林森植被下流域土壤溶液與河流水化學(xué)性質(zhì)動態(tài)研究

1、林森植被下流域土壤溶液與河流水化學(xué)性質(zhì)動態(tài)研究（一）Jenny L.K. Vestin , Sara H. Norström, Dan Bylund , Per-Erik Mellander, Ulla S. Lundström摘要：在瑞典中部的Bispgarden港(63°07N, 16°70E).連續(xù)兩年觀測其土壤溶液與河流水化學(xué)變化。土壤樣品與土壤溶液的采集地分別選在距離河流10m以及80m出的山坡上。目的是為了檢驗補給區(qū)（灰化土）和排泄區(qū)（紅砂壤）的相互作用，并嘗試研究土壤溶液與河流水化學(xué)性質(zhì)之間的關(guān)系。流域中土壤母質(zhì)是相似的，但是排泄區(qū)的C、N

2、含量高于其他區(qū)域，極有可能是由于其水文條件不用于補給區(qū)。而由于排泄區(qū)的高碳含量，排泄區(qū)的可交換陽離子以及鹽基飽和度也高于補給區(qū)。排泄區(qū)土壤溶液中， 和含量也高于補給區(qū)，這可能是由于隨著土壤中C含量的增加，元素在土壤中的運移和留存過程不一樣造成的。在融雪時期，在土壤生物活動以及稀釋作用下，土壤溶液中， 和的濃度較低。在生物活動以及風(fēng)化作用下，其濃度也會季節(jié)性增加。土壤溶液中濃度，在融雪期有所增加，由于生物的攝取，而在夏季有所下降。2003年8月，在一段干旱時期過后，強烈的降雨隨之而來，河流水化學(xué)性質(zhì)也因此發(fā)生強烈的改變。河流中，和濃度有所增加，而濃度則有所下降。可見，在高流季節(jié)，河流水化學(xué)性質(zhì)可

3、以反映排泄區(qū)上層土壤化學(xué)性質(zhì)，在低流季節(jié)則反映的是更下層的土壤以及地下水的化學(xué)性質(zhì)。1. 前言自然生態(tài)系統(tǒng)中，閉合流域較為合適研究與解釋水文化學(xué)過程。(Bishopet al., 2004; Laudon et al., 2004b; Mullholland and Hill, 1997;Stutter et al., 2006) 由于不同的生物化學(xué)過程和基于不同水文條件下的運移途徑，使得不同流域之間，甚至是同意流域的不同區(qū)域之間，營養(yǎng)物質(zhì)的動態(tài)存在不同。(Stutter et al., 2006）這就會導(dǎo)致營養(yǎng)物質(zhì)出現(xiàn)不同的留存于運移過程。（Campbell et al., 2004;Joh

4、nson et al., 2000) 元素濃度高度受生物活動影響，隨生物活動的變化，呈現(xiàn)高度的季節(jié)變化。這種季節(jié)性變化通常在表層土壤中更為明顯，隨深度的增加這種變化逐漸變小。(Land and Öhlander, 1997; Lundström, 1993) 營養(yǎng)物質(zhì)濃度也呈現(xiàn)隨深度的不同而有所變化。營養(yǎng)物質(zhì)如，濃度隨深度增加而增加，因為土壤中絕大部分，來源于母巖的風(fēng)化過程，再如，由其在生物再循環(huán)過程十分活躍，其最大濃度則出現(xiàn)在表層土壤中。(Johnson et al.,2000) 因此土壤溶液中營養(yǎng)物質(zhì)濃度能反映基巖的均質(zhì)性和風(fēng)化程度以及生物群落的活動。排泄區(qū)對養(yǎng)分的動態(tài)

5、以及河流水組分有重要影響。這個區(qū)域既起到了養(yǎng)分儲存庫的作用，也能由于植物的攝取或截留保存養(yǎng)分，也是河流養(yǎng)分的釋放源，尤其是在高流季節(jié)，比如融雪期。(Bishop et al.,1993; Burt, 2005; Fölster, 2000; Laudon et al., 2004b) 水分在干旱時節(jié)被儲存在流域中，降水量增加時，也就是暴風(fēng)事件發(fā)生時，又從流域中被釋放。因此河流水環(huán)境化學(xué)性質(zhì)隨水文情勢而變化表明在某些情況下，由于其他水源的加入使得地下水位上升，也正是因為如此包氣帶中的水是流動的。在濱河區(qū)域，河流水環(huán)境化學(xué)性質(zhì)很大程度上由土壤化學(xué)性質(zhì)決定，因為在土壤溶液滲濾進入河流之前只

