红色石灰土 185 红色石灰土是石灰(岩)土的一种。热带、亚热带地区石灰岩母质上形成的土色鲜红、呈中性偏酸至中性反应的土壤。零星分布于热带、亚热带石灰岩山丘区，以云南高原分布面积较大。其成土过程主要表现为母
一、紫色土（purplish soil）
发育于亚热带地区石灰性紫色砂页岩母质土壤。全剖面呈均一的紫色或紫红色，层次不明显。主要分布在中国的亚热带地区，以四川盆地为主。紫色土是在频繁的风化作用和侵蚀作用下形成的，其过程特点是：物理风化强烈、化学风化微弱、石灰开始淋溶。紫色土土层浅薄，通常不到50厘米，超过1米者甚少 。一般含碳酸钙 ，呈中性或微碱性反应。有机质含量低，磷、钾丰富。由于紫色土母岩松疏，易于崩解，矿质养分含量丰富，肥力较高，是中国南方重要旱作土壤之一，除丘陵顶部或陡坡岩坎外，均已开垦种植。因侵蚀和干旱缺水现象时有发生，利用时需修建梯田和蓄水池，开发灌溉水源。开辟肥源以增加土壤有机质和氮的含量，也是提高其生产力的重要措施。
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 10％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75～85，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(pH65～80)，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pH65，心土70～75。 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。
紫色土分为酸性紫色土、中性紫色土和石灰性紫色土3个亚类。
酸性紫色土分布在长江以南和四川盆地广大低山丘陵。土壤有机质、全氮含量相对较高，磷、钾稍低。土壤呈酸性，pH小于55，盐基饱和度较低。
中性紫色土主要分布在四川、云南，土层较酸性紫色土薄，约30至60cm，碳酸钙含量小于30g/kg，pH值约为75，肥力水平较高，但有机质、氮、磷稍显不足。
石灰性紫色土主要分布在四川盆地及滇中等地，土质疏松，碳酸钙含量大于6%，土壤有机质在10g/kg左右，氮、磷低，锌、硼严重缺乏，土体浅薄，保水抗旱能力差。
二、水稻土
是指发育于各种自然土壤之上、经过人为水耕熟化、淹水种稻而形成的耕作土壤。这种土壤由于长期处于水淹的缺氧状态，土壤中的氧化铁被还原成易溶于水的氧化亚铁，并随水在土壤中移动，当土壤排水后或受稻根的影响（水稻有通气组织为根部提供氧气），氧化亚铁又被氧化成氧化铁沉淀，形成锈斑、锈线，土壤下层较为粘重。
水稻土在我国分布很广，占全国耕地面积的1/5，主要分布在秦岭—淮河一线以南的平原、河谷之中，尤以长江中下游平原最为集中。水稻土是在人类生产活动中形成的一种特殊土壤，是我国一种重要的土地资源，它以种植水稻为主，也可种植小麦、棉花、油菜等旱作。
一、水稻土的中心概念及其与相关土类的区分
（一）水稻土的中心概念
水稻土是在长期种稻条件下，经人为的水耕熟化和自然成土因素的双重作用，产生水耕熟化和交替的氧化还原而形成具有水耕熟化层（W）一犁底层（Ap2 ）一渗育层（Be）～水耕淀积层（ Bshg）～潜育层（Br）的特有的剖面构型的土壤。
（二）水稻土与相关土类的区分
从各个地带性的土壤、水成与半水成土壤、盐碱化土壤上种植水稻均可发育为水稻土。但不是只要种植了水稻即可称为水稻土，一般以其水耕淀积层（Bshg）为其诊断层。
(s二三氧化物 g氧化还原层 )
二、水稻土的形成过程、剖面形态与基本性状
（一）水稻土的形成
主要是水耕熟化中的水层管理的灌水淹育和排水疏干，使主体发生还原与氧化的交替进行。
1．氧化还原与Eh：
灌水前，Eh一般为450～650mV，
灌水后可迅速降至200m V以下，尤其土壤中有机质旺盛分解期，Eh可降至100~ 200mV，
水稻成熟后落干，Eh又可达400mV以上。
同一水稻土剖面中，由于水层的微环境不一样，其Eh也不一样。
表面极薄层（几mm至1c m）一泥面层与淹水相接，受灌溉水中溶解氧（每升水中含氧7。9mg ）的影响，呈氧化状态， Eh为300～650mv其下耕作层和犁底层，由于水饱和，加之微生物活动对氧的消耗， Eh可降至200mV以下，为还原层。犁底层以下土层的Eh值则取决于地下水位深度，如地下水位深，该层不受地下水影响，由于受犁底层的阻隔，水分不饱和，故又处于氧化状态，Eh可达400mV以上；如地下水位高，则该底层处于还原状态。水稻土的这种Eh特征就决定了水稻土的形成及有关性状的一系列特性。
