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土壌形成は土壌生成とも呼ばれ、場所、環境、歴史の影響によって規制される土壌生成のプロセスです。生物地球化学的プロセスは、土壌内の秩序（異方性）を創造したり破壊したりする働きをします。これらの変化により、色、構造、質感、化学組成の違いによって区別される土壌層と呼ばれる層が形成されます。これらの特徴は土壌タイプの分布パターンに現れ、土壌形成因子の違いに応じて形成されます。[1]
土壌生成は、自然環境における土壌の研究である土壌学の一分野として研究されています。土壌学の他の分野には、土壌形態学と土壌分類学があります。土壌生成の研究は、現在 (土壌地理学) および過去 (古土壌学) の地質時代における土壌分布パターンを理解する上で重要です。
概要
土壌は一連の変化を経て発達します。[2]出発点は、新しく蓄積された母材の風化です。さまざまな土壌微生物（細菌、古細菌、菌類）が風化によって放出された単純な化合物（栄養素）を餌として、有機酸と特殊なタンパク質を生成し、それが今度は鉱物の風化に寄与します。また、腐植形成に寄与する有機残留物も残します。 [3]植物の根は共生する菌根菌とともに岩石から栄養素を抽出することもできます。[4]
新しい土壌は、風化とさらなる堆積の組み合わせによって深くなります。風化による土壌生成率は、年間約1/10 mmです。[5]新しい土壌は、塵の堆積によって深くなることもあります。徐々に土壌は、先駆種から始まって生態学的遷移に沿ってより複雑な動植物群集へと進み、より高等な植物や動物を支えることができるようになります。[6] 表土は、高等植物や土壌微生物の死骸に由来する腐植の蓄積によって深くなります。 [7]また、有機物と風化した鉱物が混ざることでも深くなります。 [8]土壌が成熟するにつれて、有機物が蓄積し、鉱物の風化と浸出が起こるため、 土壌層が形成されます。
要因
土壌の形成は、土壌の進化に絡み合う少なくとも5つの典型的な要因の影響を受けます。それらは、母材、気候、地形（起伏）、生物、時間です。[9]気候、生物、起伏、母材、時間の順に並べると、CLORPTという頭字語が形成されます。[10]
親素材
土壌を形成する鉱物材料は母材と呼ばれます。岩石は、その起源が火成岩、堆積岩、変成岩のいずれであっても、すべての土壌鉱物材料の源であり、窒素、水素、炭素を除くすべての植物栄養素の源です。母岩は化学的および物理的に風化、輸送、堆積、沈殿して土壌に変化します。[11]
典型的な土壌親鉱物物質は以下の通りである: [12]
母岩は堆積の経緯によって分類される。残留岩は原岩からその場で風化した鉱物である。運搬岩は水、風、氷、重力によって堆積したものである。積雲岩はその場で成長し堆積した有機物である。[13]
残留土壌は、その下にある母岩から発達し、それらの岩石と同じ一般的な化学組成を持つ土壌です。[14]メサ、台地、平原に見られる土壌は残留土壌です。米国では、土壌のわずか3％が残留土壌です。[15]
ほとんどの土壌は、風、水、氷、重力によって何マイルも移動した物質から生成されます。
- 風成作用（風による移動）はシルトや細砂を何百マイルも移動させ、アメリカ中西部やカナダ、北西ヨーロッパ、アルゼンチン、中央アジアでよく見られる黄土（シルト60～90％）[16]を形成する。粘土は安定した集合体を形成するため、風によって移動されることはめったにない。[17]
- 水によって運ばれた物質は、沖積、湖成、海洋のいずれかに分類されます。沖積物質は、流水によって移動して堆積したものです。湖に沈殿した堆積物は湖成と呼ばれます。ボンネビル湖や五大湖周辺の多くの土壌がその一例です。大西洋やメキシコ湾岸、カリフォルニアのインペリアルバレーの土壌などの海洋堆積物は、陸地が隆起して現れた古代の海底です。[18]
- 氷は母材を移動させ、静止氷河の場合は末端モレーンと側方モレーンの形で堆積物を形成します。後退する氷河はより滑らかな地上モレーンを残し、いずれの場合も沖積堆積物が氷河から下流に移動するため、流出平野が残ります。 [19]
- 重力によって移動した母材は、急斜面の基部に崖錐として現れ、崩積土と呼ばれます。[20]
積雲母の母物質は移動せず、堆積した有機物から生じます。これには泥炭土や泥土が含まれ、高地下水位による低酸素状態によって植物残渣が保存された結果生じます。泥炭土は不毛な土壌を形成する可能性がありますが、泥土は非常に肥沃である可能性があります。[21]
風化
母材の風化は、物理的風化（崩壊）、化学的風化（分解）、化学変化の形をとる。風化は通常、地質学的物質の表面数メートルに限定される。これは、物理的、化学的、生物学的ストレスと変動が一般に深度とともに減少するためである。[22]物理的崩壊は、地球深部で固化した岩石が地表近くの低圧にさらされて膨張し、機械的に不安定になることで始まる。化学的分解は鉱物の溶解度の関数であり、その速度は温度が10℃上昇するごとに2倍になるが、化学変化をもたらすには水に大きく依存している。熱帯気候で数年で分解する岩石は、砂漠では数千年も変化しないままである。[23]構造変化は、水和、酸化、還元の結果である。化学的風化は主に、細菌[24]と真菌[25]による有機酸とキレート化合物の排泄によって起こり、温室効果下では増加すると考えられている。[26]
- 物理的崩壊は、母材が土壌に変化する最初の段階です。温度変動により岩石が膨張したり収縮したりし、弱い線に沿って岩石が割れます。[27]その後、水が亀裂に入り込み、凍結して岩石の中心に向かう経路に沿って物質が物理的に割れることがあります。一方、岩石内の温度勾配により「殻」が剥離することがあります。湿潤と乾燥のサイクルにより、土壌粒子はより細かいサイズに磨耗します。風、水、重力によって物質が移動する際の物理的な摩擦も同様です。生物は、植物の根の機械的作用や動物の掘削活動を通じて、母材のサイズを縮小し、割れ目や孔を形成することがあります。[28]
- 鉱物が水に溶けやすくなったり、構造が変化したりすると、化学分解と構造変化が起こります。以下のリストの最初の3つは溶解度の変化であり、最後の3つは構造の変化です。[29]
- 水中の塩の溶解は、イオン性塩化合物に対する双極性水分子の作用によってイオンと水の溶液が生成され、水の流れと細孔チャネルに応じた速度でそれらのミネラルが除去され、岩石の完全性が低下することによって生じます。[30]
- 加水分解は、介在する水の分解によって鉱物が極性分子に変化することである。これにより、可溶性の酸塩基対が生じる。例えば、正長石-長石の加水分解は、酸性ケイ酸塩粘土と塩基性水酸化カリウムに変換され、どちらもより溶解性が高くなる。 [31]
- 炭酸化では、二酸化炭素が水に溶けて炭酸が形成されます。炭酸は方解石をより溶解性の高い重炭酸カルシウムに変えます。[32]
- 水和とは鉱物構造に水が取り込まれることで、鉱物構造が膨張し、応力が加わって分解しやすくなることである。 [33]
- 鉱物化合物の酸化とは、鉱物に酸素が取り込まれることで、酸素が比較的大きいため、鉱物の酸化数が増加して膨張し、水（加水分解）や炭酸（炭酸化）による攻撃を受けやすくなることである。 [34]
- 還元は酸化の反対で、酸素の除去を意味します。したがって、鉱物の一部の酸化数は減少します。これは酸素が不足しているときに発生します。鉱物が還元されると、電気的に不安定になり、溶解しやすくなり、内部にストレスがかかり、簡単に分解されます。これは主に水浸しの状態で発生します。 [35]
上記のうち、加水分解と炭酸化は、特に降雨量、気温、物理的侵食の多い地域では最も効果的です。[36]化学的風化は、岩石の表面積が増加するにつれてより効果的になり、物理的崩壊が促進されます。[37]これは、レゴリス形成における緯度と高度の気候勾配に起因します。[38] [39]
サプロライトは、花崗岩、変成岩、その他の岩盤が粘土鉱物に変化してできた残留土の特別な例です。サプロライトは風化花崗岩とも呼ばれ、加水分解、有機化合物のキレート化、水和、凍結融解などの物理的プロセスを含む風化プロセスの結果です。主な岩盤材料の鉱物学的および化学的組成、その物理的特徴（粒径や固化の程度を含む）、および風化の速度と種類により、母材が別の鉱物に変化します。サプロライトの質感、pH、および鉱物成分は、母材から受け継がれます。このプロセスは砂質化とも呼ばれ、花崗岩の他の鉱物成分（雲母、角閃石、長石など）と比較して石英の抵抗がはるかに高いため、砂質土壌が形成されます。 [40]
気候
土壌形成に影響を与える主な気候変数は有効降水量（降水量から蒸発散量を引いたもの）と気温であり、どちらも化学的、物理的、生物学的プロセスの速度に影響を与えます。[41]気温と湿度は、一次生産と分解のバランスに影響を与えることで土壌の有機物含有量に影響を与えます。気候が寒冷または乾燥しているほど、有機物として固定される大気中の炭素が少なくなり、分解される有機物が少なくなります。[42]気候はまた、植生被覆と生物活動の影響を通じて土壌形成に間接的に影響を与え、土壌内の化学反応の速度を変更します。[43]
気候は土壌形成における主要な要因であり、土壌はそれが形成された気候帯の独特の特徴を示し、土壌層に蓄積された炭素を大気に戻すことで気候にフィードバックします。 [44]土壌断面に温暖な気温と豊富な水が同時に存在する場合、風化、浸出、植物の成長のプロセスが最大化されます。バイオームの気候的決定によると、湿潤気候は樹木の成長に適しています。対照的に、亜湿潤地域と半乾燥地域ではイネ科植物が優勢であり、乾燥地域ではさまざまな種類の低木やブラシが優勢です。 [45]
水は、すべての主要な化学的風化反応に不可欠です。土壌形成に効果を発揮するには、水がレゴリスに浸透する必要があります。季節的な降雨量の分布、蒸発損失、敷地の地形、土壌の透水性が相互に作用して、降水が土壌形成にどの程度効果的に影響するかが決まります。水の浸透深度が深いほど、土壌の風化の深さとその発達が深くなります。[46]土壌断面を浸透する余剰水は、粘土粒子[47]や溶解性有機物[48 ]などの可溶性物質と懸濁物質を上層（溶脱）から下層（堆積）に運びます。[49]また、表面排水中の可溶性物質を運び去ることもあります。このように、浸透する水は風化反応を刺激し、土壌層の分化に役立ちます。
