國立臺灣大學生物資源暨農學院農業化學系 碩士論文
Department of Agricultural Chemistry College of Bioresources and Agriculture
National Taiwan University Master Thesis
阿里山地區淋澱化土壤伴隨黏粒洗入之特性 化育作用與分類
Soil Characteristics, Pedogenesis and Classification of Podzolic Soils with Clay Illuviation in Ali Mountain
許禎原 Jhen-Yuan Hsu
指導教授：陳尊賢、許正一 博士 Advisors: Dr. Zueng-Sang Chen
Dr. Zeng-Yi Hseu
中華民國一百零五年七月
July, 2016
謝誌
承蒙恩師 陳尊賢教授及 許正一教授的指導，本論文得以順利的完成。在這 段超過兩年的土調研究室的日子中，許多難以忘懷的回憶總是會在午夜夢迴憶起。
從起初與老師會面以後，不論在做研究上應保持的謹慎態度，以及常思考自己的 研究有無不足之處，老師總能在百忙之中，抽空進行一次又一次的討論，分享自 己的經驗談，讓我深刻體會到，身為陳老師與許老師的學生是件很幸福的事情，
老師謝謝您們！
感謝委員國立中興大學 黃政恆教授、國立宜蘭大學 蔡呈奇教授、國立屏東 科技大學 簡士濠教授在論文上給我的建議和指正，使本研究能更加完善。特別感 謝黃老師在大學時期的推薦，讓我脫離舒適圈勇敢面對挑戰。同時也謝謝吳思聯 學姊的指導以及在中興大學土壤環境科學系任教的老師們，大學四年讓我有如此 紮實的土壤相關課程，了解有土斯有財的道理，使我以身為土壤人而感到光榮。
兩年的時光最不捨的就是土調實驗室的各位，共同經歷「上山下海」的採樣 行程，協助或參與大大小小的研討會，幾萬張相片娓娓道出我們留下難能可貴的 體驗和回憶。感謝實驗室萬能的助理們小燕、淑鑫、相禎、彩霞在日常生活上的 關心；感謝阿至學姊與家綺在實驗和生活的細心提攜；由衷感謝家興學長在研究、
球隊與生活上的指導和照顧，幫我化解許多難題；感謝在就業的學長姊泰祥、柏 翰、亦均、依庭和蓓蓓，在你們的大力相助和經驗傳承下，讓我能夠接續你們為 土調付出；感謝台灣人—曉南大廚，總能帶著我們探索隱藏景點以及吃道地的廣 東美食；最感謝的便是這一群總是在灑狗血鬥嘴的夥伴們—哲郁、子龍和韻圓，
不論是搶攻實驗室、帶學生實習、報 seminar 都少不了你們的身影，希望大家未 來事業有成來分紅；感謝學妹歆妤、思瑄及庭瑀，雖然不常教你們做實驗，有時 還要被我們使喚跑腿，聽我們吵架抱怨，真是辛苦你們，接下來實驗室由你們罩 了，祝福兩位研究順利，開心畢業，並為自己的研究而感到驕傲；馳元、煜翔及 芷晴踏上研究生活，記得要多學習、好好思考每件事背後的意義。
在實驗分析方面，感謝李’s Lab 協助—珮瑜、小海和佳貞學姐、柏勛哥、政 諺、馨怡的幫忙與生活上的照顧，以及亮宇和芷涵實習課的配合。感謝屏科大英 琇學姊在 XRD 分析的幫助。運動方面特別感謝 NTU 農化健身團—館長政翰、柏 成、景昕與少出現的鈞憲、朝源的指導；感謝在臺大棒球校隊、農化生技系棒與 化研壘球隊時練球與比賽上的切磋指教，能認識你們這群球友倍備感光榮；感謝 中興土環系壘，總是能讓我回到台中有個歸宿，特別是聰閔、侑忠與猴子。感謝 黑森林幫在閒暇之餘能有資訊和鍵盤交流—玉舜男神、至全、緯聘、逸豪、信維 與大學同學們；感謝蘭潭幫的哥們—奕廷、至彥、政諭、柏翔、偉銘、鈺祥和坤 育，總是能在我面臨崩潰前安排好旅程，讓我更有力氣繼續前進；特別感謝初到 臺北提供住宿和生活上照顧的奎任叔叔，學弟自源等人，讓我能快速步上北部生 活軌道。此論文也感謝嘉義縣林務局同仁的協助，方能完成採樣。
最後，當然感謝總是放任我自由生活，而在背後默默支持我所有抉擇的家 人—爸爸、媽媽及姊姊們，雖然我總是漏接許多通電話，也錯過了這兩年來發生 大大小小的事情，不論好與壞你們都讓我安心的完成學業，謝謝你們給予的關懷 與肯定，如今我已經完成生涯上的一個里程碑了，接下來我能有更多時間陪你們。
阿里山地區淋澱化土壤伴隨黏粒洗入之特性化育作用與分類 許禎原
摘要
在臺灣亞高山地區砂岩或頁岩所風化之細質地土壤中，黏粒洗入伴隨淋澱化 作用或具淋澱化特徵的現象於前人研究中已被發現，在淋澱化作用機制上，黏粒 洗入並非其生成之要素，因此將對此土壤化育作用進行研究探討。本研究區三個 土壤剖面採集自阿里山區萬歲山、小笠原山及祝山林道，海拔高度從2200 m至2500 m，年均溫為10.8 °C，年降雨量約為4,000公釐，氣候終年冷涼潮濕，無明顯乾燥 季節，土壤溫度境況屬於溫和，土壤水分境況則屬於潮濕。研究區母質於中新世 紀層晚期生成，以砂岩、頁岩互層為主，因此大部分土壤生成之黏粒含量較高。
植被以針葉林為主，紅檜 (Chamaecyparis formosensis)、臺灣鐵杉 (Tsuga chinensis) 及臺灣扁柏 (Chamaecyparis obtuse)佔優勢，輔以華山松 (Pinus armandii)與杜鵑 (Rhododendron simsii) 灌 叢 社 會 等 ， 地 被 植 物 主 要 以 玉 山 箭 竹 (Yushania niitakayanensis)較佔優勢與芒草(Miscanthus floridulus)和一些蕨類及苔蘚類植物。
本研究之目的在探討阿里山地區森林土壤生成化育之機制，透過土壤樣體之形態 特徵、理化性質、微形態特徵、黏土礦物組成及礦物風化序列，藉以了解該地區 土壤間生成過程之差異。
研究結果顯示，從質地分析中可將三個土體分為砂質黏壤土與黏壤土兩類，
黏粒含量在漂白層較低，隨深度增加而上升，在B化育層中達到最大量，而到C層 漸減。土壤剖面中亦可發現黏粒有向下聚積之現象且同時在淋澱層中進行累積。
在化學性質方面，土壤樣體均屬於高度淋洗之強酸性土壤 (pH 3.3-4.9)與低鹽基飽 和度 (BSP < 10%)。有機碳主要分布在土壤表層之O或A化育層，淋澱層(Bhs)次之，
漂白層(E)含量最低。淋澱層與黏聚層中各型態鐵與鋁含量均明顯高於漂白層(E)，
顯示土壤中有多量活性鐵、鋁與有機質形成有機鐵或鋁錯合物型態向下移動堆積 沉澱，進而形成暗色或紅棕色等淋澱化物質之淋澱土。有機碳與鐵、鋁之線性迴 歸分析具顯著相關，顯示淋澱化物質在土體中移動造成化育作用，而在游離態鐵 與鋁與黏粒移動亦有顯著相關。土壤微形態構造觀察結果，漂白層中土壤顆粒間
物質多數已被淋洗竭盡，存在多數原生礦物顆粒，少部分暗色有機錯合物殘留於 孔隙或孔洞中，藉由溶質將之向下移動。在適當環境下，土壤孔隙或土壤基體上 沉澱而生成有機金屬披覆體。除暗色有機錯合物之外，同時可觀察到黏粒披覆體 存在於土壤顆粒間隙中，此與土壤物理分析與化學分析結果吻合，意思即為有機 物與鐵、鋁以及黏粒移動是可能同時存在於土壤體中。
三個土壤樣體之黏土礦物組成，在漂白層(E)中主要以蛭石、伊萊石及蛭石－
伊萊石混層礦物為主，在淋澱層(Bhs)中主要以蛭石含量較豐，且亦有相當量之蛭 石－伊萊石混層礦物，同時水化蛭石含量也漸增。推測本研究區內礦物風化序列 為伊萊石→蛭石(或蛭石－伊萊石混層礦物)→水化蛭石。
土壤樣體之分類為二類，土壤樣體1501及1503同屬第一類，符合淋澱土的特 性 ， 黏 粒 含 量 較 少 為 砂 質 黏 壤 土 ， 分 類 上 屬 極 育 型 簡 育 正 常 淋 澱 土 (Ultic Haplorthod)。因此淋澱化作用為主要土壤化育作用。有機碳、黏粒以及各型態鐵、
鋁含量在淋澱層或下層達到最大量，顯示淋澱化物質與黏粒在土層中有移動現象。
從微形態特徵觀察可發現，在淋澱層土壤中發現有機物複合鐵鋁物質覆蓋在黏粒 披覆粗石英顆粒表面上。第二類土壤樣體1502在化學性質雖然具有淋澱化作用現 象，但黏粒洗入聚積 使得土壤較亮，在分類上以典型簡育濕潤極育土 (Typic Hapludult)。同時在Bhs層微形態特徵可見少量有機物與鐵、鋁形成有機態錯合物包 覆在礦物粒子的表面或散布於孔隙與孔洞中，而孔隙邊緣與孔洞有黏粒之定位排 列，同樣表現出淋澱化作用與黏粒洗入為主要之土壤化育作用，但以黏粒洗入為 主，因此應為具淋澱化作用的極育土。
在本研究區所發現之砂質黏壤土或黏壤土之土壤生成作用是以淋澱化作用為 主。在地形平坦處砂質區域由於植被較豐富具含量較高之有機酸，導致礦物風化 釋出鐵、鋁形成淋澱化物質，同時隨著強淋洗作用伴隨溶質向下移動，促成淋澱 化作用發生，此外黏粒洗入可能同時發生或移動較快，導致在土壤中同時觀察到 黏粒洗入的現象。
關鍵詞：淋澱土、淋澱化作用、黏粒洗入作用、土壤微形態構造、黏土礦物
Soil Characteristics, Pedogenesis and Classification of Podzolic Soils with Clay Illuviation in Ali Mountain
Jhen-Yuan Hsu Abstract
