1、土壤發生與地理環境的關系第二章 土壤發生第一節 土壤發生與地理環境的關系一、土壤形成因素學說    土壤是獨立的歷史自然體，但它的形成與發展是與其周圍的地理環境密切聯系著的，同時與巖石圈、大氣圈、水圈和生物圈處于經常的相互作用之中，19世紀末俄國土壤學家道庫恰耶夫首先認定，土壤和成土條件之間的這些關系不是偶然的，而是有規律的。土壤和景觀的最主要的因素之間可用函數關系方程式表示出來：=f（K，O，P）T    式中代表土壤；K 代表氣候；O代表生物；代表巖石；P代表地形；T代表時間。   

2、; 這個公式明確地表示了土壤與成土條件之間的聯系，即它是母質、氣候、生物、地形和時間等5種自然成土因素綜合作用的產物，而且各種成土因素所起的作用是互相不能代替的，所有的成土因素始終是同時同地，不可分割地影響著土壤的產生和發展，同時隨著成土因素的變化，隨著空間因素的變化，土壤也隨著不斷地形成和演化著。由于土壤形成因素存在著地理分布規律，特別是從南到北表現為赤道、溫帶、極地等地帶的規律變化，所以研究土壤時一定要考慮到土壤地理分布的規律性。后來的土壤學者對土壤形成因素學說又不斷加以充實和發展，特別是本世紀40年代美國土壤學者詹尼（HJenny）提出與道庫恰耶夫相似的函數關系式：s=f（cl

3、，o，r，p，t）    式中s代表土壤；cl代表氣候；o代表生物；r 代表地形；p代表母質；t代表時間；點號代表尚未確定的其他因素。    根據各種成土因素的地區性組合，以及某一因素在土壤形成中所起的主導作用，詹尼提出下列各種函數式：    s=f（cl，o，r，p，t）    s=f（o，cl，r，p，t）    s=f（r，cl，o，p，t）    s

4、=f（p，cl，o，r，t）    s=f（t，cl，o，r，p）    s=f（，cl，o， r，p，t）    由于研究者對各個成土因素的作用有不同的理解，所以對各種因素的位置擺法不一樣，例如，蘇聯格林卡認為，母巖特性十分重要；涅烏斯特魯耶夫（A）強調地形的作用；BP威廉斯提出，生物活動是主導因素，他認為，土壤的本質特性是具有肥力，而肥力的發展，生物是起主導作用的，只有生物在母質中出現，土壤才會發生，隨著生物的不斷更替，土壤類型也隨之而更替，各種不同的土壤類型是土壤長期發

5、展的環節或階段；柯夫達（BA）提出，除上述成土因素外，還有深層因素的作用，他認為，地殼深部的地質現象，如火山、地震、新構造運動、地球化學的物質富集、深層地下水等對土壤形成過程亦產生影響。例如，受火山作用影響的土壤，自然肥力比較高。地震帶的土壤土層往往混亂，地下水位急劇上升，易引起沼澤化、鹽堿化等現象。新構造運動使原生土壤發生變化，強烈上升區，土壤侵蝕和淋溶過程增強，下沉區引起沉積物累積，從而改變了原有土壤形成過程。    除了上述自然成土因素以外，人類活動對土壤形成過程也起著很大的作用。（一）土壤發育與母質的關系   

6、60;土壤母質是巖石風化的產物，它是土壤形成的物質基礎。母質中的一些性質。例如，機械性質、堅實度、滲透性、礦物組成和化學特性等都直接影響成土過程的速度和方向。母質中的磷、鉀、鈣、硫和其他元素也影響著土壤的自然肥力。    許多土壤的屬性繼承了母質的性質。酸性巖母質含石英、正長石、白云母等抗風化力強的淺色礦物較多，多形成酸性的粗質土；基性巖母質含角閃石、輝石、黑云母等抗風化力弱的深色礦物較多，多形成土層較厚的粘質土壤。從酸性巖母質到基性巖母質隨著硅含量的減少，而鐵、錳、鎂、鈣含量顯著增加，不同母巖發育的紅壤，其化學組成不同，富鋁化強度也有差異。一般說來，由

