地下地质胶质土怎么样

A. 石缝靠土的地方长出一种不规则扁形象胶质一样的东西，厚薄不规则厚的地方有0.5cm，这是什么

能是一种地衣石耳 石耳属地衣。常被兵士和探险者用作应急食品，石耳所含热量约为等量蜂蜜、玉米片或玉米粥的11/3倍以上。但其生长缓慢，不能作为粮食作物

B. 土壤的基本性质是什么

楼主，您好。土壤的基本性质主要有以下几个方面。(1)吸附性 土壤的吸附性与土壤中存在的胶体物质密切相关。土壤胶体包括无机胶体、有机胶体、有机一无机复合胶体。由于土壤胶体具有巨大的比表面积，胶粒表面带有电荷，分散在水中时界面上产生双电层等性能，使其对有机污染物和无机污染物有极强的吸附能力或离子交换吸附能力。(2)酸碱性 土壤的酸碱性是土壤的重要理化性质之一，是土壤在形成过程中受生物、气候、地质、水文等因素综合作用的结果。根据氢离子存在形式，土壤酸度分为活性酸度和潜性酸度两类。活性酸度又称有效酸度，是指土壤相处于平衡状态时，土壤溶液中游离氢离子浓度反映的酸度，通常用pH值表示。详情请参考国家标准物质网www.rmhot.com潜在酸度是指土壤胶体吸附的可交换氢离子和铝离子经离子交换作用后所产生的酸度，氢离子和铝离子处在吸附态时不会表现出酸度，只有转移到土壤溶液中，形成溶液中的氢离子才会表现出酸性。土壤的碱性主要来自土壤中钙、镁、钠、钾的重碳酸盐、碳酸盐及土壤胶体上交换性钠离子的水解作用。(3)氧化还原性 由于土壤中存在着多种氧化性和还原性无机物质及有机物质，使其具有氧化性和还原性。土壤的氧化一还原性也是土壤溶液的一项重要性质，它对在土壤剖面中的移动和表面分异、养分的生物有效性、污染物质的缓冲性能等方面都有深刻的影响。

C. 为什么北方的水质硬，南方的水质软

1、是的。

2、主要是水质。水的硬度是指溶解在水中的盐类物质的含量，即钙盐与镁盐含量的多少。北方水质钙镁含量比较高，南方比较低，所以北方水质俗称比较“硬”，而南方水质“软”

3、硬水软化法有两种：

一是药物软化。可利用高中课本上提到的石灰苏打法、磷酸钠法等。这类方法可以将钙镁离子沉淀除去。磺化煤可将水中 Ca2+ 、 Mg2+ 与 Na+ 交换来达到软化的目的；当磺化煤使用一段时间后会失去软化能力，可将其放置在 8%~10% 的食盐水中浸泡以恢复软化能力。在日常生活中：如洗面时，可在水中加半杯牛奶或一撮食盐，在一定程度上除去钙镁离子。

二是加热法。将水煮沸，并多煮一会时间，可将钙镁离子转化为锅垢除掉，硬水在一定程度上得到软化。

日常生活中，我们也有简单办法除垢。保温瓶中倒入 4%~5% 盐酸可将瓶内水垢除去。水壶除垢的方法，我们了解了以下几种：

①小心将水壶烧到刚刚干涸后，立即浸入凉水，水垢会因受热不均脱落。

②在水壶中加入食醋，在火上烧至温热也可除水垢。

③新水壶中装半壶山芋，加满水煮熟，不要摩擦内壁，以后使用就不会有垢了。旧水壶用上述方法做一至二次，不仅可以除垢，以后烧水也不会产生水垢。

④在水壶中加一撮小苏打，将水烧沸几分钟，可以除垢。

⑤水壶中装一些土豆，加适量水烧沸 10 分钟。

⑥用水壶煮几次鸡蛋。

⑦在壶中放一块洁净的口罩烧水，水垢只沉积在口罩上，水壶上不形成水垢。

⑧在壶中放一块磁铁烧水，不产生水垢。

(3)地下地质胶质土怎么样扩展阅读：

硬水对人们的身体健康有较大影响。中国预防科学院对陕西省西安市长期饮用矿泉水的人群进行调查，发现他们比附近生活条件相近人群的平均寿命高 3 岁。饮用硬水害处如下：

1、长期饮用硬水，会导致肾结石发病率升高。

2、用硬水洗脸、洗澡，会形成钙镁皂， 它像胶质一样有黏性，粘在脸上、皮肤上，使污垢不易除掉。污垢未洗净，堵塞皮肤腺开口，形成栓塞，影响正常代谢，使皮肤过早萎缩老化。

3、高硬度水中钙镁离子与硫酸根结合，会使水产生苦涩味，还会使人的胃肠功能紊乱，出现暂时性腹胀、排气多、腹泻等现象。我国北方地区饮用硬度高的地下水，所以久居南方的人初到北方的开始一段时间会出现所谓“水土不服”的现象。

但并不是说水的硬度越低就越好，美国、加拿大有关部门对常年饮用 5 °以下软水的人群进行调查，发现心血管死亡率高达 10.1% 以上。因此加拿大有关方面规定：软水不能直接作饮用水。据有关资料反映，人的饮水最好介于 8 °— 18°之间，不能超过 25° 。

D. 淀积成土作用

淀积成土作用系指岩溶水，包括岩溶环境中地表水、地下水、土中水溶液，携带溶解物质在碳酸盐岩风化前锋溶滤层的空隙中，甚至可以是溶蚀洞穴等空间，生成新物质的作用，这是岩石风化成土过程中，易迁移的组分如K、Na、Ca、Mg等被带走、迁移；迁移能力弱的组分如Al、Si、Fe等沉淀聚积，形成风化壳的过程。淀积作用也包含部分残积作用，是风化壳形成的基本方式之一。碳酸盐岩风化产物中的溶解物质呈胶体溶液或真溶液形式搬运。铝、铁、锰、硅的氧化物溶解度低，常呈胶体溶液搬运。胶体溶液是一种介于粗分散（悬浮液）和离子分散系（真溶液）之间的一种溶液。胶体粒子的直径很小（1～100nm），并常带电荷。根据胶体粒子所带电荷的不同，可把胶体分为正胶体和负胶体。氢氧化铁及Al₂O₃、Fe₂O₃的水合物（Al₂O₃·nH₂O、Fe₂O₃·nH₂O）等是正胶体；SiO₂、MnO₂、有机酸等是负胶体。带正电荷胶体与带负电荷胶体相互作用，电性中和，彼此凝聚，产生SiO₂、Al₂O₃和Fe₂O₃的凝胶混合物。由于沉淀时凝胶SiO₂和Al₂O₃的比例变动范围很大，在风化壳中形成各种层状含水硅酸盐矿物，如高岭石（Al₂O₃·2SiO₂·2H₂O）、多水高岭石（Al₂O₃·2SiO₂·nH₂O）、微晶高岭石（Al₂O₃·4SiO₂·nH₂O）和伊利石等。当Fe（OH）₃正溶胶和SiO₂负溶胶相遇则形成含胶体SiO₂的褐铁矿，富集时可构成风化壳的铁质结核带或铁壳。因此，淀积作用实质上是风化成土过程中胶体溶液的相互作用。

岩石风化成土过程中胶体溶液的相互作用形成矿物组合具有结核状、葡萄状、肾状、皮壳状等胶状或变胶状等结构、构造特征。碳酸盐岩红色风化壳中普遍存在结核状、葡萄状、肾状、皮壳状等胶状或变胶状结构构造，说明淀积作用是十分重要和常见的碳酸盐岩风化成土作用。碳酸盐岩风化成土过程中造成胶体溶液沉淀的原因主要有：