6、能與土壤接觸，可以說徑流的化學(xué)性質(zhì)取決于水流和河濱區(qū)域土壤化學(xué)性質(zhì)。(Bishop et al., 2004). Langhoff et al. (2006)描述了水體進入河流的三種可能途徑：1）直接通過河床進入；2）通過河床到達地表，然后再進入河流；3）僅僅通過地表直接進入河流。根據(jù)他們在丹麥的一個實驗結(jié)果顯示水體進入河流最常見的途徑是水體通過河床到達土壤表面而進入和水體直接進入河流相結(jié)合的方式。此研究的目的在于論證元素的動態(tài)變化以及北方森林植被下小流域水體中元素的時間變化規(guī)律。此項研究的研究地選在瑞典中部，并持續(xù)觀測了兩個季節(jié)。本項目將研究補給區(qū)與排泄區(qū)之間不同的營養(yǎng)條件，并嘗試將斷面的水

7、文情勢與河川徑流及水環(huán)境中化學(xué)指標(biāo)的濃度聯(lián)系起來。2. 資料與方法2.1樣點描述Bispgarden港(63°07N, 16°70E)位于瑞典中部（見圖1），海拔258m，是該區(qū)域海拔最高的海岸線。年平均降水量約700mm，年平均溫度+2，研究地位于朝向河床的斜坡處，坡度為2°，流域面積為50公頃，其內(nèi)植被覆蓋為以80年左右的挪威云杉和歐洲赤松為主的次生林。該地區(qū)存在少量認(rèn)為沉積?；鶐r類型主要為花崗巖和片麻巖。補給區(qū)的土壤類型為灰化土，排泄區(qū)則為紅砂壤。(FAO,1990）本次研究分別在距離河流10m（土壤類型為灰化土）和80m（土壤類型為紅砂壤）的位置各部設(shè)了六

8、塊樣地。每塊樣地之間間隔約為10-15m，灰化土和紅砂壤的有機質(zhì)層平均厚度都約為28。灰化土的E層平均厚度為9，C層之上，還存在厚度約7的B層。而紅砂壤則在C層之上存在厚達50的A層。采樣之時，先將植物活體去除，對剩下的土壤樣品分兩部分采集。上層部分（O1）由未降解的垃圾組成，下層部分（O2）則是由垃圾已降解或部分降解后的成分構(gòu)成。圖1.采樣區(qū)的位置與輪廓2.2土壤固體于2002年9月，分別采集兩個土壤剖面除腐殖質(zhì)層以外所有發(fā)生層的土壤樣品，以便確定土壤組成成分。（灰化土剖面采集E：淋溶層；B1：上層積淀層；C：礦質(zhì)層，紅砂壤剖面采集0-5；10-15；45-50）。在105下，烘干樣品，并用

9、溶解。先用溶解，然后使用電感藕合等離子體質(zhì)譜進行分析。該方法曾在瑞典呂勒奧分析生化展上被展示過。為了確定可交換陽離子，土壤含N量、含C量以及PH，采集了所有的剖面各發(fā)生層的土壤樣品（灰化土：O2，E，B1，C；紅砂壤：O2，以及0-5，10-15，45-50）?？山粨Q，的含量依照瑞典標(biāo)準(zhǔn)ISO-11260 at HSMiljölab AB（瑞典卡瑪爾）確定。在使用ICP測定元素時，先用0.1M 溶液萃取。土壤PH也根據(jù)瑞典標(biāo)準(zhǔn)ISO-11260 at HSMiljölab AB（瑞典卡瑪爾）確定。在70下烘干樣品，然后用Perkin Elmer Chn 2400 元素分析儀

10、分析樣品C、N含量。所有的這些分析都是由位于于默的瑞典農(nóng)業(yè)科技大學(xué)的土壤科學(xué)實驗室進行的。2.3土壤溶液與河流水以水位計在河道呈三角堰型處持續(xù)測量河流徑流量(TruTrack Ltd., New Zeeland)。無雪期每周都在V型河道處測流，并繪制出流量過程線。CoupModel(Jansson and Karlberg, 2004)是一個基于物理過程的生態(tài)模型，可用于推測外延缺測的時間序列，如圖2。圖2：基于測量及CoupModel模擬得到的徑流量日變化趨勢采樣點之間水在土壤中的運移存在差異。在補給區(qū)，水的運移主要發(fā)生在垂直方向，因此該區(qū)域土壤發(fā)育良好，為典型的灰壤土。在排泄區(qū)，樣點處在濱