同様に、水分不足は乾燥地域の土壌の特徴を決定する主な要因である。これらの土壌からは可溶性塩が浸出せず、場合によっては植物[49]や微生物の成長を抑制するレベルまで蓄積する。[50]乾燥地域および半乾燥地域の土壌断面には、炭酸塩や特定の種類の膨張性粘土（カルクリート層またはカリケ層）も蓄積する傾向がある。[51] [52]熱帯土壌では、土壌から植生が失われ（たとえば森林伐採により）、激しい蒸発にさらされると、鉄塩とアルミニウム塩を溶かした水が毛細管現象で上昇し、耕作に適さないラテライトまたはボーキサイトの表面の硬い土台が形成される。これは不可逆的な土壌劣化の既知の例である。[53]
気候の直接的な影響としては以下が挙げられる。[54]
- 降雨量の少ない地域では、カリケとして石灰が浅く堆積する。
- 湿潤地域での酸性土壌の形成
- 急峻な丘陵斜面の土壌侵食
- 下流への侵食物質の堆積
- 土壌が凍結しない温暖多湿の地域では、化学的風化、浸出、浸食が非常に激しくなる。
気候は風化と浸出の速度に直接影響します。風は砂や小さな粒子（塵）を運び、特に植物の被覆がほとんどない乾燥地帯では、それらを混入源の近くに堆積させたり、遠ざけたりします。[ 56]降水の種類と量は、土壌中のイオンや粒子の動きに影響を与えることで土壌形成に影響し、さまざまな土壌プロファイルの形成を助けます。土壌プロファイルは、有機物が蓄積する可能性のある湿潤で冷涼な気候では、有機物が急速に消費される湿潤で温暖な気候よりも明確です。[57]母岩材料の風化における水の有効性は、季節および日々の温度変動に依存し、それが岩石鉱物の引張応力に有利に働き、その結果、熱疲労と呼ばれる機械的分解が起こります。[58]同じプロセスにより、凍結融解サイクルは岩石やその他の固結した材料を分解する効果的なメカニズムです。[59]
地形
地形は、傾斜（勾配）、標高、地形の方向（方位）によって特徴付けられます。地形は、降水量や流出量、表土の形成や浸食の速度を決定します。地形的状況は、気候力の働きを早めたり遅らせたりすることがあります。[60]
急峻な斜面は、侵食による急速な土壌流失を促し、土壌に浸透して流出する雨量が少なくなるため、低層部（堆積層）への鉱物堆積が少なくなります。半乾燥地域では、急峻な斜面では有効降雨量が少ないため、植生被覆も不十分になり、土壌形成への植物の寄与も少なくなります。[61]これらすべての理由から、急峻な斜面では土壌形成が土壌破壊より大幅に遅れるのを防いでいます。そのため、急峻な地形の土壌は、近くのより平坦な場所の土壌と比較して、かなり浅く、発達の不十分な断面になる傾向があります。[62]
地形は、天候、火災、その他の人間と自然の力に対する露出を決定します。鉱物の蓄積、植物栄養素、植生の種類、植生の成長、浸食、排水は地形の起伏に依存します。[63]丘の麓の土壌は斜面の土壌よりも多くの水を受け取り、太陽の進路に面した斜面の土壌は、太陽の進路に面していない斜面の土壌よりも乾燥しています。[64]
流出水が集中する傾向のある湿地や窪地では、通常、レゴリスはより深く風化しており、土壌断面の発達がより進んでいる。[65]しかし、最も低い地形では、水がレゴリスを飽和させ、排水と通気性が制限される可能性がある。ここでは、一部の鉱物の風化と有機物の分解が遅れ、鉄とマンガンの損失が加速される。このような低地の地形では、湿地土壌に特有の特殊な断面特性が発達する可能性がある。窪地では水、鉱物、有機物が蓄積し、極端な場合には、結果として生じる土壌は塩性湿地または泥炭地になる。[66]
地形の繰り返しパターンは、トポシーケンスまたは土壌連鎖を生み出します。これらのパターンは、侵食、堆積、肥沃度、土壌水分、植物被覆、土壌生物学、火災履歴、および風雨への露出における地形の違いから生じます。重力は、ミネラルや有機溶質、コロイドとともに水を斜面下に運び、丘や山のふもとの粒子状物質と塩基の含有量を増加させます。 [67]しかし、排水や侵食など、他の多くの要因が斜面の位置と相互作用し、作物の収穫量への予想される影響を曖昧にします。[68]
生物
土壌はそれぞれ、微生物、植物、動物、人間の影響が独自に組み合わさって作用しています。微生物は、土壌形成プロセスに不可欠な鉱物の変化に特に影響を及ぼします。さらに、一部の細菌は大気中の窒素を固定することができ、一部の菌類は深層土壌のリンを抽出してグロマリンの形で土壌の炭素レベルを高めるのに効果的です。[69]植物は土壌を浸食から守り、蓄積された植物質は土壌の腐植レベルを高めます。植物の根からの分泌物は微生物の活動を支えます。動物は植物質を分解し、生物撹乱によって土壌を混ぜる役割を果たします。[70]
土壌は地球上で最も種が豊富な生態系ですが、土壌中の生物の大部分は微生物であり、その多くは未解明です。[71] [72]土壌1グラムあたりの細胞数は約10億個が限界かもしれませんが、種の数は1グラムあたり5万個から100万個以上と大きく異なります。[73] [74]生物と種の数は土壌の種類、場所、深さによって大きく異なります。[72] [74]
植物、動物、菌類、細菌、人間は土壌の形成に影響を与える（土壌バイオマントルおよびストーンレイヤーを参照）。動物相や土壌中型動物相を含む土壌動物は、巣穴や孔を形成して土壌を混ぜ、水分やガスが移動できるようにする。このプロセスはバイオターベーションと呼ばれる。[75]同様に、植物の根は土壌層に浸透し、分解時にチャネルを開く。 [76]深い主根を持つ植物は、さまざまな土壌層を数メートルも貫通して、プロファイルのより深いところから栄養素を持ち上げることができる。 [77]植物は細い根を持ち、有機化合物（糖、有機酸、粘液）を排出し、細胞を剥がれ落ち（特に先端）、簡単に分解されて土壌に有機物を追加する。このプロセスは根圏堆積と呼ばれる。[78]
菌類や細菌などの微生物は、根と土壌の間で化学交換を行い、根圏と呼ばれる土壌生物学的ホットスポットで栄養分の貯蔵庫として機能します。[79]土壌中の根の成長は微生物の個体群を刺激し、今度はその捕食者（特にアメーバ）の活動を刺激して鉱化率を高め、最終的には根の成長を促進します。これは土壌微生物ループと呼ばれる正のフィードバックです。[80]根の影響により、バルク土壌ではほとんどの細菌が静止状態にあり、微小凝集体、つまり粘土粒子が接着した粘液質のコロニーを形成し、乾燥や土壌微小動物（細菌食性原生 動物や線虫）による捕食から細菌を保護しています。[81]微小凝集体（20～250 μm）は土壌の中型動物や動物に摂取され、細菌菌体は腸内で部分的または完全に消化されます。[82]
人間は、耕作、殺生物剤の散布、火災、土壌の露出によって植生を除去し、土壌の形成に影響を与えます。これは、侵食、浸水、ラテライト化、またはポドゾル化（気候と地形による）につながる可能性があります。[83]耕作はさまざまな土壌層を混ぜ合わせ、風化の少ない物質がより発達した上層と混ざり合って土壌形成プロセスを再開し、結果として鉱物の風化速度が正味で増加します。[84]
ミミズ、アリ、シロアリ、モグラ、ホリネズミ、および一部のヤスデやゴミムシダマシは、穴を掘りながら土をかき混ぜ、土壌形成に大きな影響を与えます。[85]ミミズは土壌粒子や有機残留物を摂取し、体内を通過する物質中の植物栄養素の利用性を高めます。[86]ミミズは土壌に空気を送り込み、かき混ぜて、摂取した土壌が腸を通過する間に土壌粒子間のつながりを破壊した後、安定した土壌団粒を形成します。[87]これにより、水が容易に浸透します。[88]アリやシロアリが塚を作ると、ミミズは土壌物質をある地層から別の地層へと運びます。[89]ミミズは土壌生態系において他の重要な機能も果たしており、特に腸内と虫体腔内の粘液生成が活発で、[ 90]土壌微生物叢に刺激を与え、 [91]アリやシロアリと同様に生態系エンジニアとしての地位を確立しています。 [92]
一般的に、動物の活動による土壌の混合は、土壌撹乱とも呼ばれ、明確な層を形成する他の土壌形成プロセスの傾向を無効にしたり、打ち消したりする傾向がある。[93]シロアリやアリも、巣の周りの広い範囲の土壌を裸にすることで土壌断面の発達を遅らせ、侵食による土壌の損失を増加させる可能性がある。[94]ホリネズミ、モグラ、プレーリードッグなどの大型動物は、下層の土壌層に穴をあけて、物質を地表に持ち出す。[95]大型動物のトンネルはしばしば地表に開いており、水と空気が地下層に移動することを促す。局所的な領域では、動物はトンネルを作り、後に埋め戻すことで、下層と上層の混合を促進する。下層の古い動物の巣穴は、上にあるA層の土壌物質で満たされることが多く、クロトビナと呼ばれる断面の特徴を形成する。[96]
植生は土壌にさまざまな影響を与えます。植生は、表面流出によって生じる過剰な雨による浸食を防ぐことができます。[97]植物は土壌に日陰を作り、土壌を涼しく保ち[98]、土壌水分の蒸発を遅らせます。[99]逆に、植物は蒸散によって土壌の水分を失わせ、葉面積指数（光の遮断を測定）と水分損失の間に複雑で非常に可変的な関係をもたらします。より一般的には、植物は最も乾燥した月に土壌の乾燥を防ぎ、より湿潤な月に土壌を乾燥させることで、激しい水分変動に対する緩衝材として機能します。[100]植物は、直接的に[101]および菌根菌[25]と根圏細菌[ 102]を介して間接的にミネラルを分解し、土壌構造を改善できる新しい化学物質を生成できます。[103]植生の種類と量は、気候、地形、土壌特性、および人間の活動が介在するか否かに関わらず、生物学的要因によって異なります。[104] [105]土壌の密度、深さ、化学組成、pH、温度、湿度などの要因は、特定の場所で生育できる植物の種類に大きな影響を与えます。枯れた植物や落ち葉や茎は表面で分解し始めます。そこで生物がそれらを餌として有機物を土壌の上層と混ぜます。追加された有機化合物は土壌形成プロセスの一部になります。[106]
