黄土土壤特点
黄土土壤特点范文第1篇
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着标志层之一。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,古土壤更显着地表现为组合土壤,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着的“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着增强的时段;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。
黄土土壤特点范文第2篇
关键词：垂直地带性；土壤；植被；武夷山
一、研究区概况
武夷山脉长五百余公里，平均海拔一千米以上，呈NE-SW走向，纵贯江西、福建两省的交界处，通常称之为“大武夷山”。位于北纬24°48′，东经115°118′。东西宽54-78千米。平均海拔高度为1000-1310米。区内地势高低悬殊，高山深谷，东坡缓，西坡陡。主峰黄岗山，位于闽赣交界处，是我国东南第一峰，海拔2158米，素称“华南屋脊”。黄岗山属于华中亚热带湿润区，又具有明显山地气候特点，是江西省日照时间最少、降雨量最多、湿度最大的地区。黄岗山及其周边地区位于武夷山部级自然保护区内，其土壤垂直分布在武夷山和我国中亚热带山地中有一定的代表性。
（一）土壤与植被的关系
土壤是在母质、气候、生物、地形和时间五个主要因子作用下形成的。而在生物的作用中又包含了植物、动物、微生物的不同作用。其中高等绿色植物是土壤有机质的主要来源，在土壤形成过程中的作用最显著。它能够利用光能将养分储存在体内，死亡后又返还到土壤中，增加土壤肥力，是土壤形成和演化的主要推动者。
（二）武夷山地带性土壤与植被的关系
武夷山由于海拔高，在不同的地带上发育了不同的植被类型，从而发育了相应的具有垂直地带性的土壤。本文重点分析在同一海拔上两个剖面的土壤因植被的不同而发育了两种不同的土壤，从而更加突出了植被在土壤发育过程中的作用。
二、武夷山各垂直带上土壤的成土条件
本次研究主要选取7个具有代表性的剖面，从高海拔至低海拔的各个剖面的成土条件见表1，气候及植被状况见表2。从表2中可以看出气候随着海拔高度的变化而呈现有规律的变化，即随着海拔高度的升高，温度降低、降水量增多、湿度加大，植被由常绿阔叶林过渡到针阔混交林直至山地草甸。在人为干扰作用下的W5和W6由于分布不同的植被，即使是在相似的成土环境下仍然发育了不同的土壤。
三、武夷山各垂直带上土壤的成土过程
从整体上分析，各个剖面的土壤大致可以分为脱硅富铝化过程和生物累积过程，其规律是随着海拔的升高脱硅富铝化程度减弱，生物累积程度加强。同时，在特殊的成土条件下还会有特殊的成土过程。由于人类长期在此居住，大片的人工植被取代了地带性的植被，大致在1200米以下为人工植被，因此土壤的形成都留下了人类活动的痕迹。
（一）普通山地红壤
在亚热带高温多雨的气候条件下，黄岗山发育的基带土壤为红壤。在高温多雨的气候条件下，土壤的脱硅富铝化程度很强，在新土层常常形成胶膜。在此气候条件下，植物生长也很旺盛，地表枯枝落叶多。但也很容易被分解而不利于有机质的积累。但其生物小循环过程较强。
（二）普通山地黄红壤