7、玄武巖、石灰巖等基性母巖發育的紅壤，其淋濾系數、分解系數、鋁化系數和鐵化系數的相對值，均高于由花崗巖等酸性母質所發育的紅壤。如果母質層具有不同質地層次，亦影響到土壤中物質遷移轉化過程，非均質母質對土壤形成、性狀、肥力的影響較均質母質為復雜，影響土體中物質遷移轉化的不均一性，不同母質可以形成多種類型的土壤。    不同母質對土壤次生礦物也很有影響。斜長石和基性巖母質發育的土壤含有多量的三水鋁礦，酸性巖中的鉀長石發育的土壤則以高嶺石為多。冰漬物和黃土中，含水云母和綠泥石較多；下蜀黃土以水云母為主；頁巖和河流沖積物富含水云母；紫色頁巖，湖積物和淤積物多蒙脫石和

8、水云母。蒙脫型粘性母質易發育成變性土。    不同母質所形成的土壤，其養分情況也不相同。鉀長石風化后所形成的土壤有較多的鉀；而斜長石風化后所形成的土壤有較多的鈣；輝石和角閃石風化后所形成的土壤有較多的鐵、鎂、鈣等元素；含磷量多的石灰巖母質，在成土過程中雖然石灰質遭淋失，但土壤含磷量仍很高。    成土母質影響土壤的質地。質地粗的母質上形成的土壤質地也較粗，質地細的母質形成的土壤質地也較細。例如，發育在殘積物上的土壤中含石塊較多；發育在坡積物上的土壤質地也較細，但常夾有帶棱角的石塊；發育在洪積物及淤積物上的土壤，其上

9、下層質地變化較大，而同一沉積層次，質地卻比較均一。黃土母質上發育的土壤，由于黃土質地以粉壤質為主，所以土壤質地也以粉土、粉壤土為主。南方的紅壤、黃壤、磚紅壤的質地，在石灰巖、玄武巖和紅色風化殼上發育的土壤質地較粘重。在花崗巖及砂頁巖上發育的土壤質地居中，在砂巖、片巖及砂質沉積物上發育的土壤質地最輕。粗質母質易發育成淋溶土，細質母質易發育成潛育土。    在一些土壤形成過程中，母質因素起著重要的作用。例如，在熱帶、亞熱帶地區，地帶性土壤是磚紅壤和紅壤等，但在石灰巖和紫色巖上發育的土壤，因含有大量碳酸鈣，阻滯和延緩了富鋁化作用的進行，因而分別發育成為石灰土和

10、紫色土。這兩種土壤在顏色、質地、化學性質上均保持了母質所特有的某些特性，這類土壤稱為初育土。    （二）土壤發育與氣候的關系    氣候因素直接影響土壤的水、熱狀況，而土壤水、熱狀況又直接或間接地影響風化過程，影響植物生長，微生物活動，以及有機質的合成與分解。可以說，土壤的水、熱狀況決定了土壤中所有的物理、化學和生物的變化作用，影響土壤形成過程的方向和強度。在一定的氣候條件下，產生一定性質和類型的土壤，因此，氣候是影響土壤地理分布的基本因素。在美國土壤系統分類學中，把土壤溫度和濕度作為診斷分類的一項重要指標。&#

11、160;   氣候影響巖石礦物風化強度。礦物的風化有物理作用和化學作用，其速度和溫度有關。一般說，溫度增加10，化學反應速度平均增長 23倍。溫度從0增長到 5時，土壤水中化合物的解離度增加 7倍。熱帶的風化強度比寒帶高10倍，比溫帶約高3倍（表2-1）。這就說明了為什么在熱帶地區巖石風化和土壤形成的速度，風化殼和土壤厚度，比溫帶和寒帶地區都要大得多的原因（圖2-1）。    土壤熱狀況，取決于土壤的地理位置。不同的緯度地帶，土壤熱狀況不同。同一緯度地帶，從沿海向內陸，土壤溫度的年變幅和日變幅相應增加。土壤熱狀況可分三個類型

12、：    1受熱型 土壤表層的年均溫較土層深層為高。在干燥的溫帶或熱帶、亞熱帶地區較顯著。    2冷卻型 土壤表層的年均溫比土壤下層溫度為低，即土壤平均溫度隨深度增加而增加。如寒帶，尤其是積雪地區更為顯著。    3熱平均分配型 在中緯度降水豐沛的濕潤地區，土壤表層和較深層的溫度相差不大。    氣候對次生礦物形成的影響，一般情況是，降水量增加，土壤粘粒含量增多。土溫高，巖石礦物的風化作用加強。因此，不同氣候帶的土壤中，具有不同的次生