人間の影響、そしてそれに伴う火災は、生物の状態要因の中に位置する状態要因である。[107]人間は、土壌の形成を劇的に変えるような方法で栄養素やエネルギーを輸入または抽出することができる。過放牧による土壌侵食の加速と、コロンブス以前の アマゾン川流域のテラフォーミングによるテラ・プレタの出現は、人間の管理の影響の2つの例である。[108]
インディアナ州とミシガン州のいくつかの広大な草原地帯を維持するために、ネイティブアメリカンが定期的に火を放っていたと考えられているが、北アメリカの大平原が維持されている理由として気候と哺乳類の草食動物（バイソンなど）も主張されている。 [109]最近では、人間による自然植生の破壊とそれに続く作物生産のための土壌の耕作により、土壌形成が急激に変化した。[110]同様に、乾燥地域の土壌の灌漑は土壌形成因子に劇的な影響を及ぼし、[111]肥沃度の低い土壌に肥料と石灰を加えることも同様である。[112]
異なる生態系は、時には容易に観察できる方法で、異なる土壌を生み出します。例えば、ネゲブ砂漠に生息するEuchondrus属の3種の陸生カタツムリは、石灰岩や岩板の表面の下に生える地衣類（岩内地衣類）を食べることで知られています。これらの生態系エンジニアの放牧活動は石灰岩を破壊し、風化とそれに続く土壌の形成をもたらします。[113]彼らは地域に大きな影響を与えています。カタツムリの個体数は、ネゲブ砂漠で1ヘクタールあたり年間0.7〜1.1トンの石灰岩を処理していると推定されています。[113]
古代の生態系の影響は観察が容易ではなく、土壌形成の理解に課題を残しています。例えば、北米の高草草原のチェルノーゼムには、腐植質のほぼ半分が木炭です。このような結果は予想されていませんでした。なぜなら、これらの特徴的な深く豊かな黒土を生み出すことができる、以前の草原火災の生態は観察が容易ではないからです。 [114]
時間
時間は、上記すべての相互作用の要因である。[9]砂、シルト、粘土の混合物が土壌の質感を構成し、それらの成分が凝集して土壌が形成されるが、明確なB 層の発達は、土壌または土壌生成の発達を示す。[115]時間とともに、土壌は、前述の土壌形成要因の相互作用に依存する特徴を進化させる。[9]土壌がプロファイルを形成するには数十年[116]から数千年かかるが[117] 、土壌は変動する土壌形成要因の影響下で常に変化しているため、土壌発達の概念は批判されてきた。[118]その期間は、気候、母材、地形、生物活動に大きく依存する。[119] [120]たとえば、洪水で最近堆積した物質は、土壌をさらに定義する構造を形成するのに十分な時間がなかったため、土壌発達を示さない。[121]元々の土壌表面は埋もれ、この堆積物の形成過程は新たに始まらなければなりません。時間の経過とともに、土壌は生物相と気候の強度に依存するプロファイルを形成します。土壌は長期間にわたってその特性の相対的な安定性を達成することができますが、[117]土壌ライフサイクルは最終的に土壌を侵食に対して脆弱な状態にします。[122]土壌の退化と劣化は避けられませんが、ほとんどの土壌サイクルは長いです。[117]
土壌形成因子は、たとえ数百万年もの間、長期間にわたって安定した地形であっても、土壌が存在する限り土壌に影響を与え続ける。[117]物質は表面に堆積するか[123]、地表から吹き飛ばされたり洗い流されたりする。[124]土壌は、追加、除去、改変により、常に新しい条件にさらされている。これらの変化がゆっくりであるか急速であるかは、気候、地形、生物活動によって決まる。[125]
土壌形成要因としての時間は、土壌年代系列を研究することによって調査することができます。土壌年代系列では、異なる年代の土壌を比較することができますが、他の土壌形成要因にはわずかな違いがあります。[118] 古土壌は、以前の土壌形成条件下で形成された土壌です。
研究の歴史
ドクチャエフの方程式
土壌学の父と一般にみなされているロシアの地質学者ヴァシリー・ドクチャエフは、1883年に土壌形成は気候、植生、地形、母材の影響を受けて時間の経過とともに起こることを明らかにしました[ 126]。彼は1898年に土壌形成方程式を使用してこれを実証しました：[127]
- 土壌 = f ( cl , o , p ) t r
（clまたはc = 気候、o = 生物学的プロセス、p = 親物質）t r = 相対時間（若い、成熟した、古い）
ハンス・ジェニーの状態方程式
アメリカの土壌科学者ハンス・ジェニーは1941年に土壌形成に影響を与える要因の状態方程式 を発表しました[128] 。
- S = f ( cl、o、r、p、t、... )
- S土壌形成
- cl (時にはc ) 気候
- o生物（土壌微生物学、土壌中型動物、土壌生物学）
- r救済
- p親材料
- t時間
これは、Clorptという記憶法でよく覚えられます。
ジェニーの『土壌形成の要因』における状態方程式は、時間 ( t ) を要因として扱い、地形の起伏 ( r ) を追加し、理解が深まるにつれてさらに多くの要因 (状態変数) を追加できるように省略記号を意図的に「開いたまま」にしておく点で、ヴァシリー・ドクチャエフの方程式とは異なります。
状態方程式を解くには、主に 2 つの方法があります。1 つは、特定の前提から論理的に演繹する理論的または概念的な方法、もう 1 つは実験または現場観察による経験的な方法です。経験的な方法は今日でも主に使用されており、土壌形成は、1 つの要因を変化させ、他の要因を一定に保つことによって定義できます。これにより、気候関数、生物関数、地形関数、岩石関数、および時間関数など、土壌生成を説明する経験的モデルが開発されました。ジェニーが 1941 年にこの定式化を発表して以来、世界中の無数の土壌調査員が、地域内の土壌パターンの形成に重要となる可能性のある要因を理解するための定性的なリストとして使用してきました。[129]
例
先史時代の湖底の土壌の進化の一例としては、カラハリ砂漠のマカディカディ平原が挙げられます。ここでは古代の河川経路の変化により、何千年にもわたる塩分の蓄積とカルクリートとシルククリートの形成が起こりました。[130]
注記
- ^ Buol, Stanley W.; Southard, Randal J.; Graham, Robert C.; McDaniel, Paul A. (2011). 土壌生成と分類（第6版）. ホーボーケン、ニュージャージー：Wiley-Blackwell . ISBN 978-0-813-80769-0. 2021年9月26日閲覧。
- ^ ジェニー、ハンス（1994）。土壌形成の要因：定量的土壌学のシステム。ニューヨーク、ニューヨーク：ドーバー。ISBN 978-0-486-68128-3. 2013年2月25日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2021年9月26日閲覧。
- ^ サミュエルズ、トビー; ブライス、ケイシー; ランデンマーク、ハンナ; マリー・ラウドン、クレア; ニコルソン、ナターシャ; スティーブンス、アダム H.; コッケル、チャールズ (2020)。「自然環境における鉱物と岩石の微生物風化」。ドンツォヴァ、カテリーナ; バログ・ブランスタッド、ズザンナ; ル・ルー、ガエル (編)。生物地球化学サイクル：生態学的要因と環境への影響。ホーボーケン、ニュージャージー：ワイリーブラックウェル。pp. 59–79。doi : 10.1002 / 9781119413332.ch3。ISBN 978-1-119-41331-8. S2CID 216360850 . 2021年9月26日閲覧。
- ^ Augusto, Laurent; Fanin, Nicolas; Bakker, Mark R. (2019). 「植物が岩を食べるとき：岩の露頭における根の機能的適応」.機能生態学. 33 (5): 760‒61. doi : 10.1111/1365-2435.13325 . S2CID 164450031. 2021年9月26日閲覧。
- ^ Scalenghe, Riccardo; Territo, Claudio; Petit, Sabine; Terribile, Fabio; Righi, Dominique (2016). 「シチリア島（イタリア）のいくつかの多遺伝子景観における土壌学的オーバープリントによる親物質の消失の役割」Geoderma Regional . 7 (1): 49–58. doi :10.1016/j.geodrs.2016.01.003 . 2021年9月26日閲覧。
- ^ アーサー・ミルスキー（1966年）。アラスカ南東部ミュア入江の氷河崩壊地域における土壌発達と生態学的継承（PDF）。オハイオ州コロンバス：オハイオ州立大学研究財団。 2021年10月3日閲覧。
- ^ Lisetskii, Fedor N.; Ergina, Elena I. (2010). 「後期完新世におけるクリミア半島の土壌発達」.ユーラシア土壌科学. 43 (6): 601–13. Bibcode :2010EurSS..43..601L. doi :10.1134/S1064229310060013. S2CID 128834822. 2021年10月3日閲覧。
- ^ Wilkinson, Marshall T.; Humphreys, Geoff S. (2005). 「核種ベースの土壌生成速度とOSLベースの生物撹乱速度による土壌生成の調査」. Australian Journal of Soil Research . 43 (6): 767–79. doi :10.1071/SR04158 . 2021年10月3日閲覧。