黄红壤分布区湿度比红壤大，而热量略低，土壤受到水化作用呈棕色，但因干湿季分明，水化作用又不及黄壤，生物累积红壤类略强，而富铝化作用略弱，土体中铁铝含量稍低，硅的含量稍高，粘粒硅铝率较红壤高。从实际观察来看，第5和第6号剖面处于黄岗山中部，年均温年降水量湿度等条件也介于山顶与山脚之间，因此，成土过程也表现出介于二者之间的状态，体现了黄红壤的特性。
第5和第6号剖面基本处于同一垂直带中，其他成土条件，如成土母岩母质、地形部位及气候条件等基本相似，而由于植被覆盖的不同导致出现了两种黄红壤亚类。第5号剖面的植被主要有杉木、茶、伯拉木、毛念、鹿角杜鹃、黄瑞木等，类型多样，发育了普通山地黄红壤。而6号剖面的植被是单一的毛竹林，在毛竹的作用下发育了棕化黄红壤。棕化是指土壤中的植物根系或其他器官发达，土壤土层的物质可以沿着根系等转移到下层，使下层土壤带有上层土壤的性质，如颜色加深有机质含量增加等等。
在毛竹林下面有一层较厚的枯枝落叶层，给土壤发育提供了丰富的有机质来源。毛竹的竹鞭穿插对土壤形成的影响主要有：第一，根系发达可延伸至土壤的B层，增加B层的有机质含量；第二，许多上层物质可沿着竹鞭向下移动，改变下层土壤的性状，造成A、B层间的界限模糊，增加B根系的含量。这些特殊的成土过程导致形成棕化黄红壤，而不同于地带性土壤-普通山地黄红壤的各种特征。
（三）普通山地黄壤
黄壤大约分布在1000米至山顶，黄壤最显著的成土过程是黄化过程，黄化过程是在成土环境湿度大，土壤处于常湿状态下，导致明显的水化作用而形成的。第34号剖面属于这种类型。由于这里温度低，湿度大（雾日多），脱硅富铝化程度和淋溶作用都较弱，有机质不易分解，生物累积较强。在黄壤分布的垂直带是针阔混交林至亚热带苔藓矮林，因此在针叶树种增多的情况下，土壤的pH相应地减少。
（四）山地草甸土
在海拔1900米以上由于温度风力等各种原因，使得高大的乔木树种趋于矮化，大多数木本植物在此无法存活，而被大面积的草本植物所取代。在草甸的作用下形成了典型的山地草甸土。草本植物具有发达的须根系，植物体死亡后也以腐殖质的形式进入土壤，加上山顶温度低湿度大。所以风化弱，使得土壤生物累积较强。
四、土壤性质分析
各剖面的基本性状见表3，表3中有机质含量测定采用的是有机质速测法，pH值测定采用的是电位法。土壤颜色采用的是门塞尔比色卡。
（一）土壤物理性质
1、土壤A层厚度的变化。从表3中可以看出，随着海拔降低，各剖面A层厚度逐渐减小，但到了黄红壤、带红壤带A层厚度又有所增加，而且在植被覆盖条件较好的地方其厚度较大（见图1）。A层为腐殖质层，其厚度主要和植被的茂密程度及人类作用强度有关。黄红壤与红壤所处的地带人为活动较强，水热条件好，利于植物生长，因此，这些地带的腐殖质层较厚。而高海拔处由于分布的是草甸，草甸植被因其灰分含量较木本植物高，加上有发达的须根系，对土壤腐殖质形成影响很大，使其有机质含量较高。
2、土壤颜色。颜色是反映土壤形态特殊的重要指标之一，特别是土壤的肥力特征。从表3中可以看出，从山顶至山脚土壤表层颜色逐渐由黑变为棕色，B层颜色由淡灰色过渡到亮红棕色。由于此地土壤无特殊成分使土壤呈黑色，其土壤颜色主要受有机质含量多少的影响，进而反映了植被的情况。
3、土壤结构及孔隙度。植物根系在土壤结构形成中具有重要作用。根系对土壤的分割和挤压作用根系分泌物及其死亡后分解形成的腐殖质，对土体团粒结构的形成作用显著。同时土壤结构还受干湿交替作用的影响，这在第5号剖面表现的较明显。植物根系在土体穿插中留下了许多孔隙，孔隙决定着土壤的水分和空气状况，并对热量交换起一定影响。
（二）土壤化学性质
