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土は、一般的には土とも呼ばれ、植物や土壌生物の生命を支える有機物、鉱物、ガス、液体、生物の混合物です。科学的な定義の中には、土を土壌と区別するために、前者の用語を特に移動した土に限定しているものもあります。
土壌は、鉱物と有機物の固体相（土壌マトリックス）と、ガス（土壌大気）と水（土壌溶液）を保持する多孔質相で構成されています。 [1] [2]したがって、土壌は固体、液体、および気体の3状態システムです。 [3]土壌は、気候の影響、地形の起伏（標高、方位、傾斜）、生物、および土壌の親物質（元の鉱物）が時間の経過とともに相互作用するいくつかの要因の産物です。[4]土壌は、関連する侵食を伴う風化を含む多数の物理的、化学的、および生物学的プロセスによって継続的に発達します。 [5]その複雑さと強い内部のつながりを考えると、土壌生態学者は土壌を生態系と見なしています。 [ 6 ]
ほとんどの土壌の乾燥嵩密度（乾燥時の空隙を考慮した土壌の密度）は1.1～1.6 g/cm 3ですが、土壌粒子の密度はそれよりはるかに高く、2.6～2.7 g/cm 3の範囲です。[7]地球上の土壌のうち更新世より古いものはほとんどなく、新生代より古いものはありません。[8]ただし、化石化した土壌は始生代まで遡って保存されています。[9]
地球の土壌は総称して土壌圏と呼ばれています。土壌圏は岩石圏、水圏、大気圏、生物圏と接しています。[10]土壌には4つの重要な機能があります。
これらすべての機能が、土壌とその特性を変化させます。
土壌科学には、土壌学と土壌学という2つの基本的な研究分野があります。土壌学は、土壌が生物に与える影響を研究します。[11] 土壌学は、自然環境における土壌の形成、記述（形態）、および分類に焦点を当てています。[12]工学用語では、土壌は、月やその他の天体で見られるような、岩盤の上にある他の緩い物質も含む、より広い概念のレゴリスに含まれます。[13]
プロセス
土壌は地球の生態系の主要な構成要素である。世界の生態系は土壌で行われるプロセスによって広範囲に影響を及ぼしており、その影響はオゾン層の破壊や地球温暖化から熱帯雨林の破壊や水質汚染にまで及ぶ。地球の炭素循環に関して言えば、土壌は重要な炭素貯蔵庫として機能し、[14]潜在的に人間の撹乱[15]や気候変動に対して最も反応しやすいものの1つである。[16]地球が温暖化すると、高温での生物活動の増加により土壌が大気中に二酸化炭素を追加すると予測されている。これは正のフィードバック（増幅）である。[17]しかし、この予測は土壌炭素ターンオーバーに関する最近の知識を考慮すると疑問視されている。[18]
土壌は、工学的媒体、土壌生物の生息地、栄養素と有機廃棄物のリサイクルシステム、水質の調整器、大気の組成の修正器、植物の成長の媒体として機能し、生態系サービスの非常に重要な提供者となっています。[19]土壌には利用可能なニッチと生息地が非常に広範囲にわたるため、地球の遺伝的多様性の重要な部分が含まれています。 1グラムの土壌には、何千もの種に属する数十億の生物が含まれており、そのほとんどは微生物であり、大部分がまだ探索されていません。[20] [21]土壌の平均 原核生物密度は1グラムあたり約10 8個ですが、[22]海には海水1ミリリットル（グラム）あたり10 7個を超える原核生物がいません。 [23]土壌に含まれる 有機炭素は、最終的には従属栄養生物による呼吸のプロセスを通じて大気中に戻りますが、かなりの部分は土壌有機物の形で土壌に保持されます。耕作は通常、土壌呼吸の速度を速め、土壌有機物の枯渇につながります。[24]植物の根は酸素を必要とするため、通気性は土壌の重要な特性です。この通気性は、相互につながった土壌の孔のネットワークを介して実現され、この孔は雨水を吸収して保持し、植物がすぐに吸収できるようにします。植物はほぼ継続的な水の供給を必要としますが、ほとんどの地域では散発的に降雨があるため、土壌の保水能力は植物の生存に不可欠です。[25]
土壌は不純物を効果的に除去し、[26]病原体を殺し、[27]汚染物質を分解することができ、この後者の特性は自然減衰と呼ばれています。[28]通常、土壌は酸素とメタンの正味の吸収を維持し、二酸化炭素と亜酸化窒素の正味の放出を受けます。[29]土壌は植物に物理的なサポート、空気、水、温度の緩和、栄養素、毒素からの保護を提供します。[30]土壌は、死んだ有機物をさまざまな栄養素の形に変換することにより、植物や動物がすぐに利用できる栄養素を提供します。[31]
構成
シルトローム土の成分（体積パーセント）
水（25％）
ガス（25％）
砂（18％）
シルト（18％）
粘土（9％）
有機物（5％）
典型的な土壌は、固形物が約50%（鉱物45%、有機物5%）で、50%が空隙（または孔）で、その半分は水で、残りの半分はガスで占められています。[32]土壌の鉱物と有機物の含有量は（短期的には）一定として扱うことができますが、土壌の水分とガスの含有量は非常に変動しやすいと考えられており、一方の増加は他方の減少によって同時にバランスが取れています。[33]孔隙空間は、土壌に存在する生命にとって不可欠な空気と水の浸透と移動を可能にします。[34]土壌の一般的な問題である 圧縮により、この空間が減少し、空気と水が植物の根や土壌生物に届かなくなります。[35]
十分な時間が経てば、未分化土壌は土壌層と呼ばれる2つ以上の層からなる土壌プロファイルを形成する。これらは、質感、構造、密度、多孔性、稠度、温度、色、反応性など、1つ以上の特性が異なっている。[8]層は厚さが大きく異なり、一般に明確な境界がなく、その発達は母材の種類、母材を変更するプロセス、およびそれらのプロセスに影響を与える土壌形成因子に依存する。土壌特性に対する生物学的影響は地表近くで最も強く、地球化学的影響は深さとともに増大する。成熟した土壌プロファイルには通常、A、B、Cの3つの基本的なマスター層が含まれる。土壌層には通常、A層とB層が含まれる。土壌の生物成分は主に土壌層に限定されており、一般にA層でより顕著である。[36]地表からその下の母材まで垂直に伸び、そのすべての層の特徴を示すのに十分な大きさの土の柱であるペドンは、フミペドン（ほとんどの土壌生物が生息する、腐植土の形態に相当）とコペドン（中間の位置にあり、鉱物の風化のほとんどが起こる）とリトペドン（下層土と接触している）に細分化できると示唆されている。[37]
土壌の質は、土壌を構成する砂、シルト、粘土 の個々の粒子の相対的な割合によって決まります。
個々の鉱物粒子が有機物、水、ガスと生物的および非生物的プロセスを介して相互作用することで、それらの粒子が凝集（くっついて）して団粒またはペッドを形成します。[38]これらの団粒が識別できる場合、土壌は発達していると言われ、色、多孔性、粘稠度、反応（酸性度）など の観点からさらに説明できます。
水は土壌を構成する物質の溶解、沈殿、浸食、輸送、堆積に関与しているため、土壌の発達において重要な因子です。[39]土壌の空隙を占める水と溶解または懸濁物質の混合物は土壌溶液と呼ばれます。土壌水は純粋な水ではなく、何百もの溶解した有機物と鉱物を含んでいるため、より正確には土壌溶液と呼ぶことができます。水は、土壌プロファイルからの鉱物の溶解、沈殿、浸出の中心です。最後に、水は土壌で生育する植物の種類に影響を与え、それが今度は土壌の発達に影響を与えます。これは複雑なフィードバックであり、半乾燥地域の縞状植生パターンのダイナミクスに例証されています。[40]
土壌は植物に栄養分を供給しますが、そのほとんどは粘土や有機物（コロイド）の粒子によって固定されています[41]。栄養分は粘土鉱物の表面に吸着されていたり、粘土鉱物内に結合していたり（吸収されていたり）、あるいは生物や死んだ土壌有機物の一部として有機化合物内に結合していたりします。これらの結合した栄養分は土壌水と相互作用して、土壌が湿ったり乾いたり、植物が栄養分を吸収したり、塩分が浸出したり、酸やアルカリが加えられたりしたときに、土壌溶液の組成を緩衝します（土壌溶液の変化を弱めます）。[ 42]
植物の養分利用能は土壌溶液中の水素イオン活性の尺度である土壌pHの影響を受けます。土壌pHは多くの土壌形成因子の関数であり、風化が進んでいる場所では一般的に低くなります（酸性度が高くなります）。[43]
窒素を除くほとんどの植物栄養素は、土壌の母材を構成するミネラルに由来する。窒素の一部は、希硝酸やアンモニアとして雨に由来するが[44]、ほとんどの窒素は細菌による窒素固定の結果として土壌で利用可能である。土壌植物系に入ると、ほとんどの栄養素は、生物、植物および微生物の残渣（土壌有機物）、ミネラル結合形態、および土壌溶液を通じてリサイクルされる。生きている土壌生物（微生物、動物、植物の根）と土壌有機物はどちらも、このリサイクル、ひいては土壌形成と土壌肥沃度に非常に重要である。[45]微生物土壌酵素は、ミネラルまたは有機物から栄養素を放出して植物やその他の微生物が利用できるようにしたり、それらを生体細胞に隔離（組み込む）したり、揮発（ガスとして大気中に失われる）または浸出によって土壌から失われたりすることがあります。[46]