- ^ abc Jenny, Hans (1941). 土壌形成の要因：定量的土壌学のシステム(PDF)。ニューヨーク：McGraw-Hill 。 2017年8月8日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) 。 2021年10月10日閲覧。
- ^ ジョンソン、ドナルド・リー; ドミエ、ジェーン・EJ; ジョンソン、ダイアナ・N. (2005). 「土壌の性質とそのバイオマントルに関する考察」アメリカ地理学会年報95 (1): 11–31. doi : 10.1111/j.1467-8306.2005.00448.x. S2CID 73651791. 2022年10月20日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年5月24日閲覧。
- ^ウェイル、レイ・R.、 ブレイディ、ナイル・C.（2016）。土壌の性質と特性（第15版）。ロンドン、イギリス：ピアソン。ISBN 978-1292162232. 2021年10月10日閲覧。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、20～21頁。
- ^ 「オーガニック環境」ブリティッシュコロンビア大学およびカナダ農業食品省。 2021年10月17日閲覧。
- ^ ラハルジョ、ハリアント;アウン、KK;レオン、エンチュン;レザウル、R. ブイヤン (2004)。 「風化によって形成されたシンガポールの残土の特徴」工学地質学。73 (1): 157-69。土井：10.1016/j.enggeo.2004.01.002 。2021 年10 月 17 日に取得。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、21ページ。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、24ページ。
- ^ Shahabinejad, Nader; Mahmoodabadi, Majid; Jalalian, Ahmad; Chavoshi, Elham (2019). 「乾燥地帯から半乾燥地帯の環境における風食率に影響を与える一次粒子に関連する土壌団粒の分別」Geoderma . 356 (113936): 113936. Bibcode :2019Geode.356k3936S. doi :10.1016/j.geoderma.2019.113936. S2CID 202908885 . 2021年10月17日閲覧。
- ^ Merritts, Dorothy J.; Chadwick, Oliver A.; Hendricks, David M. (1991). 「カリフォルニア北部の隆起した海洋テラスにおける土壌進化の速度とプロセス」Geoderma . 51 (1–4): 241–75. Bibcode :1991Geode..51..241M. doi :10.1016/0016-7061(91)90073-3 . 2021年10月24日閲覧。
- ^ Luehmann, Michael D.; Peter, Brad G.; Connallon, y Christopher B.; Schaetz, Randall J.; Smidt, Samuel J.; Liu, Wei; Kincare, Kevin A.; Walkowiak, Toni A.; Thorlund, Elin; Holler, Marie S. (2016). 「ミシガン州南部南西部のアウトウォッシュ平野のローム質2階建て土壌：下層の砂によるレスの土壌撹乱」（PDF）。アメリカ地理学会誌。106 (3): 551–72. doi :10.1080/00045608.2015.1115388. S2CID 131571035 。 2021年10月24日閲覧。
- ^ Zádorová, Tereza; Penížek, Vit (2018). 「崩積土の形成、形態および分類：レビュー」. European Journal of Soil Science . 69 (4): 577–91. doi :10.1111/ejss.12673. S2CID 102565037. 2021年10月31日閲覧。
- ^ Shutt, Frank T.; Wright, LE (1933). 泥炭泥土と泥土の堆積物：その性質、組成、農業用途（PDF）。オンタリオ州オタワ：カナダ連邦、農業省。 2021年10月31日閲覧。
- ^ 「Weathering」.レジャイナ大学. 2021年11月7日閲覧。
- ^ ギルリー、ジェームズ、ウォーターズ、アーロン・クレメント、ウッドフォード、アルフレッド・オズワルド（1975）。地質学の原理（第4版）。サンフランシスコ、カリフォルニア州：WHフリーマン。ISBN 978-0-7167-0269-6。
- ^ Uroz, Stéphane; Calvaruso, Christophe; Turpault, Marie-Pierre; Frey-Klett, Pascale (2009). 「細菌による鉱物の風化：生態、作用因子、メカニズム」。Trends in Microbiology . 17 (8): 378–87. doi :10.1016/j.tim.2009.05.004. PMID 19660952 . 2021年11月7日閲覧。
- ^ ab Landeweert, Renske; Hoffland, Ellis; Finlay, Roger D.; Kuyper, Thom W.; Van Breemen, Nico (2001). 「植物と岩石のつながり: 外生菌根菌が鉱物から栄養素を動員する」. Trends in Ecology and Evolution . 16 (5): 248–54. doi :10.1016/S0169-5347(01)02122-X. PMID 11301154. 2021年11月7日閲覧。
- ^ Andrews, Jeffrey A.; Schlesinger, William H. (2001). 「実験的CO2濃縮による温帯林の土壌CO2動態、酸性化、化学的風化」。Global Biogeochemical Cycles。15 ( 1 ): 149–62。Bibcode :2001GBioC..15..149A。doi : 10.1029 /2000GB001278。S2CID 128612522。2021年 11月7日閲覧。
- ^ Halsey, Dave P.; Mitchell, David J.; Dews, SJ (1998). 「気候誘発サイクルが物理的風化に与える影響」. Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrogeology . 31 (4): 359–67. doi :10.1144/GSL.QJEG.1998.031.P4.09. S2CID 128917530 . 2021年11月7日閲覧。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、28～31頁。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、31-33ページ。
- ^ Li, Li; Steefel, Carl I.; Yang, Li (2008). 「単一細孔および断裂内の鉱物溶解速度のスケール依存性」Geochimica et Cosmochimica Acta . 72 (2): 360–77. Bibcode :2008GeCoA..72..360L. doi :10.1016/j.gca.2007.10.027. 2015年11月1日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) 。 2021年11月14日閲覧。
- ^ Oelkers, Eric H.; Schott, Jacques (1995). 「アノーサイト溶解の実験的研究と長石加水分解の相対的メカニズム」Geochimica et Cosmochimica Acta . 59 (24): 5039–53. Bibcode :1995GeCoA..59.5039O. doi :10.1016/0016-7037(95)00326-6 . 2021年11月14日閲覧。
- ^ Al- Hosney , Hashim; Grassian, Vicki H. (2004). 「炭酸：炭酸カルシウムの表面化学における重要な中間体」アメリカ化学会誌。126 (26): 8068–69. doi :10.1021/ja0490774. PMID 15225019 . 2021年11月14日閲覧。
- ^ ヒメネス＝ゴンザレス、インマクラダ;ロドリゲス・ナバロ、カルロス。ジョージ W. シェラー (2008)。 「砂岩の物理機械的劣化における粘土鉱物の役割」。地球物理研究ジャーナル。113 (F02021): 1 ～ 17。Bibcode :2008JGRF..113.2021J。土井: 10.1029/2007JF000845。
- ^ Mylvaganam, Kausala; Zhang, Liangchi (2002). 「ナノインデンテーションによるシリコンへの酸素浸透の影響」.ナノテクノロジー. 13 (5): 623–26. Bibcode :2002Nanot..13..623M. doi :10.1088/0957-4484/13/5/316. S2CID 250738729. 2021年11月14日閲覧。
- ^ Favre, Fabienne; Tessier, Daniel; Abdelmoula, Mustapha; Génin, Jean-Marie; Gates, Will P.; Boivin, Pascal (2002). 「断続的に水浸しになった土壌における鉄の還元と陽イオン交換容量の変化」. European Journal of Soil Science . 53 (2): 175–83. doi :10.1046/j.1365-2389.2002.00423.x. S2CID 98436639. 2021年11月14日閲覧。