Clay illuviation associated with podzolization or with podzolic features has been found in the subalpine forest soils in Taiwan. It was actually occured in the fine-textured soils derived from sandstone or shale. Clay illuviation is not generally involved in the mechanism of Podzol soil formation process. Three soil pedons were separately sampled at Wansueishan, Ogasawara and Chushan Mountains. The study area is located at near 2400 meters elevation with annual rainfall near 4000 mm. The soil temperature regime is mesic and the soil moisture regime is udic. Coniferous vegetations are the dominant with Taiwan red cypress (Chamaecyparis formosensis), Chinese hemlock (Tsuga chinensis) and Taiwan cypress (Chamaecyparis obtuse) in this area. The minor shrub communities are pine (Pinus armandii) and Rhododendron (Rhododendron simsii). The ground is covered mainly by Yushan bamboo (Yushania niitakayamensis), miscanthus (Miscanthus floridulus) and some mosses. The objectives of this study were performed by soil morphological characteristics, physical and chemical properties, and mineral composition to study the unique soil formation processes in podzolic soil combined with clay illuviation in the subalpine forests.
The results indicate that the soil texture of three pedons can be distinguished into two groups, one is sandy clay loam and the other one is clay loam. Clay contents were the lowest in the albic horizon. The clay illuviation is significantly increased in the upper part of B horizon of the Podzols, and then decreased in the C horizon. We also observed clay was moved downward and accumulated both in argillic horizon and spodic horizon. Soil chemical properties show that soil is strong acidity (pH 3.3-4.9) and very low bases saturating percentage (<10%). The soil organic carbon is mainly distributed in topsoil because the higher humus is not easily decomposed by microorganism, low temperature and coniferous vegetation. The content of organic carbon and different forms of Fe and Al were significantly higher in spodic and argillic horizon than those of albic horizon, which is indicated that large amount of active amorphous and organic-sesquioxide materials were accumulated in the soil.
Podzolization processes were characterized by the accumulated organic carbon, Fe, and Al in spodic horizon, therefore we can find the significant correlations among organic carbon, Fe and Al content in the E and B horizon (p<0.01).
Distinct organo-iron complexes materials and clay coatings were accumulated on the coarse grains of the Bhs horizon by polarized microscopy. Except of the dark pellets of organic compounds, the slightly oriented clay coating also appeared along the soil pores and channels. Therefore, pedogenic processes in the study area are mainly characterized with the illuviation of organo-metallic (Fe and/or Al) complex materials and fine clay particle.
The clay mineral compositions of three pedons in study area can be divided into two parts due to the horizon differentiation. The albic horizon was prominent with illite, vermiculite and vermiculite-illite interstratified minerals. The other part is mainly consisted of much more vermiculite, vermiculite-illite interstratified minerals and hydroxy-interlayered vermiculite (HIV) in the spodic and argillic horizons. The weathering sequence of clay mineral of Podzols with fine textures in the study area is proposed as: from illite to vermiculite, then to HIV and vermiculite.
As the results, two of three studied soil pedons can be classified as Ultic Haplorthod or Typic Haplorthod and the other one pedon can be classified as Typic Hapludult based on USDA Soil Taxonomy. We proposed that clay illuviation was one of the pedogenic processes in the study area. However, podzolization was only formed at the area with gentle slope or flat landscape to promote the strong leaching process with very high precipitation in the study area. To consider the environment condition with the dense coniferous vegetation dominated at the study area, the weathering time of podzolization is the main pedogenic process factor that leads to the soil transition.
Overall, the phenomena of pedogenic processes both podzolization and clay illuviation could be observed together in flat landscape region of Ali Mountain.
Key words: Spodosols, podzolization, clay illuviation, soil micromorphological characteristics, clay mineralogy.