2．有机质的合成与分解：与母土（不包括有机土）相比，水稻土有利于有机质积累，故有机质增加。但富里酸比重加大。
3．盐基淋溶与复盐基作用：种稻后土壤交换性盐基将重新分配，一般饱和性土壤盐基将淋溶，而非饱和土壤则发生复盐基作用，特别是酸性土壤施用石灰以后。
4．铁、锰的淋溶与淀积：在还原条件下，低价的铁、锰开始大量增加，特别与土壤有机质产生络合而下移，于淀积层开始淀积，而且锰的淀积深度低于铁。一般铁、锰在耕作层较低，淀积层较高，潜育层最低。铁、锰的淋浴可以导致“白化土”作用的发展，这方面可参考R．Brinkman有关铁解作用的学说。
白土形成的三个阶段:
铁、锰的淋溶与淀积:铁锰还原,胶膜溶解,结构破坏,粘粒悬浮
粘粒的淋移淀积:分化出白色粉砂层和粘重黄泥层,上层滞水
粘粒矿物的蚀变:吸收复合体上的盐基被氢取代,矿物晶格破坏,出现硅粉
5．粘土矿物的分解与合成：水稻土的粘土矿物一般同于母土，但含钾矿物较高的母土（如石灰性紫色土）发育的水稻土，则水云母含量降低，而蛭石增加。
（二）水稻土的剖面形态
水稻土的剖面构型一般为W－Ap2 －Be－Bsh（g）一Br
水耕熟化层（W）：由原土壤表层经淹水耕作而成，灌水时泥烂，落干后可分为两层，第一层厚约5～7cm, ，表面（＜1Cm ）由分散土粒组成，表面以下以小团聚体为主，多根系及根锈；第二层：土色暗而不均一，夹大土团及大孔隙，空隙壁上附有铁、锰斑块或红色胶膜。
犁底层（AP2 ）：较紧实，片状，有铁、锰斑纹及胶膜。
渗育层（Be):它是季节性灌溉水渗淋下形成的，它既有物质的淋溶，又有耕层中下淋物质的淀积。一般可分为两种情况，一是可以发展为水耕淀积层，另一是强烈淋溶而发展为白土层（E）。后者可认为是铁解作用的结果。
水耕淀积层（ Bshg）：也有人称之为渗育层或渗渍层，或鳝血层：此层含有较多的粘粒，有机质、铁、锰与盐基等。铁的晶化率比上覆盖土层高，而且可根据其氧化还原强度进一步划分。
潜育层（Br）：同于一般的潜育层。
母质层（C）：因母土和水稻土的发展过程而异。
不同母土起源的水稻土，如果经过长期水耕熟化，可以向比较典型的方向发育，如图11－2所示。
（三）水稻土的一般性状
1．水稻土中的有机质和氮素
（1） 水稻土利于有机质的积累，与旱作土壤相比，腐殖质化系数也高，据沈阳农业大学观测，旱作土壤施新鲜猪粪、牛粪及马粪，其腐殖质化系数（一年）分别为27．5％、37．6％和32．0％，而水稻土分别为38．4％、69。8％和48．0％。
（2）水稻土中的氮素；因有机质量高，所以水稻土的氮素营养主要来自土壤，已有研究表明，在施氮肥条件下，水稻所吸收的氮素60％～80％来自土壤，20％～40％来自化肥，从这可以看出水稻土培肥的重要意义。
另一问题是水稻土中的氮素循环的反硝化过程，如图11－3所示。因此，在氮肥施用上要特别加以注意。
2 水稻土中的磷、钾与硅
（1）水稻土往往缺磷：一是早春土温低，微生物活动弱，不利于有机磷的转化，故早春易发生僵苗或红苗；另一是后期水稻土水层的落干管理，Fe2+ 变为Fe3+与PO43-结合，形成难溶性的Fe（ PO4 ）。
（2）水稻土往往缺钾：主要是Fe2+交换土体中的钾而产生置换淋失，致使幼苗缺钾，可用稻草还田、施草木灰及钾肥等解决。
（3）水稻土中的硅虽多，但溶解度小，硅酸以单分子Si（ OH）4 形态溶于水，但它可以被铁、铝两性胶体吸附，又能与Fe（OH）3 结合成复盐。这种化合物只有通过淹灌, 增加其还原性而提高其硅的有效性，以补充水稻生长时的需要。
3．水稻土中的硫：水稻土中的硫，其85％～94％为有机态，当通气状态不好时易还原为H2 S，引起水稻中毒，其临界浓度为人007mg/kg 其中毒标志是水稻根系发黑，为FeS所蒙覆。因此水稻土的通气状况比较重要。良好的通气状况的标志是根系嫩白、主体根孔为红色 胶膜蒙覆。
4．水稻土中的铁和锰：如在水稻土形成一节所述，水稻土的铁和锰易于随Eh值的变化产生移动。但在作为水稻的营养状况而考虑时，只有在酸性较强的排水不良的“锈水田”中 Fe含量可达50～100mg/kg的毒害临界值。
