甘肃省主要土壤形成过程简介

土壤类型的发生和演变是成土因素综合作用的结果，是许多不同作用的复合或连续，包括许多复杂的反应和比较简单的物质优新排列等。比较明确的基本土壤发生形成过程是：加入到土体中的有机和无机固体，液体和气体物质；从土体中损失的上述物质；在土体内部从一个位置到另一个位置物质的位移；在土壤内部矿物质和有机质的转化。成土过程的结果是土壤产生各种不同层次的土壤剖面模式，任何一种成土过程的优势导致形成不同的土壤层段。

甘肃省土壤形成的主要过程有：有机质累积和消耗过程，钙积过程，盐分淋溶和累积过程，粘化过程，铁锰还原迁移与氧化凝聚过程，人为耕种过程。土壤形成过程有时单独进行，有时几个过程相伴进行，都程度不同的影响到土壤属性，并在土壤剖面层次的性状和生产性能上有所反映。土壤系统中各种物理的、化学的和生物的作用过程，随着土壤的发育而改变。如含有碳酸盐的土壤，可因淋溶作用而直到完全丧失为止，那时由于pH下降，其它过程即加快进行而代替原有过程。

1.土壤有机质积累和消耗过程

土壤有机质包括土壤中分解很少，仍保持原来形态的动植物残体；一切生物残体的半分解产物及微生物代谢产物，即转化降解中形成的有机化合物纤维素、半纤维素、糖类、淀粉、果酸、粗蛋白、木质素、酯蜡类等；有机质的分解与合成中形成的腐殖质类物质。狭义的土壤有机质是指经生物作用而形成的一类特殊的高分子聚合物，它比原来的物质稳定，称为腐殖质。土壤的有机质状况是受土壤形成过程和农业措施等所决定的。就本省而言，大多数土壤中有机质含量较低，特别是风沙土、棕漠土、灰棕漠土、灰漠土等有机质含量均在1.0%以下，甚至低于0.5%。气候寒冷潮湿地区的山地草甸土、亚高山草甸土、高山草甸沼泽土、泥炭土等含量可达10%以上或更高。每一个地带和地区有其一定的生物气候特点，因此具有一定的生物物质循环特征，而农业措施则可以在一定程度上起着调节和干预的作用。

农业措施的作用在大多数情况下，由于施入的有机物减少，降低了原来自然土壤的有机质含量，因为耕耙操作增强了土壤通气性，加速了有机质的分解。过酸过碱土壤的调节，盐土中盐分的排除等改良了土壤，同时也改善了微生物的生活环境和分解有机物质的能力，促进了土壤有机质的转化。但由于连年施用多量有机肥料以及根叶残茬的遗留，也可提高有机质含量。旱地改为水田后，也可促进土壤有机质累积。砂土和荒漠土壤本来含有机质很少，在集约经营下，也可能增加土壤有机质，如本省灌漠土是在荒漠土上经多年灌溉和施用有机肥料、灌耕影响而成，土壤有机质由原来的1.0%以下而增到1.0%以上，如暗灌漠土可增达2.0%以上。在陇东旱塬黑垆土地区，据平凉地区农科所10年连续定位施用有机肥（当地土粪）后，土壤有机质显著增加，有机质的质量得到明显改善。据测定，亩施土粪2500公斤，耕层土壤有机质由定位前的0.83%提高到1.05%，腐殖质碳含量由0.171%提高到0.268%，胡敏酸碳由0.127%提高到0.165%，富里酸碳由0.072%提高到0.103%，胡敏酸与富里酸的比值由1.38增加到1.60，有机-无机（矿质）复合体的有机碳由0.427%增加到0.546%。亩施5000公斤、7500公斤、10000公斤和12500公斤土粪的定位测定结果，同样都有显著的增大。

全省由于水热条件、植被类型和生物活动的差异，土体上部的有机质积累及腐殖化过程存在着明显差别。本省土壤表层有机质累积过程大体可分为（1）土壤表层有机质含量大部分在1.0%以下，至低于0.5%，胡敏酸与富里酸比值小于0.5的漠土有机质积累过程；（2）土壤有机质含量为1.0-3.0%，且集中于表层20-30厘米以上，HAIFA小于1.0（棕钙土、灰钙土）或大于1.0（栗钙土）的草原土壤有机质累积过程；（3）土壤表层有机质含量达3.0-8.0%或更高，腐殖质组成以胡敏酸（HA）为主的草甸土有机质累积过程；（4）地表有枯枝落叶层的林下有机质积累过程；（5）有机质腐殖化作用弱，表层有毡状草皮，有机质含量达10%以上的高寒草甸有机质积累过程；（6）地面长期潮湿，生长喜温和喜水植物，并形成一个厚度无定的黑色泥炭层的泥炭积累过程。