- ^ Riebe, Clifford S.; Kirchner , James W.; Finkel, Robert C. (2004). 「多様な気候レジームにまたがる花崗岩質景観における長期化学風化速度に対する侵食と気候の影響」(PDF)。地球惑星科学レター。224 (3/4): 547–62。Bibcode :2004E&PSL.224..547R。doi : 10.1016/j.epsl.2004.05.019 。2021年11月21日閲覧。
- ^ 「風化速度」（PDF） 。 2013年6月13日時点のオリジナル（PDF）よりアーカイブ。 2021年11月21日閲覧。
- ^ Dere, Ashlee L.; White, Timothy S.; April, Richard H.; Reynolds, Bryan; Miller, Thomas E.; Knapp, Elizabeth P.; McKay, Larry D.; Brantley, Susan L. (2013). 「緯度勾配に沿った頁岩土壌における長石風化の気候依存性」Geochimica et Cosmochimica Acta . 122 : 101–26. Bibcode :2013GeCoA.122..101D. doi :10.1016/j.gca.2013.08.001 . 2021年11月21日閲覧。
- ^ 北山兼弘; マジャラップ・リー・ノリーン; 相羽真一郎 (2000). 「ボルネオ島キナバル山の標高勾配に沿った熱帯雨林の土壌リン分画とリン利用効率」.エコロジア. 123 (3): 342–49. Bibcode :2000Oecol.123..342K. doi :10.1007/s004420051020. PMID 28308588. S2CID 20660989. 2021年11月21日閲覧。
- ^ セケイラ・ブラガ、マリア・アマーリア;パケ、エレーヌ。ベゴーニャ、アルリンド (2002)。 「温帯気候における花崗岩の風化（ポルトガル北西部）：花崗岩サプロライトとアレニゼーション」（PDF）。カテナ。49（1/2）：41-56。土井：10.1016/S0341-8162(02)00017-6 。2021 年11 月 21 日に取得。
- ^ Mosier, Arvin R. (1998). 「土壌プロセスと地球規模の変化」（PDF） .土壌の生物学と肥沃度. 27 (3): 221–29. doi :10.1007/s003740050424. S2CID 44244791. 2021年11月28日閲覧。
- ^ Epstein, Howard E.; Burke, Ingrid C .; Lauenroth, William K. (2002). 「米国グレートプレーンズにおける分解と一次生産率の地域パターン」.生態学. 83 (2): 320–27. doi :10.2307/2680016. JSTOR 2680016. 2021年11月28日閲覧。
- ^ Lucas, Yves (2001). 「風化の速度と生成物を制御する植物の役割：生物学的ポンピングの重要性」。Annual Review of Earth and Planetary Sciences 29 : 135–63. Bibcode : 2001AREPS..29..135L. doi :10.1146/annurev.earth.29.1.135 . 2021年12月5日閲覧。
- ^ Davidson, Eric A.; Janssens, Ivan A. (2006). 「土壌炭素分解の温度感受性と気候変動へのフィードバック」. Nature . 440 (7081): 165‒73. Bibcode :2006Natur.440..165D. doi : 10.1038/nature04514 . PMID 16525463. S2CID 4404915.
- ^ Woodward, F. Ian; Lomas, Mark R.; Kelly, Colleen K. (2004). 「地球の気候と植物バイオームの分布」. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series B . 359 (1450): 1465–76. doi :10.1098/rstb.2004.1525. PMC 1693431 . PMID 15519965 . 2021年11月28日閲覧。
- ^ Graham, Robert C.; Rossi, Ann M.; Hubbert, Kenneth R. (2010). 「岩石からレゴリスへの変換：陸上生態系に適した基質の生産」（PDF） . GSA Today . 20 (2): 4–9. doi :10.1130/GSAT57A.1 . 2021年11月28日閲覧。
- ^ Fedoroff, Nicolas (1997). 「地中海赤色土壌の粘土の堆積」. Catena . 28 (3–4): 171–89. doi :10.1016/S0341-8162(96)00036-7 . 2021年12月5日閲覧。
- ^ Michalzik, Beate; Kalbitz, Karsten; Park, Ji-Hyung; Solinger, Stephan; Matzner, Egbert (2001). 「溶存有機炭素および窒素のフラックスと濃度：温帯林の総合」. Biogeochemistry . 52 (2): 173–205. doi :10.1023/A:1006441620810. S2CID 97298438 . 2021年12月5日閲覧。
- ^ Bernstein, Leon (1975). 「塩分とナトリウム濃度が植物の成長に及ぼす影響」。Annual Review of Phytopathology . 13 : 295–312. doi :10.1146/annurev.py.13.090175.001455 . 2021年12月5日閲覧。
- ^ Yuan, Bing-Cheng; Li, Zi-Zhen; Liu, Hua; Gao, Meng; Zhang, Yan-Yu (2007). 「乾燥条件下での塩害土壌における微生物バイオマスと活性」.応用土壌生態学. 35 (2): 319–28. doi :10.1016/j.apsoil.2006.07.004 . 2021年12月5日閲覧。
- ^ Schlesinger, William H. (1982). 「乾燥土壌のカリケにおける炭素貯蔵：アリゾナ州の事例研究」.土壌科学. 133 (4): 247–55. doi :10.1097/00010694-198204000-00008. S2CID 97632160. 2018年3月4日時点のオリジナルより アーカイブ（PDF）。2021年12月5日閲覧。
- ^ Nalbantoglu, Zalihe; Gucbilmez, Emin (2001). 「半乾燥環境における石灰質膨張性土壌の改良」Journal of Arid Environments . 47 (4): 453–63. Bibcode :2001JArEn..47..453N. doi :10.1006/jare.2000.0726 . 2021年12月5日閲覧。
- ^ Retallack, Gregory J. (2010). 「ラテライト化とボーキサイト化イベント」.経済地質学. 105 (3): 655–67. doi :10.2113/gsecongeo.105.3.655 . 2021年12月5日閲覧。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、35ページ。
- ^ Pye, Kenneth; Tsoar, Haim (1987)。「砂漠における塵の移動と堆積のメカニズムと地質学的意味、特にイスラエル北部ネゲブの黄土形成と砂丘砂の続成作用について」。Frostick, Lynne、Reid, Ian (編)。砂漠堆積物: 古代と現代。第 35 巻。pp. 139–56。Bibcode : 1987GSLSP..35..139P。doi : 10.1144 /GSL.SP.1987.035.01.10。ISBN 978-0-632-01905-2. S2CID 128746705 . 2021年12月5日閲覧。
{{cite book}}:|journal=無視されました (ヘルプ) - ^ Prospero, Joseph M. (1999). 「地球大気中の鉱物ダストの長距離輸送：アフリカのダストが米国南東部の環境に及ぼす影響」。 米国科学アカデミー紀要。96 (7): 3396–403。Bibcode : 1999PNAS ... 96.3396P。doi : 10.1073/ pnas.96.7.3396。PMC 34280。PMID 10097049。
- ^ Post, Wilfred M.; Emanuel, William R.; Zinke, Paul J.; Stangerberger, Alan G. (1999). 「土壌炭素プールと世界の生命圏」. Nature . 298 (5870): 156–59. Bibcode :1982Natur.298..156P. doi :10.1038/298156a0. S2CID 4311653. 2021年12月5日閲覧。
- ^ Gómez-Heras, Miguel; Smith, Bernard J.; Fort, Rafael (2006). 「結晶質岩石中の鉱物間の表面温度差：熱疲労による花崗岩の粒状分解への影響」.地形学. 78 (3/4): 236–49. Bibcode :2006Geomo..78..236G. doi :10.1016/j.geomorph.2005.12.013 . 2021年12月5日閲覧。
