产生土壤物理机械性的根本原因是什么

1. 各种成土因素在土壤形成中的作用

1）土壤形成的母质因素
风化作用使岩石破碎，理化性质改变，形成结构疏松的风化壳，其上部可称为土壤母质。如果风化壳保留在原地，形成残积物，便称为残积母质；如果在重力、流水、风力、冰川等作用下风化物质被迁移形成崩积物、冲积物、海积物、湖积物、冰碛物和风积物等，则称为运积母质。成土母质是土壤形成的物质基础和植物矿质养分元素（氮除外）的最初来源。母质代表土壤的初始状态，它在气候与生物的作用下，经过上千年的时间，才逐渐转变成可生长植物的土壤。母质对土壤的物理性状和化学组成均产生重要的作用，这种作用在土壤形成的初期阶段最为显著。随着成土过程进行得愈久，母质与土壤间性质的差别也愈大，尽管如此，土壤中总会保存有母质的某些特征。
首先，成土母质的类型与土壤质地关系密切。不同造岩矿物的抗风化能力差别显著，其由大到小的顺序大致为：石英→白云母→钾长石→黑云母→钠长石→角闪石→辉石→钙长石→橄榄石。因此，发育在基性岩母质上的土壤质地一般较细，含粉砂和粘粒较多，含砂粒较少；发育在石英含量较高的酸性岩母质上的土壤质地一般较粗，即含砂粒较多而含粉砂和粘粒较少。此外，发育在残积物和坡积物上的土壤含石块较多，而在洪积物和冲积物上发育的土壤具有明显的质地分层特征。
其次，土壤的矿物组成和化学组成深受成土母质的影响。不同岩石的矿物组成有明显的差别，使其上发育的土壤的矿物组成也就不同。发育在基性岩母质上的土壤，含角闪石、辉石、黑云母等深色矿物较多；发育在酸性岩母质上的土壤，含石英、正长石和白云母等浅色矿物较多；其他如冰碛物和黄土母质上发育的土壤，含水云母和绿泥石等粘土矿物较多，河流冲积物上发育的土壤亦富含水云母，湖积物上发育的土壤中多蒙脱石和水云母等粘土矿物。从化学组成方面看，基性岩母质上的土壤一般铁、锰、镁、钙含量高于酸性岩母质上的土壤，而硅、钠、钾含量则低于酸性岩母质上的土壤，石灰岩母质上的土壤，钙的含量最高。
（2）土壤形成的气候因素
气候对于土壤形成的影响，表现为直接影响和间接影响两个方面。直接影响指通过土壤与大气之间经常进行的水分和热量交换，对土壤水、热状况和土壤中物理、化学过程的性质与强度的影响。通常温度每增加10℃，化学反应速度平均增加1～2倍；温度从0℃增加到50℃，化合物的解离度增加7倍。在寒冷的气候条件下，一年中土壤冻结达几个月之久，微生物分解作用非常缓慢，使有机质积累起来；而在常年温暖湿润的气候条件下，微生物活动旺盛，全年都能分解有机质，使有机质含量趋于减少。
气候还可以通过影响岩石风化过程以及植被类型等间接地影响土壤的形成和发育。一个显著的例子是，从干燥的荒漠地带或低温的苔原地带到高温多雨的热带雨林地带，随着温度、降水、蒸发以及不同植被生产力的变化，有机残体归还逐渐增多，化学与生物风化逐渐增强，风化壳逐渐加厚
。
（3）土壤形成的生物因素
生物是土壤有机物质的来源和土壤形成过程中最活跃的因素。土壤的本质特征——肥力的产生与生物的作用是密切相关的。在生物作用下从岩石到土壤的形成过程见图9-7。
岩石表面在适宜的日照和湿度条件下滋生出苔薛类生物，它们依靠雨水中溶解的微量岩石矿物质得以生长，同时产生大量分泌物对岩石进行化学、生物风化；随着苔藓类的大量繁殖，生物与岩石之间的相互作用日益加强，岩石表面慢慢地形成了土壤；此后，一些高等植物在年幼的土壤上逐渐发展起来，形成土体的明显分化。
在生物因素中，植物起着最为重要的作用。绿色植物有选择地吸收母质、水体和大气中的养分元素，并通过光合作用制造有机质，然后以枯枝落叶和残体的形式将有机养分归还给地表。不同植被类型的养分归还量与归还形式的差异是导致土壤有机质含量高低的根本原因。例如，森林土壤的有机质含量一般低于草地，这是因为草类根系茂密且集中在近地表的土壤中，向下则根系的集中程度递减，从而为土壤表层提供了大量的有机质，而树木的根系分布很深，直接提供给土壤表层的有机质不多，主要是以落叶的形式将有机质归还到地表。动物除以排泄物、分泌物和残体的形式为土壤提供有机质，并通过啃食和搬运促进有机残体的转化外，有些动物如蚯蚓、白蚁还可通过对土体的搅动，改变土壤结构、孔隙度和土层排列等。微生物在成土过程中的主要功能是有机残体的分解、转化和腐殖质的合成。
（4）土壤形成的地形因素
地形对土壤形成的影响主要是通过引起物质、能量的再分配而间接地作用于土壤的。在山区，由于温度。降水和湿度随着地势升高的垂直变化，形成不同的气候和植被带，导致土壤的组成成分和理化性质均发生显著的垂直地带分化。对美国西南部山区土壤特性的考察发现，土壤有机质含量、总孔隙度和持水量均随海拔高度的升高而增加，而pH值随海拔高度的升高而降低[1]。此外，坡度和坡向也可改变水、热条件和植被状况，从而影响土壤的发育。在陡峭的山坡上，由于重力作用和地表径流的侵蚀力往往加速疏松地表物质的迁移，所以很难发育成深厚的土壤；而在平坦的地形部位，地表疏松物质的侵蚀速率较慢，使成土母质得以在较稳定的气候、生物条件下逐渐发育成深厚的土壤。阳坡由于接受太阳辐射能多于阴坡，温度状况比阴坡好，但水分状况比阴坡差，植被的覆盖度一般是阳坡低于阴坡，从而导致土壤中物理、化学和生物过程的差异。

2. 土壤物理的土壤结构

土壤物理性质之一。指土壤颗粒（包括团聚体）的排列形式。但学术界关于土壤结构的定义并不完全一致。苏联学者H.A.卡钦斯基认为土壤结构是土壤中不同大小、形状、孔隙性、力稳性和水稳性团聚体的综合。美国学者L.D.贝弗则认为土壤结构是土壤中原生颗粒和次生颗粒（包括孔隙）排列成的一定形式。
土壤颗粒的大小及其不同排列形式，使土壤孔隙呈各种几何学特征，从而影响土壤中水、热、气的保持和运行，植物根系的穿插，微生物的活动以及养分的有效性和供应速率，最终直接或间接地影响植物的生长和土壤的生产性能。 土壤结构除影响植物根系的生长，微生物的活动以及土壤中空气、水分和养分的协调外，还影响土壤的一系列机械物理特性。20世纪30年代，苏联土壤学家B.P.威廉斯提出团粒结构学说，认为由胡敏酸钙结合的直径为10～0.25毫米的水稳团聚体(又称团粒)含量达70%以上时，即为有结构的土壤。这种土壤同时具备团聚体之间的非毛管孔隙和团聚体内的毛管孔隙，因而能协调土壤中水分、空气、养分的保持与释放的矛盾；同时可减少地表径流，防止水土流失。但以后的研究者认为，土壤中0.25～10毫米水稳性团聚体的数量和最佳粒径应依不同的生物气候条件而异。在湿润多雨地区，为便于通气排水，水稳性团聚体的含量宜略高，直径也可略偏大；而在干旱少雨地区,图7则水稳性团聚体含量略低、粒径略小的有利保墒。近期的研究还认为，在评价土壤结构时，除团聚体的形状、大小和数量外，还要考虑与土壤结构密切有关的其他一些性质，如土壤孔隙的大小分配、土壤的通气性和透水性以及不同水分吸力时的土壤持水量和生物活性等。 结构的改良 由于土壤表层经常受到不合理的耕作和灌溉的影响，土壤结构易被破坏，从而导致土壤物理性质恶化。为了保护和改善土壤结构状况，保持和提高土壤肥力，可以采取的措施包括：合理耕作，改多耕为少耕或免耕；合理灌溉，改漫灌为喷灌、滴灌或底土渗灌；合理轮作、施肥，在轮作制中安排一定比例的绿肥或牧草，以及增施有机肥料等。施用结构改良剂则可达到快速改善土壤结构状况的目的。目前已知的土壤结构改良剂有聚乙烯醇，聚醋酸乙烯脂，水解聚丙烯，聚丙烯酸，醋酸乙烯脂 -嘎丁烯二酸共聚物，二甲胺基乙基丙烯酸盐以及聚丙烯酰胺等。其中聚丙烯酰胺已开始在西欧较大面积上使用。此外，沥青乳剂和各种类型的胡敏酸盐制剂也有明显效果。

