淋澱土之化育機制

在提及化育機制前，首先得認識關於淋澱土生成環境，淋澱土廣泛分佈於北 半球，主要在北歐、俄國、加拿大與美國等地，約佔全球地表的4.3%，特別在北 半球針葉林或針闊葉林混合林 (Chesworth and Macias-Vasquez, 1985)。土壤化育不 外乎是受到五大成土因子影響，因此以氣候、母質、植生、地形及時間簡述淋澱

土的生成環境：

氣候：淋澱土通常生成於涼爽、潮濕或過濕潤的地區 (Soil Survey Staff, 1999)，

以大陸型夏涼氣候或海洋型氣候，也曾在凍土區域與極地沙漠中發現淋澱土的存 在。此外於潮濕熱帶地區到溫帶或高山地區亦可生成，但其受限於石英質母岩，

海拔高度則從易受地下水影響的近海平面至高海拔環境 (Bockheim and Ugolini, 1990; Bravard and Righi, 1990; Bullock and Clayden, 1980; Ping et al., 1988; Prosser and Roseby, 1995; Schaefer et al., 1995)，整體而言淋澱土可以在寒冷到炎熱環境下 生成，然而在乾燥環境淋澱土絕對無法生成化育 (Lundström et al., 2000; Soil Survey Staff, 1999)。

母質：主要生成於砂質或粗壤質、低鹽基且酸性之母質，如砂岩或沙質冰磧 石 ， 經 地 質 年 代 考 察 為 更 新 世 (Pleistocene) 或 全 新 世 (Holocene) 或 前 寒 武 紀 (Precambrian)之花崗岩或片麻岩所構成。有部分發育在鈣質母質，但在碳酸鹽在淋 澱層發育之前已經被洗土體而不在影響上層土壤剖面中的pH值，母質鹽基含量高 時，則需要越濕冷氣候與較長時間才能形成淋澱土 (Lundström et al., 2000, Alexander et al., 1994)。此外Schaetzl et al. (1996)指出少數也在坋質沉積岩(黃土)和 黏質湖泊沉積岩出現。

地形：淋澱土受到兩種地形因子控制，即地表形狀和地下水深度。其分布範 圍可由坡度平坦至十分陡峭，而地下水位則可從非常深到接近地表處 (McKeague et al., 1983)。淋澱層中鐵含量會受地下水位影響，當水位較淺時，土壤含鐵較少，

因為在長時間土壤飽和下鐵出現還原且礦化而移動 (Soil Survey Staff, 1999;

Mokma and Buurman, 1982)，甚至會形成腐植淋澱土(humus podzols)，主因是來自 鐵還原狀態下損失而鋁與有機物錯合 (Prosser and Roseby, 1995)。此外受到坡面尺 度的影響，亦發生橫向淋澱化作用 (Sommer, 2001; Sauer, 2007; Jankowski, 2014;

Baley, 2014; Bourgault, 2015)，主要透過地下水平行坡面將累積在土壤B化育層中的 有機金屬錯合物向下移動，堆積在坡底的位置。

植生：淋澱土通常發現在針葉林與石楠屬灌木叢底下，而落葉林亦有出現之 蹤跡，主要是透過酸性殘體較會促進風化作用與鉗合過程 (Schaetzl and Isard, 1996)。Madsen (1995)研究發現淋澱化作用程度是受植生影響，植被為鐵杉(hemlock)

與花旗松(spruce)之淋澱化作用程度會較石楠(heather)及橡樹(oak)所造成的強烈，

而草原土壤之淋澱化程度最弱。Jabiol et al. (2004)認為是植體分解後的腐植酸促進 表層物質溶解進而誘導淋澱化作用發生。

時間：在適宜條件下，淋澱層可在幾百年內就生成 (Soil survey Staff, 1999)，

斯堪地那維亞極貧瘠之沙地內淋澱化作用初期僅需43年左右即可有明顯層界出現 (Stützer, 1998)，但通常會較緩慢形成。Ugolini (1968)發現阿拉斯加土壤內之E層可 於150至250年間藉由冰川溶解生成。Alexandrovskiy (2007)研究顯示，淋澱化作用 大約需要300至3000年方可生成具差異之代表性淋澱化土壤剖面；而要符合鐵、鋁 之累積量則需要4780年，但通常要形成淋澱土則需要較長時間，約需幾千年 (Mokam, 2004)。在美國密西根州的砂質地研究發現形成一完整淋澱土土壤剖面則 需 花 費 3000 至 10,000 年 (Franzmeier and Whiteside, 1963; Barett and Schaetzl, 1992)。

