土壤演化簡述
連續地質時代中的世界土被與當今的不同。古土壤學資料提供了關於過去土壤演變的大量信息(Yaalon，1971 ，1989）。許多土壤演化的例子與過去被描述的地殼上升、下降構造運動有關（Kovda，1973）。現代土壤演化的情況更為複雜。世界上不同生態條件下現代土壤演化是四個因子（或驅動力）相互作用的結果，每個因子的特殊作用都很難區分和評價。這四個因子是：1.氣候變化；2.地表地貌的發育，它包括海侵和海退影響下的地貌形成，河湖階地的形成，山脈的演變等；3.生態系統的自身演化；4.人類對生態系統的影響。當自然過程和人類誘導的過程沿著同一方向進行時，確實會發生土壤演化。例如，土地乾旱化情況下土壤演化，或相反地，在一個普遍乾旱化背景的區域中，經過灌溉后土壤發生的演化。
土壤發育
土壤發育速度取決於成土條件。不同的土壤發育階段，土壤發育速度也不同。 在乾旱寒冷的氣候條件下，發育在堅硬岩石上的土壤，發育速度極其緩慢，長期處在幼年土階段（按相對年令），如西藏高原上的“寒漠土”另一方面，在溫暖濕潤的氣候條件下， 鬆散母質上的土壤發育速度非常迅速，在較短的時間內即可發育為成熟土壤。
有利於土壤快速發育的條件是：溫暖濕潤的氣候，森林植被，低石灰含量的鬆散母質，排水狀況良好的平地，阻礙土壤發育的因素是：乾冷的氣候，草原植被，高石灰含量且通透性差又緊實的母質， 陡峭的地勢。
土壤的發育速度整體上隨土壤的發育階段而變化。—個土壤的有機質含量的變化可分為三個階段：在土壤發育初期，有機質含量迅速增加，因為土壤中有機質增加的速度大大超過了土壤有機質的分解速度；成熟階段的土壤以有機質含量的穩定不變為特性，此階段有機質的增加與消耗持平；到了老年期，或由於合成有機質的條件消失，土壤有機質含最以下降為特徵。
隨時間推移，土壤發育速度發生變化的另一個例證是矽酸鹽粘土礦物的形式。在花崗閃長岩風化物上，土壤形成的初始階段以原生礦物分解而迅速合成粘土礦物為特徵；土壤發育到成熟階段，原生礦物分解併合成粘土礦物的速度與粘土礦物分解的速度相當，土壤以粘土礦物不變為特徵；進入老年階段，原生礦物已風化貽盡，粘土礦物合成速度必然低於粘土礦 物分解速度，土壤以粘土礦物減少為特徵。
土壤母質（C）中有機質含量達到一定程度時，土壤顏色變暗，形成礦質A層。這個階段的特徵是有機質在表面累積，而風化、淋洗或膠體的遷移都很弱，僅存在A層與C層，土壤在很大程度上是由母質繼承來的，稱之為“幼年土”。隨著B層的發育，土壤達到成熟階段。 如果成土條件不變，成熟土壤繼續發展，最終可以變為高度分異的土壤，以致於在A與B層之間出現漂白層E，土壤進入老年階段。
實際上，土壤發育演化並非如此簡單。如有些發育成熟的土壤因為受到侵蝕而土體被剝掉，新的成土過程又重新開始；另外一些土壤由於新物質在其上的堆積（沉積），新的成土過程又會在其新母質中發生進行。
土壤發生層
隨著土壤形成過程的進行，原來均質的母質發生分異，形成不同的土壤發生層。上述基本的土壤形成過程或它們的組合（混合過程除外），都形成一種相應的土層。如機械淋洗過程形成粘化層，潛育化過程形成潛育層，等等。 然而，各種基本成土過程，都是土體中進行的物質（能量）遷移與轉化過程的一部分。儘管各種成土過程都發生於土體中的特徵層位，但任何一個過程都與整個土體的物質（能量）運動相聯繫。由任何一種基本成土過程或幾種基本成土過程組台所形成的典徹土層，都與其上下土層有著發生層位的聯繫。如機械淋洗過程形成粘粒澱積的粘化B層，其上部必然存在一 個粘粒遷出的淋溶層；灰化過程使亞表層的鐵鋁向下移動，使該層成為二氧化矽相對富集的 灰白淋溶層——漂白層，而其下部必然產生一個鐵、鋁相對增加的灰化澱積層。
