黏粒移動與淋澱化作用

在前述研究中提及黏聚層和淋澱層的形態特徵同時形成或是伴隨發生在本質 上是相互排斥的理論 (Miller, 1983)，然而在蘇聯時期土壤科學家們曾經發表，關

於黏粒洗入(clay illuviation)與淋澱化作用(podzolization)兩種作用的形態特徵同時 出現在土壤剖面中的現象，將之稱作偽淋澱土(pseudopodzols) (Muir, 1961, Guillet et al., 1975)。黏粒洗入一般來說被認為是一個在黃土生成中緩慢的發生的現象，主 要於良好排水且弱酸的土壤中，事實上在沉積岩和黃土母質中，發現黏粒洗入作 用是黏粒移動多種模式的表現。Guillet引述學者Kundler (1961)對於黏粒與鐵系統 之洗入作用嚴格定義，只能發生在環境為脫二氧化碳的弱酸和高孔隙率黃土中。

然而整個作用卻能繼續發生在更酸且排水稍差的土壤裡，但黏粒與鐵在土壤中的 關係會隨著黏粒降解或淋澱化作用的開始而分開。許多研究指出淋澱土是由黏土 洗入作用-淋澱化作用之時間序列的結果，指淋澱化作用在黏粒淋洗之後發生。在 法國研究兩個淋澱土，發現在淋澱層中皆有觀察到黏粒洗入作用的發生，在實驗 室分析結果同樣顯示黏粒在該層次中累積 (Guillet et al., 1975)。此外關於淋澱土內 物質顆粒的移動也在許多研究中被提及，其不只包括了淋澱化作用的所涉及的相 關物質如有機質、鐵、鋁及矽等，也與黏粒有關 (Guillet et al., 1975; Ugolini et al., 1977; Harris and Hollien, 1999; Lin et al., 2002; Banik et al., 2014)。

在佛羅里達州土壤調查報告中 (Sodek, 1990)，發現有機物累積層(Bh)中黏粒 與坋粒含量相較於鄰近層間通常較高。有鑑於此Harris (1995)利用土柱模擬漂白層 (E)與有機質沉澱層(Bh)之形成過程實驗，結果指出大部分的黏粒與坋粒確實會緊 密與砂粒的披覆體結合。發現在淋澱化作用中這些混合物質結合黏粒、坋粒與細 砂大小的礦物與有機酸作用而溶解，造成土體顆粒表面剝落形成灰白色的E層，而 其披覆物質的細礦物有一定的含量受到物理性的位移向下累積，形成更細質地的 層次，有間接產生薄片構造(lamellae)之可能。而在Harris and Hollien (1999)收集該 地區200多個浸水淋澱土資料，表示結晶性黏粒與非結晶性物質在洗出層與洗入層 中有明顯增加的變化。在Bockheim and Hartemink (2013)整理可能發生黏粒洗入作 用的土綱中，認為淋澱土會出現似黏聚層或高嶺土層的狀況，在分類上主要以亞 類作為描述。

另有一類稱為Bisequal土壤，同樣為土體中含有洗出-洗入作用之現象，在層間 序列可能出現E-Bs覆蓋在E-Bt (Anonymous, 1987)，這類土壤之形態特徵分為上下 兩類，上層為淋澱層，下層則會是淋餘土似(Alfisol-)或極育土似(Ultisol-) (Schaetzl,

1996)，黏粒洗入作用(lessivage)與淋澱化作用(podzolization)皆在該土體中盛行，因 此常被用來做為研究 (Schaetzl, 1996; Bockheim, 2003)。

臺灣山區地質破碎且地形陡峭，土壤缺乏穩定的生成環境，較不易生成大面 積之淋澱土，因此淋澱土分佈多呈現點狀 (李心儀，1995)。此外母質多為硬頁岩、

板岩及千枚岩等沉積物，所風化而來的土壤質地較細密，與國外高緯度地區之砂 質或粗壤質母質的典型淋澱土相比，對於土壤組成物質的淋洗速率和移動能力有 相當大的差異。因此有多數研究指出在臺灣高山或亞高山地區淋澱土生成受到高 黏粒含量及地形坡度的限制 (劉禎祺等人，1994; Chen et al., 1995; Li et al., 1998a;

Hseu et al., 2004)，關於其形成原因主要認為山區每年貢獻的超高雨量( >3000 mm/yr)，加劇了黏粒洗入作用和土壤中的淋洗作用，導致其淋澱土或淋澱化土壤 中B化育層黏粒含量累積超過30 % (陳尊賢等人，1989; Chen et al., 1995; Li et al., 1998a; Hseu et al., 1999; Lin et al., 2002)。