5．水稻田中的pH值：水稻田的pH值除受原母土影响外，而与水层管理关系较大，一 般酸性水稻土或碱性水稻土在淹水后，其pH值均向中性变化, 即pH值在46～8 0范围内，变化到6．5～7．5。因为酸性土灌水后，形成Fe2+和Mn2+,在水中形成 Fe （OH）2 和Mn（OH）2 ，使水稻土pH值升高；碱性水稻土由于灌溉，使土壤中的碱性物质遭到淋失，从而使pH值降低。
6．水稻土的一些特殊的水分物理性状与耕性
(1）油性：它是土壤腐殖质和粘粒含量适中的表现，有机质含量约292 g kg-1 (土0．46)，粘粒含量．一般为16％左右，油性也是指具有良好结构等的一个综合肥力较高的土壤性状。
（2）烘性与冷性。它是指含有机质较多，且C/N比高的土壤的温度变化的综合反映。
（3）起浆性与僵性：一般质地粘重，主要由于粘土矿物不同而在水分物理性状方面的反映，前者以2：1型为主，后者以1：1型为主。
（4）淀浆性与沉沙性：一般质地较沙（ SiO2 含量在70％以上），主要由于粗粉沙与粘粒之比的差异而形成不同的水分物理性状。前者的粗粉沙与粘粒之比约为2∶1;后者多为5：1
（5）刚性与绵性：它是粘粒与粉沙的不同含量在土壤水分处于风干状态下的一种土壤结持性，前者粘粒含量＞40％，后者粉沙含量＞40％。
广西森林土壤的成土母岩、母质主要有非碳酸盐岩类的页岩、砂岩、砾岩和第四纪红土母质及古代沉积物，碳酸盐岩类的石灰岩、白云岩、钙质紫色砂页岩，以及酸性和基性岩体的花岗岩和玄武岩、流纹岩等。土壤的水平分布自北而南，由红壤、赤红壤到砖红壤；垂直分布，北部地区由下而上为红壤——山地红壤——山地黄壤——山地黄棕壤——山地矮林草甸土；南部地区由下而上为赤红壤(或砖红壤)——山地赤红壤——山地黄壤——山顶矮林草甸土，但海拔较低的山地没有山地矮林草甸土。此外，桂西气候比较干旱，干湿季明显，土壤的垂直分布与东部略有差异，西部土壤垂直分布基带为褐红壤，分布高度可达海拔1300米，其山地黄壤分布下限，由东部到西部逐渐升高，且西部山地一般不出现山地黄棕壤。
石灰岩地区的土类有黑色石灰土、棕色石灰土、石灰土及红色石灰土等。
土壤的地域分布，由于广西有大面积的石灰岩和小面积的紫色砂页岩，因而在红壤、赤红壤和砖红壤地带内出现了与其性质截然不同的石灰(岩)土和紫色土，这是广西的一种隐域性土壤。
广西主要土壤类型，地带性的有砖红壤、赤红壤、红壤、黄壤，隐域性土壤有石灰(岩)土、紫色土和滨海盐土。
砖红壤面积不大，仅分布于北纬22º以南的低平丘陵地区，原生植被为季节性雨林；人工林有八角、肉桂、桉树、咖啡等。土壤形成以砖红壤化过程为主，红棕色，一般土层深厚，土体中有铁锰结核，底土网状发达，粘粒SiO2/Al2O3为15～17，pH值为40～55，有机质含量很少。
赤红壤分布于北回归线以南至北纬22º之间的低山丘陵区，原生植被为南亚热带季节性雨林，人工林有马尾松、肉桂、粉单竹、木麻黄、桉树等。土层中有铁锰结核和网状斑纹，粘粒SiO2/Al2O3为17～20， pH值为45～50，有机质含量仅1% ～3%。
红壤分布于北回归线以北海拔700米以下的低山丘陵和北回归线以南海拔700米以上的山地，是广西分布面积最大的土类，原生植被为亚热带常绿阔叶林，人工林有马尾松、杉、竹、油茶、油桐等。土层中铁锰结核较少，粘粒SiO2/Al2O3为20，pH值为 45～55，有机质含量1%～5%。
黄壤为一种垂直带谱土类，一般分布在海拔800米～1300米的中山，原生植被为山地常绿阔叶林、针阔混交林，人工林有杉、松、毛竹等。土壤富铝化作用较弱，剖面呈或腊，有机质含量高，多达 5%～10%，但淋溶作用强，pH值45～50，潜在酸很强。
石灰土分布面积较广，主要分布在桂西南、桂西、桂中等地区，约占全自治区土壤总面积的67%(其中1990年尚有石山宜林地3122万公顷)。石灰土富含钙，代换性盐基含量较多，为盐基饱和土壤，盐基饱和度80%以上，土壤呈碱性至中性反应，有机质含量较丰富，有较好的团粒结构。石灰土虽然属于隐域性土壤，但由于各地气候不同而有明显差异，可分为黑色石灰土、棕色石灰土、石灰土和红色石灰土4种。黑色石灰土面积不大，只零散分布在石灰岩山地上部岩缝中和坡麓低洼地，有石灰反应，pH值为65～80，有机质含量6%～ 7%，呈团粒结构，是石灰土肥力最高的类型；棕色石灰土分布于石山下坡或山弄槽谷，是最常见的石灰土类型，其碳酸盐大都淋溶，呈中性反应，pH值65～75，有机质含量44%左右；红色石灰土是棕色石灰土的进一步淋溶形成的，风化强烈，剖面无石灰反应，pH值为55～65，分布于石山平缓麓地和溶谷的剥蚀地或石牙平地；石灰土主要分布在海拔较高的石灰岩山地，由于气候温凉湿度大，土体呈，有石灰反应，pH值为70～82。