- ^ Nicholson , Dawn T.; Nicholson, Frank H. (2000). 「実験的凍結融解風化を受けた堆積岩の物理的劣化」。地球表面プロセスと土地形態。25 (12): 1295–307。Bibcode : 2000ESPL ...25.1295N。doi :10.1002/1096-9837(200011)25:12<1295::AID-ESP138>3.0.CO;2-E 。 2021年12月5日閲覧。
- ^ Griffiths, Robert P.; Madritch, Michael D.; Swanson, Alan K. (2009). 「オレゴン州カスケード山脈（米国）における地形が森林土壌特性に与える影響：気候変動が土壌特性に与える影響」。森林生態学と管理。257 ：1–7。doi ：10.1016 /j.foreco.2008.08.010 。 2021年12月12日閲覧。
- ^ Wilcox, Bradford P.; Wood, M. Karl; Tromble, John M. (1988). 「半乾燥地帯の山腹の浸透性に影響を与える要因」（PDF） . Journal of Range Management . 41 (3): 197–206. doi :10.2307/3899167. hdl :10150/645177. JSTOR 3899167 . 2021年12月12日閲覧。
- ^ Liu, Baoyuan; Nearing, Mark A.; Risse, L. Mark (1994). 「急斜面の土壌損失に対する斜面勾配の影響」.米国農業生物工学会誌. 37 (6): 1835–40. doi :10.13031/2013.28273 . 2021年12月12日閲覧。
- ^ Chen, Zueng-Sang; Hsieh, Chang-Fu; Jiang, Feei-Yu; Hsieh, Tsung-Hsin; Sun, I-Fang (1997). 「台湾南部の亜熱帯雨林における土壌特性と地形および植生の関係」. Plant Ecology . 132 (2): 229–41. doi :10.1023/A:1009762704553. S2CID 2838442. 2021年12月19日閲覧。
- ^ Hanna, Abdulaziz Yalda; Harlan, Phillip W.; Lewis, David T. (1982). 「景観の位置と方位によって影響を受ける土壌の有効水」. Agronomy Journal . 74 (6): 999–1004. doi :10.2134/agronj1982.00021962007400060016x . 2021年12月19日閲覧。
- ^ Graham, Robert C.; Daniels , Raymond B.; Buol, Stanley W. (1990). 「ブルーリッジフロントの土壌と地形の関係。I. レゴリスの種類と傾斜プロセス」。米国土壌科学会誌。54 (5): 1362–67。Bibcode :1990SSASJ..54.1362G。doi : 10.2136 /sssaj1990.03615995005400050027x 。 2021年12月26日閲覧。
- ^ Brinson, Mark M. (1993). 湿地の水文地形分類(PDF) . ワシントン D.C.:米国陸軍工兵隊、水路実験ステーション. 2021年12月26日閲覧。
- ^ Jiang, Pingping; Thelen, Kurt D. (2004). 「中北部トウモロコシ・大豆栽培システムにおける土壌と地形特性の作物収量への影響」農業ジャーナル。96 (1): 252–58。doi : 10.2134 /agronj2004.0252 。 2022年1月9日閲覧。
- ^ Thelemann, Ryan; Johnson, Gregg; Sheaffer, Craig; Banerjee, Sudipto; Cai, Haowen; Wyse, Donald (2010). 「景観の位置がバイオマス作物の収量に与える影響」. Agronomy Journal . 102 (2): 513–22. doi : 10.2134/agronj2009.0058 . 2022年1月9日閲覧。
- ^ Wang, Wenjie; Zhong, Zhaoliang; Wang, Qiong; Wang, Humei; Fu, Yujie; He, Xingyuan (2017). 「グロマリンは深層土壌の炭素や栄養素に大きく寄与し、垂直プロファイルでは気候や土壌特性との関連性が異なる」。Scientific Reports . 7 (13003): 13003. Bibcode :2017NatSR...713003W. doi :10.1038/s41598-017-12731-7. PMC 5636888 . PMID 29021579.
- ^ ヴァン・ブリーメン、ニコ;ブルマン、ピーター (2003)。土壌形成 (第 2 版)。ドルドレヒト、オランダ: Kluwer Academic Publishers 。2022 年1 月 16 日に取得。
- ^ Wall, Diana H.; Adams, Gina; Parsons, Andrew N. (2001). 土壌の生物多様性(PDF) . 生態学研究. 第152巻. ニューヨーク、NY: Springer . doi :10.1007/978-1-4613-0157-8. ISBN 978-0-387-95286-4. S2CID 45261145 . 2022年1月16日閲覧。
- ^ ab Dance, Amber (2008). 「What lies Below」（PDF） . Nature . 455（7214）：724–25. doi：10.1038/455724a. PMID 18843336. S2CID 30863755. 2022年1月16日閲覧。
- ^ Gans, Jason; Wolinsky, Murray; Dunbar, John (2005). 「計算の改善により土壌中の細菌の多様性と金属毒性が明らかに」. Science . 309 (5739): 1387–90. Bibcode :2005Sci...309.1387G. doi :10.1126/science.1112665. PMID 16123304. S2CID 130269020. 2022年1月16日閲覧。
- ^ ab Roesch, Luiz FW; Fulthorpe, Roberta R.; Riva, Alberto; Casella, George; Hadwin, Alison KM; Kent, Angela D.; Daroub, Samira H.; Camargo, Flavio AO; Farmerie, William G.; Triplett, Eric W. (2007). 「パイロシークエンスによる土壌微生物多様性の列挙と対比」ISMEジャーナル. 1 (4): 283–90. doi :10.1038/ismej.2007.53. PMC 2970868. PMID 18043639. 2022年1月16日閲覧。
- ^ Meysman, Filip JR; Middelburg, Jack J.; Heip, Carlo HR (2006). 「バイオターベーション：ダーウィンの最後のアイデアの新たな考察」. Trends in Ecology and Evolution . 21 (12): 688–95. doi :10.1016/j.tree.2006.08.002. PMID 16901581. 2022年1月23日閲覧。
- ^ Williams, Stacey M.; Weil, Ray R. (2004). 「作物被覆根チャネルは大豆作物に対する土壌圧縮の影響を緩和する可能性がある」。米国土壌科学会誌。68 (4): 1403–09。Bibcode :2004SSASJ..68.1403W。doi :10.2136/sssaj2004.1403 。 2022年1月23日閲覧。
- ^ Lynch, Jonathan (1995). 「根の構造と植物の生産性」.植物生理学. 109 (1): 7–13. doi :10.1104/pp.109.1.7. PMC 157559. PMID 12228579. 2022年1月23日閲覧。
- ^ Nguyen, Christophe (2003). 「植物による有機炭素の根圏沈着：メカニズムと制御」（PDF） . Agronomie . 23 (5/6): 375–96. doi :10.1051/agro:2003011. S2CID 55101606. 2022年1月23日閲覧。
- ^ Widmer, Franco; Pesaro, Manuel; Zeyer, Josef; Blaser, Peter (2000). 「優先流路：土壌中の生物学的「ホットスポット」」(PDF)。 Bundt, Maya (編)土壌を通るハイウェイ：優先流路の特性と反応性化合物の輸送(論文)。チューリッヒ：ETH図書館。pp. 53–75。doi :10.3929/ethz-a-004036424。hdl :20.500.11850/144808。2022年1月23日閲覧。
- ^ Bonkowski, Michael (2004). 「原生動物と植物の成長：土壌中の微生物ループの再考」New Phytologist . 162 (3): 617–31. doi : 10.1111/j.1469-8137.2004.01066.x . PMID 33873756.