1）两种带相反电荷的胶体相遇时，由于电荷被中和而发生胶体的凝聚和沉淀，许多风化壳中的粘土矿物的淀积就是带正电荷的Al₂O₃胶体与带负电荷的SiO₂胶体相遇凝聚而成的：

碳酸盐岩风化成土作用及其环境效应

2）胶体溶液的浓度增大，也可促进胶体凝聚，如胶体溶液的蒸发增大了胶体的浓度引起胶体凝聚。

3）介质pH值的变化对胶体的搬运和沉淀有着很大的影响，尤其是对两性胶体如Al（OH）₃、Fe（OH）₃ 的影响最大。改变溶液的pH值可以改变溶液中离子或的浓度，从而改变粒子所带电荷的多少及扩散层厚度。溶液的pH值与两性胶体的等电pH值（使两性胶体呈现为中性不带电荷时的pH值）相差愈大，胶体的电动电位愈大，扩散层愈厚，故不易聚沉；溶液的pH值与两性胶体的等电pH值相差愈小，其电动电位愈小，扩散层愈薄，愈易聚沉。Al（OH）₃ 的两性胶体的等电 pH为 8.1，Fe（OH）₃两性胶体的等电pH值为7.1，天然水的pH值近于7.0，所以有大量上述两性胶体的粘土矿物淀积（陈正等，1985）。

陈履安等（2000）在研究贵州老万场红土型金矿成因时提出，该矿的矿源体为赋存于碳酸盐岩层的卡林型金矿，下二叠统大厂高岭石化硅质粘土岩及凝灰岩等是富金地质体。金的搬运介质是岩溶地下水，在黄铁矿、毒砂、CO₂、腐殖酸等复杂的水化学场的条件下，金被地下水迁移、最终在风化壳的红土中淀积下来。杨雅秀等（1994）认为，分布于四川叙永到贵州习水一带的“叙永式”高岭土矿是由上部地层（往往含黄铁矿和有机质）中的铝硅酸盐矿物，在酸性水的淋滤作用下生成硅铝溶胶，被地下水带到下部的洞穴空间和古侵蚀面凹地中结晶充填（淀积）而形成的。

作者在溶滤层及岩土界面土层的孔隙中观察到，大量由淀积作用形成的新生粘土矿物，如在白云岩砂的溶滤层中的被溶蚀成窗格状白云石晶体的孔隙边缘生成的束状及毛发状伊利石粘土矿物（图版Ⅲ-2、Ⅲ-3）。

除了交代成土作用、淀积成土作用之外，还存在着残留和充填成土作用。残留成土作用是指母岩中所含石英、锐钛矿及粘土等不溶矿物经溶滤后而残留在原地；充填成土作用是岩溶地下水或其他风化流体，携带着一定量的悬移物质、填入到溶滤层及基岩的溶洞中沉积下来。在研究遵义红色风化壳剖面时，在X射线衍射分析和扫描电镜能谱分析中，发现红色风化壳土体中有一定量的长石存在，它们既不可能是碳酸盐岩中的原生矿物，又不大可能是次生矿物，最可能的成因是溶蚀-充填作用造成的。由于遵义红色风化壳剖面位于岩溶槽谷之中，槽谷两侧山脊为侏罗系长石石英砂岩。岩溶地下水等风化流体可沿两侧山脊携带走侏罗系地层极细粒长石颗粒充填于风化壳中形成，但大量薄片的光学显微镜及样品的TEM、SEM观察，迄今为止尚未见及长石矿物，仅在XRD及EDAX分析中显示，有待进一步工作证实。

E. 土壤的基本属性是什么

土壤的基本性质主要有以下几个方面。(1)吸附性 土壤的吸附性与土壤中存在的胶体物质密切相关。土壤胶体包括无机胶体、有机胶体、有机一无机复合胶体。由于土壤胶体具有巨大的比表面积，胶粒表面带有电荷，分散在水中时界面上产生双电层等性能，使其对有机污染物和无机污染物有极强的吸附能力或离子交换吸附能力。(2)酸碱性 土壤的酸碱性是土壤的重要理化性质之一，是土壤在形成过程中受生物、气候、地质、水文等因素综合作用的结果。根据氢离子存在形式，土壤酸度分为活性酸度和潜性酸度两类。活性酸度又称有效酸度，是指土壤相处于平衡状态时，土壤溶液中游离氢离子浓度反映的酸度，通常用pH值表示。详情请参考国家标准物质网www.rmhot.com潜在酸度是指土壤胶体吸附的可交换氢离子和铝离子经离子交换作用后所产生的酸度，氢离子和铝离子处在吸附态时不会表现出酸度，只有转移到土壤溶液中，形成溶液中的氢离子才会表现出酸性。土壤的碱性主要来自土壤中钙、镁、钠、钾的重碳酸盐、碳酸盐及土壤胶体上交换性钠离子的水解作用。(3)氧化还原性 由于土壤中存在着多种氧化性和还原性无机物质及有机物质，使其具有氧化性和还原性。土壤的氧化一还原性也是土壤溶液的一项重要性质，它对在土壤剖面中的移动和表面分异、养分的生物有效性、污染物质的缓冲性能等方面都有深刻的影响。

F. 白土精制工艺和糠醛精制最后出来的产品区别在哪

白土精制工艺是物理吸附过程，是利用活性白土对油品中的胶质，沥青质和其它极性物内质有较强的吸附能力，从容而除去油品中的不理想组份，达到精制油品的目的。
糠醛精制装置是从润滑油原料中脱除大部分多环短侧链芳烃和胶质、沥青质等物质，使其粘温性质、抗氧化安定性、残炭值、色度等性质得以改善。

G. 影响元素迁移的外部条件

外部条件（外因）主要是指介质的地质和水文地球化学条件及环境因素。影响元素迁移的外因很多，而且往往综合作用于不同的水文地球化学系统，这些外部条件对每一具体地段的影响，可以是各不相同的，这就使得元素的迁移方式、迁移能力相差悬殊。主要的外部条件有：温度、压力、浓度、酸碱条件、氧化还原条件、有机物、胶体、水文地质条件和人为因素等。

（一）温度、压力及浓度对元素迁移的影响

温度对元素的迁移有很大影响，主要表现在三个方面：（1）影响元素和化合物的活性；（2）影响化学反应的速度和方向；（3）影响元素或化合物的溶解度。

压力对物质溶解度的影响比较小，但从地壳深部地下水质的形成来看，压力这个因素也是不可忽视的。一般说来，压力对矿物溶解度的影响表现在随压力增加而增加。压力主要是对气态物质的影响较大，如地下水中的游离O₂，其含量随深度增加（即压力增大）而减小。

在地下水中，各种组份的浓度梯度是引起物质沉淀－溶解作用、扩散作用及交替吸附作用的动力，即决定物质迁移能力的动力。根据质量作用定律，在一定温度、压力下，对任一可逆反应：

当反应达到平衡时，可求得平衡常数：

水文地球化学基础

如果体系中，某一组份浓度改变，则反应向着消除这一影响的方向进行。元素在地下水中形成络合物的程度也与元素在地下水中的浓度有关。从溶度积（K_so）规则同样可以说明溶液中难溶物质的浓度对元素迁移的影响。对一些溶解度小的盐来说，如溶液中增加相同离子的活度，则盐类溶解度降低（“同离子效应”）。