目錄
中文摘要 ... I 英文摘要 ... III 表目錄 ... VII 圖目錄 ... VIII
第一章 前言 ... 1
第二章 前人研究 ... 3
2.1. 淋澱土 ... 3
2.1.1. 淋澱土之形態特徵 ... 3
2.1.2. 淋澱土微形態特徵 ... 5
2.1.3. 淋澱土之黏土礦物 ... 7
2.1.4. 淋澱土之化育機制 ... 8
2.2. 極育土 ... 17
2.2.1. 極育土之形態特徵 ... 17
2.2.2. 極育土之生成環境 ... 19
2.2.3. 似淋澱化土之極育土研究 ... 19
2.3. 黏粒移動與淋澱化作用 ... 20
第三章 材料與方法 ... 23
3.1. 研究位置 ... 23
3.2. 氣候 ... 23
3.3. 植生 ... 23
3.4. 地形與地質 ... 28
3.5. 土壤剖面挖掘與野外形態特徵之描述 ... 28
3.6. 土壤樣體採集與處理 ... 28
3.7. 土壤薄切片製備與觀察 ... 28
3.8. 土壤基本性質分析 ... 29
第四章 結果與討論 ... 43
4.1 土壤樣體形態與環境因子描述 ... 43
4.2 土壤樣體之物理性質 ... 53
4.3 土壤樣體之化學性質 ... 57
4.4 選擇性化學抽出 ... 62
4.5 土壤樣體之微形態特徵 ... 83
4.6 黏土礦物之組成與鑑定 ... 91
4.7 淋澱化與黏粒洗入作用之化育機制 ... 110
4.8 土壤樣體分類 ... 114
第五章 結論 ... 119
第六章 參考文獻 ... 120
附錄 ... 131
表目錄
表一、淋澱化作用機制之文獻整理 ... 16
表二、研究地區氣象資料 (1981-2010) ... 26
表三、三個土壤樣體之形態特徵 ... 51
表四、三個土壤樣體之物理性質 ... 55
表五、三個土壤樣體之化學性質 ... 60
表六、三個土壤樣體之鐵與鋁之性質 ... 63
表七、三個土壤樣體之鐵與鋁含量之比值 ... 75
表八、三個土壤樣體之砂粒礦物組成及其半定量結果 ... 106
表九、三個土壤樣體黏土礦物組成及其半定量結果 ... 108
表十、三個土壤樣體之漂白層與 B 化育層間特性差異 ... 111
表十一、美國土壤分類與世界土壤參比分類系統之淋澱層標準 ... 117
表十二、美國土壤系統與世界土壤參比系統中土壤樣體之分類 ... 118
圖目錄
圖一、淋澱土之全球分布 ... 4
圖二、參照前人研究簡化之淋澱化作用過程 ... 14
圖三、參照前人研究簡化淋澱土洗入層中淋澱化物質之固定 ... 15
圖四、極育土之全球分布 ... 18
圖五、研究區土壤樣體採樣位置圖 ... 24
圖六、研究區降雨量與氣溫 ... 25
圖七、游離型態鐵與鋁之萃取及測定流程圖 ... 34
圖八、無定形鐵與鋁之萃取及測定流程圖 ... 35
圖九、有機鍵結型態鐵與鋁之萃取及測定流程圖 ... 37
圖十、ODOE 值測定流程圖 ... 38
圖十一、黏土礦物組成分析流程圖 ... 40
圖十二、鉀飽和、鎂飽和與鹽酸處理之黏粒製備步驟 ... 42
圖十三、土壤樣體 1501 之形態特徵及附近植被照片 ... 44
圖十四、土壤樣體 1502 之形態特徵及附近植被照片 ... 46
圖十五、土壤樣體 1503 之形態特徵及附近植被照片 ... 48
圖十六、三個土壤剖面之游離鐵、鋁含量之垂直濃度分佈圖 ... 65
圖十七、三個土壤剖面之無定形態鐵、鋁含量之垂直濃度分佈圖 ... 67
圖十八、三個土壤剖面之有機型態鐵、鋁含量之垂直濃度分佈圖 ... 68
圖十九、三個土壤剖面中 Alo+1/2Feo(%)之垂直分佈圖 ... 70
圖二十、三個土壤剖面中 ODOE 值之垂直分佈圖 ... 71
圖二十一、三個土壤剖面中各型態鐵含量之垂直分佈圖 ... 72
圖二十二、三個土壤剖面中各型態鋁含量之垂直分佈圖 ... 73
圖二十三、三個土壤樣體 E 與 B 層間(a) 有機碳與酸性草酸銨及(b) 有機碳與焦 磷酸鈉抽出之鐵、鋁線性迴歸分析圖 ... 77
圖二十四、三個土壤剖面中有機碳及黏粒含量之垂直分佈圖 ... 78 圖二十五、三個土壤樣體 E 與 B 層間土壤黏粒與(a) DCB, (b) 酸性草酸銨及(c) 焦
磷酸鈉抽出之鐵、鋁線性迴歸分析圖 ... 79
圖二十六、三個土壤樣體 E 與 B 層間(a) 有機碳與 Alo+1/2Feo(%)及 ODOE 值；及 (b) 黏粒與與 Alo+1/2Feo(%)及 ODOE 值線性迴歸分析圖 ... 81
圖二十七、參照邱春媚 (2004)與本研究之 E 與 B 層間(a) 有機碳與酸性草酸銨及 (b) 有機碳與焦磷酸鈉抽出之鐵、鋁線性迴歸分析圖 ... 82
圖二十八、土壤樣體 1501 之微形態照片 ... 84
圖二十九、土壤樣體 1502 之微形態照片 ... 86
圖三十、土壤樣體 1503 之微形態照片 ... 89
圖三十一、土壤樣體 1501 E 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 92
圖三十二、土壤樣體 1501 Bhst1-L 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 94
圖三十三、土壤樣體 1501 Bhst-R 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 95
圖三十四、土壤樣體 1501 Bhst2-L 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 97
圖三十五、土壤樣體 1502 O/A 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 98
圖三十六、土壤樣體 1502 E1 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 99
圖三十七、土壤樣體 1502 Bhst-L 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 101
圖三十八、土壤樣體 1502 Bt2 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 102
圖三十九、土壤樣體 1503 E 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 103
圖四十、土壤樣體 1503 Bhst1 層黏粒部分之 X 射線繞射分析圖 ... 105
圖四十一、土壤樣體砂粒部分 X 光繞射圖 ... 107
圖四十二、阿里山地區土壤化育作用之模式假說 ... 113
第一章 前言
淋澱土(Spodosols or Podzols)一般生成於溫帶至寒帶高山地區，以冷涼潮濕的 環境為主 (Evans, 1980; McKeague et al., 1983)，地表植被多為針葉林，化育在透水 性佳的粗質地酸性母質上。淋澱土面積在全球佔4%，主要於高緯度國家如加拿大、
北歐和俄羅斯等地區 (McKeague et al., 1983)，亦有少部分出現在粗質地之石楠灌 木林植被下。然而在臺灣亞熱帶地區亦可發現其生成，主要分布於中高海拔地區，
中央山脈附近的亞高山及高山森林地，受到台灣地區母質多為頁岩、板岩與砂頁 岩互層影響，風化後之土壤通常質地較緻密，雖然有較粗質地的淋澱土，但與歐 美地區由冰磧石或冰河外洗平原所風化之土壤相比，在Mokam (1982)報告中資料 顯示，前者淋澱層黏粒含量很少超過100 g/kg soil，且在漂白層中又更低。然而，