从植被生物量、土壤有机质含量状况、土壤颜色等方面看，土壤表层大体有：

（1）极淡色表层 植被稀疏，平均盖度10-20%，生物产量在50公斤/亩·年左右。A层或AC层干态亮度5-7，湿态彩度2-4，土壤有机质小于1.0，HA/FA在0.2-0.5之间。如风沙土、灰漠土、灰棕漠土、棕漠土、高山漠土等。

（2）淡色表层 植被生物量50-100公斤/亩·年，覆盖度20%左右，具有稳定的A层，干态亮度4-6，湿态彩度3-4，HA/FA 0.3-1.0。如灰钙土、棕钙土等。

（3）草皮-暗色表层 植被为草原、草甸草原、生物量100-150公斤/亩·年、表层草根密集的草皮小于5厘米，下为腐殖质层，As--A，干态亮度3.5-4.5，湿态彩度1.5-3.0，土壤有机质含量1.5-3.5%，HA/FA为0.8-1.5。如栗钙土、黑钙土等。

（4）残留物-暗色表层 森林植被下，林下有散生草被，表层有半腐解的残落物，厚度3-5cm，下为腐殖化土层，A00-A，土壤有机质2-10%，HA/FA为0.3-0.6。干态亮度2-6，湿态彩度3-8。如黄棕壤、棕壤、暗棕壤、褐土、灰褐土等。

（5）草毡-黑暗色表层 植被为高山草甸或高山灌丛草甸，亚高山草甸或亚高山灌丛草甸。覆盖度在80%以上，年亩产鲜草量200-300kg，湿冻季节长达半年以上、表层草根密集状似草毡，厚度在5cm以上，As-A层，有机质含量在10%以上，干态亮度2-4，湿态彩度2-5，HA/FA为0.4-1.0。如本省有机质含量高的高山土壤。

（6）泥炭-黑暗色表层 甘南及河西走廊的常年低湿地。莎草植被占60-80%，年平均亩产草量400公斤以上，其中可食草280-330公斤，泥炭层厚度大于50厘米，最厚者可达200厘米，薄者30厘米左右，有机质含量大于20%，阳离子代换量45-90毫克当量/100克土，C/N13-15，HA/PA1.0-3.0。

（7）草皮-黑暗色表层 芦苇等沼泽植被，高原高山区的丘墩沼泽，河西走廊沼泽、盐化沼泽等。残根败叶形成黑灰色腐泥，As-A，干态亮度小于3，山湿态彩度小于1.5，有机质5-10%。

（8）耕作淡色表层（A）在人为耕种、施肥等条件下形成的人为表层，一般表层的亮度和彩度高。由于人为作用的强弱不同，变化较大，在河西走廊极端干旱地区，作物生长主要靠灌溉，在村庄周围土色稍暗，距离村舍较远，施有机肥少，则土色较淡，本省东部地区无灌溉的雨林农业区，土色淡，有机质含量低，不同土壤表层有机质累积情况见表3.20。

2.钙积过程

本省大部分地区属干旱半干旱地带，钙积过程明显。在季节性淋溶的水分条件下，降水淋洗了易溶性盐类，钙、镁只部分淋失，部分仍残留在土体中。因此，土壤胶体表面和土壤溶液中多为钙（或镁）所饱和；土壤表层残存的钙离子与植物残体分解时产生的碳酸结合，形成重碳酸钙，在雨季向下移动并淀积在剖面中部或下部，形成钙积层。其碳酸钙含量一般在10-15%，因土类和地区不同而异，碳酸钙淀积的形态有粉末状、假菌丝状、眼斑状、结核状或层状。在本省干旱和极干旱半漠境地区，由于蒸发蒸腾与降水之间的极端不平衡性，土壤中聚积有石膏，它是在多量硫酸盐供给的条件下，地质沉积物表层遭受溶解并在重新淀积过程中次生硫酸盐未胶结或弱胶结的结果。如不考虑石膏的起源，仅把它作为一种较易溶解的矿物，在含有多量石膏的土壤中，石膏的溶解与再结晶是比较迅速的。本省漠境土壤和干旱土中石膏有的呈粉末状、结核状和晶簇状，有的呈石膏盐盘层，在砾质或石质层中呈钟乳状。

