岩溶生态系统中的土壤

第18卷第1期2003年2月
地球科学进展
ADVANCE IN EAR TH SCIENCES
Vol.18　No.1
Feb.,2003
文章编号:100128166(2003)0120037208
岩溶生态系统中的土壤Ξ
曹建华1,袁道先1,潘根兴2
(1.中国地质科学院岩溶地质研究所;国土资源部岩溶动力学开放研究实验室,
广西　桂林　541004;2.南京农业大学资源环境学院,江苏　南京　210095)
摘　要:在偏碱富钙的岩溶生态系统中,其土壤具以下特征:①形成速率十分缓慢,形成1m厚的土层需要250～7880ka,因而对岩溶区土壤侵蚀的评价应有新的认识;②高含量的钙离子使土壤腐殖质中胡敏酸的含量比例较高,且稳定性好,不易分解的腐殖质使石灰土供应营养元素具缓效性;
③微量营养元素含量及有效态具有不平衡性,且随钙镁含量的降低,其有效率显著提高;④粘粒含
量高,当有机质含量高时,具有良好的团粒结构,有较好的供水、供肥能力,反之其团粒结构就失去稳定性,使土壤有效水含量、抵御水土流失的能力降低;⑤岩溶地貌制约石灰土的类型及分布,并延缓其向地带性土壤演化。

因此石灰土资源的有效利用应从岩溶学、土壤学与植物学相互协调的角度进行生态经济规划。

关　键　词:岩溶生态系统;石灰土;土壤发育
中图分类号:P642.25;S15 文献标识码:A
0　引　言
岩溶生态系统是受岩溶环境制约的生态系统[1],由于全球碳酸盐岩的分布面积达陆地面积的12%[2,3],我国岩溶面积占我国土地面积的1/3,并集中分布在以贵州为中心的西南岩溶石山区[4],因此,岩溶生态系统是地球表层系统的重要组成部分。

土壤在地球表层系统中既是各圈层长期相互作用的产物,又是各圈层的支持者[5]。

已有的研究表明,由于土壤环境中活跃的生物活动产生的高浓度的CO2,成为岩溶发育最为活跃的部位[6～9];岩溶生态系统中土壤的理化性质已有较深入的研究和报道[10～12]。

但与其它类型的土壤相比,对石灰土某些理化性质形成的内在机制及土壤质量的研究相对薄弱,尤其是岩溶环境对石灰土的演化、理化性质的制约还缺乏系统的认识。

本文从岩溶生态系统的富钙性及对石灰土的形成、演化及理化性质的制约,作一系统的论述。

为我国西南岩溶石山区的生态重建提供科学依据。

1　岩溶生态系统的富钙性
岩溶生态系统的富钙性来源于碳酸盐岩的富钙性。

取我国主要岩溶区不同地质时代碳酸盐岩(元古界蓟县系雾迷山组J xw白云岩;古生界寒武系府君山组C1f白云岩;奥陶系冶里组O1y石灰岩[13];泥盆系融县组D3r石灰岩;石炭系大埔组C2d白云岩[14];二叠系茅口组P1m[15]石灰岩)的平均化学成分看(图1a),不同地质时代的碳酸盐岩的化学组分虽有一定的差异(其CaO的含量27.3%～54.33%,MgO 的含量0.49%～19.66%,酸不溶物的含量0.41%～10.53%),但与玄武岩、花岗岩[16]相比具有一个
Ξ　收稿日期:2002203225;修回日期:20022092031
3基金项目:国土资源部重点科技项目“中国西南岩溶生态系统研究”(编号:2000208);科技部攀登计划特别资助项目“全球岩溶生态系统对比”(编号:200026);国家自然科学基金项目“我国西南岩溶生态系统的运行规律及石漠化趋势”(编号:40152002);广
西自然科学基金“岩溶石山区土壤—植被系统的蓄水、保土功能”(编号:20010229)资助.
　作者简介:曹建华(19632),男,江苏省海安县人,副研究员,主要从事生物岩溶、岩溶地区碳的生物地球化学及岩溶生态系统研究1 E2m ail:jhcaocn@
共同的特征,那就是钙、镁含量高(图1b ),这就构成
了岩溶生态系统的富钙性,并在大气圈、水圈、生物圈都有明显的表现:大气降水,由于雨点总是围绕着尘粒,而岩溶生态系统中的大气尘粒常是钙质的,以致雨水中含有较高的钙,如广西、贵州岩溶地区的雨水中的钙含量达2.9～6mg/L ,非岩溶地区雨水中钙离子含量常低于1mg/L [17～19];岩溶水,尤其是岩
溶地下水是碳酸氢根水,其含量达50～120mg/L ,通常随纬度的升高而降低[20]。