3. 土壤是怎样形成的

土壤形成因素:

（1）土壤形成的母质因素

风化作用使岩石破碎，理化性质改变，形成结构疏松的风化壳，其上部可称为土壤母质。如果风化壳保留在原地，形成残积物，便称为残积母质；如果在重力、流水、风力、冰川等作用下风化物质被迁移形成崩积物、冲积物、海积物、湖积物、冰碛物和风积物等，则称为运积母质。成土母质是土壤形成的物质基础和植物矿质养分元素（氮除外）的最初来源。母质代表土壤的初始状态，它在气候与生物的作用下，经过上千年的时间，才逐渐转变成可生长植物的土壤。母质对土壤的物理性状和化学组成均产生重要的作用，这种作用在土壤形成的初期阶段最为显著。随着成土过程进行得愈久，母质与土壤间性质的差别也愈大，尽管如此，土壤中总会保存有母质的某些特征。

首先，成土母质的类型与土壤质地关系密切。不同造岩矿物的抗风化能力差别显著，其由大到小的顺序大致为：石英→白云母→钾长石→黑云母→钠长石→ 角闪石→辉石→钙长石→橄榄石。因此，发育在基性岩母质上的土壤质地一般较细，含粉砂和粘粒较多，含砂粒较少；发育在石英含量较高的酸性岩母质上的土壤质地一般较粗，即含砂粒较多而含粉砂和粘粒较少。此外，发育在残积物和坡积物上的土壤含石块较多，而在洪积物和冲积物上发育的土壤具有明显的质地分层特征。

其次，土壤的矿物组成和化学组成深受成土母质的影响。不同岩石的矿物组成有明显的差别，使其上发育的土壤的矿物组成也就不同。发育在基性岩母质上的土壤，含角闪石、辉石、黑云母等深色矿物较多；发育在酸性岩母质上的土壤，含石英、正长石和白云母等浅色矿物较多；其他如冰碛物和黄土母质上发育的土壤，含水云母和绿泥石等粘土矿物较多，河流冲积物上发育的土壤亦富含水云母，湖积物上发育的土壤中多蒙脱石和水云母等粘土矿物。从化学组成方面看，基性岩母质上的土壤一般铁、锰、镁、钙含量高于酸性岩母质上的土壤，而硅、钠、钾含量则低于酸性岩母质上的土壤，石灰岩母质上的土壤，钙的含量最高。

（2）土壤形成的气候因素

气候对于土壤形成的影响，表现为直接影响和间接影响两个方面。直接影响指通过土壤与大气之间经常进行的水分和热量交换，对土壤水、热状况和土壤中物理、化学过程的性质与强度的影响。通常温度每增加10℃，化学反应速度平均增加1～2倍；温度从0℃增加到50℃，化合物的解离度增加7倍。在寒冷的气候条件下，一年中土壤冻结达几个月之久，微生物分解作用非常缓慢，使有机质积累起来；而在常年温暖湿润的气候条件下，微生物活动旺盛，全年都能分解有机质，使有机质含量趋于减少。

气候还可以通过影响岩石风化过程以及植被类型等间接地影响土壤的形成和发育。一个显著的例子是，从干燥的荒漠地带或低温的苔原地带到高温多雨的热带雨林地带，随着温度、降水、蒸发以及不同植被生产力的变化，有机残体归还逐渐增多，化学与生物风化逐渐增强，风化壳逐渐加厚 。

（3）土壤形成的生物因素

生物是土壤有机物质的来源和土壤形成过程中最活跃的因素。土壤的本质特征——肥力的产生与生物的作用是密切相关的。在生物作用下从岩石到土壤的形成过程见图9-7。

岩石表面在适宜的日照和湿度条件下滋生出苔薛类生物，它们依靠雨水中溶解的微量岩石矿物质得以生长，同时产生大量分泌物对岩石进行化学、生物风化；随着苔藓类的大量繁殖，生物与岩石之间的相互作用日益加强，岩石表面慢慢地形成了土壤；此后，一些高等植物在年幼的土壤上逐渐发展起来，形成土体的明显分化。

在生物因素中，植物起着最为重要的作用。绿色植物有选择地吸收母质、水体和大气中的养分元素，并通过光合作用制造有机质，然后以枯枝落叶和残体的形式将有机养分归还给地表。不同植被类型的养分归还量与归还形式的差异是导致土壤有机质含量高低的根本原因。例如，森林土壤的有机质含量一般低于草地，这是因为草类根系茂密且集中在近地表的土壤中，向下则根系的集中程度递减，从而为土壤表层提供了大量的有机质，而树木的根系分布很深，直接提供给土壤表层的有机质不多，主要是以落叶的形式将有机质归还到地表。动物除以排泄物、分泌物和残体的形式为土壤提供有机质，并通过啃食和搬运促进有机残体的转化外，有些动物如蚯蚓、白蚁还可通过对土体的搅动，改变土壤结构、孔隙度和土层排列等。微生物在成土过程中的主要功能是有机残体的分解、转化和腐殖质的合成。

（4）土壤形成的地形因素

地形对土壤形成的影响主要是通过引起物质、能量的再分配而间接地作用于土壤的。在山区，由于温度。降水和湿度随着地势升高的垂直变化，形成不同的气候和植被带，导致土壤的组成成分和理化性质均发生显著的垂直地带分化。对美国西南部山区土壤特性的考察发现，土壤有机质含量、总孔隙度和持水量均随海拔高度的升高而增加，而pH值随海拔高度的升高而降低[1]。此外，坡度和坡向也可改变水、热条件和植被状况，从而影响土壤的发育。在陡峭的山坡上，由于重力作用和地表径流的侵蚀力往往加速疏松地表物质的迁移，所以很难发育成深厚的土壤；而在平坦的地形部位，地表疏松物质的侵蚀速率较慢，使成土母质得以在较稳定的气候、生物条件下逐渐发育成深厚的土壤。阳坡由于接受太阳辐射能多于阴坡，温度状况比阴坡好，但水分状况比阴坡差，植被的覆盖度一般是阳坡低于阴坡，从而导致土壤中物理、化学和生物过程的差异。

（5）土壤形成的时间因素

在上述各种成土因素中，母质和地形是比较稳定的影响因素，气候和生物则是比较活跃的影响因素，它们在土壤形成中的作用随着时间的演变而不断变化。因此，土壤是一个经历着不断变化的自然实体，并且它的形成过程是相当缓慢的。在酷热、严寒、干旱和洪涝等极端环境中，以及坚硬岩石上形成的残积母质上，可能需要数千年的时间才能形成土壤发生层，例如在沙丘土中，特别是在林下，典型灰壤的发育需要1000～1500年。但在变化比较缓和的环境条件中，以及利于成土过程进行的疏松成土母质上，土壤剖面的发育要快得多。