台灣地區淋澱土中的淋澱層黏粒含量甚至高達400 g/kg soil (李心儀，1995；劉禎祺，
2004)。且因台灣高山地形陡峭，較缺乏穩定化育環境，不容易有穩定的淋澱化作 用進行，因此淋澱土分布不大。大多數在台灣地區所發現的淋澱土質地則較細，
形態上較相似於歐美壤質或粗坋質之淋澱土 (Muir, 1961)。
嘉義阿里山在早些年前於祝山和大塔山區域曾發現淋澱土分布 (茹皆耀等人，
1947)，這些土壤黏粒含量較高，與一般常見由粗質地母岩生成而來的淋澱土不同，
推測臺灣區域中高海拔山區因土壤質地細緻，在化育過程中可能有淋澱化作用伴 隨黏粒洗入的情形，而這是全世界淋澱土生成的特性上為極稀少的現象，僅早期 蘇聯時期科學家Muir (1961)整理發表，於俄羅斯附近地區發現土壤內具有黏粒洗入 與淋澱化作用兩種作用的形態特徵同時出現在土壤剖面中的現象。
在阿里山森林鐵路沿線土壤剖面標本製作及性質調查中，認為阿里山森林土 壤分類有兩類，分別為極育土與淋澱土，前者的亞類為典型簡育濕潤極育土(Typic Hapludults)，而後者的亞類則屬於典型簡育正常淋澱土(Typic Haplorthods) (陳尊賢 等人，2004)。
林經維 (2000)在阿里山地區之祝山與萬歲山兩地研究，發現祝山與萬歲山有 中質地(黏壤土或坋質黏壤土)之淋澱化土壤，但是由於黏粒移動作用在此地區盛行，
與淋澱化作用可同時進行。然而，多數山區地形不穩定，不利於淋澱化作用的發
生，因此極育土仍為本地區主要的土綱。邱春媚 (2004)進一步探討祝山一帶的粗 質地淋澱土化育作用，認為是以有機物與鐵形成錯合物一起向下移動之淋澱化作 用為主，有機物與鋁結合移動則較不明顯，此一淋澱化作用，同時亦伴隨黏粒洗 入一起進行。藉由以上文獻整理，認為在阿里山地區採集土壤位置會因微地形間 變化而有所不同，因此本論文以阿里山氣象站區域及祝山林道附近再進行採樣調 查，此外，對於未做過調查區域，新日出觀賞臺小笠原山周圍收集土壤樣體，為 更了解在此區域所生成的土壤是否有符合淋澱土的形態特徵，並且針對該區域間 各土壤的差異作討論，以及探討淋澱層內金屬元素型態間轉換、有機質的作用和 黏粒移動之關係，進行阿里山地區生成的土體間性質和化育機制之研究。
本論文主要目的為：(1)探討阿里山地區森林土壤中具淋澱化土壤之形態特徵、
理化特性與礦物組成與(2)土壤樣體間淋澱化作用與黏粒洗入作用程度，比較土壤 生成化育作用與分類地位之差異。
第二章 前人研究
2.1. 淋澱土
2.1.1. 淋澱土之形態特徵
淋澱土在俄羅斯稱為Podzols，under(pod)ash(zola)意思為具灰色洗出層底下的 土壤 (Ponomareva, 1964)，此外也稱Spodosols，由德文Spodos意思為樹木灰燼衍生，
主要發展於冷涼潮濕的環境下，母質大多以中到粗質地所構成，在健康的植被或 森林底下生成 (Steila and Pond, 1989)，全球各大洲皆有發現，主要分布於俄羅斯、
北歐及加拿大地區 (McKeague et al., 1983)(圖一)。在剖面層次中主要會出現四個化 育層：暗灰色有機質表層(O或A)、漂白洗出層(E)或無、紅色、棕黃色或黑色富含 無定形物質的洗入層(Bhs, Bs, Bh)以及砂質母岩層(C)，良好化育之淋澱土在層間內 會有明顯的表現，詳細層次介紹如下：
有機質表層(O)可依照有機物的分解程度分為L(litter)層、F(fermentation)層和 H(humification)層，由各層的相對厚度可反映其分解速率，並且從各層的顏色可推 測植生種類的變化。有些地區淋澱土的有機質表層會與礦質土表層混合，生成有 機╱礦物質層(O/A)，O/A層的顏色通常呈暗灰色(10YR 3/1)或暗紅棕色，土壤質地 一般較粗，但亦有壤質土到坋質土的質地；土壤構造隨質地之粗細而有單粒狀到 團粒狀或屑粒狀構造 (Bullock and Clayden, 1980)。
漂白層(E)指一土層的黏粒和游離氧化物皆被洗出，土壤的顏色顯現為原生砂 粒和坋粒的顏色，主要呈灰色(10YR 5/1)到淺灰色(10YR 7/1)，在土層中顏色的分 佈並不均勻。漂白層一般出現在淋澱層的上方，或在淋澱層與脆磐、淋澱層與黏 聚層之間 (Soil Survey Staff, 1999)；在排水不良的淋澱土，漂白層中常有斑紋；在 溫帶地區，漂白層通常較為淺薄。粗質地的漂白層構造為單粒狀，在偏光顯微鏡 下礦物粒子以石英為主，且無表面披覆，而細質地土壤則以整塊狀構造(massive structures) (Bullock and Clayden, 1980)。
美國土壤分類系統明確定義在洗入層內有關矽酸鹽類黏粒累積與活性無定形 有機金屬錯合物質累積的區別 (Soil Survey Staff, 1975)，前者稱為黏聚層(argillic horizons, Bt)，後者為淋澱層(spodic horizons, Bhs, Bs or Bh)。淋澱化物質(spodic
圖一、淋澱土之全球分布(USDA-NRCS, 2013)
Fig. 1. Global distribution of Spodosols(USDA-NRCS, 2013)
material)即為活性無定形物質(activity amorphous materials)，主要由有機質與鋁離子 和/或鐵離子組成；活性無定形物質之特性指其具有高陽離子交換能力、表面積大 和高保水能力。野外通常可藉其明顯土壤顏色與構造加以診斷 (Soil Survey Staff, 2014)，並可因有機物、鐵及鋁成分差異再細分為含有機物多的Bh層，或含鐵較多 的Bs層，一般Bh層常發現在淋澱層的上方。淋澱層厚度不一，易受微地形影響 (Bullock and Clayden, 1980)，溫度也會造導致出現的深度與厚度不同 (Stanley and Ciolkosz, 1981)。淋澱層顏色呈現紅棕色或深紅色，且具有低色值與色度，色度隨 深度增加而漸增 (Mokma, 1993)，在肥力表現方面，土壤pH低，一般淋澱土鹽基 飽和度相當低，在鋁飽和度則很高，矽酸鹽含量較少，土壤質地也較粗為砂質、
粗壤質與粗坋質 (Soil Survey Staff, 2014)。
母質層(C)於高緯度地區淋澱土的母質以冰磧石或冰屑為主，而在美國北部密 西根地區所屬母質來自鹽基含量少之砂質或粗壤質，源自於更新世或全新世的酸 性沉積物或前寒武紀花崗岩或片麻岩所構成 (Bockheim, 2003; Bullock and Clayden, 1980; Schaetzl and Isard, 1996)。在德國黑森林地區，同樣在冰河所沖刷出來的冰磧 平原環境下由花崗岩及砂岩風化形成粗質地土壤 (Sommer, 2001)。另外於北極圈 內的白令島及日本地區，由火山灰風化衍生的土壤，受到環境因素形成淋澱土 (Ivanov, 2014; Nishiue, 2014)。
2.1.2. 淋澱土微形態特徵
土壤微形態學(soil micromorphology)是藉由光學儀器（偏光顯微鏡或電子顯微 鏡）輔助下，在不破壞土壤物質的狀況下，保留土壤原始面貌，將自然的土體製 作成土壤薄切片(soil thin section)。於偏光顯微鏡之視野下，觀察土壤構造其成分 (components)、含量(contents)、特徵(features)、組織(fabrics)及微構造(microfabrics) 之排列情況，進而探討土壤構造中粗細粒子之分佈與大小、土壤基體顏色、孔洞 大小、形狀，黏粒洗入以及鐵、鋁與有機物的移動情況等，幫助對土壤內部物質 改變更進一步了解，亦可透過土壤薄切片的觀察描述，幫助研究者瞭解土壤化育 過程、礦物風化，甚至生成環境的變遷與古氣候的變遷 (Bullock et al., 1985)。因 此藉土壤微形態學的研究可彌補一些野外形態特徵觀察的不足，實驗室內的理化