对于一个流域而言,则排泄区水中的钙离子含量受到流域中碳酸盐岩分布面积的控制[21];生长在岩溶地区的植被与非岩溶地区的植被相比,具有高的灰分及钙镁含量,而硅铝含量较低(表1)。

图1　不同地质时代碳酸盐岩的化学组分及碳酸盐岩与花岗岩、玄武岩化学组分的对比
Fig.1　Chemical components of carbonate rock in different geological era and the chemical components
comparison betw een limestone/dolomite and granite/b asalt
表1　生长在岩溶地区的植物化学组成特征(占植物干重的%)
T able 1Chemical components of plants living in karst area and compared with those in nonkarst area
类型指标
灰分
CaO MgO SiO 2Fe 2O 3Al 2O 3K 2O P 2O 5热带弄岗碳酸盐岩区[11]7.47 2.880.440.570.03
0.11
0.400.28尖峰岭花岗岩区[18] 3.940.340.22 1.32%
%
0.640.11亚热带
茂兰碳酸盐岩区[12]8.71 2.520.470.740.030.070.890.18茂兰酸性土壤区[12]
5.96
1.49
0.52
1.70
0.53
0.04
0.74
0.53
2　岩溶生态系统中的土壤特征
碳酸盐岩及富钙的岩溶地球化学背景赋予石灰土一系列岩溶地区的特征。

2.1　碳酸盐岩风化成土速率慢,土壤侵蚀速率快
碳酸盐岩的风化成土过程首先是碳酸盐岩的化学溶蚀过程,通过对典型碳酸盐岩酸不溶物及上覆土壤的矿物学和微量元素地球化学的研究表明:发育于我国南方地区的土壤与下伏基岩具有继承性的演化关系[2]。

亦即碳酸盐岩风化成土的快慢除与碳酸盐岩溶蚀速率成正比之外,还与碳酸盐岩酸不溶物含量的高低成正比[2]。

已有研究资料表明,广西碳酸盐岩的溶蚀,形成1m 厚的土层需要250～850ka [17];贵州碳酸盐岩溶蚀风化形成1m 厚的土层需要630～7880ka [2]。

若取石灰土的容重为1.7t/m 3,则黔桂地区碳酸盐岩风化成土速率为6.8～
0.21g/(m 2・a )。

而根据流经贵州、广西主要岩溶区
河流的悬移质估算的土壤侵蚀模数为56～129t/(km 2・a )[22]。

即土壤侵蚀量是岩石风化成土量的几十至几百倍。

为此在评价岩溶区土壤侵蚀对土地危害程度时,不能仅从河流悬移质的多少来衡量(以水利部给出的判断土壤侵蚀强弱划分等级看,岩溶石山地区的土壤侵蚀很轻微[23]),而应从土壤侵蚀量与碳酸盐岩的风化成土速率和允许侵蚀量的对比中来认识岩溶山区土壤侵蚀对土地的危害性。

同时由于形成我国南方岩溶地区的碳酸盐岩古老坚硬,形成了丰富的地下空间,构成双层的岩溶水文地质结构,处于低洼的落水洞、漏斗和地下河天窗,降雨形成的地表径流常携带土壤进入地下空间,堵塞地下管道,引起岩溶内涝,使土地遭受涝灾,进一步对土地造成危害。

土壤是陆地表层系统的基础。

在岩溶生态系统中,维系土壤的总量平衡或增长是缓减其
83 地球科学进展 第18卷
脆弱性的关键因素[24]。

2.2　土壤有机碳易于积累,而营养元素供给速率慢
土壤腐殖质的形成与积累是土壤发育的重要特征之一,而土壤腐殖质的来源则是通过植物的新陈代谢及枯枝落叶分解和重新合成。

根据对西南岩溶地区枯枝落叶的化学组分的测定可知,同为常绿落叶阔叶混交林下,石灰土上的CaO含量要比酸性土上的高3倍,而SiO2含量则仅为酸性土上的1/3～1/5。

富钙的枯枝落叶和富钙的土壤环境使土壤腐殖质的形成和特征也具有富钙性和其它相应的特征。

与同纬度地带性土壤相比,石灰土的有机质含量高,根据贵州省的土壤调查统计[25]:黑色石灰土有机质的平均含量为5.425%;棕色石灰土的有机质的平均含量为3.478%;黄色石灰土的有机质的平均含量为3.193%;红色石灰土有机质的平均含量为3.444%;比对应的红壤(有机质平均含量2.721%)、黄壤(有机质平均含量2.945%)高(表2)。