土壤发育时间的长短称为土壤年龄。从土壤开始形成时起直到目前为止的年数称为绝对年龄。例如，北半球现存的土壤大多是在第四纪冰川退却后形成和发育的。高纬地区冰碛物上的土壤绝对年龄一般不超过一万年，低纬未受冰川收用地区的土壤绝对年龄可能达到数十万年至百万年，其起源可追溯到第三纪。

由土壤的发育阶段和发育程度所决定的土壤年龄称为相对年龄。在适宜的条件下，成土母质首先在生物的作用下进入幼年土壤发育阶段，这一阶段的特点是土体很薄，有机质在表土积累，化学-生物风化作用与淋溶作用很弱，剖面分化为A层和C层，土壤的性质在很大程度上还保留着母质的特征。随着B层的形成和发育，土壤进入成熟阶段，这一阶段有机质积累旺盛，易风化的矿物质强烈分解，在淀积层中粘粒大量积聚，土壤肥力和自然生产力均达到最高水平。经过相当长的时间以后，成熟土壤出现强烈的剖面分化，出现E层，并使A层和B层的特征发生显著差异，有机质累积过程减弱，矿物质分解进入最后阶段，只有抗风化最强的矿物残留在土体中，淀积层中粘粒积聚形成粘盘，土壤进入老年阶段，这一阶段土壤的肥力和自然生产力都明显降低。

（6）土壤形成的人类因素

在五大自然成土因素之外，人类生产活动对土壤形成的影响亦不容忽视，主要表现在通过改变成土因素作用于土壤的形成与演化。其中以改变地表生物状况的影响最为突出，典型例子是农业生产活动，它以稻、麦、玉米、大豆等一年生草本农作物代替天然植被，这种人工栽培的植物群落结构单一，必须在大量额外的物质、能量输入和人类精心的护理下才能获得高产。因此，人类通过耕耘改变土壤的结构、保水性、通气性；通过灌溉改变土壤的水分、温度状况；通过农作物的收获将本应归还土壤的部分有机质剥夺，改变土壤的养分循环状况；再通过施用化肥和有机肥补充养分的损失，从而改变土壤的营养元素组成、数量和微生物活动等。最终将自然土壤改造成为各种耕作土壤。人类活动对土壤的积极影响是培育出一些肥沃、高产的耕作土壤，如水稻土等；同时由于违反自然成土过程的规律，人类活动也造成了土壤退化如肥力下降、水土流失、盐渍化、沼泽化、荒漠化和土壤污染等消极影响。

成土因素学说的基本观点可概括为：

①土壤是一种独立的自然体，它是在各种成土因素非常复杂的相互作用下形成的。

②对于土壤的形成来说，各种成土因素具有同等重要性和相互不可替代性。其中生物起着主导作用。土壤是一定时期内，在一定的气候和地形条件下，活有机体作用于成土母质而形成的。

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土壤形成过程

土壤的本质是肥力，因此，土壤的形成过程主要是土壤肥力发生与发展的过程。结合上节对成上因素的分析，本节从动态的角度来考察土壤形成的一般规律和具体成土过程。

（1）土壤形成的一般规律

从地球系统物质循环的观点来看，土壤肥力的发生与发展是自然界物质的地质大循环与生物小循环相互作用的结果。地质大循环是指矿物质养分在陆地和海洋之间循环变化的过程。陆地上的岩石经风化作用产生的风化产物，通过各种外力作用的淋溶、剥蚀、搬运，最终沉积在低洼的湖泊和海洋中，并经过固结成岩作用形成各种沉积岩；经过漫长的地质年代，这些湖泊、海洋底层的沉积岩随着地壳运动重新隆起成为陆地岩石，再次经受风化作用。这种物质循环的周期大约在 106～108年。其中以岩石的风化过程和风化产物的淋溶过程与土壤形成的关系最为密切。风化过程在土壤形成中的作用主要表现为原生矿物的分解和次生粘土矿物的合成。前者使矿物分解为较简单的组分，并产生可溶性物质，释放出养分元素，为绿色植物的出现准备了条件；后者使风化壳中增加了活跃的新组分，从而具有一定的养分和水分的吸收保蓄能力，为土壤的形成奠定了无机物质的基础。可见，风化过程对土壤来说，是一种物质输入过程。淋溶过程使有效养分向土壤下层和土体以外移动，而不是集中在表层，具有促进土壤物质更新和土壤剖面发育的作用。对于土壤来说，它是一种物质转移和输出过程。

生物小循环又称为养分循环，指营养元素在生物体和土壤之间循环变化的过程。植物从母质和土壤中选择吸收所需的可溶性养分，通过光合作用合成有机体；植物被动物食用后变成动物有机体；植物、动物有机体死亡后归还土壤，经微生物分解与合成转化为植物可以吸收的可溶性养分和腐殖质，腐殖质经过缓慢的矿质化，也为植物提供养分。这种物质循环的周期较短，一般为1～102年。其中有机质的累积、分解和腐殖质的合成促进了植物营养元素在土壤表层的集中和积累，成为土壤肥力形成与发展的关键。

从地球发展史来看，生物的出现较晚，因此，生物小循环是在地质大循环基础上发展起来的，是叠加在地质大循环上的较小时间尺度的次级物质循环。从对于土壤形成的作用上看，地质大循环的总趋势是陆地物质的流失，造成土壤系统养分的淋溶分散，而生物小循环的总趋势是使流失中的物质保存和集中在地表，并不断在土壤与生物之间循环利用。一般来说，如果风化作用和有机质的累积、分解与腐殖质合成作用较强，而淋溶作用较弱，土壤中养分保存多，肥力水平将逐渐提高；如果风化作用和有机质的累积、分解与腐殖质合成作用较弱，而淋溶作用较强，土壤中养分保存少，肥力水平将逐渐降低；当两种作用势均力敌时，土壤肥力的发展处于动态平衡状态。此外，人类的各种生产活动如砍伐森林、耕垦草原、围湖围海造田、开采矿产、城市建设等都会对地质大循环和生物小循环产生干扰，从而影响一个地方土壤肥力的发展方向与平衡。

（2）土壤形成的主要过程

土壤形成的一般规律适用于各种土壤，然而，由于地球表面成土条件的多种多样，不同土壤类型的形成又有其特殊的成土过程，现结合我国的具体情况，选择几种主要的成土过程予以介绍。

原始土壤形成过程是从裸露岩石表面及其风化物上低等植物着生到高等植物定居之前形成土壤的过程。包括着生蓝藻、绿藻、甲藻、硅藻等岩生微生物的“岩漆”阶段，地衣阶段和苔藓阶段。在这三个阶段的发展中，细土和有机质不断增多，为高等植物的生长准备了肥沃的基质。这一成土过程主要发生在高山区。

盐渍化形成过程由地表季节性的积盐和脱盐两个方向相反的过程构成，主要发生在干旱、半干旱地区和滨海地区，可分为盐化和碱化两种过程。盐化过程指地表水、地下水和母质中的易溶性盐分，在强烈的蒸发作用下，通过土体中毛管水的垂直和水平移动，逐渐向地表积聚的过程；碱化过程是交换性钠不断进入土壤胶体的过程，其前提是土壤溶液中钠离子的浓度较高，它使土壤呈强碱性反应，并形成碱化层。

钙积过程 是干旱、半干旱地区土壤碳酸盐发生移动和积累的过程。在季节性淋溶条件下，降水将易溶性盐类从土体中淋失，而钙、镁只部分淋失，部分仍残留在土壤中。因此，土壤胶体表面和土壤溶液中被钙或镁所饱和，在雨季向下移动的钙淀积在剖面的中部或下部，形成钙积层。