形成
土壌は、有機物が蓄積し、コロイドが下方に押し流されて粘土、腐植土、酸化鉄、炭酸塩、石膏の堆積物が残り、B層と呼ばれる明確な層が形成されると言われています。これはやや恣意的な定義であり、その前に砂、シルト、粘土、腐植土の混合物が生物活動や農業活動を支えます。[ 47]これらの成分は、水と動物の活動によってあるレベルから別のレベルに移動します。その結果、土壌プロファイルに層（層）が形成されます。土壌内の物質の変化と移動により、明確な土壌層が形成されます。ただし、最近の土壌の定義では、火星で形成されたレゴリス[48]や地球の砂漠の類似の状態など、有機物がまったく含まれない土壌も含まれています。[49]
土壌の発達の一例としては、溶岩流の基盤岩の風化から始まり、純粋に鉱物ベースの母材が生成され、そこから土壌の質が形成される。土壌の発達は、温暖な気候で多雨かつ頻繁な降雨があるときに、最近の溶岩流の露出した岩から最も急速に進む。このような条件下では、有機物が非常に少ないにもかかわらず、植物（最初の段階では窒素固定 地衣類とシアノバクテリア、次に岩石付着性の 高等植物）が玄武岩溶岩上に非常に速く定着する。 [50]ゴルディッチ溶解系列によると、玄武岩鉱物は一般に比較的速く風化する。[51]植物は、岩から溶解した鉱物を運ぶ栄養分を含んだ水で満たされた多孔質の岩によって支えられている。岩の局所的な地形であるクレバスやポケットには、細かい物質が保持され、植物の根が生息する。発達中の植物の根は、多孔質の溶岩を分解するのを助ける鉱物風化菌根菌[52]と関連しており、これによって有機物とより細かい鉱物土壌が時間とともに蓄積されます。このような土壌発達の初期段階は、火山[53]、インゼルベルグ[54] 、氷河モレーン[55]で説明されています。
土壌形成がどのように進むかは、土壌の進化に絡み合う少なくとも5つの古典的な要因、すなわち母材、気候、地形（起伏）、生物、時間の影響を受けます。[56]気候、起伏、生物、母材、時間の順に並べると、頭字語CROPTが形成されます。[57]
物理的特性
土壌の物理的性質は、作物生産などの生態系サービスに対する重要性の降順で、テクスチャ、構造、嵩密度、多孔度、稠度、温度、色および抵抗率である。[58]土壌テクスチャは、土壌セパレーターと呼ばれる3種類の土壌鉱物粒子、すなわち砂、シルト、粘土の相対的な割合によって決まる。次の大きなスケールでは、鉄酸化物、炭酸塩、粘土、シリカ、腐植が粒子を覆い、それらをより大きく比較的安定した二次構造に付着させると、土壌セパレーターからペッドまたはより一般的には土壌団粒と呼ばれる土壌構造が形成される。[59]標準化された水分条件で測定された土壌嵩密度は、土壌の圧縮の推定値である。[60]土壌多孔度は、土壌体積の空隙部分で構成され、ガスまたは水で占められている。土壌の稠度は、土壌物質が互いに接着する能力である。土壌温度と色は自己定義的である。抵抗率は電流の伝導に対する抵抗を指し、土壌に埋設された金属やコンクリート構造物の腐食速度に影響を与えます。[61]これらの特性は土壌断面の深さ、つまり土壌層によって異なります。これらの特性のほとんどは、土壌の通気性と、水が浸透して土壌内に保持される能力を決定します。 [62]
土壌水分
土壌水分量は体積または重量で測定できます。土壌水分レベルは、水分量の多い順に、飽和、圃場容量、萎凋点、自然乾燥、オーブン乾燥となります。圃場容量は、水分含有量が重力と平衡に達した時点での排水された湿った土壌を表します。圃場容量を超えて土壌に灌漑すると、浸透による損失のリスクがあります。萎凋点は、生育中の植物の乾燥限界を表します。生育期には、土壌水分は官能基や種の豊富さの影響を受けません。[63]
有効水容量とは、土壌中に保持され、植物が利用できる水の量です。水分含有量が減少すると、植物は増加する接着力と吸着力に逆らって水を吸収しなければなりません。灌漑スケジュールは、ストレスが誘発される前に枯渇した水を補給することで、水分ストレスを回避します。[64] [65]
毛細管現象は、土壌の湿った部分から乾燥した部分へ地下水を移動させる役割を果たします。地下灌漑設計（ウィッキングベッド、地下灌漑プランターなど）は、毛細管現象を利用して植物の根に水を供給します。毛細管現象により、塩分の蒸発濃縮が起こり、塩性化による土地の劣化を引き起こす可能性があります。
土壌水分測定（土壌の水分含有量を体積または重量で表す）は、現場プローブ（静電容量プローブ、中性子プローブなど）またはリモートセンシング法に基づいて行うことができます。土壌水分測定は、土壌活動の変化を判断する上で重要な要素です。[63]
土壌ガス
土壌の大気、つまり土壌ガスは、上空の大気とは大きく異なります。微生物や植物の根による酸素の消費と二酸化炭素の放出により、酸素が減少し、二酸化炭素濃度が増加します。大気中のCO 2濃度は0.04%ですが、土壌の細孔空間ではその10～100倍にも達することがあり、根の呼吸を阻害する原因となっている可能性があります。[66]石灰質土壌は炭酸塩緩衝作用によってCO 2濃度を調節しますが、酸性土壌では呼吸されたCO 2 はすべて土壌の細孔系に蓄積します。[67]極端なレベルのCO 2 は有毒です。[68]これは、根と微生物の呼吸（土壌呼吸とも呼ばれる）に対する阻害効果を通じて、土壌CO 2 濃度が負のフィードバック制御される可能性があることを示唆しています。[69]さらに、土壌の空隙は、少なくとも最大吸湿性に達するまでは水蒸気で飽和しており、それを超えると土壌の空隙空間で蒸気圧不足が発生する。 [34]適切な多孔性は、水の浸透を可能にするだけでなく、ガスの拡散を可能にするためにも必要である。ガスの移動は、高濃度から低濃度への拡散によって行われ、拡散係数は土壌の圧縮とともに減少する。[70]上空の大気からの酸素は土壌に拡散して消費され、上空の大気を超えた二酸化炭素レベルは、水だけでなく他のガス（温室効果ガスを含む）とともに拡散する。 [71]土壌の質と構造は、土壌の多孔性とガス拡散に強く影響する。土壌へのガスの拡散速度を決定するのは、土壌の孔隙サイズではなく、土壌の全孔隙空間（多孔度）と孔隙の相互連結度（または逆に孔隙の密閉度）であり、水分含有量、空気の乱流、温度と相まって、土壌へのガスの拡散速度を決定する。[72] [71]板状の土壌構造と土壌の圧縮（低多孔度）はガスの流れを妨げ、酸素が不足すると嫌気性細菌が硝酸塩NO 3からガスN 2、N 2 O、NOに還元（酸素を奪う）し、それが大気中に放出されて土壌の窒素が枯渇する、脱窒と呼ばれる有害なプロセスとなる。[73] 通気性のある土壌はメタン（ CH4）の純吸収源でもある[74]が、土壌の酸素が枯渇し、気温が上昇するとメタン（強力な熱吸収性温室効果ガス）の純発生源となる[75] 。
土壌大気は、根、 [76]細菌、[77]菌類、[78]動物など、さまざまな土壌生物からの炭素酸化物や窒素酸化物以外の揮発性物質の放出源でもあります。 [79]これらの揮発性物質は化学的な合図として使用され、土壌大気は相互作用ネットワークの拠点となっています。 [80] [81]相互作用ネットワークは、土壌生態系の安定性、ダイナミクス、進化に決定的な役割を果たしています。[82]生物起源の土壌揮発性有機化合物は地上大気と交換されますが、地上の植生からの揮発性有機化合物よりもわずか1～2桁低いだけです。[83]
人間は、よく知られている「雨上がり」の匂い、つまり干ばつの後に浸透した雨水が土壌の空気全体を洗い流したときや、土壌を掘削したときに感じる匂いを通じて、土壌の空気についてある程度の見当をつけることができます。[84]これは、還元主義的に、ペトリコールやゲオスミンなどの特定の生化学物質に起因すると考えられている全体的な性質です。
固相（土壌マトリックス）
土壌粒子は、その化学組成（鉱物学）とサイズによって分類することができます。土壌の粒度分布、つまり土壌の質感は、その土壌の多くの特性、特に透水係数と水分ポテンシャルを決定しますが、[85]それらの粒子の鉱物学は、それらの特性を大きく変える可能性があります。最も細かい土壌粒子である粘土の鉱物学は特に重要です。[86]
土壌の生物多様性
土壌には、多数の微生物、動物、植物、菌類が生息している。しかし、土壌の生物多様性は、そのほとんどが目に見えないため研究が難しく、土壌の生物多様性に関する推定は不十分であった。最近の研究では、土壌には地球上の種の59 ± 15%が生息している可能性が高いことが示唆されている。土壌に生息する種の割合が最も高いのは、ミミズ科（98.6%）で、続いて菌類（90%）、植物（85.5%）、シロアリ（等翅目）（84.2%）となっている。他の多くの動物グループでも、かなりの割合の種が土壌に生息しており、例えば昆虫では約30%、クモ類では約50%である。[87]ほとんどの脊椎動物は地上に生息するが（水生種は除く）、多くの種は掘り出し物、つまりほとんどの盲蛇のように土壌に生息する。
化学