11、水地帶，靠近河流，存在沿斜坡流動的水平流，以及地下水水位會在表層土壤附近波動。不同采樣點的土壤飽和度（也即地下水位）以安裝在地下鉆孔的水位計(TruTrack Ltd., New Zeeland生產(chǎn))進行監(jiān)測，土壤水分在地表以下5厘米處利用TDR-probes (CS616, Campbell)測得，如圖3.圖3：補給區(qū)與排泄區(qū)土壤水分含量月均值，安裝在地下鉆孔的水位計測得的土壤飽和度以及在地表以下5厘米處利用TDR-probes (CS616, Campbell)測得的土壤水分灰壤土的四個不同的發(fā)生層都分別安裝了吸入式濃度計(Rhizon MOM,Rhizosphere,Wage-ninge

12、n, Netherlands)，分別為O2層（較深的有機質(zhì)層）, E層, B1 層(較為上部的B層) 以及C層。紅沙壤也分別在O2層, 05 cm, 1015 cm 以及4550 cm深處安裝有吸入式濃度計。并且每一個坑的每一發(fā)生層安裝有三個濃度計。濃度計是用來收集樣點土壤中可滲透的溶液，因為它會影響河流水分的組成。在收集結(jié)束后，每一發(fā)生層都分別將三個濃度計采集到的樣品混合得到一個混合樣品。在7個月時間里，在未發(fā)生凍結(jié)或者干涸的情況下，每月都收集一次土壤水。每周在流域出口V型河道處收集河流水，在如融雪、暴雨等高流量事件發(fā)生期間還會加大收集頻率。在分析之前，土壤溶液都用直徑為0.45m的膜過濾器

13、過濾(Millex-HV, Millipore)。在過濾之后立即用Beckman 32 pH-meter(Beckman CoulterInc., Fullerton, CA, USA).測定溶液的pH。河流水的pH在過濾之前測定。用來測定可溶性有機碳含量的樣品的分析使用TOC-5050A總碳分析儀 (Shimadzu, Kyoto, Japan).陰離子（以及)的測定采用DX-120離子色譜儀(Dionex, Sunnyvale, CA, USA).在采樣結(jié)束兩天之內(nèi)即對可溶性有機碳及陰離子進行分析測定。以及可快速反應(yīng)采用流動注射分析(Foss-Tecator, Högan

14、8;s, Sweden).、可快速反應(yīng)在采樣結(jié)束兩天之內(nèi)即測定其含量，而、在分析測定之前需將其冷凍。可快速反應(yīng)的測定采用克拉克（Clarke）等人提出的方法，可快速反應(yīng)通常被認(rèn)為可以組成無機單體形態(tài)以及硫化態(tài)的鋁化合物。用于測定陽離子的樣品需先用高濃度的進行酸化，并在4的條件下保存。然后用ICP-MS (VG PQ Excel, Thermoelemental,Winsford, England)進行分析。2.4土壤呼吸在生長季節(jié)，每月分別測定補給區(qū)和排泄區(qū)各兩個土坑的土壤呼吸。一共有8個樣點進行了該項調(diào)查，并由此獲得了土壤呼吸的平均值。土壤呼吸的測定采用EGM-4 (PP-Systems,

15、UK).2.5數(shù)據(jù)分析利用MINITAB 12版軟件，設(shè)定顯著性水平為的情況下，對實測數(shù)據(jù)進行t檢驗以及方差分析。在t檢驗過程中，每一土壤參數(shù)在不同深度所測得的數(shù)據(jù)都是分開進行檢驗的。3. 結(jié)果灰壤土和紅沙壤的總組分中、以及可交換態(tài)的、以及碳的含量均在表1中列出。而灰壤土和紅沙壤土壤固體中、的含量是相似的。只有的含量存在差異，灰壤土的E層中含量較紅沙壤的同一發(fā)生層要高?？山粨Q含量在除O層以外的整個紅沙壤土壤剖面上均高于灰壤土。與灰壤土相比，紅沙壤中可交換、的含量隨深度增加而呈現(xiàn)遞減的趨勢，但是只有0-5層經(jīng)統(tǒng)計驗證要高于灰壤土。這就導(dǎo)致了紅沙壤0-5、45-50層的鹽基飽和度要更高，而且紅沙壤