性質分析、礦物轉變及化育作用的結果 (Soil Survey Staff, 1975; De Coninck and McKeague, 1985)。
De Coninck (1980a)在淋澱土中觀察到淋澱層內的微形態構造，將之依照膠結 程度分為兩類，一為膠結(cemented)的淋澱層、二為鬆散(loose)的淋澱層。膠結淋 澱層含少量植物根，在礦物粒子表面發現有機物、鐵及鋁等向性(isotropic)無定形 混合物，其具有完整之龜裂披覆體，形成單晶狀(monomorphic)有機物特徵，及具 有連續的顏色及密度；鬆散淋澱層則含有大量之植物根，構造中受生物影響及土 壤擾動之跡象明顯，土壤顆粒以有機物與黏粒及坋粒完全混合，形成不透明多型 的有機物暗色粒子(polymorphic dark pellets)與團粒構造，多型的有機物為不連續的 顏色和密度。
此外在De Coninck (1980b)的報告中，將膠結的淋澱層再分為具有鐵鋁盤之膠 結淋澱土、土壤層間含結瘤(nodular)與結核(concretion)的淋澱土，以及具薄膠層 (placic)淋澱土，而原本鬆散的淋澱層稱為碎屑之淋澱土(friable Spodosols)，指該淋 澱層之結持度為易碎的。在De Coninck and McKeague (1985)整理淋澱土之微形態 研究中，特別將鬆散的淋澱層之微形態再分為兩類，第一類土壤之砂粒含量高，
顆粒間孔隙多，顆粒間被等向性至弱的非等向性、棕色到黑色、卵形至不規則形 的團粒所填塞，而團粒和披覆主要由細礦物粒子和多型的有機物粒子組成；土層 中亦含有許多根系、真菌與生物排遺，結持度為易碎的。第二類土壤坋粒較高，
多呈現不規則、多孔的團粒構造。大的團塊由小團粒聚合而成(通常數毫米大小)，
而海綿(sponpy)構造是由不同大小的礦物粒子，埋藏於等向性至弱非等向性的有機 金屬錯合物之髓質(plasma)中，且混合真菌與不同階段分解的植物殘體。髓質通常 呈現紅棕色，具有高含量之鐵，孔隙度高，一般出現在壤質淋澱層中。
溫帶地區易碎的淋澱土有最高的坋粒及黏粒含量，且粒徑分布範圍最廣泛；
膠結的淋澱層則以砂質或砂質骨骼的質地為主要。在粗質地的淋澱土中，通常可 見龜裂的披覆體 (McSweeney and FitzPatrick, 1990)；而粒狀構造則在粗和細質地 的淋澱土中皆有，但在細質地且缺乏龜裂的披覆體(cracked coatings)的淋澱土中普 遍存在。黑色粒子大多出現在淋澱層較上部，龜裂的披覆體則在下部出現，Flach (1960)認為是由砂粒表面的多型龜裂披覆體呈薄片剝落導致，而在土壤生成過程中
黑色粒子的損壞留下未具包覆之砂粒，形成漂白層的微形態特徵。但是暗色粒子 與龜裂的披覆體並非只發生在淋澱土，因此在淋澱土的微形態特徵上，此兩項特 徵屬於必要但非唯一之條件。
在亞馬遜河流域生成之浸水淋澱土中，Bardy (2008)在淋澱層中發現有機質的 微形態分為兩類，一為不易分解具有易辨識細胞組織之植物殘體，二為上述所出 現的單晶狀及多型粒子結構，而有機質披覆體出現在Bhs、Bh及BC層中顯示洗入 作用的發生，更能透過土壤溶液萃取判斷其主要為鋁與有機質錯合。
Bourgault (2015)在縱向發展之淋澱層內觀察到典型的微形態構造，暗紅色粒子、
有機金屬錯合物且完整之團粒構造，稱碎屑狀微構造(crumb)，此外他也根據Stoops (2003)以粗/細物質關係分布(c/f relative distribution)，將縱向發展之淋澱層定性描述 為具有兩倍粒子間距，粗顆粒孔隙間具有細顆粒團粒聚集、細顆粒指得即是有機 金屬錯合物。因此藉由顯微鏡之觀察與化學分析結合，能有效作為土壤化育過程 的鑑定利器，進一步獲得土壤中物質移動或轉變之證據。
2.1.3. 淋澱土之黏土礦物
Franzmeier et al. (1963)分析在密西根地區淋澱土的A層與B層中不具有角閃石，
但在C層有黏粒大小之角閃石。然而有研究發現石英及長石普遍存在於第四紀生成 之溫帶淋澱土化育層中，石英更是存在整個土壤剖面中 (Andriesse, 1969)。C層內 的黏粒主要由次生型層狀矽酸鹽礦物構成，例如雲母(mica)、綠泥石(chlorite)和高 嶺石(kaolinite)。在淋澱層內的黏粒則是混合不明確的綠泥石化蛭石(chloritized vermiculite)或雲母轉變的產物，以及不帶有層間鋁離子的原生綠泥石。在漂白層的 部分則主要有蒙特石(smectite)，少部分地區可能為蛭石，此類膨脹性黏土礦物，
大多由不具膨脹性之2:1型矽酸鹽礦物風化而來，如雲母及長石 (Ross and Mortland, 1966; Ross and Kodama, 1974; Ross et al., 1990)。膨脹性礦物多以隨機的混層礦物雲 母-蛭石-蒙特石出現，且在X光繞射時以鎂飽和甘油處理下，不具純蒙特石的訊號 (Kodama and Brydon, 1968)。另有學者指出風化程度較低的淋澱土漂白層內多以伊 萊石(illite)存在 (Wang and McKeague, 1982)，在本研究區之前人研究中亦指出多數 為伊萊石 (林經緯，2000；邱春媚，2004)。對E層和B層中黏土礦物風化程度的差
異在於B層中的礦物表面會有有機金屬錯合物的包覆，因此能避免礦物風化。
關於淋澱土之黏土礦物風化作用包含了雲母層間鉀離子的釋出、綠泥石層間 鎂與鋁離子的釋出、八面體層中鐵離子的氧化作用及同構代換作用等，因此其種 類通常較為多變且無固定之形式。雲母類礦物可經由層間鉀被水合交換性陽離子 取代，降低其表面電荷密度即可生成蛭石或蒙特石 (Fanning et al., 1989)。綠泥石 類則透過脫水作用及氧化作用(二價鐵轉變成三價鐵)，使礦物構造崩解，水合層在 酸性環境下移去，最後生成蛭石或蒙特石 (Adams, 1963; Ross and Kodama, 1974)。
另外Gjems (1970)在南斯拉夫的淋澱土研究中，發現漂白層的蒙特石是由水化 蛭石(hydroxy-interlayered vermiculite, HIV)在強酸環境下，脫去層間的水合鋁離子 生成的，透過向下淋洗的有機物與鋁的錯合作用，促進層間鋁的流失。而在美國 南部海岸平原中亦發現該化育現象，在pH低於4.5與有機物含量高的土壤環境下，
上層土壤的2:1-2:2型混合黏土礦物會轉變生成蒙特石 (Malcolm et al., 1969)，在該 pH環境下，層間鋁離子因質子化作用溶解，有機物被分解的過程同樣會降低pH值，
一些移動性的有機酸如黃酸等便會和鋁形成有機金屬錯合物，向下繼續移動，過 程中陸續將礦物中的層間鋁離子溶出，因而生成膨脹性礦物。這些轉變可能發生 在淋澱土生成的早期 (Franzmeier et al., 1963)。同樣的在其他土綱如弱育土中也被 發現，因此對於淋澱土的黏土礦物來說沒有一個典型且特殊的黏土礦物特徵。
在一自然環境相似的地區內，由於形成的控制因素，如岩性、地形及氣候皆 相似，故常有類似的黏土礦物組合 (陳培源，1973)，而本研究地區位處於沉積岩 區，黏土礦物組成在漂白層以蛭石－伊萊石混層礦物及伊萊石為主；淋澱層中則 以蛭石與蛭石－伊萊石混層礦物為主並有少量水化蛭石生成；母質層則為伊萊石 (林經維，2000; 邱春媚，2004)。