土壌の化学性は、利用可能な植物栄養素を供給する土壌の能力を決定し、土壌の物理的特性およびそこに住む人々の健康に影響を及ぼします。さらに、土壌の化学性は、土壌の腐食性、安定性、汚染物質の吸収 能力、および水のろ過能力も決定します。土壌の化学的性質を決定するのは、鉱物および有機コロイドの表面化学です。 [88]コロイドは、サイズが 1ナノメートルから1マイクロメートルの小さな不溶性粒子であり、ブラウン運動によって液体媒体内で沈降することなく浮遊できるほど小さいです。 [89]ほとんどの土壌には、粘土の無機コロイド粒子だけでなく、腐植と呼ばれる有機コロイド粒子が含まれています。コロイドの非常に高い比表面積と正味の電荷により、土壌はイオンを保持および放出する能力を持っています。コロイド上の負に帯電した部位は、陽イオン交換と呼ばれる状態で陽イオンを引き付けたり放出したりします。陽イオン交換容量は、乾燥土壌の単位重量あたりの交換可能な陽イオンの量であり、土壌 100 グラムあたりの正電荷イオンのミリ当量（または土壌 1 キログラムあたりの正電荷のセンチモル、 cmol c /kg ）で表されます。同様に、コロイド上の正電荷部位は土壌内の陰イオンを引き付けたり放出したりすることができ、土壌の陰イオン交換容量を決定します。
陽イオンと陰イオンの交換
コロイドと土壌水の間で起こる陽イオン交換は、土壌の pH を緩衝（調整）し、土壌構造を変え、有益なものから有害なものまであらゆる種類の陽イオンを吸着して浸透水を浄化します。
コロイド粒子の負電荷または正電荷により、粒子表面にそれぞれ陽イオンまたは陰イオンを保持することができます。電荷は4つの原因から生じます。[90]
- 同形置換は粘土の形成中に起こり、結晶構造においてより低い原子価の陽イオンがより高い原子価の陽イオンと置き換わる。[91]電荷の強さは距離の2乗に比例して低下するため、最外層での置換は最内層での置換よりも効果的である。その結果、酸素原子は正味で負に帯電し、陽イオンを引き付ける能力を持つようになる。
- 粘土の端にある酸素原子は、四面体と八面体構造が不完全であるため、イオン的にバランスが取れていない。[92]
- ヒドロキシル基はシリカ層の酸素と置き換わることがあり、このプロセスは水酸化と呼ばれます。粘土ヒドロキシル基の水素が溶液中にイオン化されると、酸素は負に帯電します（アニオン性粘土）。[93]
- 腐植土の水酸基の水素も溶液中でイオン化され、粘土と同様に負に帯電した酸素が残る。[94]
負に帯電したコロイドに保持された陽イオンは水によって流されることを防ぎ、植物の根の届かないところにあるため、降雨量が中程度で気温が低い地域では土壌の肥沃度が保たれます。[95] [96]
コロイド上の陽イオン交換のプロセスには階層があり、陽イオンはコロイドによる吸着の強さが異なり、したがって互いに置き換わる能力（イオン交換）も異なります。土壌水溶液に等量存在する場合：
Al 3+がH +を置き換え、Ca 2+がMg 2+を置き換え、K +がNHと同じになる+
4Na +を置換する[97]
ある陽イオンを大量に添加すると、その数の力だけで他の陽イオンと置き換わる可能性がある。これは質量作用の法則と呼ばれる。これは主に陽イオン肥料（カリ、石灰）を添加した場合に起こることである。[98]
土壌溶液がより酸性に（低pH 、つまり H +が豊富）なると、コロイドとの結合が弱い他の陽イオンが溶液中に押し出され、水素イオンが交換サイトを占有する（プロトン化）。低 pH により、ヒドロキシル基の水素が溶液中に引き込まれ、コロイド上の荷電サイトが他の陽イオンによって占有されるようになる。土壌コロイド表面のヒドロキシ基のこのイオン化により、pH 依存性表面電荷と呼ばれるものが生じる。 [99]同形置換反応によって生じる永久電荷とは異なり、pH 依存性電荷は可変であり、pH の上昇とともに増加する。[100]遊離した陽イオンは植物が利用できるようにすることができるが、土壌から浸出しやすく、土壌の肥沃度を低下させる可能性がある。[101]植物は有機酸の合成によってH + を土壌に排泄することができ、それによって根付近の土壌の pH を変えて陽イオンをコロイドから押しのけ、植物が利用できるようにしている。[102]
陽イオン交換容量（CEC）
陽イオン交換容量とは、土壌が土壌水溶液から陽イオンを取り除き、植物の根が溶液に水素イオンを放出する際に後で交換される陽イオンを隔離する能力です。[103] CEC は、乾燥重量 100 グラムの土壌と結合する交換可能な水素陽イオン (H + )の量であり、その測定値は土壌 100 グラムあたり 1 ミリ当量 (1 meq/100 g) です。水素イオンは単一の電荷を持ち、乾燥土壌 100 グラムあたりの水素イオンの 1000 分の 1 グラムは、水素イオンの測定値になります。原子量が水素の 40 倍で原子価が 2 のカルシウムは、乾燥土壌 100 グラムあたり(40 ÷ 2) × 1 ミリ当量= 20 ミリ当量の水素イオン、つまり 20 meq/100 g に変換されます。[104] CECの現代的な測定方法は、オーブンで乾燥した土壌1キログラムあたりの正電荷のセンチモル（cmol/kg）として表されます。
土壌のCECのほとんどは粘土と腐植コロイド上に存在し、熱帯雨林のような高温多湿の気候では浸出と分解によりCECが不足し、熱帯土壌が不毛に見えるのはそのためです。[105]生きた植物の根にも、比表面積に関連するCECがいくらか存在します。[106]
陰イオン交換容量（AEC）
陰イオン交換容量とは、土壌水溶液から陰イオン（硝酸塩、リン酸など）を取り除き、植物の根が土壌水溶液に炭酸イオンを放出するときに後で交換するために隔離する土壌の能力です。 [108] CECが低いコロイドは、ある程度のAECを持つ傾向があります。非晶質粘土と三二酸化物粘土のAECが最も高く、[109]鉄酸化物がそれに続きます。[110] AECのレベルはCECよりもはるかに低いですが、これは、変動電荷土壌を除いて、土壌コロイド上の正（負よりも）に帯電した表面の割合が一般に高いためです。[111]リン酸は陰イオン交換部位に保持される傾向があります。[112]
鉄およびアルミニウム水酸化物粘土は、水酸化物アニオン（OH −）を他のアニオンと交換することができる。 [108]アニオン接着の強さを反映する順序は次の通りである。
- H
2PO−
4SOを置き換える2−4
...NOを置き換える−
3Clを置き換える−
交換可能な陰イオンの量は、乾燥土壌100gあたり10分の1から数ミリ当量である。[107] pHが上昇すると、相対的にヒドロキシル基が多くなり、コロイドから陰イオンが排除され、溶液中に押し出されて貯蔵庫から追い出される。そのため、AECはpH（アルカリ度）の上昇とともに減少する。[113]
反応性（pH）
土壌反応性はpHで表され、土壌の酸性度やアルカリ度を測る指標である。より正確には、水溶液中の水素イオン濃度の指標であり、0～14（酸性～塩基性）の範囲の値をとるが、土壌の実際のpHは3.5～9.5の範囲であり、これを超えるpH値は生命体に有毒である。[114]
25℃では、pH 3.5 の水溶液には、1 リットルあたり10 −3.5 モルのH 3 O + (ヒドロニウムイオン) が含まれています (また、1リットルあたり10 −10.5モルの OH −も含まれています)。中性として定義される pH 7 には、1 リットルあたり 10 −7モルのヒドロニウムイオンと 1 リットルあたり 10 −7モルの OH − が含まれています。2 つの濃度は等しいため、互いに中和すると言われています。pH 9.5 には、1 リットルあたり 10 −9.5モルのヒドロニウムイオンが含まれています (また、1 リットルあたり 10 −2.5モルの OH − も含まれています)。pH 3.5 には、1 リットルあたり pH 9.5 の溶液よりも 100 万倍多くのヒドロニウムイオンが含まれており ( 9.5 − 3.5 = 6または 10 6 )、より酸性です。[115]
土壌に対する pH の影響は、土壌から特定のイオンを除去したり、利用可能にしたりすることです。酸性度の高い土壌には、毒性のある量のアルミニウムとマンガンが含まれる傾向があります。[116]毒性と必要量のトレードオフの結果、ほとんどの栄養素は中程度の pH で植物にとってより利用しやすくなりますが、[117]ほとんどのミネラルは酸性土壌でより溶けやすくなります。土壌生物は高酸性によって妨げられ、ほとんどの農作物は pH 6.5 のミネラル土壌と pH 5.5 の有機土壌で最もよく育ちます。[118]低 pH では、有毒金属 (カドミウム、亜鉛、鉛など) は陽イオンとして正に帯電し、有機汚染物質は非イオン性であるため、両方とも生物にとってより利用しやすくなります。[119] [120]酸性土壌に一般的に生息する植物、動物、微生物は、自然由来であれ人為起源であれ、あらゆる種類の汚染にあらかじめ適応していると示唆されています。 [121]