16、所有礦質(zhì)層的可交換陽離子含量也要更高（見表1）。紅沙壤在整個土壤剖面上碳含量呈現(xiàn)隨深度增加而遞減的趨勢，而灰壤則只在0-5厘米的深度也就是O層，發(fā)現(xiàn)碳含量特別高。紅沙壤中的氮含量亦隨深度增加而呈現(xiàn)遞減的趨勢，且在O層以及0-5層要顯著高于灰壤。灰壤中E層及B1層pH要高于紅沙壤。圖2是在兩年實驗期間，整個調(diào)查區(qū)域徑流量的日變化。在生長季節(jié)，是流域較為干涸的時節(jié)但在2003年降水量有所增加。這也可以通過同一時期補給區(qū)和排泄區(qū)土壤飽和度大幅提高推斷而知（見圖3）。而在這段時間內(nèi)，土壤濕度并沒有太過劇烈的變動，當(dāng)然這也可能是測量的時間間隔過長造成的。pH及土壤溶液中、的濃度的季節(jié)平均值的變化可分別從

17、圖4a-h看出。在2003年至2004年間采集的每一個樣點的灰壤與紅沙壤數(shù)據(jù)都分別計算其均值及標(biāo)準(zhǔn)誤差。每一變量（深度、時間、灰壤、紅沙壤）和要素的重要性檢驗都是分別進行的?；胰赖膒H值要更高（圖4a），而在整個土壤剖面上紅沙壤中含量則要更高（圖4b）。pH隨深度增加而增加，而則表現(xiàn)為下降（圖4a-b）。紅沙壤中在更深的土層中濃度要更高，而在上層土壤中其在紅沙壤與灰壤中的含量幾乎沒有差別（圖4c）。紅沙壤的土壤溶液中、濃度普遍高于灰壤，只有在有機質(zhì)層，即O層，灰壤土壤溶液中、濃度要高于紅沙壤。雖然在O層紅沙壤中的濃度要明顯高于灰壤，但在更深的土層中，兩者幾乎沒有差別（圖4h）。圖4：Avera

18、ge soil solution concentrations (M) for podzol and arenosol. DOC concentration in mM. The average values and standard errors are based on all.sampling occasions during 2003 and 2004. n96. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon.土壤溶液各變量（pH、）在時間序列上的變化趨勢見圖5-12。這些圖是將各

19、樣點的灰壤和紅沙壤的各個變量于2003年至2006年采集數(shù)據(jù)的平均值（n=6，未發(fā)生干涸時）分別繪制而成。同一時期河流的相應(yīng)變量的均值（n=1）也繪入同一張圖中。通常說來，較之紅沙壤和上層土壤，灰壤和深層土壤溶液中離子濃度的要更穩(wěn)定。在融雪季節(jié)，土壤和河流的pH值都較低。在生長季節(jié)，土壤pH值在初始短暫的升高后，逐漸下降，而在這個季節(jié)，河流pH值輕微有所增加（圖5a-c）。圖5：Time trends for average pH in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missi

20、ng values are due to dry sampling conditions.n6. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth in cm.2003年8月，由于出現(xiàn)持續(xù)降雨，河流pH值有所下降，達到與融雪季節(jié)同樣的低值。相應(yīng)地，河流濃度在融雪季節(jié)和大雨期間都很高（圖6c）。2003年雨后一個月，尚處在生長季節(jié)，所有樣點的土壤溶液的濃度也都增加了（圖6a-b）。Fig. 6. Time trends for aver

21、age DOC concentration in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missing values are due to dry sampling conditions. n6. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth in cm.在早春和2003年大雨前的干旱時節(jié)，土壤溶液中的濃度相對較高，而在夏

22、季有所降低（圖7a-c）。Fig. 7. Time trends for average NO3 concentration in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missing values are due to dry sampling conditions. n6. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth

23、 in cm.然而在2004年秋季，紅沙壤更深層土層中的濃度也較高（圖4c，7b）。更深層土層土壤溶液中的濃度要更高，并且在2003年大雨后，樣點濃度有所升高（圖4d，8a-b）。Fig. 8. Time trends for average SO4 concentration in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missing values are due to dry sampling conditions. n6. E denotes elluvial, B1 denot