2.1.4. 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 動；(B) 矽酸鹽風化後釋出之鋁、矽膠體。HA:有機酸; Fe:鐵; Al:鋁; Si:矽;
Sol:膠體
Fig. 2.The major process of podzolization according to the paper review: (a) formation of complexes of organic acids with Al and Fe; (b) silicate weathering transport of Al and Si as colloidal sols
HA Fe.Al
Si-Al Sol
OM-Fe-Al
(A) (B)
圖三、參照前人研究簡化淋澱土洗入層中淋澱化物質之固定：(A) 沉澱/吸附作用；
(B) 微生物降解作用
Fig. 3. The immobilization of spodic materials in illuvial horizon of Spodosol according to the paper review: (a) precipation/adsorption; (b) microbial degradation
Fe2+
OM- Al3+
Fe3+
OM-Fe-Al
OM-Fe-Al
Fe Al
Microorganisms
Degrade
表一、淋澱化作用機制之文獻整理 Table 1. The paper review of podzolization.
Podzolization 文獻
移動機制(Mobilization mechanisms) 有 機 酸 金 屬 錯 合 物 (Formation of metal- organic complexes)
Dahlgren and Ugolini, 1989; Lundström, 1993; Lundström et al., 2000b
鐵、鋁與矽無機膠體
(hydroxy-Fe-Al silicate(proto-imgolite)
Farmer et al., 1980, 1985; Farmer, 1981, 1982; Anderson et al., 1982; Taylor, 1988;
Farmer and Lumsdon, 2001
鐵的還原 (Fe reduction)
Skiemstad et al., 1992; Bloomfield, 1953a, b, 1954
固定機制(Immobilization mechanisms) 有機物聚合
(polymerization of organic acids)
Wiechmann, 1975
沉澱 (precipitation)
Gustafsson et al., 1995; De Coninck, 1980; McKeague et al., 1978; Schnitzer and Skinner, 1963; McKeague et al., 1971 絮聚 (flocculation) Schlichting, 1965
表面吸附 (adsorption)
Wiechmann, 1975; Jardine et al., 1989;
Jones and Bassington, 1998;
微生物降解(microbial decomposition)
Schnitzer, 1969; Boudot et al., 1989;
Lundström, 1993; Lundström,
1995;Gustafsson et al., 1995; Lundström et al., 2000b
2.2. 極育土
2.2.1. 極育土之形態特徵
極育土間歇性生成於南北緯40度之間，廣泛出現在北美、東部非洲中間、北 印度和中國西北部等地(圖四)，約占5.6% (Soil Geography Unit, 1972)，除了乾燥地 區以外能在任何環境下生成，極育土主要的形態特徵在於層間黏粒的洗出和洗入 作用 (Miller, 1983)。典型簡育濕潤極育土(Typic Hapludults)為該土綱(order)中數量 最多且最接近中心概念的代表，土壤表層為淡色表育層(ochric epipedon)，化育層 通 常 伴 隨 著 低 鹽 基 及 缺 鈣 離 子 之 黏 聚 層 (argillic horizon) 或 高 嶺 石 層 (kandic horizon)，此外鹽基飽和度會隨深度逐漸減少 (Soil Survey Staff, 1999)。一般來說，
典型極育土的土壤層序為A-E-BE-Bt-BC-C。在土壤表層(A)和洗出層(E)的質地大多 以砂質壤土、壤質砂土或坋質壤土，層界大多是突變的(abrupt)或清楚的(clear)。表 層土壤厚度小於15公分，構造以弱至中等的團粒狀構造為主，土色以灰棕色或暗 灰棕色；E層則通常無土壤構造或稱整塊狀構造，可能符合漂白層之標準，但其色 值太高色度過低導致不合預期 (Miller, 1983)。
黏聚層的質地則多以砂質黏壤土、砂質黏土、坋質黏壤土或黏土。黏粒含量 會從A、E或B層的上層開始規律性的增加，而至黏聚層的中段達到最大值，然後 再隨深度遞減至C層。黏聚層的層界大多是漸變的(gradual)或擴散的(diffuse)。黏聚 層的顏色通常是10YR 4/3至10YR 6/5，或是色彩更紅，色值在4到6、色度在6到8 之間。黏聚層的土壤構造大致上是稜角塊狀構造，隨著深度的增加而土壤構造變 的更粗。母質層(C)與黏聚層相比較，其顏色較不紅、構造更粗、不明顯或沒有構 造，黏粒含量也比較低 (Miller, 1983)。
在美國分類系統中，定義極育土為具有黏聚層(Bt)且鹽基飽和度< 35 %之土壤，
而黏聚層的定義則是：(1)細質地土壤之黏聚層厚度必須大於7.5cm，粗質地土壤黏 聚層厚度則必須大於15 cm，或是黏聚層厚度佔整個土體1/10以上；(2)具有黏粒洗 入之證據，如：定位排序(oriented clay)、黏粒膜(clay film)等；(3)若是上層之A層 黏粒含量小於15 %，則黏聚層黏粒含量必須高於A層3 %以上，若A層黏粒含量介 於15至40 %，則黏聚層含量必須高於A層1.2倍以上；若是A層黏粒含量大於40 %，
則黏聚層含量必須高於A層8 %以上。
圖四、極育土之全球分布(USDA-NRCS, 2013)
Fig. 4. Global distribution of Spodosols(USDA-NRCS, 2013)
2.2.2. 極育土之生成環境
氣候：極育土能在符合兩個氣候條件下就可以化育生成，第一個為在某些季 節裡，蒸發散速率必須比降雨速率大，第二為在某些季節裡，降雨量必須大於田 間容水量，且水分必須由土體滲漏而出，此條件是為了保持土體的低鹽基狀態，
以上兩者是形成黏聚層必要條件 (Soil Survey Staff, 2014)。由於很多區域之氣候狀 況都符合，因此生成極育土的氣候條件其實涵蓋很大的範圍。
母質：只要任何擁有足夠黏粒含量以生成黏聚層或是具足夠的可風化礦物經 風化作用生成黏粒，都能成為生成極育土之母質，而砂粒含量較高之物質含少量 黏粒則較無法達成。母質化育在更新世或更久之前的年代。
地形：極育土在地形上的分佈限制較低，有可能出現在山坡地、河階地或是 平坦的高地上，其可能生成極育土的位置，會因受地形和其他地貌因子、反應速 率與成土過程的完整程度調控 (Daniels, 1971; Ruhe, 1975)，化育出與極育土相關的 土綱如淋餘土(Alfisols)和氧化土(Oxisols)等。在密蘇里州年輕高地與河階上只有最 年久、穩定且高風化之地形才以極育土為主 (Scrivner et al., 1966)。Daniels et al.