降雨量が多い地域では、通常または異常な雨の酸性度から生じるヒドロニウムイオンがコロイドに付着したイオンに大量に作用して、塩基性陽イオンが土壌コロイドから押し出されるため、土壌は酸性化する傾向があります。降雨量が多いと栄養素が洗い流され、熱帯雨林のような非常に酸性の条件で栄養素を吸収するのに特に効率的な生物だけが土壌に生息することになります。[122]コロイドが H 3 O +で飽和すると、それ以上のヒドロニウムイオンまたはアルミニウムヒドロキシル陽イオンが追加されると、土壌の緩衝能力がなくなるため、pHはさらに低下します（酸性が強くなります）。[123]降雨量が多く気温が高い地域では、粘土と腐植が洗い流され、土壌の緩衝能力がさらに低下する可能性があります。[124]降雨量の少ない地域では、浸出していないカルシウムが土壌のpHを8.5まで押し上げ、交換性ナトリウムを加えると土壌のpHは10に達することがあります。[125] pHが9を超えると、植物の成長が減少します。 [126] pHが高いと微量栄養素の移動性が低下しますが、それらの栄養素の水溶性キレートで不足を補うことができます。[127]石膏（硫酸カルシウム）を加えるとナトリウムを減らすことができます。カルシウムは粘土にナトリウムよりもしっかりと付着するため、土壌水溶液に押し込まれ、大量の水で洗い流されるからです。[128] [129]
基本飽和度
酸を形成する陽イオン（例えば、ヒドロニウム、アルミニウム、鉄）と塩基を形成する陽イオン（例えば、カルシウム、マグネシウム、ナトリウム）がある。負に帯電した土壌コロイド交換部位（CEC）のうち塩基を形成する陽イオンによって占められている割合を塩基飽和度と呼ぶ。土壌のCECが20 meqで、5 meqがアルミニウムとヒドロニウム陽イオン（酸を形成する陽イオン）である場合、コロイド上の残りの位置（20 − 5 = 15 meq）は塩基を形成する陽イオンによって占められていると想定され、塩基飽和度は15 ÷ 20 × 100% = 75%となる（残りの25%は酸を形成する陽イオンと想定される）。塩基飽和度はpHにほぼ正比例する（pHが上昇するにつれて増加する）。[130]これは酸性土壌を中和するために必要な石灰の量（石灰必要量）を計算する際に役立つ。土壌を中和するために必要な石灰の量は、土壌水溶液中の酸形成イオン（遊離酸度）だけでなく、コロイド上の酸形成イオン（交換酸度）の量も考慮する必要があります。[131]土壌水溶液を中和するのに十分な量の石灰を追加しても、pHを変えるには不十分です。土壌コロイドに蓄積された酸形成陽イオンは、追加された石灰のカルシウムによってコロイドから押し出され、元のpH状態を回復する傾向があるためです。[132]
バッファリング
酸性物質や塩基性物質の添加による土壌の pH 変化に対する抵抗は、土壌の緩衝能力の尺度であり、（特定の土壌タイプでは）CEC が増加するにつれて増加します。したがって、純粋な砂にはほとんど緩衝能力がありませんが、コロイド（鉱物性または有機性）を多く含む土壌は高い緩衝能力を持っています。[133]緩衝は陽イオン交換と中和によって行われます。ただし、コロイドは土壌 pH の唯一の調節因子ではありません。炭酸塩の役割も強調する必要があります。[134]より一般的には、pH レベルに応じて、炭酸カルシウム 緩衝範囲から鉄緩衝範囲まで、いくつかの緩衝システムが互いに優先されます。[135]
少量の高塩基性アンモニア水を土壌に加えると、アンモニウムがコロイドからヒドロニウムイオンを置換し、最終生成物は水とコロイドに固定されたアンモニウムになりますが、土壌の pH 全体に永続的な変化はほとんどありません。
少量の石灰（Ca(OH) 2 ）を加えると、土壌コロイドからヒドロニウムイオンが置換され、コロイドへのカルシウムの固定と CO 2と水の発生が起こりますが、土壌 pH に永続的な変化はほとんどありません。
上記は土壌 pH の緩衝作用の例です。一般的な原理は、土壌水溶液中の特定の陽イオンが増加すると、その陽イオンがコロイドに固定され（緩衝作用）、その陽イオンの溶液が減少すると、その陽イオンがコロイドから引き出されて溶液中に移動する（緩衝作用）というものです。緩衝作用の程度は、土壌の CEC と関係していることが多く、CEC が大きいほど、土壌の緩衝能力は大きくなります。[136]
酸化還元
土壌化学反応には、プロトンと電子の移動の組み合わせが関与しています。移動プロセスで電子が失われると酸化が起こり、電子が得られると還元が起こります。還元電位はボルトまたはミリボルトで測定されます。土壌微生物群は電子伝達鎖に沿って発達し、導電性バイオフィルムを形成し、細菌ナノワイヤのネットワークを発達させます。
土壌の発達における酸化還元因子。酸化還元相の色彩特性の形成は、土壌の解釈に重要な情報を提供します。酸化還元勾配を理解することは、炭素隔離、バイオレメディエーション、湿地の境界設定、土壌ベースの微生物燃料電池を管理する上で重要です。
栄養素
植物の成長と繁殖には、17の元素または栄養素が不可欠です。それらは、炭素（C）、水素（H）、酸素（O）、窒素（N）、リン（P）、カリウム（K ） 、硫黄（S）、カルシウム（Ca）、マグネシウム（Mg）、鉄（Fe）、ホウ素（B）、マンガン（Mn）、銅（Cu）、亜鉛（Zn）、モリブデン（Mo）、ニッケル（Ni）、塩素（Cl）です。[138] [139] [140]植物がそのライフサイクルを完了するために必要な栄養素は、必須栄養素と見なされます。植物の成長を促進するが、植物のライフサイクルを完了するために必要ではない栄養素は、非必須栄養素と見なされます。二酸化炭素と水によって供給される炭素、水素、酸素、および窒素固定によって供給される窒素を除いて、[140]栄養素はもともと土壌のミネラル成分に由来します。最小法則は、土壌溶液中の栄養素の利用可能な形態が十分でない場合、植物は他の栄養素を最適な速度で吸収できないことを示しています。[141]したがって、土壌溶液の特定の栄養素比率は、植物の成長を最適化するために必須であり、その値は植物の組成から計算された栄養素比率とは異なる可能性があります。[142]
植物による栄養素の吸収は、それが植物が利用できる形で存在している場合にのみ進行します。ほとんどの場合、栄養素は土壌水から（または土壌水とともに）イオンの形で吸収されます。ミネラルはほとんどの栄養素の起源であり、土壌中のほとんどの栄養素の大部分は一次鉱物と二次鉱物の中に結晶の形で保持されていますが、それらの風化は植物の急速な成長を支えるには遅すぎます。たとえば、細かく粉砕された鉱物、長石、アパタイトを土壌に施用しても、栄養素のほとんどがそれらの鉱物の結晶に結合したままであるため、植物の良好な成長に必要な量のカリウムとリンが十分に供給されることはほとんどありません。[143]
粘土コロイドや土壌有機物の表面に吸着された栄養素は、多くの植物栄養素（K、Ca、Mg、P、Znなど）のよりアクセスしやすい貯蔵庫を提供します。植物が土壌水から栄養素を吸収すると、可溶性プールは表面結合プールから補充されます。微生物による土壌有機物の分解は、栄養素の可溶性プールが補充されるもう1つのメカニズムであり、これは土壌からの植物が利用できるN、S、P、Bの供給にとって重要です。[144]
グラム当たりで見ると、腐植土の養分と水分を保持する能力は粘土鉱物よりもはるかに大きく、土壌の陽イオン交換容量のほとんどは有機物上の荷電カルボキシル基から生じます。 [145]しかし、腐植土は水に浸すと水分を保持する能力が非常に高いにもかかわらず、その高い疎水性により乾燥すると濡れ性が低下します。[146]全体として、少量の腐植土は土壌の植物成長を促進する能力を著しく高める可能性があります。[147] [144]
土壌有機物
土壌中の有機物は有機化合物で構成されており、生きているものも死んでいるものも含め、植物、動物、微生物の物質が含まれています。典型的な土壌のバイオマス構成は、微生物 70%、大型動物 22%、根 8% です。1 エーカーの土壌に含まれる生物成分には、ミミズ 900 ポンド、菌類 2400 ポンド、細菌 1500 ポンド、原生動物 133 ポンド、節足動物と藻類 890 ポンドが含まれます。[148]
土壌有機物の数パーセントは、滞留時間が短く、死んだ有機物を分解する働きをするバクテリア、カビ、放線菌の微生物バイオマスと代謝産物で構成されています。[ 149 ] [ 150]これらの微生物の働きがなければ、大気中の二酸化炭素はすべて土壌中に有機物として隔離されます。しかし、同時に、土壌微生物は安定した腐植の形成を通じて表土の炭素隔離に貢献しています。 [151]温室効果を緩和するために土壌に炭素をより多く隔離するという目的では、長期的には、落葉の分解を減らすよりも腐植化を促進する方が効率的です。[152]
土壌有機物の主な部分は、小さな有機分子の複雑な集合体であり、総称して腐植または腐植物質と呼ばれています。明確な化学分類に基づかないこれらの用語の使用は、時代遅れであると考えられてきました。[153]他の研究では、分子という古典的な概念は腐植には適していないことが示されました。腐植は、2世紀以上にわたって単位成分に分解しようとするほとんどの試みを逃れましたが、それでも化学的には多糖類、リグニン、タンパク質とは異なります。[154]