紫色土分布零星，面积不大，主要分布于邕江、郁江一线以南，海拔250米以下的低丘；桂北的全州、兴安、荔浦亦有分布。紫色土主要发育在紫色砂岩、页岩、砾岩和泥岩的风化物上。地形以丘陵台地为主，现状植物为旱生性稀树草坡，主要种类有马尾松、栎树、余甘子、野香茅、五节芒等，植被破坏地区，水土流失比较严重。紫色土由于成土时间短，富铝化不明显，有机质含量少，只有02%～2%，但盐基饱和度较高， pH值一般为65～70。
滨海盐土分布于钦州地区、北海市沿海一带，是一类年轻的土壤，一般缺乏明显的发生层次，土壤表层含盐量最多为06%一 15%，以氯化物盐类为主，硫酸盐次之。
希望对你有帮助。
土壤中碱性最强的是石灰土，pH值一般为75~85。
石灰土是一种特殊的土壤，主要分布在广西、贵州、云南和湖南等省区。这一区域内石灰土多呈微酸至微碱性反应。黑色石灰土中含全磷及全钾的现象较多，而红色石灰土就很少，这种土壤中也可以种植柑橘树。
特点：
石灰土一般钙、镁含量较丰富，而有效态硼含量很低，有效态钼的含量也偏少。有效态锌除自然保护区外，含量均较低。石灰性土壤对磷有强烈的固定作用，因而土壤溶液中的磷浓度很低，且移动性很小。磷的移动性与土壤含水量有密切关系。
石灰性土壤中盐基高度饱和，呈中性至碱性反应，土壤中碳酸钙含量多少，可以影响许多重金属元素在土壤环境中的行为。如镉在碱性土壤中易形成难溶性氢氧化物，毒性降低。
221 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（王世杰等，1999）。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。据已有研究资料表明，广西碳酸盐岩的溶蚀，形成1m厚的土层需要25万～85万a（袁道先等，1988；王世杰等，1999）；贵州碳酸盐岩溶蚀风化形成1m厚的土层需要63万～788万a。若取石灰土的容重为17t/m3，则黔桂地区碳酸盐岩风化成土速率为68～021g/m2·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/km2·a（何腾兵，2000）。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）（卢耀如等，1996），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。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脆弱性的关键因素（万国江，1999）。
222 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。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，石灰土中的CaO含量要比酸性土中的高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他相应的特征。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（贵州省土壤普查办公室，1994）：黑色石灰土有机质的平均含量为5425%；棕色石灰土有机质的平均含量为3478%；**石灰土有机质的平均含量为3193%；红色石灰土有机质的平均含量为3444%；比对应的红壤（有机质平均含量为2721%）、黄壤（有机质平均含量为2945%）高（表2-6）。具有土壤特征的有机质是土壤腐殖质，土壤腐殖质可分为3大类：富里酸、胡敏酸和胡敏素。土壤腐殖质的类型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（易淑棨等，1993）。
表2-6 贵州石灰土与同纬度黄壤、红壤有机质含量的对比（wB/%）