（二）酸碱条件对元素迁移的影响

元素在地下水中迁移的程度及其在地下水中的存在形式，与地下水的酸性条件（pH值）有关。pH值影响着化合物的溶解与沉淀、弱酸和弱碱的水解作用，金属离子的成络作用、吸附作用等。地下水的pH值一般在6.5—8.5之间。pH值的大小主要取决于溶质性质与数量、矿物的水解作用及生物作用等。自然界不同环境下，水的pH值有所不同，如表3-3所示。

表3-3不同环境水的pH值

1.pH值与金属氢氧化物沉淀的关系

地下水的pH值是控制金属氢氧化物Me（OH）_n沉淀的重要因素，一般，金属呈氢氧化物Me（OH）_n开始沉淀的pH值可按下式求得：

水文地球化学基础

式中：〔Meⁿ⁺〕——平衡时Meⁿ⁺离子的摩尔浓度（mol·L^-1）；

K_s——Me（OH）_n的溶度积；

K_w——水的离子积，K_w=10^-14;

n——金属离子Meⁿ⁺的电荷数。

如已知

，当〔Fe³⁺〕＝0.02mol·L^-1时，开始沉淀Fe（OH）₃的pH值为：

水文地球化学基础

一般情况下，Fe³⁺在水中的含量随pH值降低而增大，在碱性水中产生Fe（OH）₃的沉淀。

表3-4列出部分氢氧化物从水溶液中开始沉淀的pH值。从另一个角度看，表3-4也是氢氧化物沉淀发生溶解的pH值条件。

碱金属或碱土金属元素在一般地下水中的pH值范围内，不能形成氢氧化物沉淀。它们无论是形成阳离子（K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Sr²⁺）或是形成络合物稳定性小的元素（Be等），在地下水正常pH值范围内（pH=6—8）都具有高的迁移性。

表3-4部分氢氧化物从溶液中沉淀的pH值（25℃） （据A.И.别列尔曼，1968）

图3-12一些主要氧化物溶解度与pH的关系（据南京大学《地球化学》修改）

图3-13SiO₂及CaCO₃的溶解度和介质的pH值关系

1—SiO₂2—CaCO₃在水中溶解曲线；3—CaCO₃在海水中溶解曲线（据C.W.科林斯，1950）

只有当pH＞8（碱性）时，Ni²⁺、Co²⁺、Zn²⁺、Ag⁺、Cd²⁺、Cu²⁺、Pb₂₊等离子才能形成氢氧化物沉淀，因此在自然界水体中，这些离子虽然浓度很低，但能随水迁移。

2.pH值与元素溶解度的关系

在溶液中，pH值的变化对于不同组份的溶解度将产生不同的影响（图3-12,3-13）。当溶液中pH值增大时，具有碱性及弱碱性的元素的化合物，其溶解度降低，如CaCO₃、Fe₂O₃（Fe₂O₃只在pH=2—3的溶液中存在，当pH=4—5时，就几乎全部析出）等；对于酸性元素的化合物来说，其溶解度随pH值增大而增大，如SiO₂、GeO₂；而两性元素如Al₂O₃溶于强酸性和强碱性溶液（即在强酸强碱条件下都能呈溶解态迁移），而在pH=4—9时是难溶的。P₂O₅的情况和Al₂O₃相似。

总体讲，碱性元素在酸性介质中易迁移，在碱性介质中易沉淀，酸性元素则相反。pH＜7时，Ca²⁺、S、P、Mn²⁺、Cu²⁺、Zn²⁺、Cr³⁺具有强迁移性；pH>7时，V⁵⁺、As、Cr⁶⁺、Se、Mo、W、Ge等元素迁移性强；Na、K、Cs、Cl、F、B、I、Br等在酸性或碱性溶液中都强烈迁移。

3.pH值与元素存在形式的关系

一些金属元素（如Cd、Pb、Hg、I、Zn等）、弱酸、弱碱及盐类的存在形式与pH值有很大关系。某些弱酸的存在形式与pH的关系，见图2-2,2-3。

另外，能同地下水中阴离子形成稳定络合物的许多成络元素，它们在酸性水中，元素的迁移形式呈简单的阳离子或同水中阴离子结合成络合物形式（

等）。在碱性水中，元素迁移的形式呈复杂的络合物（如

。这些元素在地下水的一般pH值（6—8）条件下，都具有强的迁移能力。

4.pH值与化合物水解的关系

化合物的水解作用与pH值有关。不同离子水解的pH值不同（图3-14），从而引起元素的迁移分异。

图3-14主要离子的水解谱（据阮天健、朱有光）

（三）氧化还原条件对元素迁移的影响

元素在氧化还原反应中伴随有电子的得失，导致离子的化学性的改变，化合物的溶解度也相应的改变，迁移形式也不同，从而影响元素的迁移。

1.K、Na、Ca等元素氧化后形成阳离子而不形成氢氧化物〔因为这些元素的Me（OH）_n溶度积较大〕，故在水中以单个阳离子状态广泛迁移。

2.氧化后生成的阳离子，在地下水中形成阴离子团，再与地下水中的阳离子等生成溶度积较大的盐，它们以阴离子团存在于地下水中进行迁移，如S^2-氧化成S⁶⁺形成的

，同水中的阳离子Zn²⁺生成ZnSO₄，其溶解度较ZnS的溶解度大大增加了。

3.一些离子氧化后

与碳酸生成稳定的络合物在地下水中进行迁移。如

，即：

，从而增强了铀的迁移。

与上述作用相反的情况，则不利于元素在水中迁移。

大部分变价元素，按在中性水中迁移的性质可分为两组（表3-5）。

表3-5部分变价元素不同价态时的迁移性能

地下水的氧化还原条件不仅能决定元素迁移的强弱，还可决定元素在地下水中存在形式。如在富氧的介质中，由于铁的氧化（Fe²⁺→Fe³⁺）和水形成一系列的氢氧化物：

，因为地下水在多数情况下为含氧且近中性，所以以上铁的氢氧化物中，以

的形式在地下水中存在的量最多。在pH>5的含氧地下水中，如果没有达到

的溶度积，则以

的形式迁移，如果达到它的溶度积，则形成

的胶体迁移，甚至从溶液中沉淀出来。

氧化还原条件对元素迁移强度的影响很大。例如，表生带氧化环境和还原环境中元素迁移强度（用K_x表征）序列见表3-6。

将表3-6中两个半序列进行比较，便得出“迁移相对性”的概念，即同一元素在氧化与还原环境中迁移强度的差别。我们把同一元素在氧化与还原环境中的水迁移系数之比称为迁移相对性系数（C_x）（迁移的对比度），即，

可以看出，C_x值愈大，说明氧化还原条件对元素迁移影响越大，反之则小（表3-7）。由于元素在不同的氧化或还原环境中其迁移性能不同，故氧化还原环境对地下水成分的垂直分带具有一定的影响。

（四）有机物对元素迁移的影响

地下水中含有大量的有机物，它与元素形成的化合物形式是多种多样的，在地下水中元素呈有机络合物的形式迁移较为普遍。如Fe³⁺、Al³⁺、Cu²⁺、F^-、I^-、Br^-、B³⁺等元素，大多数情况下与有机酸结合成络合物形式，其溶解性增强、被吸附性减弱，从而加强了元素在地下水中的迁移。元素有机络合物愈稳定，则它们的迁移性愈强。有机物中的腐殖酸可与Cu、Pb、Zn、Ni、Co、Mo、V、Fe、Mn、Ti等许多金属离子形成金属－有机螯合物，这更利于元素的迁移。

