连续地质时代中的世界土被与当今的不同。古土壤学资料提供了关于过去土壤演变的大量信息(Yaalon，1971 ，1989）。许多土壤演化的例子与过去被描述的地壳上升、下降构造运动有关（Kovda，1973）。现代土壤演化的情况更为複杂。世界上不同生态条件下现代土壤演化是四个因子（或驱动力）相互作用的结果，每个因子的特殊作用都很难区分和评价。这四个因子是：1.气候变化；2.地表地貌的发育，它包括海侵和海退影响下的地貌形成，河湖阶地的形成，山脉的演变等；3.生态系统的自身演化；4.人类对生态系统的影响。当自然过程和人类诱导的过程沿着同一方向进行时，确实会发生土壤演化。例如，土地乾旱化情况下土壤演化，或相反地，在一个普遍乾旱化背景的区域中，经过灌溉后土壤发生的演化。

土壤发育速度取决于成土条件。不同的土壤发育阶段，土壤发育速度也不同。 在乾旱寒冷的气候条件下，发育在坚硬岩石上的土壤，发育速度极其缓慢，长期处在幼年土阶段（按相对年令），如西藏高原上的“寒漠土”另一方面，在温暖湿润的气候条件下， 鬆散母质上的土壤发育速度非常迅速，在较短的时间内即可发育为成熟土壤。

有利于土壤快速发育的条件是：温暖湿润的气候，森林植被，低石灰含量的鬆散母质，排水状况良好的平地，阻碍土壤发育的因素是：乾冷的气候，草原植被，高石灰含量且通透性差又紧实的母质， 陡峭的地势。

土壤的发育速度整体上随土壤的发育阶段而变化。—个土壤的有机质含量的变化可分为三个阶段：在土壤发育初期，有机质含量迅速增加，因为土壤中有机质增加的速度大大超过了土壤有机质的分解速度；成熟阶段的土壤以有机质含量的稳定不变为特性，此阶段有机质的增加与消耗持平；到了老年期，或由于合成有机质的条件消失，土壤有机质含最以下降为特徵。

随时间推移，土壤发育速度发生变化的另一个例证是硅酸盐粘土矿物的形式。在花岗闪长岩风化物上，土壤形成的初始阶段以原生矿物分解而迅速合成粘土矿物为特徵；土壤发育到成熟阶段，原生矿物分解併合成粘土矿物的速度与粘土矿物分解的速度相当，土壤以粘土矿物不变为特徵；进入老年阶段，原生矿物已风化贻尽，粘土矿物合成速度必然低于粘土矿 物分解速度，土壤以粘土矿物减少为特徵。

土壤母质（C）中有机质含量达到一定程度时，土壤颜色变暗，形成矿质A层。这个阶段的特徵是有机质在表面累积，而风化、淋洗或胶体的迁移都很弱，仅存在A层与C层，土壤在很大程度上是由母质继承来的，称之为“幼年土”。随着B层的发育，土壤达到成熟阶段。 如果成土条件不变，成熟土壤继续发展，最终可以变为高度分异的土壤，以致于在A与B层之间出现漂白层E，土壤进入老年阶段。

实际上，土壤发育演化并非如此简单。如有些发育成熟的土壤因为受到侵蚀而土体被剥掉，新的成土过程又重新开始；另外一些土壤由于新物质在其上的堆积（沉积），新的成土过程又会在其新母质中发生进行。

随着土壤形成过程的进行，原来均质的母质发生分异，形成不同的土壤发生层。上述基本的土壤形成过程或它们的组合（混合过程除外），都形成一种相应的土层。如机械淋洗过程形成粘化层，潜育化过程形成潜育层，等等。 然而，各种基本成土过程，都是土体中进行的物质（能量）迁移与转化过程的一部分。儘管各种成土过程都发生于土体中的特徵层位，但任何一个过程都与整个土体的物质（能量）运动相联繫。由任何一种基本成土过程或几种基本成土过程组台所形成的典彻土层，都与其上下土层有着发生层位的联繫。如机械淋洗过程形成粘粒澱积的粘化B层，其上部必然存在一 个粘粒迁出的淋溶层；灰化过程使亚表层的铁铝向下移动，使该层成为二氧化硅相对富集的 灰白淋溶层——漂白层，而其下部必然产生一个铁、铝相对增加的灰化澱积层。