不同的土壤發生展的組合構成了各種各樣的土體構型，也就是各種各樣的土壤類型。就某一具體土壤類型而言，它可以在一種成土過程的作用下形成，也可以由兩種或兩種以上的成土過程的綜合作用形成。各種土體構型是由特定的、並有內在聯繫的發生土層所組成。它是我們鑑別土壤高級分類單元的基礎，根據各種土壤發生層的發生學特徵，可給予它們具有發生學含義的命名。
主要土壤發生層
以大寫字母H、O、A、E、B、C和R表示主要的土壤發生層。嚴格地說，C和R不應稱作土壤發生層，因為它們不是成土作用產生的，這裡只是把它們作為土壤剖面的重要成分與主要發生土層列在一起。
1.H層 在長期水分飽和情況下，濕生性植物殘體在表面累積形成的一種有機物質層。它是在泥炭形成過程的作用下形成的。
2.O層 在通氣乾燥條件下，植物殘體不能分解而大量在地表累積形成的一種有機物質層，它的成土過程是枯枝落葉堆積過程。它不包括在礦質土表以下由分解的根系形成的土層， 該層稱為A層。有時，O層也可以被埋藏於表面以下。
3.A層 一種礦質土層。在表土中，有機質腐殖化，以細顆粒的形式分散於礦質顆粒中，或者與礦質顆粒包被在一起形成有機無機複合體，從而形成顏色比它的下伏層暗、有機質含量比較高的A層，A層不具有E層或B層的鑑定特徵。在溫暖乾旱的氣候條件下，表土僅有微弱有機質累積或裉本沒有有機質的累積，表土的顏色可能比鄰近的下伏層還淡。但如果它與假定的母質的性狀有所不同，並且缺乏E和B層的鑑定特徵，也命名它為A層，因為它處表層位。當然，有時A層可能被埋藏在地表以下。
4.E層 由於矽酸鹽粘粒、鐵或鋁的損失，或它們某些共同的損失，使抗風化礦物（石英）中的砂和粉砂占有較島的含量，它以較低含量的有機質和較淡的顏色而區別於H層、O層、A層；它也以較高的亮度（value）和較低的彩度（chroma）及較粗的質地，或兼有這些特徵而區別於下伏的B層，這個層次被命名為E層，它通常與灰化過程有關。
5.B層 是一個礦質土層。在這個土層中，母質的特徵已經消失或僅微弱可見。表現出下列特徵的一個或多個：（1）矽酸鹽粘粒、鐵、鋁或腐殖質以單獨的形式或以聯合的形式澱積或累積（2）相對於母質來說，三二氧化物殘積濃縮；（3）成土母質由它原始的狀態發生變化，可表現如下形式之一或幾個：①矽酸鹽粘粒形式；②氧化物被釋放；③色調變紅或棕；④形成團粒、塊狀或稜柱狀結構體。
B層可以是各種各樣的，對應著各種B層的是不同的成土過程，因此，在鑑別B層的種類時，有必要建立它與其上覆下伏層間的關係，並推測B層是如何形成的。
6.C層 傳統上，C層指母質層，假定土體是從它產生的。它位於構成土體的土層A、E或B的下部，但並不具有它們的鑑定性質。C層是風化過程產生，風化是地質過程而非土壤過 程。一般說來C層由鬆散的物質組成。但當如此緻密，以致植物根系無法穿透，甚至用鐵挖掘也困難時，C層用一個小寫字母m作下標修飾，以表明它的緊實。
7.R層 R層是位於其他土壤發生層之下的堅硬的岩石層。K層的岩石即使是濕潤時也不能用鐵鍬挖動，所以泥質岩並不是R層。R層的岩石層可能有裂隙，但對大量根系生長而言，裂隙是太少和太小了。可允許根系在其中發育的礫石層被認為是C層，而不是R層。
過渡土層與混合土層
1.凡兼有兩種主要發生土層特性的土層，稱為過渡土層。其代表符號用兩個大寫宇母聯合表示，如AB、BA、EB等。第一個字母表明這個過渡土層的性狀更象該字母所代表的主要發生土層的性狀。
2.混合土層混合土層是由不同的主要土層的塊體部分混合而成，每一塊體都可鑑別出它原屬於什麼土層。而前面定義的過渡土層不能單獨地鑑別出主要土層的塊體。混合土層的起因來自於混合作用，如白蟻將心土Bt層的土壤物質搬運到A層，使A層中摻雜著Bt層的土壤物質；田鼠將表土A層的土壤搬運到心土B層中，使B層摻雜著A層的土壤物質。混合層用兩個被一斜線分開的大寫字母表示，如A/B， B/A，第一個字母表明該混合土層中此字母 土層的土壤物質碎屑或塊體占大多數。