植物遗体分解，溶于水后，使水呈酸性，而某些金属元素在酸性介质中迁移性增强，因此，这也利于某些金属元素的迁移。

表3-6表生带氧化环境和还原环境中元素迁移序列（据A.H.别列尔曼，1966）

表3-7Zn、Pt的迁移相对性系数（C_x）

另外，有机物的存在还间接地影响元素在地下水中的存在形式，改变阳离子价态，影响元素的迁移。

（五）胶体对元素迁移的影响

胶体有巨大的表面能，能吸附一定的反号离子，还可使离子发生交替吸附作用，因此，胶体对元素的迁移影响很大。

表3-8地下水中的常见胶体

地下水中常见的胶体可分为两类，即正胶体和负胶体（表3-8）。在自然界中，负胶体较正胶体分布要广泛得多。

胶体吸附现象在表生带表现较为突出，不同胶体对元素的吸附有选择性。负胶体一般吸附介质中的阳离子。例如：粘土矿物胶体吸附K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cu²+、Ni²⁺、CO²⁺、Ba²⁺、Zn²⁺、Pb²⁺、U、Ti等元素，腐殖质胶体吸附Mo、V、U、Co、Ni等元素。正胶体一般吸附介质中的阴离子，如FeO⁺胶体吸附V、P、As、Cr等元素（呈

络阴离子形式）。

吸附作用服从质量作用定律，水中阳离子浓度愈大，吸附作用越强。一般情况下，高价阳离子比低价阳离子被吸附的能力要强。但如果低价离子浓度大，也可以交替吸附高价阳离子。

胶体的吸附作用对于微量元素的富集同样也有很大的影响。例如，表生带广泛分布的胶体物质对铀迁移的影响主要表现在U⁴⁺及

易被粘土、有机物、淤泥、煤、泥炭、铁锰沉积、硫化物等胶体吸附，从而阻碍铀在地下水中的迁移。

（六）水文地质条件对元素迁移的影响

1.地层岩性对元素迁移的影响

地层的岩性对元素的迁移影响也较大。岩石的透水性是使岩石中的元素转入水中的先决条件。透水性好的岩石，能使地下水及大气降水自由通过，加速氧化作用，促进元素迁移。围岩的化学活性越大，越有利于元素的迁移。在自然界分布很广的碳酸盐类岩石，由于它在一定程度上能改变地下水的酸度，因此影响着金属元素的迁移。

2.水交替条件（径流条件）对元素迁移的影响

水交替条件（径流条件）的强弱对元素迁移影响较大。水交替强度与气候、地形及岩性有关。在气候湿润、地形切割强烈、岩石透水性好的山区，地下水交替强烈，岩石中的元素转移到水中的能力增强，元素在地下水中的迁移性也增强，但是，由于稀释作用，一般地下水中物质含量降低。在平原地区，尤其是细粒物质沉积区，由于水交替微弱，阻碍了元素的迁移，结果使地下水中物质含量增高，元素聚集。

地下径流量增大，可加速岩石及矿物的溶滤作用，使元素大量转入水中，但径流量增大，水量增多的结果往往导致物质含量降低。对深层水来说，水压（水头）及水的流速也是元素迁移的重要原因。

3.地下水的化学成分及矿化度对元素迁移的影响

地下水的化学成分及矿化度，反映了一定的地球化学环境，因此对元素的迁移影响较大。如地下水中O₂的含量随深度增加而减少。这样，在浅部由于O₂含量较多，氧化作用可使变价元素从低价转为高价，使化合物氧化为含氧化合物，使难溶化合物变为可溶化合物而转入水中。在深部缺氧的还原条件下，Fe³⁺还原成Fe²⁺，从而增加铁在水中的迁移。富含CO₂的地下水可溶蚀破坏碳酸盐岩石，使其化学成分转入水中。富含CH₄及H₂S的地下水易使低价元素迁移。

水的矿化度增高会引起盐类沉淀，对元素的迁移是不利的。

（七）人类活动对元素迁移的影响

人类活动常使地下水中化学元素发生改变，这方面的影响是不能忽视的。

1.由于矿石冶炼废水及矿山水的渗漏排放，使元素被分散到地下水中，发生元素的迁移。

2.大量的工业“三废”（废水、废气、废渣）、城市生活污水的排放，可改变地下水的化学成分。大量的金属元素及人工合成有机废物进入地下水中，将发生各种吸附、沉淀等物理化学及生物化学作用；由于人工回灌，不同化学成分的水产生简单的及复杂的混合作用，使化学元素发生改变；由于过量开采地下水，使地层中的环境发生变化，有些元素沉淀析出，有些则溶于地下水中。如北京市部分地区，随地下水开采强度增加，地下水硬度逐年升高。又如我国东北地区，当开采利用河谷地下水时，发现Fe、Mn离子在水中富集并难于处理，这都是人为因素使氧化还原条件及酸碱条件发生变化而引起的。

3.在农业灌溉中，由于灌水不当等原因可使土壤产生次生盐渍化。而洗盐排水可使原来土壤盐渍化脱盐淡化，这主要是由于Na⁺、Cl^-、Ca²⁺、

等元素的转移所致。

H. 重要环境地质指标释义

一、岩石裸露率

简介：岩石裸露率，即岩石面无植被或土被覆盖的裸岩面积占总面积的比值。石漠化的形成是地表呈岩石逐渐裸露类似荒漠景观的演变过程，因此岩石裸露率是表明石漠化进程的最直观的指标。碳酸盐岩母岩差异性风化促使基岩面强烈起伏，形成各种规模不等的溶洼、溶洞、地下河道，为残积土壤的积聚提供空间，地表土壤物质分布不均匀，这是岩溶区基岩大面积裸露的重要原因。

意义：基岩大面积裸露，一方面暴露于日光下，形成干热小气候，限制了植被的生长；另一方面，对水资源的调蓄功能降低，不能保证植物生长的水源，再者由于植被覆盖率低，土壤的侵蚀强度增加，加速石山区的水土流失过程。岩溶石山区的植被多为喜钙的岩生性种群，群落结构单一，食物链易受干扰而中断，随着环境的恶化，植被的种类在退化，高大的乔木逐渐被典型的小灌木取代，进而是岩石逐渐裸露，群落的生物量随着岩石逐渐裸露而降低。因此，岩石裸露率从生态系统角度阐明岩溶生境的致损程度。

岩石裸露程度作为地表退化的标志既易于测量，又易于被遥感技术所记录。因此，实地监测和遥感技术相结合对岩石裸露程度进行监测，已成为重要的石漠化监测手段之一。

人为或自然原因：自然原因是碳酸盐岩母岩大面积裸露形成了土少、水少、石多、干旱的严酷生态环境，限制了植物的生长。人为原因是乱砍滥伐、铲草皮、挖树根、烧秸秆等活动以及都市化。

适用环境：碳酸盐岩分布区。

空间尺度：从块段到中尺度/区域尺度到全球尺度。

测量方法：实地测量或遥感技术解译获取信息。

测定频率：按季、年或多年一次，根据具体情况而定。

资料和监测的局限性：石漠化过程既有渐变也有突变。植被退化、土壤退化、地表状况恶化三者退化与恢复的速度并不一样，裸岩率高低并不总是代表石漠化程度的强弱。因此，仅注重地表形态的变化，而忽视石漠化引起的土地系统生态学过程的变化，是难以刻画不同荒漠化类型的共同本质的。