粘化过程 是土壤剖面中粘粒形成和积累的过程，主要发生在温暖、湿润的暖温带和北亚热带气候条件下。由于那里化学风化作用盛行，使原生矿物强烈分解，次生粘土矿物大量形成，表层的粘土矿物向下淋溶和淀积，形成淀积粘化土层。

白浆化过程是在季节性还原淋溶条件下，粘粒与铁、锰淋溶淀积的过程，主要发生在冷湿的气候条件下。在地下水季节性浸润的土壤表层，铁、锰与粘粒随水流失或向下移动，在腐殖质层（或耕层）下形成粉砂量高，而铁、锰贫乏的白色淋溶层；在剖面中、下部则形成铁、锰和粘粒富集的淀积层。

富铝化过程是土体中脱硅、富铝铁的过程。在热带、亚热带高温多雨的气候条件下，风化产物和土体中的硅酸盐类矿物被强烈水解，释放出盐基物质，产生弱碱性条件，可溶性盐类、碱金属（周期表第Ⅰ族的主族元素，如钠、钾，它们的氢氧化物易溶于水，呈强碱性）和碱土金属（周期表第Ⅱ族的主族元素，如镁、钙，它们的氧化物都呈碱性）盐基及硅酸大量流失，而铁、铝等元素却在碱性溶液中沉淀，形成土体中铁、铝氧化物的富集，使土体呈红色。

有机质积累过程是在木本或草本植被覆盖下，土体上部进行的有机质积累过程。它是自然土壤形成中最为普遍的一个成土过程。根据地表植被类型的不同，包括漠土有机质积累过程、草原土有机质积累过程、草甸土有机质积累过程、林下有机质积累过程、高寒草甸有机质积累过程和湿生植被的泥炭积累过程等。

潜育化过程 是土体中发生的还原过程。在长期渍水的条件下，空气缺乏。有机质在嫌气分解过程中产生还原物质，高价铁、锰转化为亚铁和亚锰，形成一个蓝灰色或青灰色的还原层次，称为潜育层。

灰化过程是土体表层SiO2残留，Al2O3和Fe2O3淋溶、淀积的过程。在寒带或寒温带针叶林植被下，由于凋落物富含单宁和树脂类物质，在真菌作用下生成有机酸，它使原生矿物和次生矿物强烈分解。伴随着有机酸溶液的下渗，土体上部的碱金属和碱土金属淋失，难溶的Al2O3和Fe2O3也从表层下移，淀积于下部，只有极耐酸的SiO2残留在土体上部，形成一个强酸性的灰白色淋溶层，称为灰化层。

土壤熟化过程 是在耕作条件下，通过耕耘、培肥和改良，促进水、肥、气、热诸因素不断谐调，使土壤向有利于作物高产方面转化的过程。通常把种植旱作条件下的定向培肥土壤过程称为旱耕熟化过程；把淹水耕作，在氧化还原交替条件下的定向培肥土壤过程称为水耕熟化过程。

4. 土壤物理的简介

土壤物理性质与土壤化学性质和土壤生物活动密切相关，互有影响。如钙饱和的土壤所形成的土壤结构远优于钠饱和的土壤；植物根系和蚯蚓的活动、有机质的分解产物则是形成土壤良好结构性的基础。反之，土壤的物理性质也直接或间接地影响土壤养分的保持、移动和有效性，制约土壤生物特性以及植物根系的定植、穿插和摄取土壤中水分和养分的能力。
土壤物理性质除受自然成土因素影响外，人类的耕作活动(包括耕作、轮作、灌排和施肥等)也能使之发生深刻的变化。因此可在一定条件下，通过农业措施、水利建设以及化学方法等对土壤不良的物理性质进行改良、调节和控制。
土壤物理包括土壤的颜色、质地、孔隙、结构、水分、热量和空气状况，土壤的机械物理性质和电磁性质等方面。各种性质和过程是相互联系和制约的，其中以土壤质地、土壤结构和土壤水分居主导地位，它们的变化常引起土壤其他物理性质和过程的变化。

5. 土壤的形成发育

土壤主要成土过程

1. 原始成土过程：在裸露的岩石表面或薄层岩石风化物上着生细菌、放线菌真菌等微生物，藻类地衣、苔藓，它们开始积累有机物并为高等植物生长创造条件。这是土壤发育的最初阶段，即原始土壤的形成.。

2.灰化过程：土体亚表层SiO2残留R2O3及腐殖质淋溶淀积的过程。在寒温带冷湿针叶林植被条件下，由于有机酸（富里酸）溶液在下渗过程中，与上部土体中的碱金属和碱土金属螯合，土壤中的硅、铁铝发生分离，铁铝胶体遭到淋失并淀积于土体下部，而二氧化硅则残留于土体上部，形成一个灰白色的淋溶层。

3. 黏化过程：土体中黏土矿物的生成和聚集过程。主要在温带、暖温带、半湿润和半干旱地区，土体中水热条件比较稳定，发生强烈的原生矿物分解和次生矿物的形成，或表层粘粒向下机械淋溶，在土体中下部明显聚集，形成一个较黏重的层次。

4. 富铁铝化过程：土壤形成中土体脱硅富铝铁的过程。在热带亚热带湿热气候条件下，土壤形成过程中原生矿物强烈分解、盐基离子和硅酸大量淋失，铁铝锰在次生粘土矿物中不断形成氧化物而相对积累。由于铁的染色作用，土体呈红色。

5.钙化过程：碳酸盐在土体中淋溶淀积的过程。在干旱半干旱气候条件下由于季节性淋溶，使矿物风化过程中释放出的易溶性盐类大部分淋失，而硅、铁、铝氧化物在土体中基本上未发生移动，而相对活跃的钙镁的碳酸盐发生淋溶和淀积，在土体下部形成一个钙积层。

6.盐渍化过程：土体上部易溶性盐类的聚集过程。在干旱-半干旱地区，地下水或成土母质中的易溶性盐类，随水搬运至排水不畅的地平低地，在蒸发作用下，使盐分向土体表层集中，形成盐积层

7.碱化过程：土壤吸收复合体上交换性钠，占阳离子交换量30%以上，pH>9， 呈碱性反应，并引起土壤物理性质恶化(如板结)的过程。碱化过程与盐化有密切联系。松嫩平原碱土发育

8. 潜育化过程：低洼积水地区土体发生还原的过程。由于土层长期被水浸润而厌氧，有机质在分解过程中产生较多的还原物质，高价铁锰转化为亚铁锰，形成一个颜色呈蓝灰或青灰色的还原层。

9. 潴育化过程：土壤形成过程中的氧化还原过程。主要发生在直接受地下水浸润的土层中，由于地下水雨季升高，旱季下降，土层干湿交替，引起土壤中铁锰物质处于还原和氧化的交替过程。土壤渍水时，铁锰被还原、迁移，土体水位下降时，铁锰氧化淀积，形成一个有锈纹锈斑、黑色铁锰结核的土层。河岸、湖岸带和水稻田发生比较多

10. 白浆化过程：土壤表层由于土体上层滞水而发生的潴育漂洗过程。发生在质地粘重或冻层顶托，水分较多的地区。土壤表层经常处于周期性滞水状态，引起铁锰的还原淋溶。其中一部分低价铁锰淋出土壤并逐渐脱色形成白浆层，另一部分低价铁锰旱季时就地氧化形成结核。

11. 腐殖质化过程：在生物因素影响下，在土体中尤以土体表层进行的腐殖质累积过程。是土壤形成中最为普遍的一种成土过程，结果使土体发生分化，在土体的上部形成一个暗色的腐殖质层。

12. 泥炭化过程：有机质以植物残体形式的累积过程。主要发生在地下水位接近地表，或者地表有积水的沼泽地段，特别是在低温潮湿的环境中，湿生植物因厌氧不能彻底分解而以未分解、半分解状态的有机质积累于地表，形成了泥炭，有时可保留有机体的组织原状。