具有土壤特征的有机质是土壤腐殖质,土壤腐殖质可分为三大类:富里酸、胡敏酸和胡敏素。

土壤腐殖质的类型的划分与组成比例对植物养分的供给和元素的生物有效性具有重要的意义[26]:
富里酸的分子小,分子量在670～1450,分散性强,即使有钙离子存在也不絮凝,放射性碳同位素的研究表明富里酸在土壤中的存留时间为200～630 a;富里酸含有较多的羧基,能离解出较多的氢离子,呈强酸性反应,对岩石、矿物有强的破坏能力,在土壤形成过程中起重要作用;与富里酸结合的营养元素容易在微生物的作用下释放,供给植物生长所需,但它与铁、铝、铜、锌形成的络合物在中性或碱性的条件下产生沉淀。

表2　石灰土与同纬度黄壤、红壤有机质含量的对比
T able2　Soil organic m atter of limestone soil compared with the yellow soil and red soil in the same district
指标土类红壤黄壤
石灰土
红色石灰土黄色石灰土棕色石灰土黑色石灰土
林草地
A层
(样品数)
4.518
(44)
5.002
(346)
5.122
(15)
5.225
(123)
4.462
(6)
8.169
(58) B层
(样品数)
1.755
(44)
1.876
(334)
2.047
(15)
2.077
(126)
2.16
(11)
3.79
(35)
旱地
A层
(样品数)
3.058
(17)
3.089
(948)
4.142
(5)
2.925
(722)
4.748
(4)
5.69
(31) B层
(样品数)
1.553
(17)
1.85
(761)
2.066
(5)
1.847
(442)
4.54
(4)
4.05
(28)
注:黑色石灰土B层实际为AB层
胡敏酸分子大,分子量在890～2770,与钙、镁、铁、铝等形成的盐难溶于水,胡敏酸在土壤中存留的时间为780～3000a,它对土壤的物理性质的塑造有重要意义,同时对土壤离子态养分保蓄的能力较强。

胡敏素是土壤腐殖质中最不活跃的部分,它与土壤粘土矿物牢固结合,并可能含有未经充分腐殖化的植物残体,存储有相当多的N、P、S和其它元素,因此是土壤中极其缓慢的供给植物养分的营养库。

土壤腐殖质是亲水胶体,有很强的吸水力,其最大吸水量可达500%。

新形成的土壤有机质在土壤中的存留时间为4.7～9a,植物残体中易分解的部分在土壤中的存留时间仅0.25a。

石灰土中腐殖质的组成特征是:胡敏酸在土壤腐殖质中所占的比例高于富里酸,与同纬度黄壤、黄棕壤腐殖质相比,其胡敏酸/富里酸的比值较高(表3)。

这是因为石灰土中的胡敏酸与钙结合生成不易分解的胡敏酸钙;而黄壤、黄棕壤的腐殖质中的胡敏酸主要与R2O3结合,形成活性胡敏酸[25,27]。

因此石灰土具有高的有机碳的积累,但营养成分的供给速率偏低。

表3　石灰土土壤腐殖质的组成与同纬度黄壤、黄棕壤的对比T able3　The humus components of limestone soilcompared with the yellow soil and yellow-brow n soil
土壤类型全碳(%)
占全碳(%)
胡敏酸富里酸
胡敏酸/
富里酸
占胡敏酸总量(%)
活　性钙结合黄棕壤13.44 5.9031.200.1999.00 1.00
黄壤 1.73 6.7033.600.2094.70 5.30黑色石灰土 6.6415.2017.100.8814.5885.42
棕色石灰土 5.0714.0020.510.68%%%% 2.3　营养元素供给的不平衡性
影响土壤微量元素的空间分布的因子主要是土壤母质[28]。

岩溶地区土壤中营养元素的形态、迁移
93
第1期 曹建华等:岩溶生态系统中的土壤
及生物有效性在很大程度上受富钙、镁的岩溶地球化学背景制约。

在我国南方湿润地区,无论是白云
岩、还是石灰岩风化形成的土壤,其土壤中的MgO 与CaO接近,与母岩中钙、镁含量的比例不成比例,这主要是因为与钙相比,镁的风化产物除了可生成镁的氢氧化物、氧化物外,还能生成次生的粘土矿物。