过去与未来的应用：中国国土资源航空物探遥感中心参照已有的荒漠化分级标准，以裸露基岩占总面积的比例、裸露基岩的结构和分布特征、植被结构等为分级的基本依据，将区域出露的碳酸盐岩生态景观分为四个等级，无石漠化（岩石裸露程度＜30%）、轻度石漠化（岩石裸露程度30%～50%）、中度石漠化（岩石裸露程度50%～70%）和重度石漠化（岩石裸露程度＞70%）。

根据以上分级标准，遥感中心利用“3S”技术对整个西南岩溶区的石漠化进行全面地系统的研究，完成了“西南岩溶石山地区石漠化空间数据库（1∶500000）”。已经掌握了西南岩溶区10.5万km² 不同程度石漠化的分布面积、空间区域及其生态环境特点，并建立数据库和电子版图件，可提供区域石漠化的现状信息。

二、土壤侵蚀强度

简介：土壤侵蚀是评价岩溶地区生态系统健全状态和功能必不可少的指标。土壤侵蚀除减少了土壤，降低土壤养分和有机质的多样性及丰富程度，影响植被、农作物的生长以外，还造成非常严重的地质灾害和环境问题，如堵塞地表、地下河道、水库，当暴雨来临，地下管道堵塞来不及排泄，又造成洪涝灾害，以至于许多农田往往是旱涝交加。根据贵州省岩溶区主要河流的输沙量估算，贵州每年流失的成土物质总量约等于其60年的生成量。因此，土壤侵蚀是岩溶石山区土壤浅薄，土被不连续，最终演变为石山荒漠的主要原因。

岩溶山区特殊的土体剖面结构加剧了斜坡上的水土流失和石漠化。岩溶山区土壤剖面中通常缺乏C层（过渡层），在基质碳酸盐母岩和上层土壤之间，存在着软硬明显不同的界面，使岩土之间的粘着力与亲和力大为降低，一遇降雨激发便极易产生水土流失和石漠化。西南岩溶区有数量众多的地下河、洞穴，因此除了坡面侵蚀外，水土还通过落水洞向地下河流失。

地形坡度是土壤侵蚀的影响因素，以石漠化最严重的贵州省为例，新构造强烈抬升，岩溶垂向发育，地形起伏大，全省地形坡度为21.5°，大于25°的坡地占35%，大面积的陡坡地存在，无疑给土壤侵蚀提供了有利的条件，从而导致石漠化。全省低产田占总耕地面积的75.8%，而80%是在坡耕地上。

在水土流失造成的岩溶石漠化评价中，尤其在大比例尺研究时，地形坡度是最重要的指标之一。由水利部颁发的《土壤侵蚀强度分级标准》，地形坡度和植被覆盖度是基本的分级指标。近年来实施的退耕还林政策亦把坡度＞25°作为退耕还林的界限，因为在坡度＞25°的陡坡上，土层浅薄，一旦植被覆盖层遭受破坏，是很难恢复的。在农业上大力倡导的坡改梯工程也是把地形坡度作为主要依据的。

除地形坡度外，降雨也是土壤侵蚀的重要因素，大多土壤侵蚀发生在大雨或暴雨期间。滑坡、泥石流是强度的土壤侵蚀现象，我国南方西部的横断山区、云贵高原的中西部，沿断裂、河谷地带滑坡、泥石流普遍发育。影响土壤侵蚀的另一因素是植被覆盖率，植被的根系有固土作用，落下的植物枝叶如同一个保护层，有助于减少雨滴对土壤的冲击。

一般认为，土壤抗蚀性能与有机质含量有关，有机质含量越低，土壤抗蚀性越弱。由于石灰土表层集中了土体绝大部分的有机质，表层以下土壤有机质含量迅速降低，一旦发生植被破坏和土壤侵蚀，富含有机质和植物养分的表土层被侵蚀，良好的土壤结构受到破坏，土壤水稳性指数和结构系数降低，土壤抗蚀抗冲能力明显下降，土壤侵蚀加剧。

意义：土壤侵蚀问题已成为世界性环境问题中最为突出的问题。这是因为土壤侵蚀威胁着我们星球的生产力，包括粮食、纤维和可再生资源。据估计，在过去50年间，土壤侵蚀已导致4.0亿hm²的土地丧失其生产力。另一方面，侵蚀泥沙及其伴随的养分和农药流失也对人类的生存环境，如空气和水质，造成严重污染，并引起其他一系列环境问题。

人为或自然原因：土壤侵蚀是十分复杂的天然作用，大多为水、风侵蚀引起的，自然原因为新生代地壳大幅度抬升，河流下切，加之多次构造运动使西南岩溶区断层褶皱发育，形成陡峭的坡度和多样化的地貌形态。人类活动诱发，加速或延缓。如陡坡种植（＞25°）和过度的放牧、乱砍滥伐、修路、矿山开采和都市化可加速土壤侵蚀。

适用环境：碳酸盐岩分布区，尤其是斜坡地带。

空间尺度：块段到中尺度/区域尺度。

测量方法：土壤侵蚀量可用多种方法测量，如埋桩测量土体高度；利用沟槽建堰采集沉积物进行测量估算；土壤侵蚀速度可用侵蚀预测方程如通用土壤流失方程等进行计算。

测定频率：每季、每年一次，视当地条件和所测参数而定。

资料和监测的局限性：土壤侵蚀是石漠化最直接的影响因素，石漠化地区现阶段土壤侵蚀量可能较小，但其土壤侵蚀程度是严重的，不能笼统认为土壤侵蚀量与石漠化的相关性较小，石漠化是土壤侵蚀的顶级表现形式，已到了无土可流的发展阶段。对偶发的极端事件如滑坡、泥石流等缺乏有效的监测手段。

过去与未来的应用：土壤侵蚀环境效应评价是近几年来备受关注的研究领域。目前迫切需要进行长历时和大尺度的土壤侵蚀动态监测，一方面监测土地管理政策和措施对侵蚀、搬运过程的影响，另一方面监测土壤侵蚀对土地退化、空气和水质污染的影响。土壤侵蚀量化是未来土壤侵蚀研究面临的问题和挑战。

熊康宁等结合贵州的实际情况，提出了岩溶石漠化六级分级标准（表2-13）。以此为标准，进行了贵州省岩溶石漠化等级划分。

三、表层岩溶水

简介：表层岩溶带是由于强烈的岩溶化过程，在表层碳酸盐岩形成各种犬牙交错的岩溶个体形态和微形态并组合构成不规则带状的强岩溶化层，其下界为岩溶不发育的岩石。表层岩溶带的裂隙发育随着深度的增加而迅速减缓直至停止，使得表层岩溶带能够形成含水层，具有赋存和调蓄地下水的功能。构成岩溶地区特殊的上部以表层岩溶水系统为主体与下部以地下河管道为主体的二元水文地质结构。

表2-13 碳酸盐岩岩溶石漠化强度分级标准表

长期强烈的岩溶化作用造成的地表地下双重空间结构，导致地表水漏失，地下水深埋，地表干旱缺水，这使表层岩溶水显得尤为重要，其不但可以延缓降雨入渗水在表层带停留的时间，使其更多为植被所利用，并可形成表层间歇泉，支撑起其上覆的生态系统，并与生态系统一起对岩溶水文系统进行调蓄。而且表层如具有良好植被和土壤层覆盖时，还能有效增加降雨入渗补给量。在许多岩溶区虽然土被不完整或者是岩石大面积裸露，大量的风化残余物存在于表层岩溶带中，留存于石沟、石缝、石槽中的土壤肥力水平高，如果表层岩溶带能提供足够的水分营养，植物根系可以在这些裂隙中生长，甚至形成茂盛的喀斯特森林。从而形成良好的生态系统。

