庐山自然地理概况Word下载.docx
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早更新统Q1
浅棕黄色、棕红、灰白色砂砾层、砂层、灰白色砂质黏土层
山下
白垩系K
南雄组
砂岩、砂砾岩、砾岩
二叠系P
石灰岩
石炭系C
泥盆系D
上统五通组
砂岩、砂砾岩
志留系S
砂质页岩、页岩、长石石英砂岩
奥陶系O
中统汤山组
下统仓山组
白云质灰岩
寒武系Є
中上统杨柳岗组
下统王音铺组
泥质灰岩、白云岩
震旦系Z
西峰寺组
下统南沱组
石灰岩、硅质岩
长石石英砂岩、凝灰岩
中部:
石英砂岩、砂砾岩、长石石英砂岩
石英粗砂岩
东谷(中谷)、莲谷、牯峡、女儿城、玉屏峰、西谷、大较场、小天池、五老峰、大月山、虎背岭、大林峰
前震旦系A
双桥山群
片岩、片麻岩、板岩、混合岩
九奇峰—仰天坪线南
2.庐山的地质构造(见图1和图2)
庐山内的褶曲,有背斜及向斜两列,排列由北向南是:
(A)大马颈—虎背岭背斜;
(B)牯岭向斜;
(C)大月山背斜;
(D)三叠泉向斜。
不论背斜或向斜均作NE走向。
它们奠定了庐山的地质基础。
主要断层有二组,其中一组NE走向的有:
①莲花洞正断层;
②好汉坡正断层;
③大月山正断层;
④庐山垄正断层;
⑤红石崖逆断层;
⑥温泉正断层。
另一组NW走向的有:
⑦息肩亭逆断层;
⑧九奇峰逆断层;
⑨仰天坪正断层。
其中最主要的有二列:
即北侧的莲花洞正断层和南侧的温泉正断层。
二者将庐山包围,成为庐山断裂上升的主要机制。
3.庐山地质发育史
庐山地区是一个古老的陆块,在杨子准地台的南缘。
准地台比较稳定,其中的庐山地区前期下沉,后期缓慢上升,发育过程可分为4个阶段:
Ⅰ地台褶皱基底发育阶段
在前震旦纪(An)时,即距今10亿年前,庐山地区已经下沉,成为滨海及浅海(<
200m)环境,沉积了厚约3000m以上的碎屑岩。
An末期的吕梁运动,使An地层发生了褶皱、变质和流纹岩喷出,构成了该区的褶皱基底。
Ⅱ地台盖层沉积阶段
由震旦纪(Z)—二叠纪(P),地壳仍然下沉,海水有时加深,故沉积层中除了碎屑岩外还有白云岩和石灰岩岩层,共厚约5000m,成为地台的盖层。
在此期间,曾经有过二次短暂升起,即晚奥陶纪及志留纪末—中泥盆纪,后者是加里东运动影响所致。
Ⅲ地壳上升和褶皱断裂阶段
二叠纪沉积以后,在海西运动影响下,地壳稳定上升,从此脱离了海侵历史。
侏罗纪(J)—白垩纪(K)时,由于受到剧烈的燕山运动影响,使盖层(Z—P)发生褶皱、断裂和微弱的花岗岩侵入(花岗岩零星分布在五老峰以南至温泉一线,呈岩株状或岩盆状产出)。
庐山亦由此断裂升起,但其四周在晚白垩纪(K2)时下降,发生过陆相沉积。
第三纪(R)喜马拉雅运动时,庐山地区再次全面上升(因而缺失第三纪地层)。
Ⅳ地壳急剧上升成山阶段
自中更新世(Q2)至现在庐山的新构造运动十分明显,使庐山主体沿南北断裂带急剧上升,从而造成了目前断块山的形态。
上升证据:
⑴从网纹红土的分布高度上看:
目前庐山的红土发育高度在海拔300m左右,但古红土(中更新统)在山上分布的高度为800~1200m,上升幅度为500~900m。
说明高度800m以上的Q2红土沉积之后随地壳上升而成。
⑵分布在1100m左右的古河谷(宽谷)和古谷中沉积的中更新统红土层,仍然得到良好的保存,说明上升的时间不长。
⑶由断裂上升而成的断层仍然很明显,高度大(1000m以上),未遭强烈破坏,只有少数河流切过断层崖伸入山内而形成峡谷和深沟。
说明断层崖的生成时代比较新近。
⑷山麓四周广泛堆积了第四纪的砾石层,它与该山快速上升以及高差大有关系。