24、es upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth in cm.河流中濃度在融雪季節(jié)要更高，在2003年大雨前達到最大值（圖8c）。的最大濃度出現(xiàn)在上部礦物土層，并且在生長季節(jié)及2003年大雨之后，通常都有所升高（圖4c，9a-b）?？煽焖俜磻?yīng)與呈現(xiàn)相似的變化趨勢，可快速反應(yīng)的最大值為20M，出現(xiàn)在有機質(zhì)層（數(shù)據(jù)并未列出）。在2003年大雨期間，河流中的濃度有所升高（圖9c）?？煽焖俜磻?yīng)的濃度也增加至總濃度的25%?；胰篮图t沙壤土壤溶液中的濃度都表現(xiàn)為深層土壤要高于上層土壤（圖4f，10a-

25、b），并且無論是河流水還是土壤溶液中，濃度都隨季節(jié)變化而有所升高。在2003年大雨期間河流中濃度顯著下降了（圖10c）。灰壤中，上層土壤中濃度要更高，而在紅沙壤中所有土層濃度幾乎不存在差異（圖4g，11a-b）。在生長季節(jié)，濃度在E/0-5層有所增加。在2003年大雨后，樣點紅沙壤上層土壤中濃度增加了。在河流中，濃度隨季節(jié)變化而增加（圖11c）。在2003年8月大雨期間，河流濃度達到峰值。在灰壤區(qū)和河濱地帶，上層土壤溶液中濃度均要高于深層土壤（圖4h，12a-b）。在2003年至2004年的調(diào)查期間內(nèi)，河流中濃度隨季節(jié)變化而出現(xiàn)波動，并且在降雨時期，表現(xiàn)為下降（圖12c）。對深度，樣點所在的坡

26、度以及土壤溶液中待分析的變量進行方差分析，以評估各變量的重要性。各要素的值見表2。對灰壤和紅沙壤而言，pH，土壤溶液中、的濃度均隨季節(jié)變化而變化（）。紅沙壤土壤溶液中濃度隨季節(jié)變化而變化，而灰壤中并無此種規(guī)律。在灰壤上層土壤中，濃度也呈現(xiàn)季節(jié)變化規(guī)律，而更下層的土壤則沒表現(xiàn)出規(guī)律性（圖9a）。Fig. 9. Time trends for average Al concentration in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missing values are due to d

27、ry sampling conditions. n6. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth in cm.這極大地影響了統(tǒng)計模型的計算。灰壤和紅沙壤的pH及其土壤溶液中、等的濃度隨深度的變化也呈現(xiàn)一定的差異性。土壤深度也同樣影響著紅沙壤中的濃度，但是對灰壤中濃度并無影響（表2，圖7）。無論是灰壤還是紅沙壤，其對土壤pH以及土壤溶液中、的濃度有重要影響。通過采用t檢驗驗證兩種土壤之間的差異性，方差分析的結(jié)果也證實了這種結(jié)論，

28、如圖4。t檢驗也表明紅沙壤中、的濃度也明顯高于灰壤（圖4c，d）。4. 結(jié)論補給區(qū)與排泄區(qū)的土壤呼吸并未表現(xiàn)出顯著性的差異。在采樣期間，隨季節(jié)變化其值約在115 之間變化。因此，假定灰壤和紅沙壤中的生物活動是相似的。土壤溶液的差異性則極有可能是土壤性質(zhì)和土壤含水量的差異性造成的，而不是生物活動。除了灰壤E層的含量要高于紅沙壤，灰壤和紅沙壤的礦物組成是相似的，并且變化范圍與瑞典、芬蘭地區(qū)的花崗巖/片麻巖土壤是一致的，見表1(Ilvesneimi et al., 2000)。Bispgården地區(qū)灰壤中可交換陽離子含量與斯堪的納維亞半島上由花崗巖片麻巖發(fā)育而來的灰壤中的含量比較相似，而