富里酸的分子小，分子量为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200～630a；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。
胡敏酸分子大，分子量为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和其他元素，因此是土壤中极其缓慢地供给植物养分的仓库。
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47～9a，植物残体中易分解的部分在土壤中的存留时间仅025a。
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2-7）。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、黄棕壤中的腐殖质中的胡敏酸主要与R2O3结合，形成活性胡敏酸（全国土壤普查办公室，1998）。因此，石灰土具有高的有机碳积累，但营养成分的供给速率偏低。
表2-7 石灰土土壤腐殖质的组成与同纬度黄壤、黄棕壤的对比
223 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（徐尚平等，2000）。岩溶地区土壤中营养元素的形态、迁移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。而据已有的研究表明，石灰岩中主要含云母类矿物，云母类矿物在分解过程中主要形成含镁的蛭石、伊利石及蒙脱石等粘土矿物（Spring A，1993；顾新运等，1963）。
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，因而镁在土壤中相对积累（表2-8）。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的，但当土壤中水溶态、交换态的钙含量较高时，尤其在pH值接近中性或中性以上时，钙表现出较强的与其他离子竞争有机配位体的能力，从而影响了其营养微量金属元素的迁移和植物有效性（杨继镐等，1995）。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（杨继镐等，1995），Zn元素的有效率变化不大（图2-6）。王景华（1987）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、Cd 3种元素在石灰土中的含量最高（图2-7）。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，在所有的土壤类型中也是处于最高的（中国环境监测总站，1990）。滕永忠（1996）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（742mg/kg）和红壤锌的含量（801mg/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，其锌的主要迁移形态交换态锌与土壤pH值呈显著负相关。即碱性环境制约了锌的有效性。
图2-6 不同石灰土中微量元素的有效率动态
图2-7 海南岛7种成土母质上发育的土壤化学元素的对比
表2-8 桂林岩溶实验场石灰土中钙、镁存在的形态及所占的比例（wB/%）
224 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（刘志礼，1990），使与碳酸盐岩同时沉降的“杂质”多为细小的尘埃或胶体物质，因而现代岩溶作用中，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＜005mm的粘粒成分达8946%～9681%，＜0001mm的粘粒成分达4749%～4972%（贵州省土壤普查办公室，1994）（图2-8）。质地粘重的土壤对土壤许多性质会产生很大的影响：
图2-8 石灰土的颗粒组成及与红壤的对比
