

2林地土壤水分分布与动态的变化规律

2.1林地土壤水分的主要分布

林地土壤中水分的分布和林地中树种的根系分布密切相关，不同林地根据其树种的组成不同，土壤水分分布也随之变化。根据刘康、张学龙等人根据土壤水分变异系数[2～4]，将林地土壤水分分布大致分为3个层次。

（1）土壤水分活跃层（主要是地表层0～10cm），主要受气候条件的影响，比如大气因子，特别是降水，所以该层土壤水分含量变化较大。

（2）土壤水分利用层，该层是林地树种根系分布的主要集中层，不同树种的1根系集中分布不同，所以该层随不同的林分植被而异。土壤水分利用层是植物根系的主要吸收层，受根系吸水耗水和气象、气候的双重作用，对林木的生长起着重要作用。如若是在干旱、半干旱林地区域，这一层土壤水分在丰水年可基本上得到恢复或部分恢复，缺水年仅在雨季得到部分补偿。

（3）土壤水分调节层，本层位于土壤水分利用层之下，土壤水分变化明显较小。在干旱和半干旱地区，如若遇到干旱、林木强烈蒸腾期和枯水期可向林木供水，在丰水年雨季可以储水，在缺水年可以向土壤利用层提供水分，故对林木根系的水分吸收起到一定的调节作用。

2.2林地土壤水分动态变化规律对地表径流的影响

世界各地的研究表明，土壤水分动态变化受到许多环境因子的影响，呈现出非常复杂的动态变化。从总体上来看，某一地区的土壤水分动态的时空变化有其内在规律的。这种土壤水分动态变化的规律，会对降雨产流有一定的影响，从而将会影响植被的生长状况。

2.2.1林地土壤水分的空间变化对地表径流的影响

林地土壤水分的空间变化分为水平方向上和垂直方向上两种。水平方向上由于地形、植被根系分布、土壤结构等因素的影响，土壤水分动态在水平方向上的分布是有差异的。而垂直方向上的变化包括两种情况，一种是增长型，另外一种是降低型。李洪建等人对晋西北人工林土壤水分的年动态变化研究发现，垂直动态变化的差异，表现为林地土壤水分上部大于下部，绝大多数年份，土壤水分随深度增加而减少[5]。邱扬和杨新明[6]等学者在研究过黄土高原及黄土高原丘陵土壤水分动态时，分析了不同深度不同土层土壤水分的变化情况，都得出随着土壤深度的增加，土壤的平均含水量有增长的趋势，为增长型，而在某一个层次将会出现一个峰值。而当雨季来临时，由于土壤上层容易受到外界环境的影响，特别是大气降水，土壤中各层的平均含水率也会受到影响，上层的土壤受降水的影响，平均土壤含水率相对于下层会出现升高的现象，这就出现降低型[1]。此外，在林地植被处于生长期的时候，根系快速生长，加强对深层土壤水分的吸收，土壤含水量也会出现上高下低的情况。土壤含水量的多少直接影响到土壤下渗率，从而影响地表径流量。

2.2.2林地土壤水分的时间变化对地表径流的影响

邱扬[9]等人在黄土高原的研究表明，总体上土壤平均含水量年际变化与年降水量年际变化一致。张学龙等人[4]对祁连山寺大隆林区土壤水分动态的年内及年际研究，将年内降水对土壤水分的影响分为消耗期、积累期、消退期。这些研究都充分证明了土壤水分的年际变化和气候条件有密切的关系。

林地土壤水分的空间变化及时间变化都会对林地土壤内部水分流动及含水量造成一定的影响从而导致地表径流量的产生和变化。

3影响林地土壤水分动态的环境因子

3.1土壤特性对林地土壤水分含量的影响

土壤的特性包括土壤结构、土壤密度、土壤质地等。在很多学者的研究结论当中，它们对土壤含水率的影响都各有侧重的部分。通过土壤物理的学习，不难发现，土壤密度越大其保水效果就越好，但不是越大越好。密度小的土壤，上层土壤的水分容易蒸发，下层土壤的水分容易渗漏;密度太大的土壤则不利于降水渗入土壤，易造成径流损失[7]。土壤持水能力和水分渗透速度在很大程度上受土壤的质地影响。外国学者Singhl等[8]在美国西部科罗拉多州半干旱草原的研究中，指明粘质壤土的有效水含量（现有含水量减去历史最低含水量）最高，沙质壤土有效水含量最低。

3.2气象因子对林地土壤水分的影响

气温和太阳辐射对土壤水分消耗的主要方式―蒸散，在夏季来临时随着降水的增加，温度也会升高，伴随着这些因素，太阳辐射也会加强，一方面林地植被的蒸散量增加;另外一方面，没有枯落物堆积或是存在林窗的地方，土壤水分蒸散量会大大提高，从而加大对土壤水分的需求量，造成土壤含水率减少。

3.3地形因子对林地土壤水分动态的影响

坡向影响坡面的光照、气温、降水、土壤特性和植被分布格局，使不同坡向的土壤水分含量存在很大差异。根据李昆等[9]1992年在云南元谋干热河谷的研究表明，西北坡的土壤含水量明显高于南坡[10]。坡度主要影响土壤的水分渗透、排放、地表径流的形成以及地表径流速度，一般与土壤含水量呈负相关，即坡度越小，土壤含水量越高[11]。良好的地表植被及枯落物覆盖在林业生产过程中能减弱坡度对土壤水分含量及地表产流的影响[12]。由此可见，山地土壤含水量是坡度、降水和地表植被等各种影响因子综合作用的结果。

3.4地表植被情况对林地土壤水分动态的影响

金雁海[22]等在大青山南坡人工林的研究表明，林地土壤含水量明显高于荒坡，降雨后林地土壤含水量较荒坡高，而荒坡的土壤含水量较林地下降的速度快。这都充分反应了林地土壤水分含量及对地表径流削减的优势。

4展望

（1）由于不同植被根系生长分布不同，土壤水分分布在垂直剖面上大致可分为土壤水分活跃层、利用层和调节层。在不同地区、不同植被组成的林地中，土壤水分分布层结构也相同。利用这些相同的分布结构，对林地土壤含水率、渗透率进行分析，对研究降雨―地表径流的发生规律有一定的指导作用。

（2）土壤水分动态的时间变化规律和空间变化规律，在不同的地区因为所受季节调控、年际变化等因素的影响，土壤水分含量都具有差异性，从这些差异中，可以通过林地植被的合理布置来改善局部因季节变化造成的土地部分，从而改善降雨-地表径流的发生，有效进行生态保护。

（3）随着诸如大气、降水、风速、光照辐射等气象因素，以及复杂的地形因素和人为活动对土壤水分动态所产生的影响，都使土壤水分呈现出非常复杂的变化。为了保护土壤结构以及土壤水分合理分布，防治强降雨引起的土壤侵蚀发生，应加强对森林绿地的监察与保护。

因此，深入研究影响土壤水分变化的各种因素，以及研究各种因素对土壤水分动态变化的作用规律，一方面能够为降雨―地表径流的发生规律提供参考价值，另一方面为保护林地植被生长提供重要的条件。

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