（1）、碳酸盐移动和淀积过程。

土壤碳酸盐来源主要有：

a.母质本身具有碳酸盐 黄土母质中令有碳酸盐在10%以上，黄土地区的河流沉积物碳酸盐含量，壤质10-13%，粘质的为10-20%。

b.风化过程的产物 花岗岩中CaO含量2.2%左右，MgO 0.8%，酸性岩类平均含CaO 0.66%，MgO 0.58%，基性岩平均含Cao9.9%、MgO5.77%，砂岩中Cao含量约3.3%，MgO0.3%页岩中Cao含量约3.2%。MgO约2.5%砾质碳酸盐壤土中Cao含量约5.5%，MgO约3.5玄武岩中Cao含量约10.1%。MgO含量约5.7%，石灰岩中含Cao约42.6%，MgO约7.9%。在CO2和水参加的化学风化过程中，形成CaCO、和MgCO3。

c.空气运送的含石灰灰尘 本省干旱地区由于受沙漠戈壁的干热气流或山麓焚风的影响，常引起沙暴或浮尘降落，含石灰的灰尘增加了土壤中的碳酸盐含量。

d.水力搬运 本省河西走廊和东部黄土地区，受流水搬运的黄土及含碳酸盐的其它沉积物，覆盖于土壤表层，使土壤中CaCO3的含量可增高达3-5%。

e.地下水 在本省河西走廊的低平地，从浅层地下水面随土壤毛管水的上升而带入土壤，形成硬化的钙积层，有的形成较大的砂姜（直径5-10cm），如武威和嘉峪关市的潮土、草甸土和西部水位较高的灌漠土的剖面中、下部，有时出现砂姜层，出现部位较浅者影响耕作的进行，深者因未成结核密集层或砂姜盘则影响不大。

f.生物残体 如本省灰棕漠土、棕漠土、灰钙土等土壤中的植物残体，含有粉状方解石，是钙的生物循环以及含钙化合物在土壤中富积形成的。植物组织中的钙和镁在分解过程中形成碳酸盐，以后随着植物继续生长和死亡，碳酸盐在表层中继续聚积。

g.人为活动 本省绝大部分地区施用的土粪中，因大部分填圈物质为含碳酸盐高的黄土或黄土状沉积物，一使碳酸盐富集于表层。

（2）碳酸盐的剖面分布 碳酸盐在土壤中的溶解以碳酸钙最难，它在20℃和1个大气压的蒸馏水中溶解度为0.016克/升。在水和CO2的作用下，CaCO3形成Ca（HCO3）2，其溶解度为166克/升，它在土体内移动活跃，当土壤处于干旱状态时，重碳酸钙脱水成为碳酸钙，重新在土体内凝聚。据研究，降低温度可以提高CaCO3的溶解度，当温度为30℃时，Ca-CO3的溶解度为0.52克/升，温度降至0℃时，增加到0.81克/升。CaCO3在土壤中移动淀积情况差异很大。全省土壤剖面碳酸钙的分布情况主要有：

a.原状 由于母质沉积时间短，成土作用微弱，土壤剖面中的碳酸盐基本保持母质的原来状态，如新积土、风沙土等。

b.淋淀 土壤碳酸盐的移动有随渗透水向下淋溶和随毛管水的季节性向上移动两种形式。淋溶下渗移动受降水量、母质和成土年龄等因素的影响而差异很大。如淋溶土纲中的黄棕壤、棕壤、暗棕壤等，CaCO3已从土体中全部淋失，而褐土、灰褐土则淋移在剖面的中部或下部，漠土和干旱土虽然淋洗作用很弱，但个别年份某个时日降水量大，渗透水浸润深度较大，也可在不同部位淀积（图5-1）。漠土中碳酸钙有明显的表聚。据研究当年降水量超过800mm后，碳酸盐多聚积在1.5m以下，每增25mm降水量，钙积层出现的深度增加7cm。干旱半干旱地区碳酸盐的淋溶和移动是在半淋溶条件下进行的。碳酸盐积聚层位置决定于碳酸盐的向下淋溶、土壤溶液的向上移动和碳酸盐从土壤溶液中沉淀之间的平衡。