- ^ Six, Johan; Bossuyt, Heleen; De Gryze, Steven; Denef, Karolien (2004). 「（微小）凝集体、土壌生物、土壌有機物動態の関係に関する研究の歴史」.土壌および耕作研究. 79 (1): 7–31. doi :10.1016/j.still.2004.03.008 . 2022年1月23日閲覧。
- ^ Saur, Étienne; Ponge, Jean-François (1988). 「透過型電子顕微鏡を用いたコビトビムシ類Paratullbergia callipygosの栄養研究」Pedobiologia . 31 (5/6): 355–79. doi :10.1016/S0031-4056(23)02274-6 . 2022年1月23日閲覧。
- ^ Oldeman, L. Roel (1992). 「土壌劣化の世界的範囲」ISRIC 隔年報告書 1991/1992 . ワーゲニンゲン、オランダ: ISRIC . pp. 19–36 . 2022年1月23日閲覧。
- ^ Karathanasis, Anastasios D.; Wells, Kenneth L. (2004). 「黄土由来土壌の 連鎖における2つの管理システム間の鉱物風化傾向の比較」。米国土壌科学会誌。53 (2): 582–88。Bibcode :1989SSASJ..53..582K。doi : 10.2136 /sssaj1989.03615995005300020047x 。 2022年1月23日閲覧。
- ^ Lee, Kenneth Ernest; Foster, Ralph C. (2003). 「土壌動物相と土壌構造」.オーストラリア土壌研究誌. 29 (6): 745–75. doi :10.1071/SR9910745 . 2022年1月30日閲覧。
- ^ Scheu, Stefan (2003). 「ミミズが植物の成長に及ぼす影響：パターンと展望」Pedobiologia . 47 (5/6): 846–56. doi :10.1078/0031-4056-00270 . 2022年1月30日閲覧。
- ^ Zhang, Haiquan; Schrader, Stefan (1993). 「土壌団粒の特定の物理的および化学的特性に対するミミズの影響」。土壌の生物学と肥沃度 。15 ( 3): 229–34。doi :10.1007/BF00361617。S2CID 24151632。2022年1月30日閲覧。
- ^ Bouché, Marcel B.; Al-Addan, Fathel (1997). 「ミミズ、水の浸透、土壌の安定性：いくつかの新しい評価」.土壌生物学および生化学. 29 (3/4): 441–52. doi :10.1016/S0038-0717(96)00272-6 . 2022年1月30日閲覧。
- ^ Bernier, Nicolas (1998). 「ミミズの摂食活動と腐植層の形成」.土壌の生物学と肥沃度. 26 (3): 215–23. doi :10.1007/s003740050370. S2CID 40478203. 2022年1月30日閲覧。
- ^ Scheu, Stefan (1991). 「内生ミミズの粘液排泄と炭素代謝」.土壌の生物学と肥沃度. 12 (3): 217–20. doi :10.1007/BF00337206. S2CID 21931989. 2022年1月30日閲覧。
- ^ Brown, George G. (1995). 「ミミズは微生物群集と動物群集の多様性にどのように影響するのか？」.植物と土壌. 170 (1): 209–31. doi :10.1007/BF02183068. S2CID 10254688. 2022年1月30日閲覧。
- ^ Jouquet, Pascal; Dauber, Jens; Lagerlöf , Jan; Lavelle, Patrick; Lepage, Michel (2006). 「生態系エンジニアとしての土壌無脊椎動物：土壌およびフィードバックループに対する意図的および偶発的な影響」。応用土壌生態学。32 (2): 153–64。doi : 10.1016 /j.apsoil.2005.07.004 。 2022年1月30日閲覧。
- ^ Bohlen, Patrick J.; Scheu, Stefan; Hale, Cindy M.; McLean, Mary Ann; Migge, Sonja; Groffman, Peter M.; Parkinson, Dennis (2004). 「北半球温帯林における変化の要因としての非在来侵入ミミズ」. Frontiers in Ecology and the Environment . 2 (8): 427–35. doi :10.2307/3868431. JSTOR 3868431. 2022年1月30日閲覧。
- ^ De Bruyn, Lisa Lobry; Conacher, Arthur J. (1990). 「土壌改質におけるシロアリとアリの役割：レビュー」.オーストラリア土壌研究ジャーナル. 28 (1): 55–93. doi :10.1071/SR9900055 . 2022年1月30日閲覧。
- ^ キンロー、アルトン・エモリー（2006年）。「セントラルフロリダの高地コミュニティにおける半化石脊椎動物の巣穴：その構造、分散、生態学的影響」pp.19–45 。 2022年1月30日閲覧。
- ^ Borst, George (1968). 「南カリフォルニアの土壌におけるクロトビナの発生」 第9回国際土壌科学会議の議事録、オーストラリア、アデレード、1968年8月5～15日(PDF)。第2巻。オーストラリア、シドニー：Angus＆Robertson。pp.19～27。2022年1月30日閲覧。
- ^ Gyssels, Gwendolyn; Poesen, Jean; Bochet, Esther; Li, Yong (2005). 「植物の根が土壌の水による浸食に対する抵抗に与える影響：レビュー」. Progress in Physical Geography . 29 (2): 189–217. doi :10.1191/0309133305pp443ra. S2CID 55243167. 2022年2月6日閲覧。
- ^ Balisky, Allen C.; Burton, Philip J. (1993). 「さまざまな実験的植生被覆下での土壌温度レジームの区別」. Canadian Journal of Soil Science . 73 (4): 411–20. doi : 10.4141/cjss93-043 .
- ^ Marrou, Hélène; Dufour, Lydie; Wery, Jacques (2013). 「ソーラーパネルのシェルターは土壌作物システムの水の流れにどのように影響しますか？」。European Journal of Agronomy。50 : 38–51。doi : 10.1016 /j.eja.2013.05.004 。 2022年2月6日閲覧。
- ^ Heck, Pamela; Lüthi, Daniel; Schär, Christoph (1999). 「植生がヨーロッパの土壌水分の夏季の進化に与える影響」.地球の物理と化学、パートB、水文学、海洋と大気. 24 (6): 609–14. Bibcode :1999PCEB...24..609H. doi :10.1016/S1464-1909(99)00052-0 . 2022年2月6日閲覧。
- ^ Jones, David L. (1998). 「根圏の有機酸：批判的レビュー」.植物と土壌. 205 (1): 25–44. doi :10.1023/A:1004356007312. S2CID 26813067. 2022年2月6日閲覧。
- ^ Calvaruso, Christophe; Turpault, Marie-Pierre; Frey-Klett, Pascal (2006). 「根に付随する細菌は樹木の鉱物風化と鉱物栄養に寄与する：予算分析」。応用環境微生物学。72 (2): 1258–66。Bibcode :2006ApEnM..72.1258C。doi : 10.1128 /AEM.72.2.1258-1266.2006。PMC 1392890。PMID 16461674。
- ^ Angers, Denis A.; Caron, Jean (1998). 「植物による土壌構造の変化：プロセスとフィードバック」. Biogeochemistry . 42 (1): 55–72. doi :10.1023/A:1005944025343. S2CID 94249645. 2022年2月6日閲覧。
- ^ Dai, Shengpei; Zhang, Bo; Wang, Haijun; Wang, Yamin; Guo, Lingxia; Wang, Xingmei; Li, Dan (2011). 「中国北西部の植生被覆変化と推進要因」Journal of Arid Land . 3 (1): 25–33. doi : 10.3724/SP.J.1227.2011.00025 (2024年11月11日現在非アクティブ) . 2022年2月6日閲覧。
{{cite journal}}: CS1 メンテナンス: DOI は 2024 年 11 月時点で非アクティブです (リンク) - ^ Vogiatzakis, Ioannis; Griffiths, Geoffrey H.; Mannion, Antoinette M. (2003). 「環境要因と植生構成、クレタ島、南エーゲ海、レフカオリ山塊」。地球生態学と生物地理学。12 (2): 131–46。doi : 10.1046 /j.1466-822X.2003.00021.x 。 2022年2月6日閲覧。
- ^ アラン、ブレテス;ブラン、ジャン・ジャック。ジャビオル、バーナード。ポンジュ、ジャン＝フランソワ。フランソワ・トゥタン（1995）。 「森林腐植形態の分類：フランスの提案」。森林科学年報。52 (6): 535–46。土井：10.1051/フォレスト：19950602。
- ^ Amundson, Ronald; Jenny, Hans (1991). 「生態系とその土壌の状態要因理論における人間の位置」. Soil Science . 151 (1): 99–109. Bibcode :1991SoilS.151...99A. doi :10.1097/00010694-199101000-00012. S2CID 95061311. 2022年2月13日閲覧。