而已有的研究表明,石灰岩中主要含云母类矿物,云母类矿物在风化过程中主要形成含镁的蛭石、伊利石及蒙脱石等粘土矿物[29,30]。

对桂林岩溶试验场石灰土的分析表明,石灰土中钙主要以交换态形式为主,而且具有表聚性,这表明土壤中钙活跃的迁移状态和生物作用,而镁虽然交换态形式也是其迁移的主要形态,但其比例很小,且与有机质结合时也以紧结态形式为主。

因而与母岩相比,镁在土壤中相对积累(表4)。

钙在石灰土中有很高的活度。

从配位体的稳定性看,虽然钙、镁有机配合物的稳定性常数低于Fe、Al、Cu、Zn、Mn,但当土壤中水溶态、交换态的钙含量较高时,尤其在p H值接近中性或中性以上时,钙表现出较强的与其它离子竞争有机配位体的能力,从而影响了其微量金属元素的迁移和植物有效性[31]。

有资料表明在石灰土演化过程中随土壤中的钙、镁含量的降低,二氧化硅含量的增加,其土壤环境中微量元素Mn、Cu、Co、Mo的有效率显著提高[32],而Zn元素的有效率变化不大(图2)。

王景华在研究海南岛7种成土母质上发育的土壤中化学元素含量时,发现Zn、Cu、Cr3种元素在石灰土中的含量最高[33]。

全国土壤环境背景值的调查研究结果也显示Zn元素在石灰土中的平均含量是所有的土壤类型中最高的[34]。

滕永忠对桂林岩溶试验场石灰土研究的结果显示,土壤中的锌总量为164～285mg/kg,这高于全国土壤中锌的平均含量(74.2mg/kg)和红壤中锌的含量(80.1mg/kg),并以晶形铁结合态、碳酸盐岩结合态、紧结态有机态形式存在,其锌的主要
表4　桂林岩溶实验场石灰土中钙、镁存在的
形态及所占的比例(%)
T able4　The forms of calcium and m agnesium
in limestone soilin G uilin karst experiment site and their ratios
离子形态水溶态交换态
松结
有机态
碳酸
盐态
紧结
有机态
其它
钙A层3.1277.9113.12 2.83 3.010.01 B层 2.4091.040.78 3.69 2.120.00
镁A层0.00 2.200.000.030.2097.58
B层0.000.420.00
0.020.1299.44
迁移形态交换态锌与土壤p H呈显著负相关。

即碱
性环境制约了锌的有效性。

图2　不同石灰土中微量元素的有效率动态
Fig.2　Liability of trace elements in
different limestone soils
2.4　石灰土粘重,在有机质含量较低时团粒结构性差
由于碳酸盐岩多形成于洁净的海洋环境[35],因
而与碳酸盐岩同时沉降的“杂质”多为细小的尘埃或
胶体物质,因而现代岩溶作用,碳酸盐岩风化溶蚀存
留的成土酸不溶物多为粘土成分,这或许就是石灰
土质地粘重的重要原因之一。

石灰土<0.05mm的
粘粒成分达89.46%～96.81%,<0.001mm的粘粒
成分达47.49%～49.72%[25](图3)。

质地粘重的
土壤对土壤许多性质会产生很大的影响:
图3　石灰土的颗粒组成及与红壤的对比
Fig.3　The different ratio of soil granularity of limestone
soil compared with red soils in the same district
影响土壤水分的有效性。

土壤水的有效性是指
土壤水能否被植物吸收利用的难易程度。

能被植物
吸收利用的水称为有效水,它是指土壤田间持水量
(土壤水势为-0.21MPa)与凋萎点土壤含水量(土
04 地球科学进展 第18卷
壤水势为-1.5MPa )之间的差值;凋萎点以下的土壤水分为无效水。

在土壤水分中,易被植物吸收利用的水分称为土壤速效水,它是田间持水量与毛管水断裂量(土壤表面水分蒸发明显降低)之间的差值;毛管水断裂量与凋萎点土壤含水量的差值为土壤迟效水(图4a )。