13. 土壤的人为熟化过程：在人类合理耕作利用改良及定性培育下，使土壤向着肥力提高的方向发展的过程。

6. 土壤的哪些物理机械性质与土中的含水量有关

影响土方压实的主要因素：
1，含水量
土中含水量对压实效果的影响比较显著。回填土含水量过大、过小都难以夯压密实。为此，要求回填土应有最佳的含水量，也就是当土壤在这种含水量的条件下压实时，能获得最大的密实度，而且所需的夯击能最小。所以，当回填土过湿时，应先晒干或掺入干土及其他吸水材料；过干时，则应洒水进行湿润，尽可能使土壤保持在最佳含水量的范围内。
2，压实功
压实功（指压实工具的重量、碾压遍数或锤落高度、作用时间等）对压实效果的影响。
3，每层铺土厚度
铺土过厚，下部土体所受压实作用力小于土体本身的粘结力和摩擦力，土颗粒不能相互移动，无论压实多少遍，填方也不能被压实；铺土过薄，则下层土体压实次数过多，而受剪切破坏，所以规定了一定的铺土厚度。最优的铺土厚度应能使填方压实而机械的功耗费最小。

7. 土壤的成因

土壤成因
成土因素∶母质(parent materials)、气候(climate)、生物(living organisms)、地形(relief)和时间(time)。

母质因素
土壤可以从岩石原地风化（in-situ weathering）或任何堆积物（deposits）演变而成。
岩石或堆积物的性质、构造、颜色和成分，对土壤的有直接的影响。
母质的差异，影响土壤形成的速度和土层的厚薄。
随著土壤逐渐成熟，这因素的影响力便逐步下降，其影响最终会被其他因素完全遮蔽。

地形因素
地形对气候产生影响，使土壤的水分和温度状况发生变化。高度上升、温度下降、水分数量下降。
地形影响地表水和地下水的分布，影响土壤中的物质转移。
地形影响土壤侵蚀作用。坡度大，冲刷作用严重，水分和养分流失，上层辐薄。
山坡座向影响热量和湿度。背阳坡，温度低，湿度高，日照数量大。

土链（soil catena）∶在不同地形上，泥土剖面的变化。在陡坡上，土层厚度减少。在平坦土地上，土层厚。在沼泽地区，形成泥炭层。
山势的起伏影响排水情况（drainage）。在山坡上，排水迅速，土壤含水量较低。在平坦地面上，如果泥土或岩石下属排水不良，出现地下水位上升至地面情况，令有机物质累积。
在和缓起伏的地形，排水状况理想，令土壤剖面保持稳定。在陡峭山坡，水分流失过多，土壤剖面发育迟缓。

时间因素
土壤的特性需要时间来发展。
年幼的土壤，各土层层次的特徵并不明显。
土壤在稳定的气候环境下，经过长时的发育，造成成熟的土壤剖面。
时间影响其他成土因素的重要性。在土壤形成初期，母质因素日最重要。但土壤形成后，其他因素的重要性日渐提高。

注：上述三个因素缓慢地、内在地影响土壤本质变化，称为消极因素。下列两组因素(气候、生物)会较急剧地，外在地影响土壤形成，称为积极因素。

气候因素
无论土壤的母质如何，在同一气候状况下，经过相当的时间，土壤的特性将会十分相似。
降水／水分状况
水分影响土壤中的化学作用和生物活动。
潮湿多雨地区，盐分淋失，泥土呈酸性。土壤养分下移，肥力下降。
乾燥地区，蒸发大於降水，土壤中水分上升，令盐分在地表积聚，形成硬磐 (hard pan)。
降水多的地区(降雨量>600毫米)，形成淋余土或铁铝土。(pedalfer soil)
雨量少的地区(降雨量<500毫米)，形成钙层土。(pedacal soil)
脱硅作用(desilication)：硅随水分下移被冲至泥土下层，多在热带雨林发生。
温度
直接影响风化作用速度，决定土层厚薄。
影响有机物的合成和分解、生物化学作用。
温度每上升10 C，化学作用增加一倍。
寒带地区，温度低，风化作用、生物化学作用微弱，土壤发育缓慢，处於原始阶段。土壤多受物理崩解形成碎屑物质，颗粒粗大。
热带地区，高温多雨，矿物除石英外多被分解，颗粒较小。植物生长迅速，有机物质积聚快，但分解亦快，形成O层薄，腐殖质少。
温度影响土壤中水分移动方向。在温度高，蒸发率高地区，水分在泥土中向上移动，令盐分积聚。
风速
增加蒸发作用，加速土壤中水分流失。
在乾燥地区，强风会将表面土壤带走，令养分流失。

生物因素
植物
土壤与植物间的物质交换。
植物腐烂分解供给有机物质给土壤。
植物根部巩固土壤。
植物产生截流作用，令土壤侵蚀减少。
森林减低风速，遮蔽阳光，减少水分蒸发，使分解作用不停进行。
植物吸收盐基养分，养分被吸收后，经分解作用再释放回土壤中。
植物根部有助风化，令空气及水分流通。
微生物
细菌、真菌及分解者影响土壤的养分循环，令土壤保持养分流动。
土壤动物
钻土动物影响土壤结构和性质，令土壤的物理及化学作用活跃。
人类活动
耕作、施肥、伐林、灌溉、保护植被等，可以改变土壤的性质、位置和成分。

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中国土壤地理
pedogeography of China

中国土壤资源丰富、类型繁多，世界罕见。中国主要土壤发生类型可概括为红壤、棕壤、褐土、黑土、栗钙土、漠土、潮土（包括砂姜黑土）、灌淤土、水稻土、湿土（草甸、沼泽土）、盐碱土、岩性土和高山土等12系列。

红壤系列
中国南方热带、亚热带地区的重要土壤资源，自南而北有砖红壤、燥红土（稀树草原土）、赤红壤（砖红壤化红壤）、红壤和黄壤等类型。

砖红壤
发育在热带雨林或季雨林下强富铝化酸性土壤，在中国分布面积较小。海南岛砖红壤的分析资料表明：风化度很高，粘粒的二氧化硅／氧化铝比值（以下同）低于1.5,粘土矿物含有较多的三水铝矿、高岭石和赤铁矿，阳离子交换量很少，盐基高度不饱和。

燥红土
热带干热地区稀树草原下形成的土壤，分布于海南岛的西南部和云南南部红水河河谷等地，土壤富铝化程度较低，土体或具石灰性反应。

赤红壤
发育在南亚热带常绿阔叶林下，具有红壤和砖红壤某些性质的过渡性土壤。

红壤和黄壤
均为中亚热带常绿阔叶林下生成的富铝化酸性土壤，前者分布在干湿季变化明显的地区，淀积层呈红棕色或桔红色,剖面下部有网纹和铁锰结核,二氧化硅／氧化铝比值为1.9～2.2，粘土矿物含有高岭石、水云母和三水铝矿；后者分布在多云雾，水湿条件较好的地区，以川、黔两省为主，以土层潮湿、剖面中部形成黄色或蜡黄色淀积层为其特征，粘土矿物含有较多的针铁矿和褐铁矿。
红壤系列的土壤适于发展热带、亚热带经济作物、果树和林木，作物一年可二熟、乃至三熟、四熟，土壤生产潜力很大。目前尚有较大面积荒山、荒丘有待因地制宜加以改造利用。 棕壤系列 亦为中国东部湿润地区发育在森林下的土壤，由南至北包括黄棕壤、棕壤、暗棕壤和漂灰土等土类。