1、土壤有机质含量（OM值）。有机质含量是植物生命活动所需要养分和能源的主要来源。对土壤形成过程及各种性质影响很大，如有机质影响矿质化过程的快慢，对酸碱的缓冲作用，还能保肥保水等，而有机质的来源主要是植物。一般随着海拔的降低，OM值减少，从而反映了植被随海拔下降的变化规律。武夷山代表性土壤剖面的诊断层见表4，表4反映了土壤表层的有机质随海拔下降而减少，土壤发育程度随海拔下降增强。但从表3中可以看出，5号和6号剖面的OM值较大，这是一位在人为耕作及保护下才有的结果。如果土地利用的好，则全氮、胡敏酸与富铝酸比值、CEC值都较高，反之则这些指标都较低，这说明自然植被对保存红壤的自然肥力起着重要作用。
2、土壤的pH。一般认为富含有机质的土壤其交换性H+相对较高，进而影响土壤的pH值，从表中也能找出这种规律，即随海拔升高，OM值增加，pH值减少，根据我国土壤酸碱度分级（见表5）可以知道各剖面为酸性，个别（第1号剖面的A层和第7号剖面的A层）为强酸性。这些说明了在亚热带湿润气候条件下脱硅富铝化作用强烈，盐基大量淋失，土壤中的H+与Al3+含量较高。
3、富铝与富铁特性。武夷山代表性土壤剖面的诊断特性如表6。第7号剖面B层为低活性富铁层，有铁质特性。富铁土因高含量游离氧化铁对磷素的吸持固定，土壤中缺乏有效磷，增施磷肥是增产的重要措施，体现了在强淋溶作用下土壤对植被的作用。从表6中也可以看出多数剖面都有富铝特性。据报道，铝饱和度大于60%，作为可能发生铝的毒害现象，它会抑制根对氮、磷、钾等营养元素的吸收，表现出各种各样的缺素症状，生长受阻，严重者死亡。富铝特性是南方低海拔红壤的主要特性，是土地利用必须考虑的因素。
五、结束语
本文通过对武夷山几个代表剖面土壤的物理化学性质等方面的分析探讨了土壤与植被的关系。较详细地阐述了较高海拔山地土壤与植被间的关系，体现了植被在土壤发育过程中的作用。
参考文献：
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3、朱鹤键,何宜庚.土壤地理学[M].高等教育出版社,1997.
4、朱鹤键.福建土壤与土地资源研究[M].农业出版社,1994.
黄土土壤特点范文第3篇
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2%),20~40cm土壤全钾含量较低(75%土样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%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
黄土土壤特点范文第4篇
[关键词] 木麻黄 湿地松 含碳率 碳贮量
森林是生物圈的主体，森林生态系统碳循环是全球碳循环的一个重要组成部分，其对全球碳循环的影响是近年来人们关注的焦点之一[1,2]。随着近年来天然林资源的减少，人工林面积不断增加，人工林在森林生态系统中占有越来越重要的地位，中国现有人工林保存面积已达到5300多万公顷，已成熟林的人工林面积约3425万公顷，居世界之首。但目前有关人工林生态系统碳循环的研究不多[3]，特别是我国南亚热带地区人工林生态系统碳循环研究资料更少，诸如沿海防护林的一种重要树种木麻黄的研究至今未见报道。这些就限制了对我国南亚热带人工林生态系统碳汇源的准确评估。因此进行我国南亚热带人工林生态系统碳循环研究已成为当前全球气候变化研究中急需解决的重大课题。森林生态系统碳贮量主要包括地上部分和地下部分，即植被层和土壤层[4,5]。精确评估森林碳贮量，需要分别对不同地域条件下不同林分植被层和土壤层的碳含量分别进行研究，这也是当前陆地碳循环的研究热点[6-11]。