意义：表层岩溶水的普遍分布是我国西南岩溶山区居民聚集和繁衍的重要条件。表层岩溶水不仅提供人畜生活用水，而且为植被和农作物生长最重要的水源。但19世纪中叶以来，随着森林的破坏，环境调蓄表层水的功能减弱，水土流失速度加快，泉水衰减、水质恶化，大多数表层岩溶水只有在大暴雨期间才形成超渗产流，然后以表层岩溶泉水的形式流出地表。旱季，表层岩溶泉水普遍断流，生境条件向干旱、空气湿度小的严酷生境演变，加剧了石漠化的进程。表层岩溶水的水质水量的监测数据不仅预警生态环境的变化，而且是制订防治石漠化对策的基本依据。

人为或自然原因：表层岩溶水主要受气候、岩性、构造、地貌、植被的控制。人类活动如砍伐树木、重度垦殖，降低了植被涵养水源的能力；过度开采表层岩溶水，有毒有害废弃物的排放以及农作物施肥等都会改变表层岩溶水的水质、水量。

适用环境：碳酸盐岩分布区，尤其是人群聚集区。

空间尺度：从块段到中尺度/区域尺度到全球尺度。

测量方法：对表层岩溶泉水流量可用流速仪测量、对水点（水井、溶潭等）水位可直接测量。或利用自动水位仪连续测量。

测定频率：每月或每季一次，或连续观测，视当地条件和所测参数而定。

资料和监测的局限性：表层岩溶水的时空分布极不规律，因此很难确定某一特定地点代表性如何。

过去与未来的应用：在西南岩溶区许多地方都开展了表层岩溶泉水水量水质长期监测工作，了解表层岩溶带对水资源的调蓄功能。

四、土壤状况

简介：石漠化的过程实质上就是土地退化的过程。土壤的分布、厚度、养分含量和组成以及土壤的结构、pH值都直接影响了植被的种类和演化，典型样地调查和土壤的物理性质和化学性质分析结果表明，随着石漠化进程，植被逆向演替，容重增加，孔隙度降低，土壤天然含水量、有机C含量亦有降低趋势。

土壤指标包括以下主要次级指标：土层厚度、土壤结构、土壤质地、土壤持水能力、土壤有机质、营养元素和pH值。

1.土层厚度

岩溶地区成土过程慢、土层薄，土被不连续，严重制约了植被的生长及植被种类组成，是岩溶生态系统脆弱的重要原因。

2.土壤结构

土壤固相颗粒很少呈单粒存在，经常是相互作用而聚积成大小不同，形状各异的团聚体，各团聚体的组合排列，称为土壤结构。土壤结构影响土壤孔隙的数量、大小及其分配情况，从而影响着土壤与外界水分、养分、空气和热量的交换，影响着土壤中的物质与能量的迁移转化。团聚体的稳定性取决于连接介质（如有机质或石灰）以及破坏它们的力量（例如降雨冲蚀和耕种）。好的土壤结构和聚合体，常常因为侵蚀导致有机质损失而变差。有机质的流失导致聚合体稳定性降低和在许多土壤尤其是那些含粉沙量高的和有机质含量低的土壤表面或接近表面形成土壤硬壳。硬壳又进一步地减小入渗率和透气性以及增大地表径流。容重常常随着侵蚀而增加。对土壤结构的评价考虑两个参数：容重和入渗率。

（1）容重（BD）。将容重定义为土壤的质量除以土粒、水和空气占据的总的体积。它由每单位体积中土壤的重量来计量。容重的变化与固体有机物和无机物颗粒的比重和相对比例以及土壤的孔隙度有关。

（2）入渗率（I）。水能进入土壤表面的比率叫做入渗率。首先，因为它影响了土壤接受水补给的速度；其次，它在大雨或灌溉期间影响了地表径流的产生和由此引发侵蚀的可能性。作为水力传导系数发生变化的结果，入渗率受许多土壤特征（如质地、结构和孔隙特性）的影响。值得强调的是，聚合体的稳定性和膨胀粘土的存在对入渗率的影响很大。表面的土壤受到雨滴和其他因素的冲击（如交通和牲畜破坏），减少土壤的入渗率；雨滴可能对表面的土壤聚合体产生可观的冲击，如果它们是脆弱和不稳定的话就很容易分解。重度垦殖和有机质含量低的土壤特别容易产生聚合体分解和形成表面硬壳层。落下的植物枝叶如同一个保护层，有助于减少雨滴冲击而维持高的入渗率。

3.土壤质地

各粒级土粒在土壤中所占的相对比例或重量百分数即土壤的机械组成，就叫做土壤质地。土壤颗粒组成是构成土壤结构体的基本单元，并与成土母质及其理化性状和侵蚀强度密切相关。首先，颗粒大小和形状影响了土壤遭受风或水侵蚀的可能性；其次，土壤质地也影响水的入渗率，而入渗率又影响了地表径流量和土壤颗粒的移动潜力。土壤质地分类为：

（1）砂质的：砂粒为主，贫瘠，容易退化，中细砂易受风蚀。这些土壤因为持水能力差，而且所含水分更容易为植物生长所消耗，所以它比粘土更容易遭受干旱。

（2）壤土质的：砂、粉沙和粘土的比例均衡，通常含丰富的有机物、肥沃、无严格的使用限制、不易退化。通常有最大的持水能力。

（3）粘土质的：粘粒为主（沉积粘土或高风化残积粘土），有几种容易导致其退化的机理如水涝、高肥力、对退化的敏感不同。

4.土壤持水能力

持水能力（WHC）定义为植物可利用的土壤水的数量。持水量大的土壤能支持更多的植物生长。土壤所持有的水并非都能为植物生长所用。土壤有效含水量一般指田间持水量至永久萎蔫百分数间的含水量，即田间持水量减永久萎蔫百分数之差。土壤的持水能力主要受土壤质地和土壤有机质含量的控制。大体上，土壤中粉粒和粘粒含量越高，持水能力越大。细小的颗粒（粉沙和粘土）与较大的砂子颗粒相比表面积大得多。大的表面积使土壤持有更多的水量。持水能力有限的土壤（如砂壤土）比持水能力大的土壤（如粘壤土）更快达到饱和点。在土壤达到饱和之后剩余的水和土壤溶解的一些营养物和杀虫剂向土壤的下部淋滤。因此持水量小的土壤容易淋滤流失营养物和杀虫剂。土壤里的有机质含量也影响持水能力。由于有机质和水的亲和性，当土壤中有机质的含量增加时，持水能力也增加。不同植被、不同利用状况下的岩溶山地土壤持水特征是存在差异的，林地、灌草坡对水分的保持能力强，土地利用强度较大的土壤保水能力相对较弱。

5.土壤有机质

土壤有机质（SOM）是土壤质量的一个主要指标。土壤有机质大多在土壤的最上部聚集。土壤有机质不但是植物生产重要的营养元素来源，而且在改良土壤的质地、结构，以及改善土壤的其他物理性质，协调土壤水、肥、气、热状况等方面起着重要作用。土壤有机质在以下过程中对土壤质量产生影响：①物理作用如土壤聚合、侵蚀、排水、透气性、持水能力、容重、蒸发和渗透性；②化学作用包括交换能力、金属整合、缓冲能力和N、P、S及微量营养素的提供和有效性；③生物作用如细菌、真菌、放线菌类、蚯蚓、根和其他微生物的活动。在石漠化过程中，随着植被群落的明显退化，生物量下降，使土壤有机质的来源减少；同时由于生境向旱生方向演变，土壤有机质分解速度加快，土壤有机质含量迅速降低。