植物、動物、細菌、菌類など、土壌中の生物のほとんどは、栄養分やエネルギーを有機物に依存している。土壌には、さまざまな程度の分解を伴う有機化合物が含まれており、その速度は温度、土壌水分、通気性に依存する。細菌と菌類は生の有機物を餌とし、原生動物は線虫、環形動物、節足動物に餌として与えられ、線虫、環形動物、節足動物自身も生の有機物や腐植化した有機物を消費して変化させることができる。これは土壌食物網と呼ばれ、すべての有機物はこの食物網を通じて消化器系のように処理される。[155]有機物は土壌を開放状態に保って空気と水の浸透を可能にし、土壌の重量の2倍もの水を保持できる。砂漠や岩砂利土など、多くの土壌には有機物がほとんどまたは全く含まれていない。泥炭（ヒストソル）などの有機物のみの土壌は不毛である。[156]分解の初期段階では、元の有機物はしばしば生有機物と呼ばれます。分解の最終段階は腐植と呼ばれます。
草原では、土壌に添加される有機物の多くは、深部の繊維状の草の根系から来ます。対照的に、森林の土壌有機物の主な供給源は、林床に落ちた木の葉です。もう 1 つの違いは、草原では火災が頻繁に発生し、地上部の物質が大量に破壊される一方で、根からの寄与がさらに大きくなることです。また、森林の下は酸性度がはるかに高いため、表面の落葉の多くを鉱物質土壌に混ぜる特定の土壌生物の活動が抑制されます。その結果、草原の土壌は、森林の土壌よりも厚いA 層を形成し、有機物がより深く分布します。森林の土壌は、有機物のほとんどを林床 ( O 層) に蓄え、A 層が薄いのが特徴的です。[157]
腐植土
腐植土とは、土壌微生物や動物によって分解され、それ以上分解されにくい状態になった有機物を指します。腐植土は通常、土壌の体積の 5% 以下を占めるに過ぎませんが、必須の栄養源であり、土壌の健康と植物の成長に不可欠な重要な質感を付与します。[158]腐植土は、節足動物、シロアリ、ミミズの餌にもなり、土壌をさらに改善します。[159]最終生成物である腐植土は、土壌溶液中にコロイド状に浮遊し、鉄原子とアルミニウム原子をキレート化してケイ酸塩鉱物を攻撃できる弱酸を形成します。[160]腐植土は、乾燥重量ベースで粘土コロイドの何倍もの陽イオンと陰イオンの交換容量を持ちます。また、粘土のように、pH と土壌水分の変化に対する緩衝剤としても機能します。[161]
生の有機物として始まるフミン酸とフルボ酸は、腐植の重要な構成成分です。植物、動物、微生物の死後、微生物は細胞外土壌酵素を産生して残留物を食べ始め、最終的に腐植が形成されます。 [162]残留物が分解されると、酸素と水素の結合によって組み立てられ安定化された脂肪族および芳香族炭化水素の分子のみが、腐植と呼ばれる複雑な分子集合体の形で残ります。[154]腐植は土壌中で純粋になることはありません。金属や粘土と反応して複合体を形成し、それが土壌の安定性と土壌構造にさらに寄与するためです。[161]腐植土の構造自体には栄養素がほとんどありませんが（カルシウム、鉄、アルミニウムなどの構成金属を除く）、弱い結合によって陽イオンと陰イオンの栄養素を引き寄せて結合させることができ、さらに根の選択的吸収と土壌pHの変化に応じて土壌溶液に放出されます。これは熱帯土壌の肥沃度維持にとって非常に重要なプロセスです。[163]
リグニンは分解されにくく、土壌中に蓄積します。また、タンパク質と反応し、[164]微生物による酵素分解を含む分解に対する抵抗力がさらに高まります。[165]植物質の 脂肪とワックスは分解に対してさらに抵抗力があり、土壌中に千年も残るため、埋没土層の過去の植生のトレーサーとして使用されます。[166]粘土質の土壌は、有機分子が粘土に付着して安定化されるため、粘土のない土壌よりも有機含有量が多く、長く残ります。[167]タンパク質は通常、硬タンパク質を除いて容易に分解しますが、粘土粒子に結合すると分解に対して抵抗力が高まります。[168]他のタンパク質と同様に、粘土粒子は微生物によって分泌される酵素を吸収し、酵素活性を低下させながら細胞外酵素を分解から保護します。[169]粘土質土壌に有機物を加えると、その有機物と追加された栄養素が植物や微生物にとって何年も利用できなくなる可能性があります。[170]ある研究では、粘土質土壌に成熟した堆肥を加えると土壌の肥沃度が上昇することが示されました。[171]土壌のタンニン含有量が高いと、窒素が耐性タンニンタンパク質複合体として隔離される可能性があります。[172] [173]
腐植の形成は、毎年加えられる植物質の量と土壌の種類に依存するプロセスです。どちらも気候と存在する生物の種類の影響を受けます。[157]腐植を含む土壌の窒素含有量はさまざまですが、通常は3〜6％の窒素が含まれています。窒素とリンの貯蔵庫としての生の有機物は、土壌の肥沃度に影響を与える重要な成分です。[156]腐植は水を吸収し、粘土よりも乾燥状態と湿潤状態の間を膨張および収縮する度合いが高く、土壌の多孔性を高めます。[174]腐植は土壌のミネラル成分よりも安定性が低く、微生物による分解によって減少し、新しい有機物が追加されない限り、時間の経過とともに濃度が低下します。ただし、最も安定した形の腐植は、数千年とは言わないまでも数世紀にわたって存続する可能性があります。[175] 木炭は、黒色炭素と呼ばれる非常に安定した腐植の供給源であり、[176]栄養分の乏しい熱帯土壌の肥沃度を高めるために伝統的に使用されてきた。アマゾンの暗黒土の起源で確認されているこの非常に古い慣行は、バイオ炭という名前で復活し、普及した。バイオ炭は、温室効果との戦いにおいて、より多くの炭素を隔離するために使用できることが示唆されている。[177]
気候の影響
有機物の生成、蓄積、分解は気候に大きく左右される。例えば、雪解けが起こると、土壌ガスと大気ガスのフラックスが大きく影響を受ける。[178]土壌中の有機物の蓄積に影響を与える主な要因は、温度、土壌水分、地形である。有機物は、低温[179]または過剰な水分によって分解者の活動が妨げられる湿潤または寒冷条件下で蓄積する傾向がある。 [180]逆に、熱帯気候の過剰な雨と高温は、有機物の急速な分解と植物栄養素の浸出を可能にする。これらの土壌の森林生態系は、生きている植物と微生物バイオマスによる栄養素と植物物質の効率的なリサイクルに依存して生産性を維持しているが、このプロセスは人間の活動によって妨げられている。[181]特に農業のための耕作がある場合の過度の傾斜は、最終的に腐植になる生の有機物のほとんどを保持する土壌の表層の浸食を促進する可能性がある。[182]
植物残渣
植物残留成分の代表的な種類と割合
セルロース（45％）
リグニン（20％）
ヘミセルロース（18％）
タンパク質（8％）
糖類およびデンプン類（5％）
脂肪およびワックス（2％）
セルロースとヘミセルロースは菌類や細菌によって急速に分解され、温帯気候では半減期は12～18日である。[183] 褐色腐朽菌はセルロースとヘミセルロースを分解し、リグニンとフェノール化合物を残す。植物のエネルギー貯蔵システムであるデンプンは、細菌や菌類によって急速に分解される。リグニンは、植物細胞壁のセルロース、ヘミセルロース、ペクチンに結合した、高度に分岐した非晶質構造を持つ500～600単位からなるポリマーからなる。リグニンは主に白色腐朽菌と放線菌によって非常にゆっくりと分解され、温帯条件下での半減期は約6か月である。[183]
地平線
土壌の水平層は、その物理的特徴、組成、および年代が上および下のものと異なり、土壌層と呼ばれます。 層の名前は、それが構成されている物質の種類に基づいています。 これらの物質は、土壌形成の特定のプロセスの期間を反映しています。 これらは、色、サイズ、テクスチャ、構造、粘稠度、根の量、pH、空隙、境界特性、および団塊または結石の存在に関して層を表す文字と数字の省略表記を使用してラベル付けされます。[184]土壌断面には、すべての主要な層はありません。エンティソルと呼ばれるものの中には、1つの層しか持たないか、現在層がないと考えられているものもあり、特に、未再生の鉱山廃棄物堆積物、[185] モレーン、[186] 火山円錐丘[187] 砂丘または沖積台地からの初期土壌がそうです。 [ 188]風や水による土壌の浸食で切断された土壌では、上層の土壌層位が欠落している可能性があり、同時に土壌層位が斜面下に埋没しているが、これは耕作などの農業活動によって悪化した自然現象である。 [189]樹木の成長も撹乱のもう1つの原因であり、樹木が枯れた後も土壌層位にミクロ規模の不均一性が生じる。[190]ある層位から別の層位へ、土壌断面の上から下へ移動することで、時間を遡り、堆積層と同様に過去の出来事が土壌層位に記録される。土壌層位で花粉、有殻アメーバ、植物の残骸を採取すると、土壌形成の過程で発生した環境変化（気候変動、土地利用の変化など）を明らかにするのに役立つ可能性がある。 [191]土壌層位は、ミミズの活動やその他の機械的撹乱による土壌撹乱を免れる大きさであれば木炭片を使用して、放射性炭素法などのいくつかの方法で年代測定できる。[192]古土壌の化石土壌層は堆積岩層の中に発見され、過去の環境を研究することができます。[193]