本文选取福建省东山县赤山国有防护林场的木麻黄―湿地松混交林为研究对象。分别对不同发育阶段的林分土壤碳贮量进行测定，为精确估测我国南亚热带地区人工林碳储量提供参考依据。
1 研究区概况
研究区设在福建省东山县赤山国有防护林场，东经117°18′，北纬23°40′。属南亚热带海洋性季风气候，年平均气温20.8℃，绝对最高气温36.6℃，绝对最低气温3.8℃，全年无积雪，无霜冻，年均降水1164mm，年均蒸发2028mm，全年干湿季节明显，每年的11月至翌年的2月为旱季，大部分的降水集中于台风多发的月份5~9月，年均台风5.1次。土壤以滨海沙土为主，均一性风积沙土，潮积沙土，红壤性风积，泥炭性风积沙土等。
2 研究方法
2.1 试验设计
在东山赤山林场选择立地条件相似的不同发育阶段（幼龄林、中龄林、和成熟林）的木麻黄－湿地松混交林和同年生木麻黄纯林，每种林分中分别建立3个20m×20m标准地，共建立21个标准地。
2.2 调查及测定计算方法
在设置的样地内按“S”形随机设定取样点5个，按0～20cm、20～40cm、40～60cm、60～100cm分层取土壤样；土样在室内风干后过0.149mm筛，采用重酸钾加热法测定土壤含碳率；同时用环刀取原状土，带回室内测定不同层次土壤的容重。
由于本次调查人工林分布的土层厚度在100cm左右，因此本文对土壤碳贮量的估算限定在土层100cm的深度范围内，不包括地表枯落物。具体采用下面的公式：
其中Sd表示土壤表层i深度内单位面积土壤碳贮量(t/hm2)，Di表示第i土层的容重(t/m3)，Ci表示第i土层的含碳率(％)，Hi表示第i土层的厚度(m)。
3 结果与分析
3.1 土壤容重及碳素含量
由表1可知，木麻黄－湿地松混交林和纯林土壤容重基本都随土壤深度增加而增加，0～20cm、20～40cm、40～60cm和60～100cm四层次的平均值依次为1.426g•cm3(以下单位同)、1.639、1.674，1.784和1.297、1.508、1.691、1.696，总平均分别为1.631和1.548。同一土层，15a生木麻黄纯林和木麻黄－湿地松混交林间土壤容重没有明显差异。
由表1及图1可看出，土壤各层次碳含量随着土层加深而降低，差异较明显，相邻土层尤以0～20cm、20～40cm的差异最为显著。其原因在于上部土层较下部土层的生物归还量大，有机碳较多积累在上部土层的缘故。这与方运霆[7]对鼎湖山自然保护区土壤含碳率的研究结论是一致的，与田大伦对湖南会同杉木人工林土壤含碳率研究结论亦是一致的。木麻黄－湿地松混交林20～40cm、40～60cm和60～100cm 3个土层的土壤含碳率分别是0～20cm土层的71.46％、41.98％、32.10％。15a生木麻黄纯林20～40cm、40～60cm和60～100cm 3个土层的土壤含碳率分别是0～20cm土层的57.97％、46.38％、31.88％。
同一土层混交林和纯林之间碳含量仍然存在明显差异，混交林大于纯林。木麻黄－湿地松混交林0～100cm土层平均含碳率是0.25％，是相应纯林的1.22倍。木麻黄－湿地松混交林0～20cm、20～40cm、40～60cm和60～100cm含碳率分别为0.41％、0.29％、0.21％、0.18％，分别是15a生纯林的1.17倍、1.45倍，1.06倍、1.18倍。总的来看，混交林生态系统土壤的碳素含量高于同年生纯林，明显低于植被层的碳素。
3.2 土壤层碳贮量