黄棕壤
亚热带落叶阔叶林杂生常绿阔叶林下发育的弱富铝化、粘化、酸性土壤，分布于长江下游，界于黄、红壤和棕壤地带之间，土壤性质兼有黄、红壤和棕壤的某些特征。

棕壤
主要分布于暖温带的辽东半岛和山东半岛,为夏绿阔叶林或针阔混交林下发育的中性至微酸性的土壤，特点是在腐殖质层以下具棕色的淀积粘化层，土壤矿物风化度不高，二氧化硅／氧化铝比值3.0左右,粘土矿物以水云母和蛭石为主，并有少量高岭石和蒙脱石，盐基接近饱和。

暗棕壤
又称暗棕色森林土，是发育在温带针阔混交林或针叶林下的土壤，分布在东北地区的东部山地和丘陵，介于棕壤和漂灰土地带之间，与棕壤的区别在于腐殖质累积作用较明显，淋溶淀积过程更强烈，粘化层呈暗棕色，结构面上常见有暗色的腐殖质斑点和二氧化硅粉末。 漂灰土 过去称为棕色泰加林土和灰化土，分布在大兴安岭中北部，是北温带针叶林下发育的土壤，亚表层具弱灰化或离铁脱色的特征，常出现漂白层，强酸性，盐基高度不饱和，属于生草灰化土和暗棕壤之间的过渡性土类，可认为是在地方性气候和植被影响下的特殊土被。
棕壤系列土壤均为很重要的森林土壤资源。目前，不仅分布有较大面积的天然林可供采伐利用，为中国主要森林业生产基地；且大部分土壤，尤其是分布在丘陵平原上的黄棕壤和棕壤有很高的农用价值，多数已垦为农地和果园。

褐土系列
包括褐土、�土、黑垆土和灰褐土，这类土壤在中性或碱性环境中进行腐殖质的累积，石灰的淋溶和淀积作用较明显，残积一淀积粘化现象均有不同程度的表现。

褐土
又称褐色森林土，分布于中国暖温带东部半湿润、半干旱地区，形成于中生夏绿林下，其特点为腐殖质层以下具褐色粘化层、风化度低，二氧化硅／氧化铝比值3.0～3.5,含有较多水云母和蛭石等粘土矿物,石灰聚积以假菌丝形状出现在粘化层之下。 �
土 褐土经长期施用土类堆积覆盖和耕作影响,在剖面上部形成厚达30～50厘米以上的熟化层，即变成�土。主要分布于陕西的关中地区。

黑垆土
以深厚的淡黑色垆土层而得名。首先形成于半干旱草原植被下，后又经长期耕种熟化的土壤，主要分布在陕北、晋西和陇东一带的黄土地区。

灰褐土
又称灰褐色森林土，是分布在干旱和半干旱地区山地森林下的土壤，具暗棕色或浅褐色的粘化层，因石灰淋溶程度的不同又分灰褐土和淋溶灰褐土两个亚类。
在利用上,褐土系列除灰褐土是重要的林用地外,其他土壤为中国北方的旱作地，搞好水土保持，是发展农业生产的重要措施。

黑土系列
中国温带森林草原和草原区的地带性土壤，包括灰黑土（灰色森林土）、黑土、白浆土和黑钙土。以强烈的腐殖质累积过程为特点。

灰黑土
又称灰色森林土。处在湿润的地区，以大兴安岭的西坡最为集中，植被为森林类型，林下草灌植物繁茂，生草过程较强，有机质累积量大，土壤具较明显的淋溶作用和粘粒移动淀积现象。

黑土
土壤水分状况较充沛，相对湿润，植被为草原化草甸，当地称“五花草塘”，土壤有机质的累积量较高，具有黑色而深厚的土层，腐殖质层厚达30～70厘米以上，底土常出现轻度潜育特征。

白浆土
表层腐殖质层下具灰白色的白浆层而得名。分布在东北地区东部山间盆地和谷地，气候湿润，植被类型为喜湿性的浅根植物，土壤有机质累积量不及黑土，因有机质分解程度差，而常具泥炭化特征，白浆土表层有机质的含量达8～10％,白浆层下质地多属重壤土和粘土；白浆层质地相对较轻，铁的淋失十分明显，粘土矿物以水云母为主，并有少量高岭石和无定物质。

黑钙土
分布在半干旱地区，植被以草原类型为主，也有草甸草原植物，有机质的累积量小，分解强度较黑土大，腐殖质层一般厚约30～40厘米；石灰在土壤中淋溶淀积，常在60～90厘米处形成粉末状或假菌状的钙积层，是黑钙土区别于其他黑土的重要特征。
黑土系列的土壤以东北地区分布的面积最广，适于发展农、牧业和林业，特别是黑土、黑钙土和白浆土是发展农业的重要对象，除已垦者外，尚有较大面积的荒地可供开垦，农业生产潜力巨大。

栗钙土系列
包括栗钙土、棕钙土和灰钙土，是中国北方分布范围极广的一些草原土壤。这类土壤均具有较明显的腐殖质累积和石灰的淋溶一淀积过程，并多存在弱度的石膏化和盐化过程。 栗钙土 湿带半干旱地区干草原下形成的土壤，表层为栗色或暗栗色的腐殖质量,厚度为25～45厘米,有机质含量多在1.5～4.0％；腐殖质层以下为含有多量灰白色斑状或粉状石灰的钙积层，石灰含量达10～30％。中国栗钙土土壤性质表现出明显的地区差异。东部内蒙古高原的栗钙土具少腐殖质、少盐化、少碱化和无石膏或深位石膏及弱粘化特点，而西部新疆地区在底土有数量不等的石膏和盐分聚积，腐殖质的含量也相对较高，但土壤无碱化和粘化现象。

棕钙土
与栗钙土相比较，其腐殖质累积过程更弱，而石灰的聚积过程则大为增强，钙积层的位置在剖面中普遍升高，形成于温带荒漠草原环境，主要分布于内蒙古高原的中西部、鄂尔多斯高原的西部和准噶尔盆地的北部，是草原向荒漠过渡的地带性土壤。

灰钙土
其形成常与黄土母质相联系，分布面积以黄土高原的西北部、河西走廊的东段和新疆的伊犁河谷最为集中，土壤剖面分化弱，发生层次不及栗钙土、棕钙土清晰，腐殖质层的基本色调为浅黄棕带灰色，钙积层不明显,表层有机质含量0.5～3.0％,且下延较深，一般可达50～70厘米。
栗钙土系列土壤是中国主要的牧业基地，也是重要的旱作农业区，需因地制宜实行农牧结合，改良草场和建立人工饲草料基地。

漠土系列
中国西北荒漠地区的重要土壤资源，包括灰漠土、灰棕漠土、棕漠土和龟裂土等，共同特征是：具有多孔状的荒漠结皮层，腐殖质含量低，石灰含量高，且表聚性强，石膏和易溶性盐分在剖面不大的深度内聚积，存在较明显的残积粘化和铁质染红现象以及整个剖面的厚度较薄和石砾含量多（龟裂土和灰漠土除外）等。在成土过程中主要表现为钙化作用（石灰聚积）、石膏化与盐化作用、弱的铁质化作用，同时风成作用相当明显。

灰漠土
发育在温带荒漠边缘细土物质上的土壤,主要分布在新疆准噶尔盆地南部冲积平原和北部剥蚀高原、河西走廊的中、西段及阿拉善高原的东部。新疆灰漠土表层有机质含量在1.0％左右，腐殖质层极不明显,石灰的最大含量可达10～30％，聚层出现在20或30厘米以下，易溶性盐含盐最大的层次在40厘米以下，往往与石膏层相联系,土壤矿物风化处于脱钾阶段,二氧化硅／氧化铝比值4.0左右；粘土矿物以水云母为主。

灰棕漠土
温带荒漠条件下和粗骨母质上发育的土壤，在西北占有很大的面积，同灰漠土比较，腐殖质的累积作用更弱，几无腐殖质层，表层有机质含量很少超过0.5％，且随深度增加含量亦无多大变化，C/N比值很窄，多在4～7，但石灰的含量以表层或亚表层最高，且石膏的聚积较普遍，在10～40厘米处常形成小粒状或纤维状结晶的石膏层，石膏的最大含量可达30％以上。