13、粘土礦物。干冷地區的土壤，風化程度低，處于脫鹽基初期階段，只有微弱的脫鉀作用，多形成含水云母次生礦物。在溫暖濕潤或半濕潤氣候條件下，脫鹽基作用增強，多形成蒙脫石和蛭石。在濕熱地區，除脫鉀作用外，還有脫硅作用，多形成高嶺石類次生礦物，高度濕熱地區的土壤則因強烈脫硅作用而含較多的鐵、鋁氧化物。    氣候對土壤有機質的積累和分解起著重要作用。過度濕潤和長期冰凍有利于有機質的積累，而干旱和高溫，好氣微生物比較活躍，有機質易于礦化，不利于有機質積累。例如黑土地區冷濕，腐殖質含量高，栗鈣土地區干旱，腐殖質含量低。在腐殖質組成上，不同生物氣候條件下的土壤也有所不同。

14、黑土的腐殖質以胡敏酸為主，胡敏酸與富里酸之比約為2，胡敏酸分子量和芳構化程度高，大部分與土壤礦物質緊密結合，活性胡敏酸含量25以下，由黑土經栗鈣土到灰鈣土，隨著氣候逐漸干燥，胡敏酸含量逐漸降低，芳構化程度依次變小。灰鈣土胡敏酸與富里酸的比值只有0.60.8，活性胡敏酸逐漸減少，甚至于沒有。由黑土經棕壤、黃棕壤到紅壤、磚紅壤，氣候逐漸轉向暖濕，胡敏酸含量逐漸減少，胡敏酸分子量和芳構化程度也逐漸降低，活性胡敏酸則急劇增高。胡敏酸與富里酸的比值黃棕壤為0.40.6，磚紅壤則小于0.4，腐殖質成分中以富里酸為主。    不同氣候帶土壤中微生物的數量和種類也不相同

15、。草甸土中微生物數量最多，黑土中微生物數量每克土可達數千萬個，干旱和半干旱地區的栗鈣土、棕鈣土、灰鈣土中，微生物數量在數百萬到數千萬個之間，濕潤地區的紅壤，磚紅壤中，微生物數量較少，但某些磚紅壤中也可達兩千萬個左右。微生物類群中，以細菌的數量最多，每克土約106107個，放線菌次之，約105106個，真菌最少，只有103105個。濕潤地區有機質含量多的中性或微堿性土壤中，含細菌最多，干旱地區的中性到偏堿性土壤中含放線菌較多，真菌則多分布于酸性的森林土壤中。    一般說，土壤中物質的遷移是隨著水分和熱量的增加而增加的。例如，我國自西北向華北逐漸過渡，土壤

16、中的CaCO3、MgCO3、Ca（HCO3）2、Mg（HCO3）2、CaSO4、Na2SO4、Na2CO3、KCl、MgSO4、NaCl、MgCl2及 CaCl2 等鹽類的遷移能力不斷加強。它們在剖面中的分異也愈明顯，在西北荒漠和荒漠草原地區，只有極易溶解的鹽類，如NaCl、Ma2SO4等有相當明顯的淋溶，或淀積于土壤下層，或被淋到低洼的地方。CaSO4 的淋溶較弱，在剖面不深處就可見到它，而CaCO3 則未受到淋溶，所以剖面中往往沒有明顯的鈣積層。往東到內蒙古及華北的草原、森林草原地區，土壤中的堿金屬鹽類大部分淋失，堿土金屬鹽類在土壤中有明顯的分異，大部分土壤都具有明顯的鈣積層。至華北東部的

17、溫帶森林地帶，則碳酸鹽也大多淋失。    從華北向東北過渡，除鉀、鈉、鈣、鎂等鹽基淋失外，鐵、鋁也自土壤表層下移。再向華南過渡，不但鹽基物質淋失，硅也遭到淋溶，而鐵、鋁等在土壤中相對積累。    氣候影響著土壤分布規律，尤其是地帶性分布規律。不同氣候帶分布著不同的地帶性土壤類型，如寒溫帶分布著灰化土，溫帶分布著暗棕壤，暖溫帶分布著棕壤，亞熱帶和熱帶分布著紅壤、磚紅壤等。同時由于氣候干濕程度的差異，也分布有相應的土壤類型，如溫帶濕潤氣侯區，分布有淋溶土，溫帶半濕潤半干旱區，分布有弱淋溶土，鈣積土，溫帶干旱區分布有荒漠