随土壤质地由砂变粘,田间持水量和凋萎点土壤含水量随之增高,但增高的比例不同。

粘土的田间持水量虽高,但凋萎点土壤含水量也高,所以在相同条件下,土壤的抗旱能力最强[26,36](图4b )。

影响土壤物理结构。

由于粘粒具有很大的表面
积,相互之间具有很强的吸附性,容易形成粘团,粘团在有机质较丰富时,稳定性好,粉粒、砂粒可以通过粘团和有机质团聚在一起形成团粒。

团粒结构良好的土壤,其蓄水、透水、通气性能良好,且土壤微生物活性强,有效养分供应较多。

但缺乏团粒结构的粘土,团粒结构不稳定,分散的粘粒随水流会使土壤孔隙堵塞,极大地降低土壤的通气、透水性能。

这种土壤在干时硬结,湿时泥泞,很不利于耕作。

而且在降雨稍多时即随地表径流流走,造成水土流失,而土壤内部却不能吸足水分,在天晴时又会很快发生干旱。

图4　不同质地土壤有效水含量
Fig.4　The soils moisture in effect with different texture
2.5　石灰土的分布与演化
由于石灰土具有显著的岩石特征,因而石灰土在分类上划为初育土,其发生系列为:黑色石灰土,剖面特征为A 2R 或A 2C 型,有机质含量高,颜色为黑色、深棕色;当土层增厚,B 层发育,土体颜色呈棕色到棕黄色时,即发育为棕色石灰土、黄色石灰土;如土体进一步受到淋溶,并有弱的富铝化作用,土体呈红色,则演化成红色石灰土。

石灰土的空间分布特征。

黑色石灰土多发布于较高的山峰上部的溶蚀裂隙、溶洼、溶盆及凹洼处,土壤零星分布,土层很薄,一般10～30cm ;棕色石灰土、黄色石灰土分布位于黑色石灰土的下方,常出露在坡脚、洼地、平缓的山间谷地中,多为农用地,在土壤剖面中常见铁锰胶膜;红色石灰土多发布于峰林平原区、谷地及剥蚀阶地面上,受人为活动影响强
烈,土壤剖面中常见铁锰结核,土壤连续性好。

石灰土发育过程中的淋溶脱钙和复钙。

发育初期的黑色石灰土位于较高的地貌部位,主要接受雨水的淋溶,因此在其向棕色、黄色石灰土演化过程中,土壤以淋溶脱钙过程为主;而处于低洼峰林平原及槽谷区的红色石灰土常常受到高处流下的富含钙离子的水溶液或洞穴水浇灌,使土壤中的钙含量再
次增加(表5)[27]。

3　对石灰土资源有效利用的两点认识
遏制水土流失是保持土壤总量、提高土壤抗旱能力的关键:无论是增加石灰岩地区成土速率,还是降低石灰土的侵蚀速率,提高植被覆盖率都是行之有效的措施,因为植被的存在可以提高土壤环境中
的CO 2浓度、有机酸和土壤生物酶(尤其是碳酸苷
1
4第1期 曹建华等:岩溶生态系统中的土壤
酶)的浓度和活性,促进碳酸盐岩的侵蚀成土速率[26,37]。

同时水源林覆盖率的提高增强岩溶表层带对水的调蓄功能,这不仅能解决缺水的岩溶石山区的人畜饮水困难,还能满足部分耕地的灌溉的需要。

表5　不同发育阶段石灰土的化学成分及与玄武岩
发育的红壤、黄壤的对比
T able5　The chemical components of limestone soil in different developing stage and compared
with red soil and yellow soil
指标
土壤类型　SiO2Al2O3Fe2O3CaO MgO
SiO2/
Al2O3
黑色石灰土4017.018.64 3.06 1.1 2.35
黄色石灰土49.9215.648.38 2.44 1.94 3.19
红色石灰土53.3417.498.65 1.47 1.42 3.05
黄壤(玄武岩)30.7222.9924.360.0960.453 1.34
红壤(玄武岩)30.7826.4624.310.10.02 1.16
土壤有机质的保持和提高对土壤资源有重要意义。

从上文论述的石灰土特征看,在自然状态条件,石灰土土层薄,但有机质含量、土壤肥力水平较高,有机质结构稳定、土壤肥力持久,团粒结构良好。

在人类活动影响下,如果不关注石灰土的特征,导致石灰土有机质下降,石灰土的团粒结构失去稳定性,粘粒充填于土壤孔隙中,使土壤有效水分降低,抵御干旱的能力降低,并导致严重的水土流失。

因此保持和提高石灰土有机质含量是使石灰土在利用过程中扬长避短的有效方法。

土壤资源开发与保护并重:石灰土成土速率缓慢与在人类不合理的开垦下很容易使原本良好的土壤资源优势失去,这就决定了石灰土资源的脆弱性。

为使石灰土资源能有效地发挥生态、经济效应,在岩溶石山地区,应从岩溶学、土壤学与植物学相互协调的角度进行生态经济规划。

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