㈡庐山的地貌
庐山是由北东—南西向断裂作用上升而形成的断块中山(>
1000m)。
山体内
图1庐山地区地质简图
图2庐山地质地貌剖面示意图
的褶皱、断层和单斜构造地貌都很明显,河谷地貌特殊。
此外还有尚在争议中的第四纪山岳冰川地貌。
1.构造地貌
庐山由构造(褶皱和断层)所控制的山脊主要有5列:
五老峰、大月山、女儿城、牯岭、虎背岭。
山脊之间为谷地,主要有4列:
七里冲、大校场—船洼、中谷(东谷)、西谷(大林冲),山脊和谷地平行排列,而且均作北东—南西走向。
褶皱构造主要地貌如下:
⑴五老峰单面山它由五老峰背斜的北翼所成,其南翼因断层陷落于山南。
五老峰高1358m。
⑵七里冲向斜谷位于大月山与五老峰之间,发育在三叠泉向斜构造之上。
⑶大月山背斜山大月山背斜山受大月山背斜构造控制,走向北东—南西,主要由石英砂岩组成。
大月山高1453m。
⑷大校场(谷地名称)及西谷次成谷前者在大月山与女儿城之间,后者位于虎背岭与牯岭之间。
成因是牯岭向斜两翼的软弱岩层受外力的强烈侵蚀、破坏而成,地貌特别低下,故成为谷地。
⑸女儿城(山名)及牯岭次成山位于莲谷—东谷的两侧,原是牯岭向斜的两翼,由于岩石坚硬未被侵蚀而成为低矮的山岭,故称为次成山,山岭的相对高度不大。
牯岭的日照峰海拔1310m。
⑹东谷(又称中谷)—莲谷、王家坡谷向斜谷受牯岭向斜控制,位于女儿城与牯岭之间,两谷地本来向同一方向延伸,但因受剪刀峡断层的错动影响,故使莲谷、王家坡谷向东北倾斜,而东谷向西南倾斜。
⑺虎背岭单面山它是虎背岭倒转背斜残留的南翼(北翼断陷),成为单斜层及单面山。
断层构造主要地貌如下:
⑴虎背岭断层崖地貌它是因虎背岭北侧的莲花洞大断层把虎背岭错开,使其北翼断落而成。
该断崖在石门涧和莲花洞一带高达1000m,向东北方和西南方降低,断层崖呈阶梯状下降,如好汉坡一带呈二级阶梯。
⑵五老峰断层崖地貌因庐山正断层切进五老峰背斜南翼而成,它在秀峰、海会一带崖高达1000m,向东北方递降。
断层崖亦分2~3级,断崖受流水下切和溯源侵蚀,形成许多垭口,所谓五老峰就是五大垭口之间的山峰。
2.山地夷平面地貌
夷平面在山北分布的高度为1000~1100m左右,生成于第三纪末—第四纪初,即地壳上升之前。
夷平面的地形起伏和缓,高差不大,有略为高起的岭脊(齐顶)和相对低凹的宽谷(如西谷、东谷、莲谷—王家坡、大校场谷、七里冲等)。
宽谷属古老河谷,谷内发育了Q2红土层,二者均表示为庐山上升前夷平面作用期的产物。
夷平面的发育对庐山的建设及旅游业的发展起着巨大作用。
3.河谷地貌
发源于庐山的河流,主要是循软弱层和向斜构造发育,其流向以日照峰为分水岭,其东流向东北,其西流向西南,少数是横切构造发育的较新河流。
它们流向大都与上述流向垂直,作南东-北西向。
河谷的形态十分特殊,与常态河谷不同,这就是上游为宽谷,下游反而是峡谷,两者之间出现裂点和瀑布。
⑴宽谷多发育在软弱岩层之上,并与向斜构造相适应,且与岩层走向一致,如西谷、东谷、莲谷—王家坡、大校场谷、七里冲等宽谷,谷宽而浅,谷地内覆盖着第四纪堆积物,主要有三层:
上层:
黑色—灰黑色土层,时代全新世。
中层:
棕黄色砂砾层,时代晚更新世。
下层:
棕红色砂砾层,时代中更新世。
宽谷的高程,在山的中南部最高,向东北降低,如仰天坪:
1260~1300m;
七里冲:
1100~1250m;
东谷、西谷:
为900~1100m;
小天池:
900~1000m;
天花井:
400m。
表示老谷生成后,山体不等量上升的结果。
⑵峡谷是第四纪地壳上升时,河流侵蚀复活(回春),河谷下游的河床首先遭到强烈下切而成峡谷。