18、土。（三）土壤發育與生物的關系    土壤形成的生物因素，包括植物、土壤微生物和土壤動物，它們是土壤有機質的制造者，同時又是土壤有機質的分解者。它是促進土壤發生發展的最活躍因素。其中植物，特別是高等綠色植物及其相應的土壤微生物類群，對土壤的作用最為顯著。綠色植物對分散在母質、水體和大氣中的營養元素有選擇地加以吸收，利用太陽輻射能進行光合作用，制造成活體有機質，并把太陽能轉變為潛能，再以有機殘體的形式，聚積在母質表層，然后，經過微生物的分解，合成作用，或進一步轉化，使母質表層的營養物質和能量逐漸豐富起來，產生了土壤肥力特性，改造了母質，推動了土壤的形成和演

19、化。據統計，陸地上植物每年生成的生物量約有5.3×1010噸，相當于8.92×1020焦耳的熱能（表2-2）。    不同的植被類型所形成的有機質的性質、數量和積累的方式各不相同，因而對成土過程所產生影響也不同。一般說來，熱帶常綠闊葉林的有機殘體的數量多于溫帶夏綠闊葉林，溫帶夏綠闊葉林又多于寒帶針葉林，草甸植物多于草甸草原植物，草甸草原植物多于干草原植物，干草原植物又多于半荒漠和荒漠植物（表2-3）。    木本植物的枝葉以凋落物的形式堆積于土壤表層，因而剖面中腐殖質是自表層向下急劇減少。而草本

20、植物的根系占很大比例，因而剖面中腐殖質自表層向下逐漸減少。    草本植物每年進入土壤的有機殘體絕對數量雖不如木本植物多，但其灰分含量則超過木本植物，半荒漠和荒漠的豬毛菜為200300克每千克，干草原為120200克每千克，草甸草原為50120克每千克，草甸為2040克每千克，從干旱的荒漠向濕潤的草甸過渡，草本植物的灰分含量有規律地減少。在比較干旱的氣候條件下，草本植物殘體分解后，形成中性或微堿性環境，鈣質豐富，有利于腐殖質的形成和積累，加之草本植被有很發達的須根穿插、擠壓和胡敏酸鈣為主的膠結作用，有利于形成團粒結構。木本植物的灰分含量一般比草本植物低，

21、針葉林的針葉灰分含量為3070克每千克，闊葉林的闊葉灰分含量90100克每千克。針葉枯枝落葉所形成的土壤腐殖質以富里酸為主，呈酸性或強酸性，使土壤產生強烈的酸性淋溶，闊葉林因其灰分含量比針葉林多，其枯枝落葉所形成腐殖質，以胡敏酸為主，酸度較低，淋溶較弱，鹽基飽和度高。    地帶性土壤一般有它特定的植物群系。例如，灰化土分布在針葉林和真菌為主的微生物相結合的群系；黑土、黑鈣土分布在草甸草本植物和嫌氣細菌為主的微生物相結合的群系；栗鈣土分布在草原草本植物和好氣細菌為主的微生物相結合的群系。不同植物群系決定著土壤形成過程的發展方向，而植被的演替又導致了土壤類

22、型的演變（圖2-2）。    土壤微生物在成土過程中的作用也是很重要的，并且是多方面的。它最主要的作用是分解動植物有機殘體，使其中潛藏著的能量和養分釋放出來，供生物再吸收利用，使生物能世代延續下去。土壤物質的生物循環不斷反復進行，土壤肥力也不斷地演化和發展。微生物在分解有機質的同時，還參與土壤腐殖質的形成。此外，某些特種微生物，如固氮菌能增加土壤氮素養分。各種自養性細菌對礦物質的分解等，都對土壤形成和發展起一定的作用。    土壤動物中的原生動物，各種土棲昆蟲、蚯蚓和鼠類等，它們的殘體也是土壤有機質的一種來源，同時

