The Age of Chestnut Soils

栗钙土 刘良捂 的年 茅昂江 龄*

刘良捂  茅昂江

(中国科学院南京土壤研究所)

P. Becker-Heidman, H.W. Scharpenseel

*呀外工作得到蔡蔚祺副研究员的大力协助; 岩石和土壤薄片由费振文同志鉴定, 在此一并致谢.

摘 要

在阐明莱钙土发生特性的基础上, 本文运用放射性碳方法断定了玄武岩熔岩台地上架钙 土有机峨橄郁组卿胡教酸、胡敏寒的年龄。结果表明, 我国栗钙土与其它国家的软土系 同一时期的产物与它 们形成于大约 6000 年以前。栗钙土有机质诸部分的年龄序列是: 胡敏 酸> 胡教素> 土墩有机质。

一. 引 言

栗钙土主要分布在我国温带半干旱草原的内蒙古和新疆等地区, 其东部与草原和草 甸草原环境的黑钙土毗邻, 北部和西部与蒙古 、苏联的栗钙土相连接。在我国土壤系统分 类中, 栗钙土一直作为 土类一级单元而出现, 近来被列人松软腐殖质土纲中的一个独立土 类‘苏联自 1886 年道库牛铆‘夫把栗钙土定为土类以来一直沿用至今‘ 在美国土壤系统分 类中, 它属于软土土纲; 联邦德国土壤分类 中尚无此类型, 其位置与草原土纲的黑钙土相 类同。

栗钙土放射性碳断代的两个土壤剖面分别位于内蒙古锡林河流域的第一级和第三级 玄武岩熔岩台地上。本地区在喜马拉雅运动期间基性玄武岩岩浆沿断裂线大规模喷发, 产 状平缓, 形成数级开阔 平坦的台地, 各台地高差 30 一 120 米。最上面的第一级台地分布广 泛, 海拨高程约为 1400 米。据地质资料分析其成岩期为早更新世。由于熔岩流多次1 一‘ l歇 性喷发且含有众多孔隙, 因而岩体 呈现出清晰的成层特性和气孔状特点。但在海拨 1273 米的第三级台地上则为灰黑色致密状的玄武岩。

样品采集地是天然草本植物生长区, 其植被由多年生旱生植物组成, 以大针茅 (Stipa grandis) 、克乒针茅 (Stipa krylavii) 、羊草 (Aneurolepidium chinese) 和篙类 (Artemisia) 等为建群种。植物 根系主要集中在 0 一 50 厘米土层, 表层 20 厘米的根可占地下 部分总根量的 53 – 65 %。在 471 一 758 克/ 平方米的总生物量中, 地下部分} ‘ 腐殖质的贡 献约为地上部分的 3 一 4 倍 [2]14C 示踪研究 表明, 大约9 并的原始放射往碱庄两年时间 里可从根系进人到土壤中, 并且转变为相对稳定的腐殖质形态 [1] 。可见, 土壤中草本植物 根系的分解和腐殖质的形成颇为迅速。

栗钙土具有深厚的腐殖质层, 有机质含量较高, 加之受人为活动影响小, 故为放射 性碳断代的良好对象。其放射性碳年龄可反映土壤的自然发育状况。在运用’℃ 方法测定 两个栗钙土剖面的有机质 年龄基础上, 与西德土壤学者 P. Becker-Heidman 和 H.W. Scharpenseel 合作, 对栗钙土腐殖质组成中的胡敏酸和胡敏素年龄进行了研究。

二、土壤特性

(一) 理化性质

从表1 中可以看出; 栗钙土的pH 变化范围为 7.1 一8.6 , pH 值随深度而增加, 直止母 岩达到最高值。有机碳含量较丰富, 但随深度的增加而递减。母岩全量分析符合标准玄 武岩的化学组成, 然而土 体中铁 、 镁氧化物并未得到富集, 它们的迁移量1) 分别可高达 77 % 和 87 % 。并且土体中二氧化硅和氧化钾的含量大大高于母岩。土壤表层二氧化硅 的含量比母岩增加了 18 一 23 %, 氧化钾增 加了 1.2 一 1.4 % 。在土壤粒级分配上以粗粉砂 (0.05 一 0.01 毫米) 和细砂 (0.25 一 0.05 毫米) 两部分为主, 同时尚有数量不等的粗砂颗粒。小于 0.01 毫米的粘粒含量很低, 约为 12 一 20 % 。

(二) 岩石和矿物学特征

岩石薄片鉴定, 玄武岩斑晶主要由条状或粗纤维状长石和等向粒状辉石(呈板状或六 边形自形晶)所组成, 基质为微晶斜长石 、深色矿物和少量玻璃体。土壤薄片观察表明, 土 体中有风化的玄武岩 碎屑存在 (图版 1, 照片 1) , 矿物组成除深色矿物以外, 尚有数量不 等的石英、长石颗粒 (图版 1, 照片 2) , 尤其是在剖面的上部和中上部。

土城理化性质和薄片观察说明, 栗钙土具有土壤质地偏砂, 无明显粘粒淀积现象, 土 体含石英、长石矿物, 富含二氧化硅和氧化钾等特征。这些特征与土壤发育过程中不断受 到黄土和风砂的侵袭有 密切关系。成土环境的分析也证明了这一点。

三、放射性碳断代

(一) 断代方法

如前所述, 栗钙土中含有较多的草本植物根系, 为避免现代年轻碳站污所造成的年龄 回春现象, 对各发生层进行了多种物理方法的预处理。与此同时, 去除了土壤中的碳酸盐 成分, 最后通过富集得 到可供土壤有机质断代的样品。