根据土壤C含量和土壤容重（表1）可以计算出林地土壤C贮量(图2)。15a生木麻黄－湿地松混交林的土壤C贮量要高于同年生木麻黄纯林。木麻黄－湿地松混交林0～100cm土壤碳贮量为36.03t•hm-2，比木麻黄纯林增加了29.34％。其中木麻黄－湿地松混交林0～20cm土壤碳贮量占总碳贮量的31.71％，20～40cm土层碳贮量占总贮量的20.07％，0～40cm土层碳贮量占0～100cm土层碳贮量的51.78％。而15a生木麻黄纯林0～20cm土壤碳贮量占总碳贮量的32.13％，20～40cm土层碳贮量占总贮量的21.66％，0～40cm土层碳贮量占0～100cm土层碳贮量的53.79％。可见，土壤表层的碳贮量贡献较大，因此任何引起水土流失的活动均容易导致土壤碳损失，同时也反映了南亚热带地区森林土壤的脆弱性。
可见，同年生的混交林与纯林间碳贮量存在差异，且这种差异主要体现在0～40cm土层上。这是因为土壤碳贮量主要取决于起土壤含碳率，混交林和纯林间的土壤含碳率差异主要表现在0～40cm土层上，而大于40cm土层的含碳率差别很小。
4 小结
通过对东山不同发育阶段木麻黄－湿地松混交林和同年生木麻黄纯林的含碳率分析测定，发现土壤层（0～100cm）含碳率在不同发育阶段间及不同混交林之间均存在差异，在垂直方向上表现为随土层深度的增加而降低，不同土层深度的增加而降低，不同土层含碳率差异达显著水平（p木麻黄纯林，而且随土层加深差异逐渐减小，到100cm时差异基本消除。木麻黄－湿地松混交林土壤层大于纯林的土壤碳贮量。
参考文献
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黄土土壤特点范文第5篇
关键词：金花茶部级自然保护区;土壤;调查;样品
中图分类号：Q949.329
文献标识码：A文章编号：1674-9944（2015）04-0003-04
1影响土壤性质的因素
1.1母岩母质对土壤性质的影响
母岩母质是土壤形成的基础，同时也是土壤肥力的重要基础，是土壤因子中相对较容易控制和调节的因子[1]。由于不同的岩石， 是由不同的矿物所组成， 不同的矿物它所含的营养元素不同，且抗风化能力不一样，它影响到土壤的理化特性。调查区的主要成土母岩有花岗岩、砂岩和页岩。由花岗岩发育的土壤含钾较高;由砂岩发育的土壤粘粒含量少;由页岩发育而成的土壤，粘粒含量高、养分含量居中。详见表1。
1.2气候对土壤性质的影响
气候变化对土壤的性质和过程有着重要的影响，大气温度和降水等的变化不仅影响土壤温度、水分、酸碱度、盐基饱和度等基本性质，还对农业土壤养分状况、森林土壤地表凋落物层及微生物活动等也有重要影响[2]，在很大程度上决定着分布的植被类型，从而影响到土壤矿物质和有机质的分解与合成。调查区地处北热带，温度高、雨量足，盐基淋失多，土壤呈酸性至强酸性，pH为4.2～5.3;土壤粘粒明显下移，如圣堂山剖面，表层和淀积层的粘粒含量分别为13.20%和17.82%，淀积层的粘粒含量是表层1.35倍。
1.3地形对土壤性质的影响
地形影响着土壤形成过程中的热量再分配。土壤化学性质除受土壤质地和植被影响外，与局地的地形地貌也具有一定的相关性[3]，主要是体现在海拔和坡向上造成的差异。调查区海拔跨幅大，最低处为海拔50m左右，最高处是三踏顶海拔高940m。由于海拔高度的差异，造成土壤温度和湿度不同，植被分布也有所不同。而且调查区山体走向主要是东西方向，南坡土温较高而湿度小;反之，北坡土温低而较湿润。从表2可看出：相同的海拔高度，坡向不同，其粘粒、有机质、全氮、速效磷和速效钾含量不同;相同的坡向而海拔不同，其粘粒、有机质、全氮、速效磷和速效钾含量也存在着差异，详见表2。