土壤水分的有效性：土壤水分的有效性是指土壤水能否被植物吸收利用及其难易程度。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-021MPa）与凋萎点土壤含水量（土壤水势为-15MPa）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细管水断裂量（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2-9（a）〕。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，壤土的抗旱能力最强（易淑棨等，1993；黄昌勇，2000）〔图2-9（b）〕。
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沿地表流走，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2-9 不同质地土壤有效水含量
225 石灰土是偏碱性土，具有高的阳离子交换量和盐基饱和度
土壤含有的交换性阳离子总量称为阳离子交换量（CEC），阳离子交换量的大小决定了土壤可能提供的速效养分容量和土壤保肥能力的大小。阳离子交换量大的土壤能保持较多的速效养分。交换性阳离子的种类可分为两类：一是盐基离子，如Ca2+、Mg2+、K+、Na+、等；二是H+和致酸离子，如Al3+、Fe3+等在水溶液中能水解出H+，使土壤呈酸性。土壤交换性阳离子总量中盐基离子所占的百分率称为土壤的盐基饱和度（BSP），盐基饱和度与土壤酸度呈负相关，土壤盐基饱和度愈大，土壤酸度愈小，pH值愈高；盐基饱和度愈小，土壤酸度愈大，pH值愈低。
土壤阳离子交换量的大小取决于土壤负电荷量的大小。由于石灰土为质地细的黏性土壤，矿质胶体多；同时，石灰土的pH值多为大于6的偏碱性土壤（图2-10），当土壤pH值大于6时，土壤环境中的蒙脱石、高岭石等粘土矿物晶格表面的-OH群开始解离H+，增加土壤负电荷量和阳离子的交换量。因此石灰土具有高的阳离子交换量和盐基饱和度（表2-9），在盐基离子中Ca2+占据了90%以上。
表2-9 广西石灰土的钙镁交换量及盐基饱和度与地带性土壤的对比
图2-10 广西土壤pH值分布（a）与碳酸盐岩分布（b）对比图
226 石灰土的分布与演化
由于石灰土具有显著的岩性特征，因而石灰土在分类上被划为初育土，其发生系列为：黑色石灰土，剖面特征为A-R或A-C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**时，即发育为棕色石灰土、**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：黑色石灰土多分布于较高的山峰上部的溶裂隙、溶洼、溶盆及凹洼处，土被斑块小，零星分布，土层很薄，常10～30cm；棕色石灰土、**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；红色石灰土多分布于峰林平原区、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，土层连续性好。
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、**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2-10）（广西土壤肥料工作站，1990）。
表2-10 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（wB/%）
227 对石灰土资源有效利用的三点认识
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，因为植被的存在可以提高土壤环境中的CO2浓度、有机酸和土壤生物酶（尤其是碳酸酐酶）的浓度和活性，促进碳酸盐岩的侵蚀成土速率（易淑棨等，1993；Liu Zaihua，2001；曹建华等，2001）。同时水源林覆盖率的提高能增强岩溶表层带对水的调蓄功能，这不仅解决了缺水的岩溶石山区的人畜饮水困难，还能解决部分耕地的灌溉需要。
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措施。
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。