c.脱钙 由于较长时间的持续淋溶作用，导致碳酸盐类淋失，1米深度内土层无石灰反应，通体CaCO3含量小于0.25%，如黄棕壤、棕壤、暗棕壤、淋溶褐土。

d.复钙 由于风积、水积和人为活动的影响，使已经脱钙的土壤表层重新覆盖含碳酸盐的物质，土体上部碳酸盐含量由无到有，由少增多，土体碳酸盐含量分布表层高，中层和底层低。如粘化黑垆土、复石灰性黄棕壤等。

e.特殊产物 土体中虽然存在大量成形的碳酸盐物质，但非成土过程中淋溶淀积的结果，而是富含钙质的地下水影响而使其凝聚的产物。如潮土、草甸沼泽土底土中含有瘤状砂姜属此种情况。

（3）碳酸盐淀积的形态 土壤剖面中钙积层的CaCO3含量与表层土壤CaCO3含量的比值称为钙积率（Bk/Ak）。CaCO3淀积形态因含量差异表现为以下土层：

a.假菌丝状钙积层Bk CaCO3含量1-15%。

b.斑状钙积层B CaCO3含量5-20%。

c.层状钙积层B CaCO3含量20-30%。

d.砂姜层 CaCO3凝聚成核状，大而密集，含量30%以上。

（2）、石膏的移动和淀积

土壤盐类的溶解度与其组成元素的化学键的类型和离子半径密切相关。一般离子键矿物比共价键矿物易于溶解。土壤中常见的盐类多属于离子键型矿物，所以其溶解度主要随元素的原子价和离子半径而异。原子的价数愈高，溶解度愈低，离子半径愈大，溶解度愈高。Cl-的半径最大，SO42-其次，CO32-最小，所以氯化物最易溶解，硫酸盐次之，碳酸盐最难溶解。在20℃和1大气压的蒸馏水中，CaCO3的溶解度为0.016克/升，CaSO4的溶解度为2.0克/升，CaCl为745克/升。石膏的溶解度比碳酸钙的溶解度大125倍。在本省干旱地区的灰钙土和漠境地区的土壤中石膏（CaSO4·2H2O）的淀积比较明显，石膏淀积层在碳酸钙淀积层之下，灰钙土约在40-80cm之间，灰棕漠土约在20-40cm，棕漠土10-20cm，有的剖面石膏层距地表面仅数厘米。

据兰州市在永登、皋兰榆中三县黄土丘陵区不同地点的剖面分析（图5-2，表5-3），石膏淀积层中，石膏结核呈米粒状和豆状不规则形，结核长0.5-0.8cm，直径0.5cm，结核不溶于稀盐酸，含石膏量达54.12%。在棕漠土、灰棕漠土地区石膏层有的厚几厘米，有的可达20cm或更厚。有的由于风蚀等原因而暴露于地面。石膏含量在30%或更高。盐盘石膏棕漠土中除高量石膏外，并有易溶盐分的大量积聚，全盐量可达16.8%以上。

漠土地区石膏钙积层的形态多呈粉末状、结核状、针状、晶簇状、块状、蜂窝状和盘状等。

（三）、盐分淋溶和累积过程

土壤中盐分的来源是地壳表层发生地球化学过程的结果。主要来自矿物的风化、降水、盐岩、灌溉水、地下水以及人为活动，岩石矿物在风化和成土过程中产生的钠、钙、镁等元素是易溶性盐分，是容易移动和淋溶的。最易移动和极易淋溶的元素有氯、溴、碘、硫、碳、硼等元素。随着雨、雪水下渗淋溶迁移向深层或排离土体，为土壤盐分的淋溶过程。地下水中的盐分，随土壤毛管水向上迁移至地表，水分蒸发，盐分存留于地表；含盐地表水浸渍进入土壤，为土壤盐分的累积过程。土壤中元素的迁移是一种复杂的过程。在不同的生态条件和物理化学条件下，元素的迁移特点不同。土体内物质形成真溶液而随渗漏水或毛管水进行移动，被迁移的物质主要是K+、Na+、Ca2+、Mg2+等阳离子和Cl-、SO42-、HCO3-、CO32-、NO3-等阴离子，盐分的淋溶和累积主要指的是可溶性盐分，土壤盐渍化的盐类主要有碳酸盐、硫酸盐和氯化物。省内土壤盐分迁移运行变化大体可概括为以下情况。(www.xing528.com)