1.4植被对土壤性质的影响
不同的植物所选择吸收的养分元素不一样，累积和归还给土壤的养分元素不一样。马尾松的枯枝落叶中含有较多的难分解物质，土壤养分含量较低，容重较大。详见表3。
2土壤特性
2.1不同功能区的土壤性质
为了加强对金花茶的保护，保护区根据保护的性质、任务以及资源分布情况，本保护区共划分为核心区、缓冲区和实验区三大功能区。
核心区是天然植被，生长茂盛，无人为干扰，表土层的厚度为19.42cm，有机质含量高（5.08%），是缓冲区和实验区的1.49和1.29倍，全氮、速效磷和速效钾的含量分别为：1.63%、1.70mg/kg和43.44mg/kg。土壤容重仅为0.99g/cm3，孔隙状况良好。
缓冲区多数是天然植被，有一部分为人工林如马尾松林，表土层的厚度为18.10cm，心土层的厚度为19.42cm，有机质含量为3.42%，全氮、速效磷和速效钾的含量分别为：1.05%、0.92mg/kg和22.70mg/kg。土壤容重为1.07g/cm3，孔隙状况较好，总孔隙度比其它两个区较低一些。
实验区是开展科研和原有的八角和玉桂林地，受人为干扰相对于前两个区较多一些。在实验区人工所种植的八角和玉桂，人们按照林木生态上的要求，调节土壤的肥力因子，使土壤理化性质发生改变。在实验区内，人们为使八角获得更高的产量，每年进行铲草、松土和施肥，也是造成土壤性质差异的原因之一。土壤性质比核心区较差一些。
各功能区的理化性质详见表4和表5。
2.2各土壤类型的特性
保护区内海拔跨幅大，土壤垂直分布明显。不同的海拔高度，成土过程不同，因而形成不同的土壤类型。海拔300m以下为砖红壤，300～800m为山地红壤，800m以上是山地黄壤。本保护区热量充足，雨量充沛，矿物强烈分解，土壤的形成特点主要是脱硅富铝化过程。阳离子交换量和盐基饱和度低，保肥和供肥能力差。
2.2.1砖红壤
砖红壤分布在低海拔区， 热量较高海拔区的红壤和黄壤高;矿物分解更为强烈。表6是剖面6-3的理化性质，淀积层的粘粒含量为22.15%，是表土层粘粒含量（15.43%）的1.44倍，粘粒明显增加下移且淀积作用强烈。由于盐基下移作用，表层的pH仅为4.8，而淀积为5.0，比表层较高一些;有机质、全氮、速效磷和速效钾的含量不高。
2.2.2山地红壤
山地红壤分布在海拔300～800m之间。土壤的热量比砖红壤低，而高于山地黄壤;湿度比山地黄壤较低。表7是剖面6-1的土壤理化性质。由表中可看出：表层的粘粒为17.26%，而淀积层的粘粒为20.53%，说明其粘粒也有下移和淀积。土壤的总孔隙度稍低，有机质、全氮、速效磷和钾的含量不高，土壤呈强酸性反应。从其平均值来看，容重为1.02g/cm3，总孔隙度为56.26%;毛管孔隙度和非毛孔隙度分别为41.34%和14.83%，土壤的通透性较好，保水性强;有机质、全氮和速效磷和钾的含量介于砖红壤与山地黄壤之间。
2.2.3山地黄壤
山地黄壤分布在海拔800m以上的山地上，土壤温度较砖红壤和黄壤低，而湿度较大。造成土壤中的盐基下移较多，pH为4.4，土壤呈极强酸性反应;土壤有机质在温度低时，分解缓慢，有利于它的累积，故其含量高达5.59%，但其它养分含量与前两种土壤差别不大;土壤容重值仅为0.89 g/cm3，总孔隙度高达71.59%，土壤疏松，通气透水性好。山地黄壤理化性质见表8。