29、紅沙壤中的含量則高于斯堪的納維亞灰壤(Melkerud et al., 2000)。這極有可能是沿坡流向想河流的水流差異引起的，而且紅沙壤中碳、的含量較高造成排泄區(qū)陽離子結(jié)合程度更高。排泄區(qū)的高碳含量是由于濕潤的環(huán)境條件下不常出現(xiàn)氧化環(huán)境。通過對比補給區(qū)具有相同的植被覆蓋、氣候以及水文條件，但不同母質(zhì)條件的樣點，Vestin et al. (2006)發(fā)現(xiàn)灰壤與總組分、可交換陽離子以及土壤溶液之間有明顯的關(guān)系。然而，在排泄區(qū)，水文路徑和碳含量對可交換池中陽離子的含量以及土壤溶液的組成成分有重要影響。土壤溶液的組成隨土壤深度而變化。這很有可能是由于生物活動、上部土層淋溶物的再循環(huán)(Vestin

30、et al., 2006)、礦物質(zhì)的風(fēng)化以及其他元素在礦物層的固定(Johnson et al., 2000; Stutter and Billett, 2003)等因素造成的。在研究區(qū)，根據(jù)Laudon等人的研究(1999)，大約有60%的年徑流量出現(xiàn)在融雪期（數(shù)據(jù)未表述）。Land and Öhlander (1997)也發(fā)現(xiàn)由于稀釋作用，在這一時期土壤溶液中大部分元素的濃度都比較低（圖5、6、8-12）。盡管最初的濃度較低，土壤溶液的pH最初也較低，尤其是紅沙壤中（圖5，6a-b）。在早春時節(jié)，土壤溶液中含量低以及低pH的原因可能是土壤被凍結(jié)以及土壤中缺乏有機質(zhì)。pH的季節(jié)性低

31、值反映出融雪的緩沖能力較低。在生長季節(jié)，土壤溶液中的濃度逐漸增加，與此同時，pH開始輕微的降低，由于濃度的升高以及有機酸的增加，生長季節(jié)地表植被的吸收也存在一定影響。在最干旱的時期，也就是2003年夏季和2004年夏末，下部土層的pH達到了一個峰值，這是沒有上層含更多酸性物質(zhì)的土壤水分的下滲所造成的。在春汛期，pH較低，而濃度高（圖5,6c）。但是在生長季節(jié)，河流水pH有所升高。在融雪期，土壤溶液中濃度較高，而在夏季會有所下降（圖7a-b），Campbell等人(2004)認(rèn)為這是植物的吸收造成的。Arheimer等人(1996)也發(fā)現(xiàn)在冬天會有所積累，由于沒有地表植被的吸收以及有限的水流沖刷

32、。在夏季，灰壤的土壤溶液中濃度較低，但是在較深的紅沙壤土層中卻并不是如此（4c，7a-b）。營養(yǎng)物質(zhì)的向上吸收主要發(fā)生在較上部的土層中(Bishop and Dambrine, 1995)。因此，高含量和硝化作用而引起的超量主要出現(xiàn)在紅沙壤較深層的土壤中（圖3c）。Stutter and Billett (2003) 和Land and Öhlander(1997)還發(fā)現(xiàn)，對、而言，在生長季節(jié)，他們在土壤溶液及河流水中的濃度均會有所增加。濃度的升高極有可能是夏季母質(zhì)風(fēng)化加劇以及生物質(zhì)和垃圾的降解加快引起的。紅沙壤土壤溶液中、濃度要較灰壤高。、多以與有機質(zhì)復(fù)合的形態(tài)存在，因此紅沙壤中、含量高的原因可能是濃度高造成的?；胰乐袧舛容^高的原因可能是水流在其中的停留時間更長，風(fēng)化的時間也隨之增加。除了有機質(zhì)層以外，濃度并未與采樣點坡度位置呈現(xiàn)相關(guān)性，這可能是由于一般都是在生物質(zhì)中循環(huán)的（圖4h）(Land and Öhlander, 1997).濃度更高的紅沙壤土壤溶液中伴隨著更高的堿金屬離子濃度，以便維持電荷平衡。在灰壤中土壤溶液中的最高濃度出現(xiàn)在O、E層，而紅沙壤中最高濃度則出現(xiàn)在0-5、10-15處。在灰壤中，持續(xù)發(fā)生的灰化作用使得在B層沉淀，因此造成B1和C層的溶解態(tài)的濃度很低。紅沙壤中沒有顯著的灰化作用，因此高濃度的，與灰壤的出現(xiàn)的發(fā)生層相比，紅沙壤中出現(xiàn)