峡谷谷坡陡峭或呈阶梯状,纵比降大,多裂点和瀑布,表示幼年期河谷特征。
如庐山西侧的石门涧,它是东谷和西谷的下游,在长约4~5km范围内,高度下降800m。
又如东南侧三叠泉峡谷,它在七里冲—青莲寺谷的下游,深切300~650m,分三级跌水,形成三叠泉瀑布,三级高差共达300多米。
又如牯岭窑洼以下的剪刀峡,峡口下降700m。
再如锦绣峡谷。
宽谷和峡谷之间出现大裂点,表示第四纪庐山上升,河流重新下切和溯源侵蚀到达之处,如三叠泉裂点、天桥裂点、芦菱桥裂点。
表2庐山的峡谷与宽谷的相对应名称及其间的裂点位置
下游峡谷名称
裂点位置
上游宽谷名称
锦绣谷
石门涧
三叠泉谷
天桥
芦菱桥
三叠泉
西谷
大校场
七里冲
综合上述谷地的特点表明:
⑴宽谷是早期发育的老河谷,它是在地壳稳定时,河流长期侵蚀而成。
宽谷形成时的当日庐山,高度比现在低矮得多。
庐山上升后,谷地保留在山地上部,仍未受到新的重大侵蚀。
⑵峡谷是年轻河谷,是在地壳强烈上升和河流重新下切而成的。
它从下游开始发育说明宽谷生成之后,庐山曾经发生强烈上升。
⑶从宽谷的高度和峡谷的下切深度表明,庐山上升量由中部向东北和西南递减。
⑷庐山之四周,由于地壳断裂下沉,故产生厚层的Q4沉积,并出现长江河漫滩或湖泊,如九江附近的八里湖、甘棠湖、白水湖等以及鄱阳湖盆。
⑸庐山河流带出的物质出山后,在出口外围堆积成扇形地,这些古扇地受切割后,成为阶地状,约有3级。
4.水系及其演变
⑴水系的形态在构造影响下,河流流向与构造走向一致,两者相互平行,作北东—南西向,少数河流流向与构造垂直,作南东—北西向。
⑵河流袭夺(三处)
1)锦绣谷袭夺西谷:
西谷原来由虎背岭南侧向南西流入石门涧,但在天桥附近被向西流的锦绣谷袭夺。
证据是:
A.花径风口:
风口段河谷是西谷自然延伸部分,谷内堆积物又与西谷相似,保持着棕红色—棕黄色砂砾层及棕红色网纹红土风化壳。
B.天桥袭夺湾及裂点:
在裂点(天桥)以上为宽谷(西谷),以下为峡谷(锦绣谷)。
袭夺时代为晚更新世之后。
理由是:
第一,裂点上溯不远;
第二,西谷内由晚更新统棕黄色堆积物所覆盖的谷底未受明显的破坏。
2)三叠泉河袭夺七里冲:
原来的七里冲向北东流,在三叠泉附近被向南流的三叠泉河袭夺,河流成直角拐弯,河流袭夺后,裂点向七里冲上溯了2km之远,河流下切深度达150~300多米。
可见袭夺时间应早于锦绣谷。
3)东谷支流袭夺大校场河:
该小河切穿女儿城山岭,袭夺了大校场河上游,使大校场河上游原来向南西流入芦林盆地的,现改向北西流入东谷,造成汉口峡。
河流袭夺原因分析:
庐山上升之前,山体内的河流已发育为成熟的老河谷阶段,即河流循软弱岩层发育和沿岩层走向(作北东向或南西向)流动。
当山体上升后,新出现的东西向或南东向河流溯源侵蚀,由于它的流程短和纵比降大,所以不论下切或溯源侵蚀的速度均大于老河流,因此袭夺了东北流或西南流向的古老河流。
⑶其他水体庐山人工湖有芦林湖、如琴湖以及承接黄龙潭、乌龙潭储水的庐山水库,并建成水力发电站,即电站大坝。
庐山瀑布分布广泛,著名的有三叠泉、黄岩瀑布等。
与瀑布相关的还有许多深潭,著名的有黄龙潭、乌龙潭、青玉峡、碧龙潭等。
此外,由流水侵蚀、塑造,山上山下沟谷发育,溪流众多。
它们与瀑布、深潭、人工湖共同组成庐山水文网。
5.关于庐山第四纪冰川问题的争论
问题的提出:
1947年李四光先生在专著《冰期之庐山》一书中提出,庐山在第四纪更新世曾经出现过三次冰期。
它们是:
鄱阳期(Q1)、大姑期(Q2)和庐山期(Q3),证据是:
⑴冰蚀地貌
1)冰斗:
如大坳冰斗、五乳寺冰斗、鼓子寨冰斗等。
2)冰川谷:
如大校场、王家坡、七里冲冰川谷。