为更清楚地了解三种土壤类型的理化性质，根据调查和分析化验结果，把这三种土壤类型的理化性质作一比较，详见表9和表10。从表9可看出：土层厚度、粘粒下移程度和总孔隙度，山地黄壤明显高于山地红壤和砖红壤。而土壤容重最低则是山地黄壤，最高的是砖红壤。
表10反映了不同土壤类型的化学和养分性质。从有机质、全氮和速效磷含量来看：山地黄壤最高，其次为山地红壤，最少的是砖红壤。山地黄壤的pH为4.47，属极强酸性反应;而山地红壤和砖红壤的pH分别为4.58和4.76属强酸性反应;由于盐基离子受土壤水分的影响，水分多盐基离子易淋失，造成盐基饱和度低，故黄壤的交换性盐基和盐基饱和度分别为3.09mmol/kg和4156%，砖红壤水解性酸度和盐基饱和度稍高一些为3.32mmol/kg和47.43%，山地红壤则介于两者之间。阳离子交换量小于10 mmol/kg属保肥能力差等级。
2.3金花茶的土壤性质
防城区分布有普通金花茶、东兴金花茶和显脉金花茶三个种，而且是这三个种的唯一分布区，主要分布在海拔600m以下。东兴金花茶主要分布在核心区，而其它两个品种在缓冲区和实验区也有分布。金花茶分布在沟谷边、土壤湿润、有机质含量高和通气透水好，植被茂密的荫凉地带。
2.3.1金花茶的土壤剖面特征
就剖面而言，不同的金花茶的土壤剖面没有太大的差别。它们都有一个共同的特点：表层较厚且为团粒状结构，土壤疏松，淀积层石砾含量较多，土壤质地为壤土至粘壤土;表层一般为20cm左右，表层石砾含量较少，仅为2%～5%;淀积层的石砾含量高为38%～52%。这些土壤表层条件有利于种子的萌芽，即当种子落下时，种子容易陷入疏松的表层土中，种子易于吸收水分，不至于干枯死亡，促进了种子的发芽，整个土体疏松有利于根系的生长。至于淀积层石砾含量高，这是沟谷旁边土壤的共同特性，可能与金花茶生长发育所需的土壤条件关系不大。然而显脉金花茶与东兴金花茶更为相似，显脉金花茶表层厚20cm，东兴金花茶表层厚18cm，显脉金花茶土体厚38cm，东兴金花茶土体厚42cm;而普通金花茶与前两者差别较大，表土层厚度达25cm，土体厚度为71cm，详见表11。
从表12可看出， 表层和淀积层粘粒的含量：显脉金花茶为20.88%和14.40%;东兴金花为26.94%和15.94%;表层明显高于淀积层，这与其分布在靠近沟边，容易受侧渗水作用，把淀积层的粘粒带走有关;而普通金花茶离沟边较远一些，淀积层的粘粒含量（17.82%）明显高于表层（13.20%），体现了地带性土壤粘粒下移的特性。土壤容重在1.0 g/cm3左右，金花茶在土壤的生态条件上，需要通气条件好和保水能力强的土壤条件，才能正常生长发育。
3.1调查结果
3.1.1土壤的理化性质与保护程度有关
核心区的土壤理化性质优于缓冲区，而较差的是实验区。说明设立保护区是很有必要的，而且是效果显著。
3.1.2土壤保肥力差
调查区的土壤呈强酸性至极强酸性反应，阳离子交换量低，盐基不饱和，保肥供肥能力差。
3.1.3金花茶的土壤特性
土壤疏松、保水性强、通气性好，土壤呈强酸性反应，有机质、全氮和速效钾含量较高;速效磷含量较低。
3.2对策
金花茶组植物在自然状态下自我繁殖能力较低，对生长环境的要求较苛刻，同时人为的破坏亦导致其生境条件的破坏，在搞好保护区就地保护工作的基础上，切实加强迁地保护试验工作，探索金花茶植物保护新途径。建议对金花茶作进一步的调查研究，如其生长规律、立地条件等，为金花茶的保护提供科学依据。
参考文献：
[1]郭建军，李惠卓，郝金宠.不同母岩母质上土壤特性的分析与研究[J].河北林业科技，2004（6）：13～14.