1.淋失型

山地、高原、平原地区土壤，不受地下水影响，土体内可溶性物质不断随雨雪水至直下渗，随侧向径流转移到别处。土体可溶性盐分总量在0.06%以下。如本省陇南山地淋溶土壤。

2.交替型

受地下水影响的盐渍化土壤，土壤盐分随着一年中雨季和旱季交替或灌水期和停灌期或冻融期交替，进行季节性的盐分淋溶和累积，雨季或灌水期土壤表层盐分为降水或灌水淋洗，从表土下移，表层盐分下降，地下水位相应抬高。旱季或冬春停灌期，地下水和土壤深层盐分，随毛管水上升而累积地表。

3.累积型

本省河西走廊及中部干旱地区，受含盐地下水、含盐沼泽湖泊及含盐土壤母质的影响，在强烈的蒸发作用下，通过现代正在进行的土体毛管水的垂直运动和地表水的水平运动，盐分逐渐向地表积聚，或是已脱离地下水或地表水的影响，表现为残余累积的特点，称残余积盐作用，前者为现代积盐作用。有的因灌溉水不当或有灌无排，引起地下水位升高，在强蒸发作用下引起盐分在地表积聚，形成次生盐土。盐分剖面分布特点是表聚性强。有的呈“T”字型，有的呈“漏斗”型，干旱盐土的盐分剖面是下层含盐量也比较高。

本省的盐土类型以硫酸盐型和氯化物-硫酸盐型为主，硫酸盐-氯化物型和氯化物型所占比例较小，土壤盐分累积的表现形式为：

（1）盐结皮层 盐结皮厚度0.5-20cm，与下层渍盐层或疏松层衔接不紧，以硫酸盐为主的结皮干脆厚而较硬，含盐量高，氯化物为主盐结皮比较潮湿，结皮薄，结皮层含盐量高者可达20%以上。

（2）渍盐层（或称盐化层）积盐层厚度10-20cm，厚者可达30cm。以硫酸盐为主者为蓬松层，厚度大，而以氯化物为主的积盐层薄而潮湿，不甚疏松。全盐量可达5-35.5%，干旱盐土地表无明显结皮，心土层有盐结晶，为残余型盐土类型，部分低平洼地渍盐层有较深厚硫酸钠（芒硝）层，可作为芒硝矿采挖。

4.碱化型

盐分表聚明显，有9%以上的盐量集聚于表层，积盐层厚度10-30cm（含0.5-1cm盐结皮），剖面盐分分布为“T”字型。水溶性盐分组成中，碳酸根含量一般超过0.01%。本省河西地区的镁质碱化盐土，镁、钙离子的当量比值大于3.0，高者超过30.0，交换性镁大于交换性钠，镁碱化度在36-50%，有的达80%以上。由于碳酸镁和重碳酸镁含量高，土壤PH值达87-9.2.其碱化过程是交换性镁不断进入土壤吸收性复合体的过程（表3-4）。

（四）、粘化过程

粘化是粘粒在某些土层中相对集中的现象。粘化作用是土壤中由于粘粒的生成或淋溶、淀积而导致粘粒含量增加的作用。土体层中粘粒形成和积累的过程为粘化过程。土壤粘粒部分（＜2微米）除了一些晶质和非晶质的氧化物和氢氧化物外，主要的矿物成分是层状硅酸盐。粘化作用既是土壤中普遍存在的，又是某些土壤在特定条件下进一步发生的一种成土作用。粘化层的形成，一是土内风化作用所形成的粘土产物，因缺乏稳定下降水流，未向较深土层移动而在原土层积聚，称为残积粘化；二是在风化和成土作用过程中所形成的层状硅酸盐粘粒，自土层上部通过分散于水的悬浮液向下淋洗，并在一定条件下发生淀积，形成淀积粘化土层。粘化层的指标一般规定为该层粘粒含量至少超过上部淋溶层或下部母质层的20%，即Bt/A或Bt/C≥1.2（式中Bt代表粘化层的粘粒含量，A和C分别代表淋溶层和母质层的粘粒含量）。