6.土壤营养元素

土壤含有十多种作物生产所需要的营养元素，其中氮、磷、钾最为重要。土壤石漠化使土壤速效N、P、K含量明显减少，土壤营养元素供应强度急剧下降。严重退化地土层裸露，土壤全N、全K和全P含量均较低，特别是生长零星草被植物的土壤，有效N、P、K含量常低于一般植物生长的需求水平，速效养分含量更是贫乏，当土壤养分降低的同时，植物可利用的养分也相应减少，造成植株低营养的胁迫生长，植株生长速率和生物量明显下降。而地表植被的变化，又影响植物凋落物和残余量以及土壤微生物的活动，进一步减低了土壤系统的养分。

7.pH值

pH值是对酸度和碱度的标准度量。pH值高表示碱性，常来自盐分；pH值低表示酸性，常因为营养阳离子的流失所致。土壤的pH值最大范围是为2～11，但是大多数土壤的pH值范围是5～9，很少低于4。土壤中的pH值依赖于土壤溶液和吸附在胶质物表面的可交换阳离子合成物中的离子含量和浓度。铝通常是酸性土壤中农作物生长的最大的不利因素。pH值是铝毒性很好的指标，当pH值低时，铝和锰都变得更易溶解并且毒害植物。当pH＜5时，最毒的种族Al³⁺在溶液中占优势。pH值也指示土壤中大多数化学元素的可溶性以及对植物生长有关方面的可得性、不足或毒性。土壤的pH值对土壤微生物的活动也有很大影响。已有证明，当pH值≤7时，矿化和氮的硝化作用的速度随着pH值增加而加快。

对石漠化影响比较大的是矿山、冶炼厂等的有毒有害废弃物的排放。大量的铅、锌、砷、汞和二氧化硫等有毒有害成分，特别是二氧化硫等酸性气体，造成企业周围较大范围高强度酸雨。严重影响区内业已脆弱的林木、灌丛、藻类、苔藓等植物的生长。在极端的情况下，大范围内的碳酸盐岩表面随着藻类和苔藓的死亡而呈白色。

意义：土壤结构和质地的变化是土地荒漠化过程中最为普遍而有代表性的现象，土地一旦发生荒漠化，首先表现为地表物质颗粒组成中细粒减少，粗大颗粒逐渐占据优势，即产生地表粗化过程，在植被破坏严重的地区，地表甚至被大量石砾覆盖。所以随着荒漠化的发展，土壤机械组成愈来愈粗，由机械组成的变化和差异，可以判断土地荒漠化的强弱和发展趋势。

如果土壤持水能力减弱，相对湿度降低，表明环境条件向干旱、空气湿度小的严酷生境演变，从而影响植物的种群结构，减少生物多样性。通过土壤持水能力的监测，制订合理的土地整改措施，提高土壤有机质含量及熟化度，进而提高土壤水稳性团聚体含量，有助于增强岩溶山地土壤的抗旱性能。

土壤有机质作为一个植物营养的仓库，改良土壤结构和持水能力，减少土壤里有毒物质的毒性。它支持更大、更多种类的微生物种群，促进对植物病虫害的生物控制，它帮助植物中的微量营养元素和来自不能溶解矿物中的植物营养元素的溶解。土壤有机质对植物营养元素有高度吸附或交换的能力，有助于土壤肥沃，决定着土地的农作物产量。土壤有机质在减少土壤的侵蚀性方面的主要作用在于通过稳定表面的聚合体，这样就减少硬壳的形成和表面封闭，增加水的渗透量。因此，土壤有机质既反映了土壤养分水平及植物可利用养分量的变化，又可以表征土壤理化性质的变化，可以作为指示石漠化过程中土壤质量变化指标，来判断存在石漠化的可能性及程度，预警生态环境的变化以及指导生态环境重建。

土壤中氮磷钾数量主要反映土壤养分水平及植物可利用养分量的变化，对土壤生态系统有重要的控制作用。它会影响植物的类型、产量和衰败、养分循环的速度以及土壤微型动物群的活动。

pH值既反映了大气、土壤和水—岩石作用，也反映了像采矿、土地清理、农业、酸雨、生活垃圾和工业废物这样的人类活动影响。pH值是环境监测的主要指标，其变化影响了许多在土壤里或地下水中发生的化学和生物作用。酸化作用是对人类和生态系统健康造成危害的一个主要问题。

人为或自然原因：土壤结构改变与降雨冲蚀以及土地开垦利用相关，由于耕种和道路作业使土壤容重加大，土地利用强度越大，对土壤团粒结构的破坏也越大，土壤表层砂化现象越明显。

土壤质地主要受母岩影响，但土地利用方式的改变如超垦、滥伐，加大了环境负荷，造成植被稀疏，土壤细颗粒流失、减少、粗颗粒富集、岩石裸露，进而石漠化。

土壤有机质来源于动、植物（包括微生物）的残体，对于耕种土来说除继承自然原有的有机质外，施用的各种有机肥是土壤有机质的重要来源。石漠化过程中，有机质随着细粒物质的侵蚀而损失，由于地表植被覆盖度降低，有机物来源减少，矿化分解作用强烈，不利于有机质积累。土壤的持水能力主要与土壤质地和土壤有机质含量有关，因此任何与土壤质地和土壤有机质含量相关的因子变化都会引起土壤持水性的改变。

除继承母岩原有的营养元素外，施用的各种肥料是土壤营养元素的重要来源。石漠化过程中，由于地表植被覆盖度降低，零星生长的植物形成生态结构和功能不良的生态系统，使未被植被覆盖的土壤直接受到雨滴的冲刷，营养元素流失，土地质量退化。

土壤或地下水中的pH值是天然和人类活动综合作用的结果。云南省的蒙自、个旧、开远、文山等为重度石漠化分布最广泛的地区，黑色和有色金属矿采选冶业的污染对石漠化的影响极为严重，如个旧市，酸雨出现的频率为56%，酸雨pH值范围为2.95～5.58。

适用环境：任何碳酸盐岩分布区，尤其是农业区和林区。

空间尺度：从块段到中尺度/区域尺度。

测量方法：①土壤容重常用环刀法进行测量。②土壤颗粒组成采用简易比重计法测定。③土壤含水量野外用土壤水分测试仪测量。用负压法测定岩溶山地土壤在不同吸力下的持水状况，在10kPa土壤水吸力下土壤含水量作为田间持水量；土壤含水量测定用烘干法。永久萎蔫百分数测定采用常规的方法。④有机质一般采用重铬酸钾法测定。⑤全氮采用开氏定氮法、有效氮采用扩散皿法、全磷采用硫酸—高氯酸消煮—钼蓝比色法、有效磷采用Olsen法（NaHCO₃溶液浸提）、酸溶性钾采用热硝酸浸提—火焰光度计法、有效钾采用醋酸铵浸提—火焰光度计法。⑥土壤pH值采用酸度计法。

测定频率：按季、年或五年一次，根据具体情况而定。

资料和监测的局限性：在石漠化程度高的地区，有机质含量丰富、肥力水平高的土壤往往留存于石沟、石缝、石槽中，使取样测试有一定难度。目前土壤pH值的测定多数是采样到实验室进行，不能进行野外现场测试，从而影响该指标的精度。