3)羊背石:
如白石嘴的羊背石。
4)冰窖:
如东谷、西谷、天花井、窑洼等。
⑵冰碛地貌
1)终碛垄:
在山下东侧的高垅、新桥一带;
在山上的王家坡、莲花寺谷内。
2)侧碛:
如裁缝岭侧碛。
3)漂砾:
如西谷中的“飞来石“等。
质疑:
近20多年来,我国许多学者对庐山是否出现过冰川及冰川地貌等问题,提出不少质疑。
例如关于冰斗与冰蚀盆地的区别,冰川谷与向斜谷和次成谷的区别,冰碛地貌与泥石流、洪积地貌的区别等等。
要解决这些问题,除了应用地质、地貌学方法分析以外,还需与古气候学及古植物学的分析结合起来,才能得到科学的结论。
㈢庐山的气候
庐山地处我国亚热带东部季风区域,因受东亚季风环流影响,具有鲜明的亚热带季风湿润气候特色。
庐山是一座中山,随着海拔高度增加,水热状况存在着垂直分异。
与周围平原地区相比较,又具有山地气候特色。
庐山年太阳辐射能比较丰富,如南昌为4676.15MJ/㎡,而在海拔1165m的庐山牯岭为5040.4MJ/㎡。
⑴庐山气温比同纬度平原地区低牯岭年平均气温11.5℃,而山下平原地区的星子、九江分别为17.3℃和17.2℃,牯岭1月平均气温为-0.1℃,而星子、九江分别为4.6℃和4.4℃。
牯岭比同纬度的山下平原地区低约5℃。
牯岭7月平均气温为22.6℃,而星子、九江分别为29.3℃和29.6℃,牯岭比山下的星子、九江低约7℃。
牯岭极端最低气温-16.8℃,早晚气温常在20.0℃左右,很少超过25.0℃。
极端最高气温只有32.0℃。
山上空气密度较小,空气与地面热交换过程快。
山上气候显得凉爽宜人。
⑵庐山降水比同纬度的山下平原多牯岭平均年降水量1833.5mm,1970年为2359.4mm,1954在庐山植物园测得3362.6mm。
而山下的星子、九江平均年降水量分别为1344.7mm和1300.0mm,分别比山上少488.4mm和533.5mm。
但庐山各月降水分配并不均匀,3~9月各月降水量均在100mm以上,其中4~6月均在200~300mm,雨季3个月左右,降水总量773.1mm,占全年降水量的42.1%,12~3月降水量214.8mm,仅占全年降水总量的11.7%,表示庐山气候的季风特色。
庐山阴雨日数比山下平原要多,牯岭>
0.1mm雨日多年平均为167.7天,而山下的星子、九江为138天左右。
⑶庐山相对湿度山下山上也有差别牯岭年相对湿度为78%,星子、九江分别为75%和77%。
庐山雾日较多,牯岭全年雾日平均为188.1天,最多的1961年有221天,最少的1963年也有158天。
黄山光明顶全年有雾日多达255.7天,可见庐山不是雾日最多的地方。
⑷庐山的气候有明显的垂直带性差异若按我国采用日平均温度≥10℃持续期间累计值(活动积温∑t≥10℃)来确定,即以热带∑t≥10℃为8000~9000℃;
亚热带∑t≥10℃为4500~8000℃;
暖温带为∑t≥10℃为3400~4500℃的标准划分,庐山东南坡麓的星子∑t≥10℃为5450.6℃,西北坡麓的九江∑t≥10℃为5399.8℃,则庐山山麓符合亚热带标准;
牯岭∑t≥10℃为3295.5℃,虽不到暖温带标准低限,但山地气候垂直分异不同水平气候带的分异,高原、山地积温的有效性比平原要大,若以∑t≥10℃3200℃定为暖温带标准低限为合理的话,则庐山至少存在两个热量带——亚热带和暖温带。
若按海拔升高100m,≥10℃活动积温值递减200℃计,庐山南坡的亚热带上限约在550~600m,北坡约在500m,大约在1250m以上为温带。
㈣庐山的土壤
1.土壤形成的自然条件