不同的土壤发生展的组合构成了各种各样的土体构型，也就是各种各样的土壤类型。就某一具体土壤类型而言，它可以在一种成土过程的作用下形成，也可以由两种或两种以上的成土过程的综合作用形成。各种土体构型是由特定的、并有内在联繫的发生土层所组成。它是我们鉴别土壤高级分类单元的基础，根据各种土壤发生层的发生学特徵，可给予它们具有发生学含义的命名。

以大写字母H、O、A、E、B、C和R表示主要的土壤发生层。严格地说，C和R不应称作土壤发生层，因为它们不是成土作用产生的，这里只是把它们作为土壤剖面的重要成分与主要发生土层列在一起。

1.H层 在长期水分饱和情况下，湿生性植物残体在表面累积形成的一种有机物质层。它是在泥炭形成过程的作用下形成的。

2.O层 在通气乾燥条件下，植物残体不能分解而大量在地表累积形成的一种有机物质层，它的成土过程是枯枝落叶堆积过程。它不包括在矿质土表以下由分解的根系形成的土层， 该层称为A层。有时，O层也可以被埋藏于表面以下。

3.A层 一种矿质土层。在表土中，有机质腐殖化，以细颗粒的形式分散于矿质颗粒中，或者与矿质颗粒包被在一起形成有机无机複合体，从而形成颜色比它的下伏层暗、有机质含量比较高的A层，A层不具有E层或B层的鉴定特徵。在温暖乾旱的气候条件下，表土仅有微弱有机质累积或裉本没有有机质的累积，表土的颜色可能比邻近的下伏层还淡。但如果它与假定的母质的性状有所不同，并且缺乏E和B层的鉴定特徵，也命名它为A层，因为它处表层位。当然，有时A层可能被埋藏在地表以下。

4.E层 由于硅酸盐粘粒、铁或铝的损失，或它们某些共同的损失，使抗风化矿物（石英）中的砂和粉砂占有较岛的含量，它以较低含量的有机质和较淡的颜色而区别于H层、O层、A层；它也以较高的亮度（value）和较低的彩度（chroma）及较粗的质地，或兼有这些特徵而区别于下伏的B层，这个层次被命名为E层，它通常与灰化过程有关。

5.B层 是一个矿质土层。在这个土层中，母质的特徵已经消失或仅微弱可见。表现出下列特徵的一个或多个：（1）硅酸盐粘粒、铁、铝或腐殖质以单独的形式或以联合的形式澱积或累积（2）相对于母质来说，三二氧化物残积浓缩；（3）成土母质由它原始的状态发生变化，可表现如下形式之一或几个：①硅酸盐粘粒形式；②氧化物被释放；③色调变红或棕；④形成团粒、块状或稜柱状结构体。

B层可以是各种各样的，对应着各种B层的是不同的成土过程，因此，在鉴别B层的种类时，有必要建立它与其上覆下伏层间的关係，并推测B层是如何形成的。

6.C层 传统上，C层指母质层，假定土体是从它产生的。它位于构成土体的土层A、E或B的下部，但并不具有它们的鉴定性质。C层是风化过程产生，风化是地质过程而非土壤过 程。一般说来C层由鬆散的物质组成。但当如此緻密，以致植物根系无法穿透，甚至用铁挖掘也困难时，C层用一个小写字母m作下标修饰，以表明它的紧实。

7.R层 R层是位于其他土壤发生层之下的坚硬的岩石层。K层的岩石即使是湿润时也不能用铁锹挖动，所以泥质岩并不是R层。R层的岩石层可能有裂隙，但对大量根系生长而言，裂隙是太少和太小了。可允许根系在其中发育的砾石层被认为是C层，而不是R层。

1.凡兼有两种主要发生土层特性的土层，称为过渡土层。其代表符号用两个大写宇母联合表示，如AB、BA、EB等。第一个字母表明这个过渡土层的性状更象该字母所代表的主要发生土层的性状。

2.混合土层混合土层是由不同的主要土层的块体部分混合而成，每一块体都可鉴别出它原属于什幺土层。而前面定义的过渡土层不能单独地鉴别出主要土层的块体。混合土层的起因来自于混合作用，如白蚁将心土Bt层的土壤物质搬运到A层，使A层中掺杂着Bt层的土壤物质；田鼠将表土A层的土壤搬运到心土B层中，使B层掺杂着A层的土壤物质。混合层用两个被一斜线分开的大写字母表示，如A/B， B/A，第一个字母表明该混合土层中此字母 土层的土壤物质碎屑或块体占大多数。