母材を好ましい条件にさらすと、侵食された土壌の場合と同様に、植物の成長にかろうじて適した鉱物質土壌が生成されます。[194]植物の成長により有機残留物が生成され、これは植物の地上部のリター（葉のリター）として地面に落ちるか、または地下の植物器官（根のリター）として地下に直接生成され、その後溶解した有機物を放出します。[195]残りの表面有機層はO層と呼ばれ、その中に生息する生物の影響により、より活性な土壌を生成します。生物はコロニーを形成して有機物を分解し、他の植物や動物が生息できる栄養素を提供します。[196]十分な時間が経つと、腐植は下方に移動し、A層と呼ばれる独特の有機鉱物表層に堆積します。この層では、穴を掘る動物の活動を通じて有機物が鉱物質と混合され、土壌撹乱と呼ばれるプロセスが行われます。この自然のプロセスは、強酸性、寒冷な気候、汚染など土壌の生命に有害な条件が存在すると完了せず、鉱物質土壌の上にある単一の有機層内に分解されていない有機物が蓄積し、その下の鉱物層に腐植化した有機物と鉱物粒子が混ざることなく並置されることに起因します。[198 ]
分類
最初の土壌分類システムの一つは、1880年頃にロシアの科学者ヴァシリー・ドクチャエフによって開発された。 [199]これはアメリカとヨーロッパの研究者によって何度も修正され、1960年代まで一般的に使用されていたシステムに発展した。このシステムは、土壌はそれを形成する物質と要因に基づいて特定の形態を持つという考えに基づいていた。1960年代には、親物質と土壌形成要因の代わりに土壌形態に焦点を当てた別の分類システムが登場し始めた。それ以来、このシステムはさらに修正されてきている。世界土壌資源参照基準[200]は、土壌分類の国際的な参照基準を確立することを目指している。
用途
土壌は農業に利用され、植物の根源および主要な栄養源として機能します。土壌の種類と利用可能な水分によって、栽培できる植物の種類が決まります。農業土壌科学は、 19 世紀に土壌学が登場するずっと前から、土壌に関する知識の原始的な領域でした。しかし、エアロポニックス、アクアポニックス、ハイドロポニックスによって実証されているように、土壌物質は農業に絶対的に不可欠なものではなく、無土壌栽培システムは、限りなく成長する人類のための農業の未来であると主張されてきました。[201]
土壌材料は、鉱業、建設業、造園業においても重要な要素である。[202]土壌は、ほとんどの建設プロジェクトの基礎となる。露天掘り、道路建設、ダム建設では、大量の土の移動が必要となる。アースシェルターリングとは、建物の壁の外部熱質量として土壌を使用する建築手法である。多くの建築材料は土壌をベースにしている。都市化による土壌の喪失は、多くの地域で急速に増加しており、自給農業の維持にとって重大な問題となり得る。[203]
土壌資源は、環境だけでなく食料や繊維の生産にとっても重要であり、人間が消費する食料の98.8%を生産しています。[204]土壌は、植物の栄養に関係するいくつかのプロセスに従って、植物にミネラルと水を提供します。土壌は雨水を吸収して後で放出することで洪水や干ばつを防ぎ、洪水調節は土壌が提供する主要な生態系サービスの一つです。[205]土壌は、水が浸透する際に土壌を浄化します。[206]土壌は多くの生物の生息地です。既知および未知の生物多様性の大部分は、ミミズ、ワラジムシ、ヤスデ、ムカデ、カタツムリ、ナメクジ、ダニ、トビムシ、エンキトラエ、線虫、原生生物、細菌、古細菌、真菌、藻類の形で土壌に存在します。地上に生息する生物のほとんどは、その一部（植物）を地下で生活しているか、またはそのライフサイクルの一部（昆虫）を地下で過ごしています。[207]地上と地下の生物多様性は密接に関連しており、[157] [208]土壌保護はあらゆる修復計画や保全計画において最も重要です。
土壌の生物学的成分は、その約57%が炭素であるため、極めて重要な炭素吸収源である。砂漠でも、シアノバクテリア、地衣類、コケ類が生物学的土壌クラストを形成し、光合成によって相当量の炭素を捕獲して隔離する。不適切な農業や放牧方法により土壌は劣化し、隔離された炭素の多くが大気中に放出されている。世界の土壌を回復させることで、温室効果ガス排出量の増加の影響を相殺し、地球温暖化を遅らせ、同時に作物の収穫量を向上させ、水需要を減らすことができる。[209] [210] [211]
廃棄物管理には土壌の要素が含まれることが多い。浄化槽排水場では好気性土壌プロセスを利用して浄化槽の排水を処理する。廃水の土地への散布は土壌生物学を利用して好気的にBODを処理する。あるいは、埋立地では日常的な覆いとして土壌を使用し、廃棄物堆積物を大気から隔離し、不快な臭いを防ぐ。堆肥化は現在、好気性固形家庭廃棄物や沈殿池の乾燥排水の処理に広く使用されている。堆肥は土壌ではないが、堆肥化中に起こる生物学的プロセスは、土壌有機物の分解および腐植化中に起こるプロセスに似ている。[212]
有機土壌、特に泥炭は、重要な燃料および園芸資源として役立つ。泥炭土壌は、排水された泥炭地が食料生産のための肥沃な土壌を提供するため、北欧諸国では農業のために一般的に使用されている。[213]しかし、雨水で満たされるミズゴケ 湿原（ブランケットボグまたは隆起湿原とも呼ばれる）などの泥炭生産の広い地域は、その財産的価値のために現在保護されている。例えば、スコットランドの4,000平方キロメートルの起伏のあるブランケットボグの広がりをカバーするフローカントリーは、現在世界遺産リストへの登録候補となっている。現在の地球温暖化の下では、泥炭土壌は、温室効果ガス（メタンと二酸化炭素）の排出量の増加と気温の上昇という自己強化（正のフィードバック）プロセスに関与していると考えられているが、[214]フィールド規模で置き換えられた場合や植物の成長が促進された場合、この主張は依然として議論の的となっている。[215]
土食とは、土に似た物質を食べる習慣である。動物も人間も、薬用、娯楽用、宗教的な目的で土を食べることがある。[216]サルの中には、タンニンの毒性を軽減するために、好物（木の葉や果物）と一緒に土を食べるものもいることが分かっている。 [217]
土壌は水をろ過・浄化し、その化学組成に影響を与える。雨水や池、湖、川に溜まった水は土壌層と上部の岩石層に浸透し、地下水となる。害虫（ウイルス）や、残留性有機汚染物質（塩素系農薬、ポリ塩化ビフェニル）、油（炭化水素）、重金属（鉛、亜鉛、カドミウム）、過剰な栄養素（硝酸塩、硫酸塩、リン酸塩）などの汚染物質は土壌によって濾過される。[218]土壌生物はそれらを代謝するか、バイオマスやネクロマスの中に固定化し、[219]安定した腐植に組み込む。[220]土壌の物理的完全性は、起伏の多い地形で土砂崩れを回避するための前提条件でもある。[221]
劣化
土地劣化とは、土地の機能を損なう人為的または自然なプロセスです。[222] 土壌劣化には、酸性化、汚染、砂漠化、浸食、塩性化が含まれます。[223]
酸性化
土壌の酸性化はアルカリ性土壌の場合には有益であるが、作物の生産性や土壌生物活動を低下させ、汚染や浸食に対する土壌の脆弱性を高めることで土地を劣化させる。土壌はもともと酸性であり、その親物質の塩基性陽イオン（カルシウム、マグネシウム、カリウム、ナトリウム）が少ない場合は酸性のままである。耐候性ミネラルが豊富な親物質では、塩基性陽イオンが降雨によって土壌プロファイルから浸出するか、森林や農作物の収穫によって運び出されると、酸性化が発生する。土壌の酸性化は、酸性形成窒素肥料の使用や酸性雨の影響によって加速される。森林伐採も土壌酸性化のもう1つの原因であり、樹冠がない状態で土壌栄養素の浸出が増加することで媒介される。[224]
汚染
低レベルの土壌汚染は、多くの場合、廃棄物を処理し同化する土壌の能力の範囲内です。土壌生物は、主に微生物の酵素活性を介して廃棄物を変換することで廃棄物を処理することができます。[225]土壌有機物と土壌鉱物は廃棄物を吸着して毒性を低下させることができますが、[226]コロイド形状の場合は、吸着した汚染物質を地下環境に運ぶ可能性があります。[227]多くの廃棄物処理プロセスは、この自然の生物学的修復能力に依存しています。処理能力を超えると、土壌生物が損傷し、土壌機能が制限される可能性があります。荒廃土壌は、産業汚染やその他の開発活動によって土壌が損傷し、土地を安全または生産的に使用できない程度になった場所に発生します。荒廃土壌の修復では、地質学、物理学、化学、生物学の原理を使用して、土壌汚染物質を分解、減衰、隔離、または除去し、土壌の機能と価値を回復します。技術には、浸出、空気散布、土壌改良剤、植物浄化、生物浄化、監視自然減衰などがある。汚染物質による拡散汚染の例として、有機農業でも殺菌剤が繰り返し使用されているブドウ園や果樹園での銅の蓄積が挙げられる。[228]
合成繊維のマイクロファイバーはプラスチックによる土壌汚染の別のタイプであり、中国南西部の農業土壌サンプルの100％にプラスチック粒子が含まれており、そのうち92％がマイクロファイバーでした。マイクロファイバーの発生源には、紐やより糸、衣類を洗濯した灌漑用水などが含まれる可能性があります。[229]