有關淋澱土化育機制之文獻整理成表一，可以將整個成土過程稱為淋澱化作 用(podzolization)，特別是針對土體內三氧化二物(sesquioxides)與有機質的移動和累 積，其與淋澱土的形態特徵有極度相關 (Stobbe and Wright,1959)，在Mokam (1982) 溫帶地區之淋澱土一書中，將淋澱化作用分為以下幾個部分：有機質在表土的累 積、淋洗(leaching)、酸化(acidification)及風化作用、有機化合物、鐵及鋁的移動、

有機金屬錯合物(organo-metallic)的固定化(immobilization)、腐植質粒子(humus pellets)及膠結(cementation)的形成。

根據Ugolini et al. (1988)對淋澱化作用定義為發生在土壤剖面上層，包括有機 質層(O)、洗出層(E)及淋澱層(Bhs)的化育作用，主要由來自植物冠層或腐植層中的 有機酸所驅使。藉由這些有機酸大量降低土壤pH值，並與土壤化育層中所含有之 鋁、鐵或其他金屬元素形成可移動性的有機金屬錯合物，再向下移動，最後因為 沉澱堆積等土壤化學作用而累積在B化育層中。因此在淋澱土的Bs、BC與C層，pH 值隨有機酸的移動受限而有升高的趨勢。

有機質在土壤中主要發生化學反應的部分為腐植質(humus)，其成分包含腐植 酸(humic)及黃酸(fulvic acids)或低分子量脂肪酸與芳香酸(Schnitzer and Kodama, 1976)，它們會形成化合物伴隨雙向連接三價(bi-en trivalent)陽離子，溶於水中，進

而造成礦物的崩解作用 (Ponomareva and Ragim-Zade, 1969)。土壤中的有機酸來源 可能為植物的淋洗、微生物分解落葉與根、真菌與微生物之分泌物，Bloomfield (1953)利用落葉層之水溶液抽出物進行實驗，發現會溶解三氧化二物，並使得三價 鐵轉為還原態。此外針對可溶性有機酸(dissolved organic acid)的兩個特性在淋澱化 作用的過程十分重要，一為每單位質量的碳具有的羧酸數目，二為酸的強度與錯 合能力 (Lundström et al., 2000)。

在淋澱化作用生成機制中，有機酸與金屬形成錯合物非常關鍵，以黃酸為主 成分的有機酸中，與金屬形成錯合物的穩定性依序為Fe³⁺、Al³⁺、Ca²⁺、Mg²⁺ (Khanna and Stevenson, 1962; Khan, 1969; Schniter, 1969)，因此鐵容易被固定於有機金屬錯 合物中。另有研究指出與淋澱土之洗出層所含可溶性鋁是有明顯相關，這些可溶 性 鋁 大 約 80% 為 有 機 鍵 結 型 態 ， 而 這 些 型 態 不 受 酸 沉 積 (depostion) 所 影 響 (Dahlgren and Ugolini, 1989; Lundström, 1993)，但在田間土壤溶液與實驗室研究之 鐵、鋁與低分子量有機酸，共同顯示這些有機酸對淋澱土中漂白層的生成相當重 要，且在剖面移動的鐵、鋁主要為有機型態為主，此為洗出作用主要機制。

在洗入層內的有機物與鐵、鋁錯合物之固定有許多不同機制，Schaetzl and Skinner (1963)指出有機酸與金屬離子透過等電位鍵結，以有機酸帶負電荷的羧基 與金屬羥化正電荷結合，Dahlgren and Marrett (1991)整理出五種在淋澱層中固定有 機金屬錯合物的機制，包括絮聚(flocculation)、沉澱(precipitation)、吸附(adsorption)、

微生物降解(microbial degradation)及聚合(polymerization)，他們也認為有越來越多 研究將有機物與金屬離子關係指向吸附作用包括庫倫靜電吸引力、特異性配位吸 附、氫鍵、凡得瓦力鍵結與物理吸附。

Lundström (2000)將現今淋澱化作用的移動機制分為兩大類：(1)有機酸與鐵鋁 形成錯合物並向下移動；(2) 矽酸鹽類風化後釋出鋁與矽，鋁與矽以無機膠體形式 向下移動(圖二)，而對洗入層中的有機金屬錯合物固定機制則分成為兩種：(1)有機 金屬錯合物的沉澱或吸附的原因是隨著土壤溶液在土壤剖面向下移動，金屬離子 漸增使碳對金屬之比例減少，導致金屬與有機酸達電中性形成錯合物的機會增加，