甘肃省土壤的机械组成由南而北，由东而西逐渐变粗，粘化层在剖面中出现的部位由低变高，粘化层的厚度也由厚变薄。这与气候及土壤湿度密切相关，与地形、母质母岩的矿物组成及风化溶液浓度和生物活动状况等有关。土壤粘粒的来源有三种：（1）没有改变地直接从母质中遗留下来的；（2）从构造相似的矿物蚀变而来的；（3）由可溶性或无定形风化产物合成的。在本省干旱漠境和半漠境土壤中以残积粘化为主，土壤颗粒只表现由粗变细，粘化层很薄，厚度很小，甚至看不出粘化层，根据机械组成分析对比和上、下层微有出入，有的在孔状结皮层之下稍有变化，具有粘土化和红棕色铁质化较紧实土层，有的在砾幕以下即显紧实层，因母质不同差异很大。灰钙土粘粒在剖面中、上部略有累积，淀积粘化作用甚为微弱，残积粘化占主要地位，在形态上没有明显表现，粘土矿物以伊利石（水云母）占绝对优势，高岭石、绿泥石依次占次要地位，在剖面中粘土矿物都无明显分界。黄土地区的黑垆土，垆土层与耕作层或母质层粘化比一般在1.2-1.3之间，而中部黄土丘陵区的黑麻土粘化比一般小于1.2。灰褐土的粘化比也大部小于1.2。黄棕壤、棕壤、褐土的粘化比一般均在1.2-1.5之间。

在剖面中粘化层部位较低（40-80cm），棕色或棕褐色粘化层较明显，厚度一般大于10cm。不同类型土壤中粘粒分布状况见图3-4（A）、（B）、（C）。

粘化层脱钙状况。碳酸钙包被土粒，障碍高价氧化物活化，滞缓粘粒移动，故碳酸钙的淋洗是粘化过程的前提条件。土体中粘化层的碳酸钙含量均低于上下各层，黄土和钙质岩类母质，由于多量碳酸钙存在，土壤粘化作用普遍微弱，部分土壤剖面粘化层含有少量碳酸钙，是后期覆盖的碳酸盐下淋所致（表3-5）。在黄土和石灰岩发育的土壤中，在非酸性而富含盐基的介质中，原生的硅酸盐矿物在中性水解条件下进行风化，溶液中钙或镁离子参与离子交换，在半湿润、半干旱的温带气候条件下，土壤上、中部的碳酸盐遭受淋溶以后，加上该部位有连续进行土内风化所需的良好温度条件和足够的水分，有利于土壤中原生矿物水解，并转化成粘粒，才有可能使剖面一定深度中粘粒含量增高而粘化。据研究，在干旱的棕漠土和灰棕漠土中，紧接于孔状结皮层之下的色调偏红的紧实层是残积粘化（次生粘化）作用的产物，可能是由于雨量集中时期暴雨之后，土壤有短期处于高温湿润状态，在一定程度上有利于矿物的风化，而且随着雨后的蒸发，湿润土层中的碳酸盐随土壤溶液向上移动而富集于地表。

粘化层的铁化状况。土壤矿质全量和土壤不同形态铁的测定结果表明，粘化层全铁（Fet）、游离态氧化铁（Fed）和无定形氧化铁（活性氧化铁Feox）均较表层含量高。说明在雨热同季条件下，土壤铁素氧化、水化和游离活化较为活跃。土壤表层的活性氧化铁和游离氧化铁随着雨水下渗而移向深层，在粘化层逐渐累积，致使土壤粘化层全铁、游离氧化铁和活性氧化铁有较大幅度增加。

此外，土壤粘粒本身的铁、铝含量高于本层段土壤的铁、铝含量，而粘粒本身的SiO2含量低于本层段土壤的SiO2含量。土壤粘化层的粘粒含量高于剖面中其他土层，因而粘化层全铁量相应高于剖面中的其他土层。粘粒的硅铁铝率、硅铝率低于本层段的比值。