腐殖质的分离按科诺诺娃和彼尔奇科娃的快速方法, 用 0.1 克分子浓度焦磷酸钠和 0.1 克分子浓度氢氧化钠混合液反复提取, 直止无腐殖物质释放出来为止。最终选用提取 出来的胡敏酸和胡敏素 进行 14C 断代。

鉴于祥品特点, 我们把样品合成苯, 采用液体闪烁计数方法测定。为便于和以前发表 的各国 14C 数据对比, 本文采用的 14C 半衰期为 5570 ± 30 年, 计数误差为 1 σ 。

(二) 断代结果与讨论

放射性碳侧最揭示, 两个土壤剖 面表层有机质的年龄分别为 290 年和 620 年。这与草原植被下大量植物根 系和残体的分解以及生物活动源源不 浙地为表层增添新的有机物质, 致使 育机债含量中 年轻碳占优势。薄片观 察证明, 土壤表层确有大量未分解和 半分解的植物残片、动物粪便 (2 一 3 毫米和 0.03 毫米) 和菌核(见图版 1, 照片 3,4), 甚至有的深度可延伸到 40 厘米左右 。

土壤有机质年龄随深度而增加 (图 1) 反映了栗钙土中碳素循环和土壤发育的动态特 征, 其相关系数达 0.989 。H.W. Scharpenseel 注l 从欧洲各国 26 个软土剖面 122 个样品中 得到的相关系数为 0.89 [3]

表 2 列举的结果反映出土壤有机质是易获得稳定状态的特征, 腐殖质层的形成速度 远远超过钙积层。另一方面, 由第一级台地到第三级台地, 随着海拔降低 130 米, 腐殖质 层的形成速度增加了一倍 多, 钙积层的形成速度也相应有所增加。

表 2 某钙土诊断层的特征

Table 2 Features of diagnostic horizons in chestnut soils

Scharpenseel H.W. 指出, “ 西德软土 (黑钙土) 主要是在冰川以后的瘟暖时期草原 植被下钙质黄土母质上发育而成的高肥力土壤。距今 4000 一 5000 在年的软土年龄被认为 是最小值, [4]。他从 西德 、苏联、捷克斯洛伐克和匈牙利等国的 26 个软土剖面中得到最大 的外表平均停留时间(即我们泛指的年龄) 约为 6000 年[3]。我国栗钙土的成土母质类型 较多, 但即使是玄武岩发育的栗钙 土 在其发育过程中也不断受到黄土的影响, 这一点前面 已提到。根据在国内测得的两个栗钙土剖面年龄分别为 5130 ± 80 年和 5660 ± 80 年, 这与 Scharpenseel 的结果相吻合。不过, 我国栗钙 土比保加利亚、‘ 苏联和西德软土的发育 要缓慢得务, 其回归线斜率较陡 (表3)[5] 。Scharpenseel 认为, 这是由于我国栗钙土经历 了一个持久的副黑色石灰土阶段。

衰 3 不同国家软土中年麟与深度之间的回归方程

Table 3 Regression equation for age versus depth of mollisols from different countries

从土壤有机质和胡敏酸 、胡敏素的年龄对比 (表 4) 不难看出前者要比腐殖质部分年 轻傅多, 而且胡敏酸的年龄又大于胡敏素。这与腐殖质是土壤有机质再合成的产物, 较稳 定以及和栗钙土的腐 殖质具有的生化特性有一定的关系。它们的共同点是年龄均随着深 度的增加而增加。另外, 我们通过一个辅助实验发现, A 层含有 0.41 关碳酸盐的胡敏素年 龄与完全不含碳酸盐的胡敏素年龄在误 差范围内相等, 前者为 460 ± 60 年, 后者 480 ± 60 年。它暗示, 少量碳酸盐杂质不会引起腐殖质年龄的重大差异。

表 4 架钙土有机质和启殖质部分的 14C 年助

Tabel 4    14C dates of organic matter and humus fractions in chestnut soils

同位素分馏效应测定表明, 腐殖质组成中胡敏酸和胡敏素的 δ13C 值极为相同, 接近 于新鲜植物的尹C 值 (一25 %) 。并且它们随深度的变化几乎是一个固定常数。事实说 明, 栗钙土的腐殖质成分 是较早期固定的产物, 随着时间的流逝后来未发生退化作用。

参 考 文 献

  1. 娜未达著 (陆宝树译), 1983: 土壤学原理。科学出版社。
  2. 姜忽等, l985: 羊草草原群落和大针茅草原群落生物量的初步比较研究。草原生态系统研究, 第 1 集, 12 一 23 页, 科学出版社。
  3. Scharpenseel, H.W. 1972: Natural radiocarbon measurement of soil and organic matter fractions on soil profiles of different pedogenesis. Proceedings of the 8th International conference on radiocarbon dating, Vol. II, p 382一393.
  4. Scharpenseel, H.W., F. Pietig and M.A. Tamers, 1968: University of Bonn natural radiocarbon measurement I, Radiocarbon Vol. 10
  5. Scharpenseel, H.W., K. Tsutsuki, P. Becker-Heidmann and J. Freytag, 1986: Studies with radioactive and stable isotopes regarding organic matter dynamic in vertisols and loessic mollisols: soil management consequences. Paper of international conference on the management and fertilization of upland soils.

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