(1975a, 1975b)在粗質地母質地區，發現淋澱土與極育土會同時出現，前者會在排 水差的低處生成，後者則位於排水佳的地形。
植生：極育土可在多樣植被下生成，但大部分的極育土還是在森林的環境下 出現，包括松樹林、橡樹林、棕櫚林等，極育土甚至生成於熱帶地區如夏威夷，
包括蕨類的熱帶雨林環境下。南美和非洲的無樹大草原也有發現極育土的存在。
時間：對於極育土的生成時間依賴著多種土壤生成因子影響、完整土壤生成 的速率，可能與地表地貌達到穩定狀態所需的最長時間相等。於墨西哥灣沿海地 區發現地簡育濕潤淋澱土化育時間較短，只需約18,000至30,000年即可 (Gamble et al., 1970)，而在密蘇里州、阿肯色州及美國東南岸沿海平原則出現化育時間超過 1000萬年的極育土 (Bretz, 1965; Daniels et al., 1978)。
2.2.3. 似淋澱化土之極育土研究
早期對於極育土的討論大多在於土壤中磚紅壤(laterite)的特性，另外解釋其組 成份中SiO2:Al2O3與SiO2:R2O3低比例的化育過程，卻較少注意土壤剖面的形態特徵。
隨著強調土壤剖面形態特徵和其化育層的重要性後，許多極育土中都發現了似淋 澱 化 土 (podzol-like) 的 特 徵 。 然 而 淋 澱 化 作 用 (podzolization) 和 磚 紅 壤 化 作 用 (laterization)在分類過程中被認定是一組拮抗作用，因此有些學者認為這種結果可 能是此兩種作用依序發生造成的 (Miller, 1983)。Joffe (1936)曾描述在美國東南部 的土壤同樣發生這兩種作用相互競爭的情形，對淋澱化作用來說較佔優勢。Byer et al. (1938)則認為磚紅壤化作用是一種土壤物質風化過程伴隨紅土黏粒的產生，而淋 澱化作用則是出現於這些黏粒在濕潤溫暖或熱帶環境下產生紅及黃色的土壤之後 才接著進行。在該紅及黃色淋澱化土壤的形成過程，多數研究強調其黏粒位移的 程度與洗出作用和洗入作用的關係，然而Simonson (1949)透過土體中游離態鐵氧化 物：黏粒的比值，在相當深的母質層中，矽酸鹽黏土礦物的形成，及其後在土體 中耗竭，才是主要的作用，淋澱化作用則可以被忽略。
McCaleb (1959)在美國北卡羅萊納州同樣研究此兩類土壤，指出其必須在潮濕 溫暖或熱帶地區，藉由風化強度的增加才有可能生成化育，並提出黏土礦物和鐵 氧化物來源是由現地母質層轉變生成，隨後遍布整個土體，而B層的質地則是由於 A、E及B層黏粒的物理性重新分佈所產生的結果，黏粒生成可以想像成由較低的 層間開始，再向上生成透過上方覆蓋層的黏粒和礦物量分配調控。E層厚度則與母 質中所含抗風化的礦物含量有關。
現今已經有很多關於極育土化育過程的研究，最強調的還是風化強度的增加 和鹽基淋洗、黏粒的形成和移動、二三氧化物(sesquioxides)的累積以及土壤顏色的 生成 (Miller, 1983)，Carlisle et al. (1978)認為極育土內出現淋澱層的機會相當有限，
無論是淋澱土或是極育土的形態特徵皆是一個複雜且年久的成土過程。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)，因此大多數似淋澱化土的討論依然是著重其極育土的特徵，而將其歸類於 極育土
2.3. 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)。
第三章 材料與方法
3.1. 研究位置
本研究地區位於臺灣中部嘉義阿里山的祝山地區，屬於阿里山山脈，其概略 位置約在東經120o48’至120o49’，北緯23o29’至23o32’之間，行政區域隸屬於嘉義縣 阿里山鄉大埔事業區，採樣點由阿里山舊火車站上方林務局工作站進入，沿祝山 林道可通往祝山觀日樓(標高2470 m)以及新日出觀賞臺小笠原山(標高2488 m)，研 究地區海拔高度約從2200 m至2480 m，樣點選擇主要以地形平坦處(slope < 10%) 作為條件，搜尋該地區土壤中具有明顯顏色對比或符合淋澱層野外形態劃分之土 壤，以利探討土壤間在淋澱化作用程度上之差異，採樣點位置與林道的路線(圖 五)。
3.2. 氣候
根據中央氣象局在阿里山氣象站(2470.5公尺)從1981年至2010年歷年之氣候資 料(圖六及表二)，本研究區年降雨量約為4,000公釐，降雨月份主要在五月至九月期 間，其主要因梅雨以及颱風所帶來豐沛雨水，降雨量最多是在八月，約有810公釐 左右，最少月份則是在十一月，約為50公釐。本區之年蒸發量約為500公釐(中央氣 象局，2015)，各月的蒸發散量約略相等，全年僅在冬季一月與二月之蒸發量會大 於降雨量，所以研究區全年皆處於濕潤狀態。本研究區之平均相對濕度約為86%，
全年溼度皆高，並隨季節有很明顯顯著變化。研究區之年均溫為10.8 °C，由於土 溫大約為氣溫再加上2 °C，因此土溫約為12.8 °C左右，月均溫在5.7至14.2 °C之間，
冬夏季溫度差約為9 °C。故本研究區全年大致處於冷涼潮濕狀態，且依據此氣候資 料判斷，冬夏季溫度差在8到15 °C之間，由美國分類系統 (Soil Survey Staff, 2014) 判定，此區之土層50公分深之土溫是屬於溫和的(mesic)溫度境況，土壤水分境況 則屬於濕潤的(udic)水分境況。
3.3. 植生
本地區之氣候其降雨量充足而全年濕潤，但阿里山地形多為山地上部或近山
圖五、研究區土壤樣體採樣位置圖
Fig. 5. Location sampling sites at the study area
圖六、研究區降雨量與氣溫(1981-2010)(中央氣象局，2015) Fig. 6. Rainfall and air temperature of study area (1981-2010)
0 2 4 6 8 10 12 14 16
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900
Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec
Monthly Mean Precipitation (mm) Monthly Mean Temperature (℃)
T e m p erat u re ( ° C)
Preci p it at io n (m m )
表二、研究地區氣象資料 (1981-2010)