（五）、铁、锰还原迁移与氧化凝聚过程

在成土过程中进行着多种多样的化学和生物化学过程，其中氧化还原过程占有重要的地位。由于生物和有机物的参与，增强了还原反应，使氧化还原反应交错而又相伴进行。氧化还原反应对土壤中物质和能量的转换起着重要作用。大气中的氧通过土壤孔隙进入土壤，一部分溶解氧随雨水或灌溉水进入土壤。在地下水浸渍和地上水淹没土壤后，大气中的氧向土壤的扩散受阻，并且氧受到土壤中生物化学物质的消耗而减少，氧气浓度很低，土体中易变价元素铁和锰的水合氧化物进行化学还原和生物还原，由高价铁、锰变为低价铁、锰，并增加其溶解度，引起还原淋溶。在地上水排干、地下水位下降的通气供氧条件下，氧化作用增强，低价铁、锰又变为高价铁、锰，溶解度降低，一部分铁、锰氧化物，从土壤溶液中离析出来，凝聚为固态。只有土壤含水量降低时铁、锰离子（或络离子）才能聚合和缩合而析出为新的固相物质。在有机质的降解过程中往往伴有还原作用，引起高价铁、锰的活化，引起金属元素的螯溶作用，因此，土壤中有机质的存在为还原作用提供了条件。

土壤中的铁在氧化条件下基本上呈难溶性的氧化铁或氢氧化铁的状态存在，但在有机质参与或渍水还原条件下，可被还原成亚铁，主要的氧化还原反应为：

Fe3++e=Fe2+；Fe2O3+3H2O=2Fe2++6H-+2e；Fe（OH）3+3H++e=Fe2++3H2O；FeOOH+3H++e=Fe2++2H2O。

土壤中的锰主要以四价或三价的复杂氧化物存在，氧化还原反应主要为：MnO2+4H++2e=Mn2++2H2O；Mn2O3+6H++2e=2Mn2++3H2O；Mn2O4+8H++2e=2Mn2++H2O。

氧化锰与氧化铁相比具有较强的氧化性质，易于被还原，而亚铁（Fe2+）则较亚锰（Mn2+）先被氧化。使在水成土（尤其是水稻土）剖面氧化铁淀积在较上层，而氧化锰淀积在较下层，淀积的氧化锰为Mn2O3或MnO2，呈褐色或黑色。在还原性土壤中亚铁的形态是多种多样的，其中有的易于移动，如水溶态的游离Fe2+、离子对和亚铁络合物，有的则形成沉淀或与土壤固相的有机质络合，使土体呈灰蓝色或青灰色。

在还原性演水土壤中铁、锰淋溶和淀积活跃，它们的活化除受有机质分解产物的影响外。还受土壤中氧化还原电位、pH值、氧和二氧化碳含量的影响。

1.发生层次和形态表现

通过上述铁体系与锰体系氧化还原反应，在土体内形成不同性状的层次。

（1）潜育层（G）灰蓝色，无结构，状如粘糕，有明显的Fe2+与Mn2+反应。是在渍水和有机质嫌气分解条件下铁的还原作用（潜育作用）所致，灰蓝色土体层上或有或无黄棕色或褐色的斑纹与铁、锰结核，如果受到植物根系穿插，根部周围的土壤受到自根孔透入空气的影响，引起低价铁、锰局部氧化，则斑纹或结核明显。本省沼泽土、泥炭土、潜育水稻土均有此层。

（2）锈斑层（Bw）分布在低平洼地的草甸土、潮土等半水成土壤，由于受地下水位的季节性升降，土体中一定层段，一年中有一段时间为地下水或上层下渗水分所饱合，另一段时间，处于水分不饱和或脱干状态，造成该土层处于干湿交替，土层在充水、滞水阶段，铁、锰以还原迁移为主，在少水、缺水阶段，铁、锰元素以氧化凝聚为主。由于铁、锰的氧化还原作用交替进行，并逐年重复，在某一层段内和土壤结构面上形成锈纹锈斑、铁子、铁锰结核或管状铁锰氧化物。

2.铁、锰在土体中的分布状况

铁、锰同属变价元素，它们在土体中的淋溶和淀积情况不尽相同，这是由于它们的化学性质不同所致。锰在土体中的含量虽然远低于铁，但其活动性则比铁高。据研究，在有机质与锰含量均高的土体层中，淹水1-2周后，水溶性锰可达90ppm，而后迅速下降到10ppm。在淹水数周之内，可有5-50%的高价铁被还原，在富铁而且有机质含量高的土层中，与有机质分解的高峰期同步，Fe2+的浓度可达600ppm。在水稻土中有少量水溶态亚铁离子，其平均浓度为23ppm，随水稻土的类型不同而有颇大差异。水稻土随淹水时间的延长，铁、锰含量也发生变化，锰在淹水30天时出现最高值，而铁在50天后出现最高值，因锰的活性大于铁，锰出现高值的深度大于铁，为铁与锰的分层淀积提供了条件。总的来看，铁、锰在潜育层以低价氧化物为主，而锈斑层高价铁、锰含量较高，均质的水成土壤，临近地表的潜育层铁、锰含量较其它土层高。均质的半水成土壤心土层各种形态的铁、锰含量高于其它土层。