下水汚泥や堆肥から作られたバイオソリッドの施用は、土壌にマイクロプラスチックを導入する可能性がある。これは、他の発生源（例えば大気）からのマイクロプラスチックの負荷を増加させる。ヨーロッパと北米の下水汚泥の約半分は農地に施用されている。ヨーロッパでは、100万人の住民ごとに毎年113〜770トンのマイクロプラスチックが農地の土壌に追加されていると推定されている。[229]
砂漠化
砂漠化は、乾燥地帯および半乾燥地帯における生態系劣化の環境プロセスであり、過放牧や薪の過剰採取など、不適切に適応した人間の活動によって引き起こされることが多い。干ばつが砂漠化を引き起こすというのはよくある誤解である。[230]干ばつは乾燥地帯および半乾燥地帯では一般的である。適切に管理された土地は、雨が戻れば干ばつから回復することができる。土壌管理の手段には、土壌の栄養分と有機物レベルの維持、耕作の削減、被覆率の増加などがある。[231]これらの慣行は、水分がある期間中の浸食を制御し、生産性を維持するのに役立つ。しかし、干ばつ中に土地の乱用が続くと、土地の劣化が進む。限界地への人口と家畜の増加は砂漠化を加速させる。[232]現在、現在の気候温暖化が砂漠化に有利になるか不利になるかは疑問視されており、気温上昇に関連する予測される降雨量の傾向に関する矛盾した報告や、同じ国でも地域間で大きな相違がある。[233]
侵食
土壌の浸食は、水、風、氷、重力による動きによって引き起こされます。複数の種類の浸食が同時に発生することもあります。浸食は風化とは区別されます。浸食は、浸食された土壌をその発生場所から運び去るからです（輸送中の土壌は堆積物と呼ばれることがあります）。浸食は本来備わっている自然のプロセスですが、多くの場所で人間の活動、特に不適切な土地利用慣行によって大幅に増加しています。[234]これらには、大雨や強風の際に土壌を裸にする農業活動、過放牧、森林伐採、不適切な建設活動が含まれます。管理を改善することで浸食を抑えることができます。土壌保全技術として、土地利用の変更（浸食されやすい作物を牧草や他の土壌結合植物に置き換えるなど）、農業活動の時期や種類の変更、段々畑の建設、浸食を抑制する被覆資材の使用（被覆作物や他の植物を含む）、建設中の撹乱の制限、浸食されやすい時期や急斜面などの浸食されやすい場所での建設の回避などが挙げられる。[235]歴史的に、不適切な土地利用慣行による大規模な土壌浸食の好例の一つは、1930年代にアメリカとカナダの草原を荒廃させた風食（いわゆるダストボウル）である。当時、両国の連邦政府の奨励を受けた移民農民が定住し、元々の短草草原を農作物や牛の牧場に変えた。
中国では、黄河中流域と長江上流域で深刻かつ長期にわたる水による浸食問題が発生している。黄河からは毎年16億トン以上の堆積物が海に流れ込んでいる。堆積物は主に中国北西部の黄土高原地域の水による浸食（峡谷浸食）に由来している。[236]
土壌パイプは土壌表面の下で発生する土壌侵食の特殊な形態である。[237]堤防やダムの決壊、陥没穴の形成を引き起こす。乱流は浸透流の口から土壌を除去し、土壌侵食は上流に向かって進む。[238]砂の沸騰という用語は、活動中の土壌パイプの排出端の外観を説明するために使用される。[239]
塩害
土壌の塩性化とは、土壌や植生の農業的価値を低下させるほど遊離塩が蓄積することである。その結果、腐食による損傷、植物の成長低下、植物被覆と土壌構造の喪失による浸食、堆積による水質問題などが生じる。塩性化は、自然と人為的プロセスの組み合わせによって起こる。乾燥条件は塩の蓄積に有利である。これは、土壌母材が塩分を含む場合に特に顕著である。乾燥地の灌漑は特に問題となる。 [240]すべての灌漑用水には、ある程度の塩分が含まれている。灌漑、特に運河からの漏水や圃場での過剰灌漑は、地下水位を上昇させることが多い。急速な塩性化は、地表が塩分を含む地下水の毛細管現象の境界内にある場合に起こる。土壌の塩分濃度の制御には、地下水位の制御と、排水管または他の形態の地下排水と組み合わせて施用する高レベルの水によるフラッシングが含まれる。[241] [242]
開拓
スメクタイトなどの膨張性の高い粘土を多く含む土壌は、非常に肥沃であることが多い。例えば、タイ中部平原のスメクタイトを多く含む水田土壌は、世界で最も生産性の高い土壌の一つである。しかし、灌漑集約型米生産における無機窒素肥料と農薬の過剰使用により、これらの土壌は危険にさらされており、農家はコスト削減の運用原則に基づいた統合的な慣行を実施せざるを得なくなっている。[243]
しかし、熱帯地域の多くの農家は、耕作地の土壌に有機物や粘土を保持するのに苦労している。例えば近年、より恒久的な土地利用のために移動耕作が放棄された結果、タイ北部の低粘土土壌では生産性が低下し、土壌浸食が増加している。 [244]農家は当初、シロアリ塚の材料から有機物と粘土を追加することで対応したが、シロアリ塚が希薄化しているため、長期的には持続不可能であった。科学者は、粘土のスメクタイトファミリーの1つであるベントナイトを土壌に追加する実験を行った。国際水管理研究所（IWMI）の科学者がコンケン大学および地元農家と協力して実施した現地試験では、これが水分と栄養素を保持するのに役立つ効果があった。農家の通常の慣行に加えて、1ライあたり200キログラム（1,300 kg/ha、1,100ポンド/エーカー）のベントナイトを1回散布したところ、平均収穫量が73％増加しました。[245]他の研究では、劣化した砂質土壌にベントナイトを散布すると、干ばつ年の作物の不作のリスクが軽減されることが示されています。[246]
最初の試験から3年後の2008年、IWMIの科学者はタイ北東部の250人の農家を対象に調査を実施した。そのうち半数は畑にベントナイトを散布していた。粘土を散布した農家の改善率は、粘土を散布しなかった農家より平均18％高かった。粘土の使用により、一部の農家はより肥沃な土壌を必要とする野菜栽培に切り替えることができた。これは彼らの収入増加に役立った。研究者らは、タイ北東部の200人の農家とカンボジアの400人の農家が粘土の使用を採用し、さらに2万人の農家にこの新技術が紹介されたと推定している。[247]
土壌に粘土や塩分が多すぎる場合（例：塩性土壌）、石膏、洗浄された川砂、有機物（例：都市固形廃棄物）を加えると、組成のバランスが取れます。[248]
栄養分が枯渇し砂分が多すぎる土壌に、枝葉のチップや堆肥などの有機物を加えると、土壌の質が向上し、生産性が向上します。 [249] [250]
木炭、より一般的にはバイオ炭を使用して栄養分の乏しい熱帯土壌を改良することは特筆すべきことである。これは、安定した腐植の源となる土壌黒色炭素の興味深い物理的・化学的特性により、人為的なコロンブス以前のアマゾン暗黒大地（テラ・プレタ・デ・インディオとも呼ばれる）の高い肥沃度に基づいたプロセスである。[251]しかし、あらゆる種類の炭化した廃棄物を制御なく使用すると、土壌の生命と人間の健康を危険にさらす可能性がある。[252]
研究の歴史
土壌研究の歴史は、人類が自らの食糧と家畜の飼料を確保するという切実な必要性と密接に結びついています。歴史を通じて、文明は土壌の利用可能性と生産性に応じて繁栄したり衰退したりしてきました。[253]
土壌肥沃度に関する研究
ギリシャの歴史家クセノポン（ 紀元前450年-355年）は、緑肥作物の利点を最初に解説した人物である。「しかし、地面にある雑草は土に還って、肥料と同じくらい土壌を豊かにするのだ。」[254]
コルメラの『農業論』 （紀元60 年頃）は、石灰の使用とクローバーやアルファルファ（緑肥）を土に埋めるべきであると提唱しており、[255]ローマ帝国の崩壊まで15世代（450年）にわたって使用された。[254] [256]ローマ帝国の崩壊からフランス革命まで、土壌と農業の知識は親から子へと受け継がれ、その結果、作物の収穫量は低かった。中世ヨーロッパでは、灌漑を強調したヤヒヤ・イブン・アル＝アウワームのハンドブック[257]が北アフリカ、スペイン、中東の人々を導いた。この作品の翻訳は最終的に、スペインの影響下にあった米国南西部にまで伝わった。[258]フランス 農学の父とされるオリヴィエ・ド・セールは、輪作体系の中で休耕地を廃止し、干草畑に置き換えることを初めて提案した人物である。また、ブドウ園の管理における土壌（フランスのテロワール）の重要性を強調した。彼の有名な著書『農業と土壌管理』 [259]は、近代的で持続可能な農業の台頭と、森林の落ち葉を持ち上げたり、アサートしたりして作物のために土壌を改良するなどの古い農業慣行の崩壊に貢献した。これらの慣行は、中世、そして地域によってはその後も西ヨーロッパの土壌を荒廃させた。[260]