23、它們以特定的生活方式，參與土壤有機殘體的分解、破碎，以及翻動、攪拌疏松土壤和搬運土壤的作用。蚯蚓還能將土壤通過其腸道分解，造成獨特的膠狀有機-礦質混合體，在草甸土中，蚯蚓能在一年內將每公頃8090噸的排泄物搬到地表，而在熱帶地區，每年搬運量每公頃可達250噸。有些地區土壤中的動物為數不少，其所起的作用不容忽視。據美國布朗（Brown）等人的研究，在山毛櫸林下，土壤中動物（個體為0.218.92毫米）總量每公頃為286公斤，總數達61.79億個。有的草原土壤，每公頃土壤上黃鼠和鼴鼠的洞穴可達30004000個，而砂土鼠穴每平方米有300400個，它們將數米深，特別是50厘米處的土壤母質和有機質上

24、下翻動，每公頃數量可達數百萬或更多，對土壤物理、物理化學性質有很大的影響。    一般地說，在闊葉植被落葉層和土壤中動物最多，叢林地與草原次之，荒地與旱地最少。耕種熟化土比生荒地動物可多幾十倍到幾百倍。因此，土壤動物種群的組成和數量，在一定程度上是土壤類型和土壤性質的標志，并可作為肥力指標（麥2-4）。    （四）土壤發育與地形的關系    地形對土壤的影響不同于母質、氣候、生物因素，它沒有給土壤提供任何新的物質，它的作用只是引起地表物質與能量的再分配，它和土壤之間并未進行

25、物質與能量的交換，而只是影響土壤和環境之間進行物質和能量交換的一個條件。它是通過其他成土因素對土壤起作用的。    不同地形影響地表水熱條件的重新分配。主要表現在不同高度、坡度和方向等對太陽輻射的吸收和地面輻射是不同的。隨著海拔高度的增加，氣溫逐漸下降，而在一定的高度范圍內，濕度逐漸增大，因而自然植被也隨之發生變化，相應地形成了不同的土壤類型，出現土壤垂直分布的規律。在北半球，南坡接受光熱比北坡強，但南坡土溫及濕度的變化較大，北坡則常較陰濕，平均土溫低于南坡，因而影響土壤中的生物過程和物理化學過程。在一般情況下，南坡和北坡的土壤發育，甚至土壤發育類型均有

26、所不同。    地形支配著地表徑流，水從高處流向低處，斜坡排水快，土壤物質易遭淋溶，常見礫質薄層土壤；在低洼處，易積水，細土粒和腐殖質易積累，土色較暗，土層深厚。高地和低地之間表現為共軛關系。在相同的降水條件下，平原、崗丘、洼地等不同地形接受降水的狀況不同。平原地形接受降水均勻，濕度比較穩定；崗丘的背部，呈局部干旱，且干濕情況多變；洼地則呈過濕現象，甚至出現地表水和地下水位相接的現象，因此，這些不同地形部位的成土過程是不相同的。    不同的地形部位的母質分配是不同的，山地上部或臺地上其母質主要是殘積母質，從上部質

27、地較細的土層到較粗的碎屑物，過渡到基巖。坡地和山麓的母質多坡積物，粗碎屑和粗顆粒分布在地形高處，愈遠則顆粒愈細小，多由細砂和粘性物質組成。在山前平原的沖積錐或沖積扇地區，成土母質為洪積物，從地形部位較高處向低平處，土壤質地由粗逐漸變粘。土壤分布的特點是礫質土砂土壤土粘土。 地形發育深刻地影響著土壤發育。由于地殼的上升和下降，或局部侵蝕基準面的變化，不僅影響土壤的侵蝕與堆積過程，而且還要引起水文、植被等一系列變化，從而使土壤形成過程逐漸轉向，使土壤類型依次發生演替。例如，河谷地貌的演化，可由河漫灘向不同階地演化成地帶性土壤（圖2-3）。    由

28、此可見，在各種土壤帶或地區的不同地形部位上所分布的不同的土壤類型之間，是有規律聯系的，并形成一定的空間構型。這種有規律的土壤組合，稱之為土被結構，亦有人稱之為土鏈（catena）。    （五）土壤發育與時間的關系    時間（年齡）是一個重要的成土因素。它可闡明土壤在歷史進程中發生、發育、演變的動態過程，也是我們研究土壤特性、發生分類的重要基礎。    土壤有絕對年齡和土壤的相對年齡。從開始形成土壤時起，直至現在，這段時間稱為土壤的絕對年齡。土壤的相對年齡，則是指土壤的發育