棕漠土
暖温带半灌木－灌木荒漠下发育的土壤,广布于新疆的南部和东部。这类土壤基本上是与石质漠境或戈壁相适应，与北非的石漠(或称石膏荒漠和石膏壳)近似，但其干旱程度更强，以致在土壤中出现氯化物的盐层，成为世界荒漠土壤中罕见的现象。

龟裂土
发育较年轻的荒漠土壤,分布在温带和暖温带荒漠区的细土平原上，常受暂短地表水流的影响。但不具水成土的性质，地表平坦、坚硬，呈灰白色，被网状裂纹切成不规则的多角形裂片，形似镶嵌在地上的龟裂图案，是其最具代表性的特征。
漠土系列在利用上主要受制于细土物质含量的多少和灌溉水源的有无。目前，大部分用作牧地，仅有小部分垦为农田。

潮土、灌淤土系列
中国重要的农耕土壤资源，包括潮土、灌淤土、绿洲土。这类土壤是在长期耕作、施肥和灌溉的影响下所形成。在成土过程中，获得了一系列新的属性，使土壤有机质累积、土壤质地及层次排列、盐分剖面分布，都起了很大变化。

潮土（包括砂姜黑土）
曾称浅色草甸土，主要分布于黄淮海平原，辽河下游平原，长江中、下游平原及汾、渭谷地，以种植小麦、玉米、高粱和棉花为主。土壤剖面中沉积层次明显，粘砂相间，地下水位较浅，土壤中、低层氧化还原交互进行，有明显的锈纹斑及碳酸盐分异与聚积。有些地区出现沼泽化和盐渍化。
黄河淤积平原潮土的机械组成，老河床和天然堤上多为砂土，老河床两侧缓斜平地多为轻壤土，浅平洼地则为粘土。土壤有机质含量仅0.6～1％。碳酸钙含量在6～8％，含钾量可达 2％左右，含磷量多在0.1～0.2％。其含盐量一般不超过 0.1％；在洼地边缘可达0.5～1％。土壤呈碱性反应，pH值7.5～8.5。
潮土土层深厚，矿质养分丰富，有利于深根作物生长，但有机质、氮素和磷含量偏低，且易旱涝，局部地区有盐渍化问题，亟待改良。

灌淤土
主要分布于银川、内蒙古后套及辽西平原。灌淤层可厚达 1米以上，一般也可达30～70厘米。土壤剖面上下较均质，底部常见文化遗物。灌淤层下可见被埋藏的古老耕作表层。土壤的理化性质因地区不同而异。西辽河平原的灌淤土,质地较粘重,有机质含量约2～4％，盐分含量，一般小于0.3％,不含石膏；河套地区的灌淤土，质地较砂松，有机质含量约1％，含盐量较高。
灌淤土是中国半干旱地区平原中的主要土壤，一年一熟，以春播作物为主，生长小麦、玉米、糜谷等。地下水位较浅，水源充沛；因排水条件较差，有次生盐化现象，应注意灌排结合。

绿洲土
又称灌漠土，主要分布于新疆及河西走廊的漠境地区的绿洲中，是干旱地区的主要耕作土壤。灌溉淤积层甚至可厚达1.0～1.5米；在引用坎儿井灌溉地区,灌淤层不超过1米。这些厚层灌溉淤积层土壤层次分化不明显,上部土层有机质含量一般在1～2％,下部可达0.5～0.7％。磷钾含量均较丰。碳酸钙含量一般在10－20％,且分布均匀。但易发生板结,有次生盐化问题。采取灌溉与排水相结合，营造防风林带与林网，合理轮作倒茬，多种绿肥、牧草，是提高肥力的主要途径。
草甸、沼泽土系列 即湿土。为水成、半水成土壤类型。

草甸土
直接受地下水浸润，在草甸植被覆盖下发育而成。广布于松嫩平原、三江平原，在内蒙古、新疆等地河流两岸的泛滥平原、湖滨阶地上，也有分布。
草甸土腐殖质含量一般较丰富，分布在东北地区的草甸土,暗色有机质层厚达1米以上，土壤底部常见二氧化硅粉末，土体中见锈色斑纹及铁锰结核；在新疆地区的草甸土有机质层仅25厘米，常见大量石灰结核，并有盐分累积。表层有机质含量约3～6％，甚或可高达10％。在1米深的土层中，其含量尚可达1％。在西北干旱区有机质含量表层低于4％。在新疆、内蒙古的草甸土中,碳酸钙含量可达10％。
草甸土开垦后,表层土壤垒结性减低,较前疏松，有机质含量亦随之下降。这类土壤肥力较高，养分也较丰，水分供应良好,是主要垦殖对象；亦为重要牧场基地,合理安排农、牧关系十分重要。

沼泽土
在长期积水或过湿情况下形成。广布于中国东北三江平原及川西松潘草地。均有深厚的腐殖质层或泥炭层。
因土壤长期处于还原状态，产生了明显的潜育过程，形成充分分解的蓝灰色潜育层。土壤结持力甚低。在表层有机质层或泥炭层与底层蓝灰色潜育层间，尚可见大量锈斑或灰斑的土层，亦可见铁锰结核。沼泽土中有机质含量常在5～25％，泥炭层可高达40％以上,有机质分解不充分，C/N比值宽。大都尚未充分利用。 水

稻土系列
在中国境内，主要分布在秦岭—淮河一线以南，其中长江中、下游平原、珠江三角洲、四川盆地和台湾西部平原最为集中。
水稻土是耕种活动的产物。是由各种地带性土壤、半水成土和水成土经水耕熟化培育而成，其形成过程是在季节性淹水灌溉、耕作、施肥等措施影响下，进行氧化还原交替过程、有机质的合成与分解、复盐基作用与盐基的淋溶，及粘粒的分解、聚积与迁移、淋失，使原来的土壤特征受到不同程度的改变,使剖面发生分异,而形成特有的土壤形态、理化和生物特性。
水稻土的剖面结构包括下列层次:耕作层(A)、犁底层(P)、渗育层(W)、 淀积层(B)、淀积潜育层(Bg)及潜育层(G)。耕作层淹水时水分饱和,呈半流泥糊状或泥浆状。排水落干后,呈包含有屑粒、碎块的大块状结构,结构面见锈斑杂有植物残体；犁底层较紧实，暗棕色的垂直结构发达，有锈纹和小铁锰结核；渗育层由于水分渗透，铁质淋洗强烈，颜色较淡；淀积层多呈棱块状结构，多锈纹、锈斑和铁锰结核；淀积潜育层处在地下水变动范围内,呈灰蓝色,有较多的锈斑和锈纹结构不明显；潜育层处于还原状态，呈蓝灰色结构。 水稻土大致可分为淹育、潴育及潜育等三种类型。淹育型发育层段浅薄，属初期发育的水稻土，底土仍见母土特性，如红壤仍有红色底层；潴育型发育完整，具有完整的剖面结构；潜育型属由潜育土或沼泽土发育而成。
水稻土是中国很重要的农业土壤资源，应根据土壤特性因地制宜加以改良，充分利用。 盐碱土系列 又可分为盐土和碱土。