Table 2. The weather data in study area (1981-2010)
資料來源：中央氣象局阿里山氣象站(中央氣象局，2015)
Item Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec Mean Total Monthly Mean Temperature (°C )
6.2 7.2 9.3 11.4 12.9 14.2 14.6 14.4 13.7 12.3 10.3 7.3 11.2 Monthly Max. Temperature (°C )
11 11.7 13.8 15.7 16.9 18.1 19.1 18.7 18.3 17.5 15.5 12.4 15.7 Monthly Min. Temperature (°C )
2.5 3.7 5.8 8.2 9.7 11.3 11.2 11.4 10.6 8.8 6.6 3.5 7.8 Monthly Mean Precipitation (mm)
71.7 137.3 166.5 254.2 493.6 649.6 668.3 809.3 432.9 146.7 46.3 55.9 3932 Monthly Mean Relaltive Humidity (%)
81 84.3 81.9 85.3 89.1 90.2 90.3 92.2 91.1 87.6 82.4 78.9 86.2
脊處，因此常受強風吹襲，造就氣候冷涼為植被生長主要之限制因子，對針葉樹 林組成因素較複雜 (柳榗，1968、1971)。研究區域海拔高度介於 2300 至 2500 公 尺左右，根據蘇鴻傑 (1978)指出檜木林常出現於海拔高度 1600 至 2400 公尺之地，
其年平均溫度在 10 °C 至 20 °C 之間，潮濕、涼爽、開闊的環境正是檜木纇植物 喜愛生長場所。由殖產局技手小笠原富二郎對阿里山區所提出的植物分佈與林相 的調查報告，當時認為針葉樹蓄積達 473 萬立方公尺，但此結果與後續調查資料 對比被認為高估，因此在 1911 年 9 月，中里正依據藤田組的每木調查為基礎，重 啟森林調查，認定包括河合溪流域等，針葉樹蓄積為 295 萬立方公尺、闊葉樹為 310 萬立方公尺(陳玉峯與陳月霞，2003)。本區上層自然木本植物主要以紅檜/臺 灣鐵杉林及紅檜∕臺灣扁柏為優勢社會，紅檜/臺灣鐵杉林植被群其上層樹冠以紅檜 (Chamaecyparis formosensis)及臺灣鐵杉(Tsuga chinensis)佔優勢，並有少數華山松 (Pinus armandii)或昆欄樹 (Trochodendron aralioides)相伴而生，下層則由 南燭 (Lyonia ovalifolia) 、 森 氏 杜 鵑 (Rhododendron morii) 、 昆 欄 樹 (Trochodendron aralioides)等，等灌木或小喬木形成灌叢社會；另外在紅檜∕臺灣扁柏植被群其上 層 樹 冠 以 紅檜 及 臺灣 扁柏 (Chamaecuparis obtsua)佔優勢，此外 華山松 (Pinus armandii)為造林中自生者居次，林下則以玉山箭竹(Yushania niitakayanensis)為領 導優勢；其他第二、三層伴生樹種如常綠喬木森氏櫟(Cyclobalanopsis morii)、高 山新木薑子(Neolitsea acuminatissima)、臺灣江某(Schefflera taiwaniana)等，另外尚 有草本或藤本類如火炭母草(Polygonum Chinese)、五節芒(Miscanthus floridulus)，
其 餘 地 被 如 斜 方 複 葉 耳 蕨 (Arachniodes rhomboides) 、 阿 里 山 忍 冬 (Lonicera acuminata) 、 臺 灣 瘤 足 蕨 (Plagiogyria formosana) 、 臺 灣 鱗 毛 蕨 (Dryopteris formosana)、臺灣長春藤(Hedera rhombea)、臺灣澤蘭(Eupatorium formosanum)等 一些蕨類及苔蘚類植物。除原生自然林外，因經濟因素下所種植的人工柳杉林亦 為本區之重要林相。
綜觀阿里山地區海拔高度之植生群，涵蓋溫帶闊葉林及涼溫帶針葉林植生群，
且阿里山地形多變化提供植群不同棲息環境，因此蘊育許多珍貴樹種如紅檜、臺 灣扁柏、臺灣杉、臺灣鐵杉及華山松等。
3.4.地形與地質
臺灣地區早期因強烈造山運動，使得成為一多山島嶼，山地面積超過全島總 面積的65% (林朝棨，1957)。本研究區域屬於阿里山山脈主脈上，山脈走向與玉山 山脈略呈平行。鄰近之玉山山脈屬始新世紀層，而阿里山山脈則屬於中新世晚期 (Late Miocene)-南港砂岩層，構成山脈之岩石以沉積岩，多以砂岩、頁岩互層，為 臺灣西部中新世中最年幼的一個沉積循環，此外屬於海陸相交的陸臺型沉積相。
南港層位於下部，由白色砂岩、黑灰色頁岩以砂岩、坋砂岩、頁岩的薄葉互層構 成；桂竹林層位於上部，主要由厚層淡清灰色(或灰白色)細粒砂岩夾雜著深灰色頁 岩所構成，互層存在者較多。
3.5.土壤剖面挖掘與野外形態特徵之描述
土壤剖面挖掘與描述，皆參照美國農部土壤調查手冊 (Soil Survey Staff, 2014) 之方法採集。依照地理位置挖掘土坑，土壤剖面挖掘深度隨地形與母質而不同，
因此以遇到底層為岩石層(R)為原則，土坑挖掘完畢之後，進行剖面表面之清理，
使其呈現出自然土壤構造；再以標示牌與刻度尺標示剖面深度後，將其攝影留存。
之後區分土壤剖面各化育層界，並加以標號、詳細觀察以及進行土壤剖面形態特 徵描述與周圍環境資料的紀錄。完成描述後採集各化育層的土壤約二公斤，分別 裝袋並標記號碼，攜帶回實驗室進行後續處理。
樣體現地描述的部分參照美國農部(USDA)發行土壤調查手冊 (Soil Survey Division Staff, 1993)，將土體中的層次、厚度、顏色、質地、構造、結持度、根與 根孔之大小、數量與分布、層界等仔細記錄(附件一)。此外，也參照WRB (world reference base for soil resources, 2014)系統分類一併做比較。
3.6.土壤樣體採集與處理
將所採集之土壤樣品經自然風乾，研磨並過10 mesh篩網(< 2 mm)，混和均勻 後裝入樣品罐中，以供日後實驗分析用。
3.7.土壤薄切片製備與觀察
在樣地的原始土壤剖面中，依照層間序列分別採取Bhs層、Bt層或交接層界之