29、階段或土壤的發育程度。    道庫恰耶夫和威廉斯根據蘇聯歐洲部分曾為大陸冰川所覆蓋，因而提出土壤的絕對年齡的計算是自冰川退卻后算起。從這個觀點出發，高緯度地區的土壤比較年輕，該地區冰磧物上形成的土壤不超過一萬年，甚至可能不到50007000年，因為這里的古土壤遭破壞，只是在全新統時期，在冰川退卻以后，才有可能發育新的土壤。中緯度地區的土壤比較老，該處最新的冰期主要在山區和山前區，在山間盆地和平原都長時間繼續存在著堆積，并反映長期的地球化學堆積史。低緯度地區的土壤最為古老，它們沒有受冰川影響，土壤年齡為數十萬年或者百萬年。人們發現許多國家大片土地未經歷冰川

30、作用或者冰川有過多次進退，在此情況下，土壤的絕對年齡不能籠統的都從冰川退卻后算起，而應當從該土壤實際在當地新風化層或其他新鮮母質上開始發育的時間算起。由于具體土壤可能遭到破壞，而又在新的母質上重新開始發育，因而即使是同一地區，屬于同一發生類型的土壤，它們的絕對年齡可能是不相同的。例如，河流階地和河漫灘，同屬草甸土，階地上的土壤比河漫灘上的土壤，絕對年齡要大些。    土壤的相對年齡是指土壤的發育階段或發育程度，而不是指年數，即通常所說的土壤年齡是指相對年齡。一般地說，發育程度高的土壤，所經歷的時間大多比發育程度低的土壤為長。但是，有些土壤所經歷的時間很長

31、，然而由于某種原因，其發育程度仍然停留在比較低的階段。    母質、氣候、生物、地形等因素在土壤形成過程中的作用強度，均隨著土壤年齡的增長而加深，并可從土壤剖面分異，以及土壤的形態和性質上反映出來。例如，在阿拉斯加，不同時期的冰川側磧物上形成有不同發育程度的土壤，側磧經過15年，土壤剖面發育尚無明顯的分異，250年后發育的森林殘落物層和棕色淋溶層厚達12厘米。時達1000年左右，土壤具有 510厘米的灰化層，1520厘米的暗棕色淀積層。南方地區，火山灰經10余年后可形成很肥沃的土壤，但隨著時間的推移，都變成了強酸性的瘠薄紅壤。  &#

32、160; 任何土壤類型的性質不是固定不變的。土壤發育階段不同，某些特性可能不大一樣。例如，發育在碳酸鹽母質上的土壤，開始呈堿性，在淋溶較強的環境條件下，土壤可逐漸變成中性的，甚至呈酸性反應。荷蘭沿海圍田隨時間而變化，020厘米土壤表層最初含有90100克每千克的碳酸鈣， 150年后碳酸鈣含量減至65克每千克，又經 150年，表土層已無碳酸鈣的痕跡。我國南方馬壩人生活時代，距今約20萬年，相應年代為中更新世末至晚更新世初期，北江河谷二級階地石灰巖土壤已經發育，而至今已發育為紅色石灰土，土壤的性質已由堿性變為中性至酸性。這說明同一類型的土壤，其個體發育速度也有所差異，即使同一土壤不同層次

33、的成土速度亦不盡相同。例如，俄羅斯平原典型黑鈣土剖面 3040厘米深度的土層大約形成于3000年前，上覆物每年以0.13毫米的速度增長，140150厘米土層為7000年，覆蓋速度每年達0.2毫米。    處于不同環境條件下，不同土壤要獲得同一個特性所需要的時間極不一樣。帕森（Parsons，RB）等人提出，A層有機質達到穩定狀態約需550年或 1000年左右。阿拉斯加一種土壤達到這種平衡只花了200年時間，而科羅拉多另一種土壤卻經歷了3000年之久。    年齡與土壤發生類型之間有著一定的相關性。灰化土經過10001500年的時間，可發育為具有10厘米厚的粗腐殖質層、10厘米的E層及2530厘米厚B層的正常剖面。分布于美國中、東部大陸的老成土大多是在距今13萬年以前形成的，但風化很深的老成土可有100多萬年的歷史。氧化土的形成更需漫長的歲月。它們大約形成于第三紀末或第四紀初。若火山灰母質發育的氧化土在降水量大于2500毫米的潮濕條件下，其形成時間可縮短到10萬年左右。熱帶森林下花崗巖發育的磚紅壤，如果按一般4米厚的磚紅壤土層計算，完全脫硅的時間大致需12萬年。按熱帶雨林花崗巖的水解率計算，形成