盐土
中国土壤中含可溶盐较高的盐土主要分布在北方干旱、半干旱地区，尤以内蒙古、宁夏、甘肃、清海和新疆为多。华北平原和汾、渭谷地也有零星分布。气候干旱、蒸发强烈、地势低洼、含盐地下水接近地表是盐土形成的主要条件。盐分累积的形态通常是地表出现白色盐霜，作斑块状分布。含盐量高的盐土可出现盐结皮厚度（小于3厘米）或盐结壳（大于3厘米），在结皮或结壳以下为疏松的盐与土的混合层，可由几厘米到30～50厘米；甚或可见盐结盘层。盐分累积的特点是表聚性很强，逐渐向下盐分递减。沿海地带盐分累积特点是整层土体均含较高盐分。
中国盐土的盐分组成甚为复杂。滨海地区的盐土主要为氯化物盐土；硫酸盐盐土则分布于新疆北部、甘肃河西走廊、宁夏银川平原和内蒙古后套地区，但面积不大。而氯化物与硫酸盐混合类型的盐土，在中国盐土中到处可见，以河北、内蒙古、宁夏、甘肃和新疆等省区最为集中。此外，东北松嫩平原、山西大同盆地等，在其盐分组成中含有碳酸根，称苏打盐土，碱性特强，腐蚀植物根系，大部植物难以生长。
盐土的改良应采取灌排、生物及耕作等综合措施；种稻洗盐也是改良盐土的有效措施。 碱土 在中国分布面积较小，大都零星分布于盐土地区，特点是表层含盐量一般不超过0.5％,但土壤溶液中普遍含有苏打。在吸收复合体中（尤其是碱化层）代换性钠占代换总量20％以上；pH值可达 9.0或更高。土壤有机与无机部分高度分散,胶粒和腐殖质淋溶下移,使表土质地变轻，而胶粒聚积的碱化层则相对粘重，有时形成柱状结构，湿时膨胀泥泞，干时收缩板结，通透性与耕性均极差。过高的碱度可以毒害植物根系，过多的交换性钠可引起一系列不良的理化性质，对植物生长危害极大。
碱土的形成与发育因地区而异，如松辽平原的碱土是由于苏打盐土在脱盐过程中，钠离子进入土壤吸收复合体而形成的。华北平原的碱土（当地称瓦碱）是由盐化潮土或盐土在脱盐过程中,突出了土壤的碱化特性,表层出现碱壳。前者代换性钠含量较高(7～10毫克当量／100克土)，碱化度大都在20～40％；后者在质地较轻的土壤中仅1～2毫克当量/100克土,在粘重土壤中也仅5～7毫克当量／100克土，可能属于初期形成的碱土。碱土的改良除上述水利及农业措施外，尚需采取施用石膏和磷石膏等化学改良措施。

岩性土系列
包括紫色土、石灰土、磷质石灰土、黄绵土（黄土性土）和风沙土。这类土壤性状仍保持母岩或成土母质特征。

紫色土
紫红色岩层上发育的土壤。以四川盆地分布最广，在南方诸省盆地中零星分布。紫色土有机质含量 1.0％左右，其发育程度较同地区的红、黄壤为迟缓，尚不具脱硅富铝化特征，属化学风化微弱的土壤，呈中性至微碱性反应，pH值为7.5～8.5，石灰含量随母质而异，盐基饱和度达80～90％。紫色土矿质养分丰富，在四川盆地的丘陵地区中为较肥沃土壤，其农业利用价值很高。利用中需防止水土流失和注意蓄水灌溉、增施有机肥料、合理轮作等。 石灰（岩）土 发育在石灰岩上的岩成土。在中国热带和亚热带湿润地区，凡有石灰岩出露之地均有分布，但主要分布于广西、贵州和云南境内。在石灰岩体出露的喀斯特地区多形成较为年幼的石灰(岩)土。石灰(岩)土的植被多为喜钙植物如蕨类、五节芒、白茅等。这类植物的有机质成为石灰土腐殖化作用的物质基础。石灰（岩）土可分为黑色石灰土、棕色石灰土和红色石灰土。①黑色石灰土，有机质含量丰富，呈良好团粒结构，土色暗黑，中性至碱性反应(pH6.5～8.0)，土层厚薄不一。②棕色石灰土，常见于山麓坡地，色棕粘重，不均质石灰反应。③ 红色石灰土，土色鲜红，剖面上部多无石灰反应，表土pH6.5，心土7.0～7.5。 磷质石灰土 分布于中国南海的东沙、西沙、中沙和南沙群岛。由于岛屿地处热带，大都由珊瑚礁构成。磷质石灰土即于珊瑚礁磐基础上发育而成，成土母质为珊瑚灰岩或珊瑚、贝壳机械粉碎的细砂。在海岛上的细砂表面聚积了大量富含磷质和有机质的海鸟粪，形成富含磷质的石灰性土壤。表层有机质含量可高达12％以上，全磷量26～32％。成为富含有机质的天然磷肥资源。

黄绵土
又称黄土性土壤，广布于黄河中游丘陵地区。土壤色泽与母质层极相近,质地均匀,疏松多孔，耕性良好，有机质含量低，仅0.5％，矿质养分丰富。

风沙土
主要分布在中国北部的半干旱、干旱和极端干旱地区。风沙土的特征是成土作用经常受到风蚀和沙压，很不稳定，致使成土过程十分微弱，土壤性状与风沙堆积物无多大改变。随沙地的自然固定和土壤形成阶段的发展，由流动风沙土到半固定、固定风沙土，土壤有机质含量逐渐增加，说明只要增加肥分与水分，使植被逐步稳定生长，也能成为农林牧用地。 高山土系列 高山土壤是指青藏高原和与之类似海拔，高山垂直带最上部，在森林郁闭线以上或无林高山带的土壤。由于高山带上冻结与溶化交替进行，土壤有机质腐殖化程度低,矿物质分解也很微弱,土层浅薄，粗骨性强，层次分异不明显。因而将高山土壤作为独特的系列划分开来；有黑毡土(亚高山草甸土)、草毡土（高山草甸土）、巴嘎土（亚高山草原土）、莎嘎土（高山草原土）、高山漠土和高山寒漠土之分。

黑毡土
主要分布于青藏高原东部和东南部。腐殖质累积明显，腐殖化程度相对较高，盐基不饱和或饱和度低，pH5～8，为高原优良牧场，也是小麦等作物的高产土壤。

草毡土
分布于原面平缓山坡,土体一般较湿润,密生高山矮草草甸。表层有厚3～5厘米至10厘米不等的草皮，根系交织似毛毡状,轻韧而有弹性,地表常因冻融交互作用呈鳞片状滑脱。腐殖质层厚9～20厘米，含量6～14％，作浅灰棕或暗灰色，剖面厚度30～40厘米。大都用作夏季牧场。

巴嘎土
主要分布于喜马拉雅山北侧的高原宽谷湖盆,植被属于干草原类型。土壤有机质含量有时可达3～10％，剖面下部砾石背面常有薄膜状碳酸钙累积。大部为牧地，植被稀疏，载畜量低。

莎嘎土
分布于羌塘高原东南部，西喜马拉雅山的山前地带。土体较干燥，腐殖质累积过程减弱，且出现积钙过程，土体富含砾石，表层草根较少，不形成连续草皮层，有机质含量约1.5～3％，碳酸钙聚积明显，最大可达10％以上。土壤均较沙质，有风沙危害，均为牧地。

参考资料：http://www.17e.com/dili/HTML/17079.html

8. 什么是土壤连作障碍为什么会发生该如何破解

在现今农作物种植的的发展上，无论是蔬菜、水果还是花卉，连作障碍是许多农民碰到的最棘手的问题之一。由于某些作物的特性及土壤营养的失衡，土壤的可利用周期往往因为连作障碍而受到限制，除了迫不得已的休耕之外，只能靠有计划性的进行不同作物的轮作来进行下一季的种植。尤其是对于设施农业，连作障碍不但剥夺了农民潜在的获利空间，还增加了投资的成本与风险。

通过添加土壤改良剂改善土壤

总之，土壤的连作障碍问题在种植过程中无可避免，尤其是设施种植中，虽然造成连作障碍的原因有很多，但不外乎土壤物理性、化学性及生物性遭到破坏。要解决连作障碍的问题，必须先明了其引起的原因，再提出解决方案。良好的土壤管理方式与策略，能够避免或减少连作障碍问题的发生。