第四纪以来的新构造运动,使庐山沿着断裂上升为目前相对高度达1000~1400m的山地,为土壤垂直地带的形成奠定了基础,并给予南、北坡的气候、生物和土壤的分布以一定的影响。
山体内部由于内外力作用塑造的各种地貌形态,在一定程度上影响到土壤性状的差异和土壤类型的分布规律。
由于庐山随着海拔高度的增加,地表水、热状况的垂直变化,深刻地制约着植被的垂直分布,因此由山麓到山顶依次出现常绿阔叶林—常绿落叶阔叶混交林—落叶阔叶林带的更替,从而直接影响着土壤的形成过程和分布。
地貌和水文条件对土壤的形成和发育也起着一定的作用,影响到局部地区土壤发育的方向,形成某些非地带性的土壤。
如仰天坪一带,地形平缓,地面相对低洼处,因排水不畅,多喜湿沼泽植被,普遍发生沼泽化的过程,从而发育着山地沼泽土。
在江边和湖滨平地地区,因地下水的影响,往往形成草甸土。
本区成土母质类型多种多样,在山区剥蚀和侵蚀作用强烈,成土母质一般以坡积,坡积—残积为主,其上发育的土壤一般土层浅薄,且多含碎石块。
在丘陵和山坡平缓之处,却广泛分布着一定厚度的残积母质,其上发育的土壤较深厚,质地较细,向下粗骨部分逐渐增加。
在湖滨及河谷地区的成土母质主要是第四纪的沉积物,其上发育的土壤组成物质较细,土层较厚,第四纪风积母质分布也较广泛。
庐山海拔900~1200m处,广泛分布着网纹红土母质,其SiO2/Al2O3在2.0~2.3之间,SiO2/Al2O3在1.10~1.86之间,它们与山下及江西其他地区红壤的硅铝比率和硅铝铁比率基本一致,而目前海拔900~1200m处,已是山地黄棕壤分布的地区,网纹红土已残存成为现代土壤的母质。
2.主要土壤类型
⑴红壤红壤广泛分布于海拔400m以下的低山丘陵地带,植被为常绿阔叶林、马尾松林以及灌丛草本。
成土母质主要为花岗岩、片麻岩、石英砂岩等残积和残积坡积物。
现以白鹿洞北,海拔200m处,马尾松林中花岗岩残积风化的母质上发育的红壤为例。
其剖面特征如下:
0~8cm(A11)浅灰棕色,砂质壤黏土,粒状至屑状,结持力松散。
逐渐向A12层过渡。
8~35cm(A12)浅红色,壤黏土,粒状,结持力松散,过渡明显。
35~80cm(B)棕红色,砂质壤黏土,块状,结持力较松,过渡较明显。
80~100cm(C)棕红色,夹少量黄色斑点,砂质壤黏土,块状,夹有岩石碎屑,接近基岩。
从红壤的颗粒组成来看,各层次间质地相当均匀(表3),说明成土过程中有红壤化的性质。
表3红壤的颗粒分析
深度/cm
层次
粉砂
0.05~0.005mm
黏粒部分
<
5um
2um
1um
0~8
8~35
35~80
80~100
A11
A12
B
C
14.21
34.81
21.67
21.40
39.07
31.96
32.86
30.12
32.61
27.95
~
27.43
28.92
18.18
26.15
24.13
红壤的有机质含量很低,表层在1.5%以下。
土壤的代换量不高(每百克土为7~8mg当量);
土壤吸收复合体高度不饱和,土壤pH值差异不大,土壤呈强酸性反应,硬度主要由活性铝引起。
红壤黏粒部分的化学组成特征是:
黏粒中铁、铝三氧化物(三水铝矿和针铁矿)的含量较高,红壤硅铁铝率的变化范围在1.86~1.95之间,其硅铝率在在2.25~2.42之间,各层间的硅铁铝率、硅铝率和硅铁率比较一致,黏土组成以结晶不良的高岭石为主,同时,还含有水云母、石英等。
⑵黄壤及山地黄壤黄壤分布于山麓地形比较低平的部位,或发育在黏重而排水不良的母质上,山地黄壤分布在900(800)m以下的地带,局部地区可达1000m左右,两者母质大都为花岗岩、砂岩、混合岩及第四纪风积物。