與金屬形成錯合物主要貢獻為黃酸(FA)與腐植酸(HA)，(2)微生物降解作用導致有 機金屬錯合物在剖面中移動時，形成無機鐵與鋁型態沉澱，此種微生物降解主要

對象為容易分解的低分子量有機酸(圖三)。另外，Sauer (2007)整理出尚有鐵離子受 到有機酸及降低有機金屬錯合物錯合反應導致其還原，增加其移動性的機制。

對於有機酸與金屬之沉澱或吸附機制研究，曾有學者提出有機鐵、鋁錯合物 移動至漂白層下方，隨pH值增加達到等電點而沉澱，因此有機酸與金屬之鍵結含 量對沉澱有所影響。Schnitzer (1969)更指出在淋澱層內微生物分解殘留的有機物能 提供額外的鐵與鋁給剩餘之可溶性錯合物，進而降低其碳對金屬之比例誘導其沉 澱。Petersen (1976)在pH 4.8下土壤萃取液，添加三價鐵或鋁含量，探討金屬與有 機酸錯合比率(C/Metal)與沉澱機制之關係，結果顯示C/Al比17與C/Fe比12下有50%

沉澱，而鋁較鐵容易沉澱，其解釋在有機酸錯合之淋澱化作用過程中，因為原本 帶負電錯合物被隨溶質向下移動而增加的金屬含量中和，進而使之沉澱。Mokma and Purrman (1982)由荷蘭、比利時與美國淋澱土研究發現利用焦磷酸萃取Cp/Alp， 代表著有機型態金屬錯合物比例，隨深度而有減少趨勢，Cp/Fep則變動較大，因此 推斷鋁為調控有機物沉澱，而B層之分化可能於鐵與有機物先沉澱固定在B層上部 進而形成Bh與Bs層之分層。

鋁矽膠體的移動部分，在淋澱土B層中常常伴隨無機態、無定形或絲狀鋁英石 (imogolite-type-materials, ITM)形式鋁與矽沉澱現象，McKeague and Kodama (1981) 提出可能由土壤剖面O層與E層風化產物在土壤溶液中形成鋁與矽膠體，隨淋洗作 用移動至B層中固定。在固定部分，Anderson et al. (1982)提出土壤溶液中鋁主要以 矽鋁比大約2且帶正電之氫氧基-鋁-矽錯合物(Proto-imogolite)，水化鋁矽膠體移動，

在B層上部以絲狀鋁英石形式物質沉澱，此外它會持續反應，因為ITM比鐵氧化物 更易溶，使上層多以鐵沉澱。Farmer (1981)發現高量黃酸在羧基(COOH)與鋁比大 於8會溶解Proto-imogolite，Inoue and Huang (1990)同樣發現腐植質會阻礙絲狀鋁英 石生成。Ugolini (1987)提出有機金屬錯合物從E層移動至Bhs層過程中會有一部分 被攔截於Bs層中，因為碳酸根在低pH環境下水解，形成水化鋁矽膠體的鋁富集殘 餘物之交互作用。

另外微生物降解之固定研究，Boudot et al. (1989)發現以檸檬酸、黃酸與腐植 酸錯合之鐵、鋁在低金屬與碳比值下生物降解最佳，檸檬酸與黃酸錯合物是最容 易生物降解之可溶性錯合物，而以鐵形成之錯合物更容易降解，他認為微生物降

解對金屬之固定相當重要。Lundström (1995)透過土壤以滅菌與不處理情況下進行 土壤溶液萃取，發現金屬以有機鍵結為主，因此推斷固定機制與微生物降解有關。

此外Gustafsson (1995)同樣在淋澱土B層中發現ITM為草酸抽出的主要礦物，推測鋁 離子會藉由微生物降解有機金屬錯合物過程釋放出來。

綜合上述過程，將淋澱化作用的兩大過程完整的整理成表一，一般淋澱化作 用先是透過土壤剖面上層之有機物與鐵、鋁、矽或其他金屬形成錯合物，向下移 動，然後沉澱與吸附發生在B層中，形成淋澱層。但對於有機質與金屬離子形成錯 合物的過程中仍有許多機制被提及，因此關於淋澱化作用的機制會是藉由多種過 程匯集而成 (Sauer, 2007)。

(A) (B)

圖二、參照前人研究簡化之淋澱化作用過程：(A) 有機酸與鐵、鋁形成錯合物移

圖二、參照前人研究簡化之淋澱化作用過程：(A) 有機酸與鐵、鋁形成錯合物移