- ^ Ponge, Jean-François; Topoliantz, Stéphanie (2005). 「Pontoscolex corethurus (Glossoscolecidae) による木炭消費と鋳造活動」.応用土壌生態学. 28 (3): 217–24. doi :10.1016/j.apsoil.2004.08.003 . 2022年2月20日閲覧。
- ^ Anderson, Roger C. (2006). 「北米中央草原の進化と起源：気候、火災、哺乳類の草食動物」. Journal of the Torrey Botanical Society . 133 (4): 626–47. doi : 10.3159/1095-5674(2006)133[626:EAOOTC]2.0.CO;2 . S2CID 13709954 . 2022年2月13日閲覧。
- ^ Burke, Ingrid C.; Yonker, Caroline M.; Parton, William J.; Cole, C. Vernon; Flach, Klaus; Schimel, David S. (1989). 「米国の草地土壌における土壌有機物含有量に対するテクスチャ、気候、栽培の影響」。米国土壌科学会誌。53 (3): 800–05。Bibcode :1989SSASJ..53..800B。doi : 10.2136 /sssaj1989.03615995005300030029x 。 2022年2月13日閲覧。
- ^ Lisetskii, Fedor N.; Pichura, Vitalii I. (2016). 「ウクライナのステップ地帯における灌漑下の土壌形成の評価と予測」(PDF) .ロシア農業科学. 42 (2): 155–59. doi :10.3103/S1068367416020075. S2CID 43356998 . 2022年2月13日閲覧。
- ^ Schön, Martina (2011). 「窒素施肥が土壌下層土の特性に与える影響：土壌有機物と団粒安定性」（PDF） 。 2022年2月13日閲覧。
- ^ ab Odling-Smee, F. John; Laland, Kevin N.; Feldman, Marcus W. (2003). 「序論」ニッチ構築：進化における無視されたプロセスプリンストン、ニュージャージー：プリンストン大学出版局pp. 7–8. doi :10.1515/9781400847266. ISBN 978-0691044378. 2006年6月17日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) 。 2022年2月20日閲覧。
- ^ Ponomarenko, Elena V.; Anderson, Darwin W. (2001). 「サスカチュワン州のブラックチェルノーゼム土壌における炭化有機物の重要性」. Canadian Journal of Soil Science . 81 (3): 285–297. doi :10.4141/S00-075 . 2022年2月20日閲覧。
現在のパラダイムでは、腐植は土壌微生物によって主に生成され、粘土とさまざまな形で共存するヘテロポリ凝縮体のシステムとみなされています (Anderson 1979)。この概念モデル、およびこの概念に根ざしたシミュレーションモデルは大きな炭化成分を考慮に入れていないため、概念的理解の大幅な変化 (パラダイムシフト) が差し迫っていると思われます。
- ^ Bormann, Bernard T.; Spaltenstein, Henri; McClellan, Michael H.; Ugolini, Fiorenzo C.; Cromack, Kermit Jr; Nay, Stephan M. (1995). 「原生林における風倒木による撹乱後の急速な土壌発達」(PDF) . Journal of Ecology . 83 (5): 747–57. doi :10.2307/2261411. JSTOR 2261411. S2CID 85818050 . 2022年2月27日閲覧。
- ^ Crocker, Robert L.; Major, Jack (1955). 「アラスカ州グレイシャー湾における植生と地表年齢に関連した土壌発達」Journal of Ecology . 43 (2): 427–48. doi :10.2307/2257005. JSTOR 2257005. 2017年9月25日時点のオリジナルより アーカイブ(PDF) 。2022年2月27日閲覧。
- ^ abcd Crews, Timothy E.; Kitayama, Kanehiro; Fownes, James H.; Riley, Ralph H.; Herbert, Darrell A.; Mueller-Dombois, Dieter; Vitousek, Peter M. (1995). 「ハワイの長期クロノシーケンスに沿った土壌リンと生態系ダイナミクスの変化」.生態学. 76 (5): 1407–24. doi :10.2307/1938144. JSTOR 1938144. 2022年2月27日閲覧。
- ^ ab Huggett, Richard J. (1998). 「土壌クロノシーケンス、土壌発達、土壌進化：批判的レビュー」. Catena . 32 (3/4): 155–72. doi :10.1016/S0341-8162(98)00053-8 . 2022年2月27日閲覧。
- ^ サイモンソン 1957年、20-21頁。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、26ページ。
- ^ Craft, Christopher; Broome, Stephen; Campbell, Carlton (2002). 「汽水湿地の造成後15年間の植生と土壌の発達」Restoration Ecology . 10 (2): 248–58. doi :10.1046/j.1526-100X.2002.01020.x. S2CID 55198244. 2017年8月10日時点のオリジナルより アーカイブ(PDF) 。2022年2月27日閲覧。
- ^ Shipitalo, Martin J.; Le Bayon, Renée-Claire (2004). 「第 10 章: ミミズが土壌の凝集と多孔性に与える影響の定量化」。Edwards, Clive A. (編)。『Earthworm ecology ( PDF) (第 2 版)』。フロリダ州ボカラトン: CRC Press。pp . 183–200。doi :10.1201/9781420039719。ISBN 978-1-4200-3971-9. 2022年2月27日閲覧。
- ^ 彼、長陵。ブリューニング＝マドセン、ヘンリック。アワジ、セオドア W. (2007)。 「ガーナのハルマッタン期に堆積した塵の鉱物学」。ジオグラフィスク ティッズクリフト。107 (1): 9-15。CiteSeerX 10.1.1.469.8326。土井：10.1080/00167223.2007.10801371。S2CID 128479624 。2022 年2 月 27 日に取得。
- ^ Pimentel, David; Harvey, Celia; Resosudarmo, Pradnja; Sinclair, Kevin; Kurz, D.; McNair, M.; Crist, S.; Shpritz, Lisa; Fitton, L.; Saffouri, R.; Blair, R. (1995). 「土壌侵食の環境的・経済的コストと保全のメリット」. Science . 267 (5201): 1117–23. Bibcode :1995Sci...267.1117P. doi :10.1126/science.267.5201.1117. PMID 17789193. S2CID 11936877. 2016年12月13日時点のオリジナルより アーカイブ(PDF) 。2022年2月27日閲覧。
- ^ Wakatsuki, Toshiyuki; Rasyidin, Azwar (1992). 「風化速度と土壌形成」(PDF) . Geoderma . 52 (3/4): 251–63. Bibcode :1992Geode..52..251W. doi :10.1016/0016-7061(92)90040-E . 2022年2月27日閲覧。
- ^ ドクチャエフ、ヴァシリー V.、ロシアのチェルノーゼム
- ^ ジェニー、ハンス（1980）、土壌資源：起源と行動、生態学研究、第37巻、ニューヨーク、ニューヨーク：シュプリンガー・フェアラーク、ISBN 978-1461261148、2022年3月6日取得、
気候、植生、地形、母材、時間が土壌を制御するという考えは、初期の博物学者の著作に見られる。明確な定式化は、1898年にドクチャエフによって、西洋の作家には知られていない無名のロシアの雑誌で行われた。彼は次のように記した。土壌 = f(cl, o, p) t r
- ^ジェニー、ハンス（1941）。土壌形成の要因 ：定量的土壌学のシステム（第1版）。ニューヨーク、ニューヨーク：マグロウヒル。ISBN 978-0486681283. 2022年3月6日閲覧。
- ^ ジョンソン、ドナルド L.; ドミエ、ジェーン EJ; ジョンソン、ダイアナ N. (2005). 「土壌の性質とそのバイオマントルに関する考察」アメリカ地理学者協会紀要95 :11–31. doi : 10.1111/j.1467-8306.2005.00448.x. S2CID 73651791 . 2022年3月13日閲覧。
- ^ Hogan, C. Michael (2008). 「マカディカディ：ボツワナの古代の村または集落」。The Megalithic Portal 。 2022年3月20日閲覧。
参考文献
Scholia には、pedogenesis (Q282070) のプロファイルがあります。
- スタンレー・W・ブオル、FD・ホール、RW・マクラッケン。1997年。土壌生成と分類、第4版。アイオワ州立大学出版局、エイムズISBN 0-8138-2873-2
- C.マイケル・ホーガン。 2008.マカディカディ、巨石のポータル、編。 A. バーナム [1]
- フランシス・D・ホールとJB・キャンベル。1985年。土壌景観分析。トトワ・ロウマン＆アランヘルド、214ページ。ISBN 0-86598-140 -X
- Hans Jenny. 1994. 土壌形成の要因。定量的土壌学のシステム。ニューヨーク：Dover Press。（1941 年 McGraw-Hill 刊行物の R. Amundson による序文付き再版）。pdf ファイル形式。
- Ben van der Pluijm 他 2005. 地球変動 1 講義からの土壌、風化、栄養素。ミシガン大学。URL 最終アクセス日 2007-03-31