以观音桥东,海拔为250m的第四纪风积母质上发育的黄壤为例,其剖面特征如下:
0~12cm(A11)浅灰黄色,粉砂黏壤,屑状到粒状,结持力较松,根系很多,过渡明显。
12~45cm(A12)浅黄色,粉砂黏壤,粒状到小块状,结持力较紧实,有少量铁锰结核,根系较少,过渡不明显。
45~75cm(B)浅黄色,少量灰色斑点,粉砂黏壤,块状,结持力较紧实,含少量铁锰结核。
75~100cm(BC1)黄色带棕红色斑点,壤黏土,块状,结持力紧实,少量铁锰结核。
山地黄壤以水电站、黄龙寺至庐林大桥一带为典型,现以庐林大桥附近海拔约1000m的第四纪风积物母质上发育的山地黄壤为例,其剖面特征如下:
0~8cm(A11)浅灰黄,壤黏土,黏状,结持力较松,根系较多,逐渐过渡。
8~25cm(A12)浅黄带灰色,少量棕红色斑点,壤黏土,小快状,结持力稍紧,少量碎屑和少而小的铁子,过渡较明显。
25~48cm(B)浅黄带少量棕色斑点,壤黏土,块状,结持力紧实,有少量的铁子。
48~110cm(BC)浅棕红色,黏土,块状了,结持力紧实。
根据剖面采样分析(分析项目同红壤)可知:
1)黄壤和山地黄壤小于5um的黏粒,下层比上层含量要高,山地黄壤尤为显著。
这可能是黏粒下移,或是母质本身性质所致,也可能是表层受到侵蚀,以致黏粒含量较少。
2)黄壤和山地黄壤的基本性状是:
黄壤的有机质含量很低,表层有机质含量仅1.5%左右,山地黄壤有机质可达3%左右。
这是由于海拔较高,温度降低,湿度增大,从而有利于有机质的累积。
植被保存较好,盖度较大的山地黄壤,有机质含量可高达6%~8%,山地黄壤表层全氮量(0.181%)较黄壤(0.08%)为高,黄壤和山地黄壤的水解性酸和代换性酸量大致相同,代换量均较低,代换性盐基也很少,所以盐基饱和度非常低。
这是由于土壤有机质含量较低,和受土壤吸收性复合体的数量及性质影响的结果。
3)黄壤和山地黄壤均呈酸性反应,pH值差异不大,酸度主要由活性铝所致,黄壤和山地黄壤的硅铁铝率较红壤为大,但不规则,从胶体差热分析资料可知,黄壤和山地黄壤中高岭石的含量都有所减少。
4)黄壤与山地黄壤其富铝化程度与红壤相近或略低。
由于黄壤受局部低洼地影响,排水不良,而山地黄壤所处海拔较高,空气湿度较大,因此,它们经常处于湿润状态,其自然含水量及吸湿水含量均较红壤为高。
在亚热带湿润气候条件下,以及在有机酸的作用下,岩石风化强烈,原生矿物(铝硅酸盐)遭受破坏,产生游离的硅、铁、铝的氧化物,其中氧化铁与氧化铝便与水结合,形成含水的铁铝矿物,使土壤呈黄色。
⑶山地黄棕壤分布于海拔800(900)~1200m地带的各种母质上,植被为常绿、落叶混交林,或灌木、草本。
现以海拔1100m左右的土坝岭北,第四纪风积物上发育的山地黄棕壤为例:
0~14cm(A11)深灰色,壤质黏土,碎屑状到细粒状,结持力十分松散,根系多。
14~22cm(A12)深棕灰色,粉砂质黏土,粒状到小块状,结持力松散,根系较多。
22~3cm(B)黄棕色,粉砂质黏土,小块状,较紧实,有少量坡积石块,根系少。
38~68cm(BC)黄棕色,粉砂质黏壤土,块状,多碎石块。
剖面采样分析结果表明:
1)山地黄棕壤粉砂粒含量较高,黏粒含量不及山地黄壤明显。
这与其所处地形部位较高,气候较冷湿,风化作用较弱有关。
但黏粒(特别是<
1um)仍有一定含量,说明山地黄棕壤在夏季炎热的气候条件下,原生矿物的分解与次生矿物的化学作用,有一定强度。
2)山地黄棕壤全剖面呈较强的酸性反应,有机质全氮含量较高,甚至底
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