人类对土壤的影响是土壤演化的因子， 或者是转变、加速、放慢自然成土过程或导致新成土过程的驱动力。在任何倩况下，它们都以一定的、导致一些新土壤特徵和属性形态的土壤过程反应出来，或者以一定数量变化的过程和相应的土壤特性反应出来。如果我们拿土壤肥力或土壤维持基本生物产量的能力作为标準，那幺，在土壤演化过程中人类诱发的过程具有正反两方面的作用。

一般来说，我们可以区分出一定数量的两个不同的成土过程，这两个不同成土过程的平衡与否最终将确定土壤演化的方向。例如，腐殖质的累积与脱腐殖化，脱盐化与盐化，氧化与还原，细土的累积与侵蚀等等。

通常，上述这些过程在一种土壤或相同的土壤中进行的，根据这些过程的比例和相互作用的情况而决定土壤演化的方向：然而不同生态条件下最终的结果可以很不相同。

当人类砍伐天然植被：把荒地变成农田时，强烈地改变了生态系统的生物循环以及土壤水热状况。其结果是使土壤腐殖质含量及其贮备迅速下降，耕种几年后，腐殖质含量可下降20-50%。从而使合理的土壤腐殖质状态演化发生了改变。

一方面，世界各国都有具髙腐殖质含量和贮量的人工腐殖质土 （象耕种土壤，园艺土壤等等），它们盼麻殖质含量大大超过处女地。这些高质量的人工土壤代表了人类在土壤演化过程中对土壤影响的正面例午。

另一方面，有研究表明，在100年来苏联黑钙土带不同地区，土壤腐殖质贮量的损失量为每公顷50—270吨（17 — 69%），平均损失25—30%。但这种脱腐殖化过程现 在还在进行还是在最近几十年已经终止了，尚不清楚。

为此，我们以历史的眼光调査了全球範围的脱腐殖化现象，并得出了如下结论： 1.在土壤演化过程中，人类对土壤的影响开始起重要作用之前，世界土壤的平均腐殖质层厚度是0.5m；腐殖质层的平均密度 为：1.3吨/m³；平均有机碳含量为2.0%；有机碳的平均贮量为13000吨/km²；地球腐殖层中土壤有机碳的总贮量为17000亿吨或 1。7X10¹⁸ 克；

2.现 在的情况是

① 在受人类影响的土壤中：

a.面积为1500万平方公里的世界耕地中，腐殖质层的平均厚度为0.5m；腐殖质层的平均密度为1.2吨/m³；有机碳的平均含量为1.5%；有机碳的平均贮量为9000吨/ km²；土壤有机碳的总贮量为1350亿吨；

b.在2000万km²的世界人为“劣地”中 （指从前的富饶土壤经人为作用变成沙漠地，水体，道路，露天矿，居民地等等）。藤殖质层的平均厚度为0.1m；腐殖质层的平均： 密度为1.4吨/m³；有机碳的平均含量为： 0.25%；有机碳的平均贮量为350吨/km²， 土壤有机质的总贮量为70亿吨或7 x 10¹⁵ 克；

② 不受人类影响的土壤，其腐殖质状况： 基本保持不变，据估计，土壤中有机质的总量为12900亿吨

③ 当前地球上腐殖质层中土壤有机碳的总贮量为14320亿吨，1980年 Grigorieva的统计值为 1.3 x 10¹⁸克。 上述计算表朋在最近1万年农业文明时期中，由于人为影响土壤损失有机碳：数量如下：人为造成的不毛之地为2530亿吨；现有耕地为600亿吨，总损失量为3130亿吨， 占原始量的15.8 %。

因此，由于人类在最近50年内对土壤的影响，现 在的腐殖质损失量比1万年农业文明以来平均腐殖质损失量髙约24.3倍。这些数字的精度可能有问题，但其趋势是明显的。由此可见，如果不加以阻制，地球上土壤腐殖质的损失可以形成生态危机，因为土壤腐殖质是地球表面太阳能的主要累积器， 也是保证生物圈生态稳定的土壤生产力保护者。