过去与未来的应用：刘方等人对贵州中部进行植被调查了和土壤分析，研究调查区分3个区域，即北盘江（花江）峡谷区、清镇峰林区和花溪峰丛区。在研究区域内共选择了4块阔叶林（乔木）地、12块灌木林地、8块灌丛草地和5块稀疏草地进行土壤样品采集，共采集29块样地坡面表层土壤（0～15cm）混合样品。土壤样品风干后，研磨通过1mm筛孔，供实验与测试分析。土壤测定项目有：pH值（pH）、有机质（O.M）、全氮（TN）、全磷（TP）、酸溶性钾（AK）、有效氮（N）、有效磷（P）、有效钾（K）和粘粒（<0.01mm，<0.001mm）含量。

研究结论：

（1）随着植被群落退化度的明显提高，土壤出现粘质化，有机质含量急剧下降，植物可利用养分的数量减少，土壤质量明显退化。

（2）石漠化区土壤有机质、粘粒、氮磷钾含量与植被覆盖率、土地复垦率之间均存在显著的相关性，随着植被覆盖率下降、土地垦殖率增加，引起土壤质量明显退化，加剧了石漠化发生的强度和速度。石漠化过程中土壤质量的明显下降是加速生态环境恶化的重要前提，在一定程度上可用土壤有机质、物理性粘粒、有效氮磷钾含量作为指示石漠化过程中土壤质量变化对生态环境影响的预警指标，来判断喀斯特存在石漠化的可能性。

（3）以土壤有机质、物理性粘粒、有效氮磷钾含量作为评价指标，初步将石漠化过程中土壤质量变化对生态环境潜在影响的程度分为3个等级：第一类型土壤，有机质>10.0%、物理性粘粒40%～50%、有效氮>350mg/kg、有效磷>10mg/kg、有效钾>120mg/kg；这类土壤对生态环境未产生潜在的影响。第二类型土壤，有机质10.0%～5.0%、物理性粘粒50%～70%、有效氮200～350mg/kg、有效磷5～10mg/kg、有效钾>90mg/kg；这类土壤对生态环境可能产生一定的影响，应为喀斯特石漠化的一般治理区。第三类型土壤，有机质<5.0%、物理性粘粒>70%、有效氮<200mg/kg、有效磷<5mg/kg、有效钾<90mg/kg；这类土壤对生态环境可能产生明显的影响，应为喀斯特石漠化的重点治理区。

五、土壤种子库

简介：土壤种子库，是指存在于土壤上层凋落物和土壤中或岩石缝隙中的全部存活种子。一个植物群落的种子库是对它过去状况的“进化记忆”，也是反映群落现在和将来特点的一个重要因素。种子库在植物群落的保护和恢复中起着重要的作用，因此土壤种子库，尤其是关键种的种子库动态是岩溶生态环境的重要指标，因为它代表了植被恢复的潜力和趋势。可用土壤种子库的组成结构与更高演替阶段群落组成结构之间的相似度系数表示土壤种子库恢复的潜力度，结合现有植被组成现状或物种的比例、种子库的组成现状或物种的比例来评价退化系统的质量或预测石漠化的发展动态。

土壤种子库与地上植被的关系分为4种情形：①有种子，有植株，所有的环境因子适于种的建成；②有种子，没有植株，环境不适于种的建成；③有植株，但土壤中没有种子；④没有植株，也没有种子，可能由于缺乏散布，或是环境因子不适宜造成。通过比较不同样地土壤种子库与地上植被组成的相似程度以及种子库中乔木种的种数多少，可判断各样地植被演替阶段和恢复力度。

意义：土壤种子库是植被响应土地利用、气候变化和环境变迁的重要指标。目前全世界广大的岩溶地貌上，原生的森林植被几乎破坏殆尽。大多认为亚热带喀斯特地区原生性植被为常绿落叶阔叶混交林，在这些受损和受破坏的生态系统面前，人工的森林种植措施显得十分困难。探寻土壤种子库特性，开发土壤种子库技术将为这些地方森林植被的恢复带来新的希望。通过对不同退化程度与恢复阶段的土壤种子库储量与组成的研究，为岩溶退化山地的恢复提供重要参考。

人为或自然原因：土壤种子库承接和储藏了地表群落植被所产生的种子以及来自周围植被群落种子。种子库的种子因为萌发、动物采食、病菌危害及种子的自然衰老而损失。人类活动对种子库的影响如改变土地利用方式、人工种植等，尤其是刀耕火种不仅造成水土流失，而且土壤种子库在质和量方面也发生严重退化。

适用环境：碳酸盐岩分布区。

空间尺度：从块段到中尺度/区域尺度到全球尺度。

测量方法：常用的种类鉴定方法有两种：物理分离法（或称直接统计法）和种子萌发法。其中种子萌发法是最常见的鉴定方法，大约90%的研究工作采用此法。物理分离法是应用物理方法（如水漂洗、筛子筛选以及在解剖镜或显微镜下观察并分离等），先把种子从土壤中挑选出来，通过鉴定和统计种子的数量来决定土壤中种子的物种组成和数量的方法。本方法需要鉴定种子的活力，通常用下列3种方法：四唑染色法、直接检验胚法（具有汁液、油性及新鲜胚的种子被认为是存活的种子）和种子萌发实验法。种子萌发实验法就是把土壤样品放在合适的条件下进行萌发，通过鉴定幼苗来判断种子库组成，通过统计幼苗出现的数目来估测种子总数。

测定频率：按年或两年一次。

资料和监测的局限性：在野外可以看到许多悬崖峭壁，甚至向内倾斜的凹陷处有树苗长出，这是由于风力传播或鸟类搬运种子所致，这种情况下，种子往往藏在岩石缝隙中，取样测试难度大。

过去与未来的应用：李阳兵等人研究了重庆市岩溶低山10种包括耕地、弃耕地、果园、灌草坡、人工林和次生林等不同土地利用方式的土壤种子库特点，结果表明：

（1）研究区不同土地利用系统土壤种子库的差别较大。随土利用强度增加，种子类和数量减少，且土地利用强度越大，木本种子越少，草本植物种子越多，并以农田杂草为主。土地利用方式的变化（如陡坡开垦）是对次生植被及其种子库的主要威胁。土壤种子库出现质和量方面的锐减，从土壤种子库角度说明研究区生态退化严重。

（2）研究区土壤种子库组成总的来说以草本植物为主，且与地上植被关系较密切，说明仍处于植被演替的早期阶段，退化较严重。种子库中无当地适生种和先锋种，导致在人类经常干扰的土地，植被自然恢复需要较长的时间，其恢复潜力是很小的。

（3）种子集中分布于表层5cm的土壤中，但对耕地而言，种子以5～10cm、10～15cm的土层为多。

I. 土炼柴油中胶质怎么除

广华有炼油厂，属于中石油

J. 黄瓜叶子黄，花也少，胶质土

有一部分霜霉病，但是主要问题是叶片光泽度差，还有发白的都是生理性问题。一版般是前期温度不合适，打药用权量多了，狠了，前期农药肥料累积副作用可能性大。建议使用有机叶面肥如鱼蛋白腐殖酸甲壳素或者氨基酸或者海藻等等＋芸苔素内酯或者细胞分裂素调节剂，有机冲施肥缓解缓解。以后打药注意用量，选择安全性高的成分。。