人類影響在土壤演化中的反應
人類對土壤的影響是土壤演化的因子， 或者是轉變、加速、放慢自然成土過程或導致新成土過程的驅動力。在任何倩況下，它們都以一定的、導致一些新土壤特徵和屬性形態的土壤過程反應出來，或者以一定數量變化的過程和相應的土壤特性反應出來。如果我們拿土壤肥力或土壤維持基本生物產量的能力作為標準，那么，在土壤演化過程中人類誘發的過程具有正反兩方面的作用。
一般來說，我們可以區分出一定數量的兩個不同的成土過程，這兩個不同成土過程的平衡與否最終將確定土壤演化的方向。例如，腐殖質的累積與脫腐殖化，脫鹽化與鹽化，氧化與還原，細土的累積與侵蝕等等。
通常，上述這些過程在一種土壤或相同的土壤中進行的，根據這些過程的比例和相互作用的情況而決定土壤演化的方向：然而不同生態條件下最終的結果可以很不相同。
當人類砍伐天然植被：把荒地變成農田時，強烈地改變了生態系統的生物循環以及土壤水熱狀況。其結果是使土壤腐殖質含量及其貯備迅速下降，耕種幾年後，腐殖質含量可下降20-50%。從而使合理的土壤腐殖質狀態演化發生了改變。
一方面，世界各國都有具髙腐殖質含量和貯量的人工腐殖質土 （象耕種土壤，園藝土壤等等），它們盼麻殖質含量大大超過處女地。這些高質量的人工土壤代表了人類在土壤演化過程中對土壤影響的正面例午。
另一方面，有研究表明，在100年來蘇聯黑鈣土帶不同地區，土壤腐殖質貯量的損失量為每公頃50—270噸（17 — 69%），平均損失25—30%。但這種脫腐殖化過程現 在還在進行還是在最近幾十年已經終止了，尚不清楚。
為此，我們以歷史的眼光調査了全球範圍的脫腐殖化現象，並得出了如下結論： 1.在土壤演化過程中，人類對土壤的影響開始起重要作用之前，世界土壤的平均腐殖質層厚度是0.5m；腐殖質層的平均密度 為：1.3噸/m ；平均有機碳含量為2.0%；有機碳的平均貯量為13000噸/km ；地球腐殖層中土壤有機碳的總貯量為17000億噸或 1。7X10 克；
2.現 在的情況是
① 在受人類影響的土壤中：
a.面積為1500萬平方公里的世界耕地中，腐殖質層的平均厚度為0.5m；腐殖質層的平均密度為1.2噸/m ；有機碳的平均含量為1.5%；有機碳的平均貯量為9000噸/ km ；土壤有機碳的總貯量為1350億噸；
b.在2000萬km 的世界人為“劣地”中 （指從前的富饒土壤經人為作用變成沙漠地，水體，道路，露天礦，居民地等等）。藤殖質層的平均厚度為0.1m；腐殖質層的平均： 密度為1.4噸/m ；有機碳的平均含量為： 0.25%；有機碳的平均貯量為350噸/km ， 土壤有機質的總貯量為70億噸或7 x 10 克；
② 不受人類影響的土壤，其腐殖質狀況： 基本保持不變，據估計，土壤中有機質的總量為12900億噸
③ 當前地球上腐殖質層中土壤有機碳的總貯量為14320億噸，1980年 Grigorieva的統計值為 1.3 x 10 克。 上述計算表朋在最近1萬年農業文明時期中，由於人為影響土壤損失有機碳：數量如下：人為造成的不毛之地為2530億噸；現有耕地為600億噸，總損失量為3130億噸， 占原始量的15.8 %。
因此，由於人類在最近50年內對土壤的影響，現 在的腐殖質損失量比1萬年農業文明以來平均腐殖質損失量髙約24.3倍。這些數字的精度可能有問題，但其趨勢是明顯的。由此可見，如果不加以阻制，地球上土壤腐殖質的損失可以形成生態危機，因為土壤腐殖質是地球表面太陽能的主要累積器， 也是保證生物圈生態穩定的土壤生產力保護者。