3.稻田土壤铁、锰迁移和聚积

本省稻田土壤集中分布于陇南地区河谷地带，起源土壤为黄棕壤、褐土、沼泽土、草甸土或潮土。稻田土壤矿质全量分析结果表明，土体中铁、锰有下移趋势，而以潜育水稻土比较明显，底土层铁、锰含量高于其它各层。水稻土铁的活化度和游离度高于起源土壤，铁的晶化度和晶胶率低于起源土壤。

（六）、人为耕种过程

经过长期人为耕耘，引起土壤理化、生物性状变化，在土体上部，逐渐形成区别于原来土壤的人为层次。它是兼受自然因素和人为因素综合影响下的土壤发育过程。通过耕作培育与改良（如改造土体构型、消除障碍因素），促进水、热、气及养分的调节与补充，使土壤向着有利于农作物高产方面转化的过程。通常把旱作条件下定向培肥土壤称为旱耕培育过程，把淹水耕作，在氧化还原交替条件下的培肥土壤过程称为水耕培育过程。

1.旱耕培育

首先改造土壤前身固有的成土过程和性状（如侵蚀、沙化、盐渍化、潜育化等），发挥有利于农业生产的过程和性状；其次是通过累积养分、改变土性、改良土质（如粘土客砂、砂土客粘等）和改善结构等，改善土壤营养条件及环境因素培肥土壤，进一步提高土壤肥力使土壤具有良好的剖面构型，达到高肥稳产高产的培育过程。

在旱耕培育过程中大量施用土粪，多年重复迭加，形成人为客土培肥表层、亚表层。此外，如人为垫地造田、改变坡度、修筑梯田、改土保墒增加土壤蓄水能力、修造台田等一次性垫厚土层，并形成深厚的人为堆垫剖面。长期种植蔬菜，大量施用有机肥、人粪尿、城市杂肥、炉灰垃圾，精耕细作，频繁灌溉等形成深厚的高肥沃表层，厚度达50cm以上。长期引洪灌溉淤积，施肥耕作不断加厚耕种土层，灌淤层厚度大于50cm，最薄者不少于30cm，形成通体质地比较一致的均质剖面，有机质含量大于1%。旱耕培育的土体内，一般均有人为施肥时混杂的煤渣、木炭渣、灰渣、砖瓦碎片以及人类生活用品的屑碎等。旱耕培育形成以下土层：

（1）耕作层（A）厚度10-25cm不等、土壤孔隙因耕作而增加，容重减低。人为培肥较好，耕层养分和结构性全面改善。一般耕种土壤的耕作层有机质较原有土壤降低，胡敏酸与富里酸比值增加，C/N比降低，速效养分增加。脱钙和酸性的土壤，因连年施用土杂有机肥，有缓慢复钙和酸性回降的趋势。

（2）犁底层（P）耕层底部土壤经长期机械压磨而形成。厚度数厘米至10余厘米。板结紧实，层片状结构，孔隙减少，容重增大，粘化和壤性土壤，犁底层影响根系伸展，砂性土壤犁底层有利于保水保肥，减缓渗漏之功效。

2.水耕培育

水耕培育过程是指水稻土的培育过程，在连年种稻，淹水或排水（收获前）、水耕及施肥条件下，对土壤发生比较深刻的影响，形成不同于旱耕培育而成的土壤表层及亚表层。水耕培育过程是土壤中氧化还原、有机质的累积和分解、复盐基和盐基淋溶、粘住累积和淋失等错综的矛盾过程。由于水稻土前身的母土不同，其所形成的剖面特征不同。大体有原土为排水好的土壤（如褐土、黄棕壤）、地下水湿润的土壤（如草甸土）、地下水与地面水原来就连成一片的土壤（如沼泽土）。它们的水分状况虽有差异，总的都能在水耕条件下形成水稻土的独特剖面特征，并向着具有一定剖面构型的肥沃水稻土方向发展。