植物が最初に成長する原因を調べた実験により、植物が燃えた後に残る灰が必須元素であるという考えが生まれましたが、燃焼後に地面に残らない窒素の役割は見落とされていました。この考えは19世紀まで支配的でした。[261] 1635年頃、フランドルの化学者ヤン・バプティスト・ファン・ヘルモントは、雨水のみを加えて育った柳の木を使った有名な5年間の実験から、水が必須元素であることを証明したと考えました。彼の結論は、植物の重量の増加は明らかに水を加えたことのみによってもたらされ、土壌の重量は減少していないという事実から生まれました。[262] [263] [264] ジョン・ウッドワード（ 1728年没 ）は、きれいな水から泥水までさまざまな種類の水で実験し、泥水が最も良いことを発見し、土質が必須元素であると結論付けました。他の人は、成長中の植物に何らかのエッセンスを伝えるのは土壌中の腐植であると結論付けました。また、生命成長の原理は死んだ植物や動物から新しい植物に伝わるものだと主張する者もいた。18世紀初頭、ジェスロ・タルは土を耕す（かき混ぜる）ことが有益であると実証したが、かき混ぜることで土の細かい部分が植物の吸収に利用できるようになるという彼の意見は誤りであった。[263] [265]
化学が発展するにつれ、化学は土壌の肥沃度の調査に応用された。フランスの化学者アントワーヌ・ラボアジエは、1778年頃、植物や動物は生きるために体内で酸素を燃焼しなければならないことを示した。彼は、ファン・ヘルモントの柳の重さ165ポンド（75kg）の大部分が空気由来であると推測することができた。[266]植物にとって炭素、水素、酸素の主な供給源は空気と水であり、窒素は土壌から摂取されることを示す証拠を実験によって得たのは、フランスの農学者ジャン＝バティスト・ブッサンゴーであった。[267]ユストゥス・フォン・リービッヒは、著書『有機化学の農業および生理学への応用』（1840年出版）の中で、植物の化学物質は土壌と空気から来ているに違いなく、土壌の肥沃度を維持するためには使用されたミネラルを補充しなければならないと主張した。[268]それでもリービッヒは窒素は空気から供給されると信じていた。インカ人がグアノで土壌を豊かにしていたことは、1802年にアレクサンダー・フォン・フンボルトによって再発見された。これにより、グアノの採掘とチリの硝酸塩の採掘が行われ、1840年以降、米国とヨーロッパで土壌への施用が行われるようになった。[269]
リービッヒの研究は農業にとって革命的であり、他の研究者もそれに基づいて実験を始めた。イギリスではジョン・ベネット・ローズとジョセフ・ヘンリー・ギルバートがローズが設立したロザムステッド実験ステーションで働き、植物が土壌から窒素を摂取すること、そして塩が植物に吸収されるためには利用可能な状態である必要があることを（再）発見した。彼らの研究は、リン酸岩の酸処理からなる過リン酸石灰も生み出した。 [270]これがカリウム（K）と窒素（N）の塩の発明と肥料としての使用につながった。コークスの製造によって発生したアンモニアは回収され、肥料として使用された。[271]最終的に、堆肥として土壌に運ばれる栄養素の化学的根拠が理解され、19世紀半ばには化学肥料が使用されるようになった。しかし、土壌とそこに住む生命体の動的な相互作用はまだ理解されていなかった。
1856年、J・トーマス・ウェイは肥料に含まれるアンモニアが硝酸塩に変換されることを発見し、[272] 20年後、ロバート・ワリントンはこの変換が生物によって行われることを証明しました。[273] 1890年、セルゲイ・ウィノグラツキーはこの変換の原因となる細菌を発見したと発表しました。[274]
ある種のマメ科植物が空気中の窒素を吸収して土壌に固定できることは知られていたが、窒素固定における細菌の役割が理解されるようになったのは19世紀末の細菌学の発展を待たねばならなかった。細菌とマメ科植物の根の共生と細菌による窒素固定は、ドイツの農学者ヘルマン・ヘルリーゲルとオランダの微生物学者マルティヌス・ベイエリンクによって同時に発見された。[270]
輪作、機械化、化学肥料と天然肥料により、1800年から1900年の間に西ヨーロッパの小麦収穫量は2倍になった。[275]
土壌形成の研究
農業の実践に関連して土壌を研究する科学者は、土壌を主に静的な基質とみなしていました。しかし、土壌は生物的および非生物的プロセスの作用により、より古い地質学的物質から進化した結果です。土壌改良の研究が始まった後、他の研究者が土壌の生成を研究し始め、その結果、土壌の種類と分類が生まれました。
1860年、ミシシッピ州滞在中に、ユージン・W・ヒルガード（1833年 - 1916年）は、岩石の材質、気候、植生、および発達した土壌の種類との関係を研究した。彼は土壌が動的であることに気づき、土壌の種類の分類を検討した。[276]（プロジェクト・グーテンベルクも参照）。彼の研究は継続されなかった。ほぼ同じ時期に、フリードリヒ・アルベルト・ファロウは、ザクセン公国の森林と農地を評価する専門的仕事の一環として、土壌プロファイルとそれらの形成に関連する土壌特性について記述した。彼の1857年の著書「土壌科学の第一原理」は、現代の土壌科学を確立した。[277]ファルーの研究と同時期に、公平な課税のために土地を正確に評価するという同じ必要性に駆り立てられたヴァシリー・ドクチャエフは、ロシアで土壌学者のチームを率いて土壌の広範な調査を行い、類似した基本的な岩石、気候、植生の種類が類似した土壌の層と種類につながることを観察し、土壌分類の概念を確立した。言語の壁のため、このチームの研究は、ロシアチームのメンバーであるコンスタンチン・グリンカがドイツ語で出版した1914年まで西ヨーロッパに伝えられなかった。[278]
カーティス・F・マーバットは、ロシアチームの研究に影響を受けて、グリンカの出版物を英語に翻訳し、[279]米国国立共同土壌調査の責任者に任命され、それを国家土壌分類システムに適用した。[263]
参照
参考文献
- ^ Voroney, R. Paul; Heck, Richard J. (2007). 「土壌生息地」。Paul, Eldor A. (編)。土壌微生物学、生態学、生化学(第 3 版)。アムステルダム、オランダ: Elsevier。pp . 25–49。doi :10.1016 / B978-0-08-047514-1.50006-8。ISBN 978-0-12-546807-7. 2018年7月10日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2022年3月27日閲覧。
- ^ テイラー、スターリング A.; アシュクロフト、ゲイレン L. (1972)。物理的土壌学：灌漑土壌と非灌漑土壌の物理学。サンフランシスコ、カリフォルニア州：WHフリーマン。ISBN 978-0-7167-0818-6。
- ^ McCarthy, David F. (2014). 土質力学と基礎の基礎: 基礎地盤工学 (第 7 版). ロンドン、イギリス: Pearson . ISBN 9781292039398. 2022年10月16日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年3月27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。
- ^ ハゲット、リチャード・ジョン (2011)。「地形学とは何か?」。地形学の基礎。ラウトレッジ物理地理学の基礎シリーズ (第 3 版)。ロンドン、イギリス:ラウトレッジ。pp . 148–150。ISBN 978-0-203-86008-3. 2022年10月16日閲覧。[永久リンク切れ ]
- ^ Ponge , Jean-François (2015). 「土壌は生態系である」。土壌の生物学と肥沃度。51 (6): 645–648。Bibcode :2015BioFS..51..645P。doi : 10.1007/s00374-015-1016-1。S2CID 18251180。2022年4月3日閲覧。
- ^ Yu, Charley; Kamboj, Sunita; Wang, Cheng; Cheng, Jing-Jy (2015). 「土壌および建物構造物における放射性物質の影響のモデリングをサポートするデータ収集ハンドブック」(PDF)。アルゴンヌ国立研究所。pp. 13–21。2018年8月4日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) 。 2022年4月3日閲覧。
- ^ ab Buol, Stanley W.; Southard, Randal J.; Graham, Robert C.; McDaniel , Paul A. (2011). 土壌生成と分類（第6版）。エイムズ、アイオワ：Wiley- Blackwell。ISBN 978-0-470-96060-8. 2023年4月22日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年4月3日閲覧。
- ^ Retallack, Gregory J.; Krinsley, David H.; Fischer, Robert; Razink, Joshua J.; Langworthy, Kurt A. (2016). 「Archean coastal-plain paleosols and life on land」（PDF） . Gondwana Research . 40 : 1–20. Bibcode :2016GondR..40....1R. doi : 10.1016/j.gr.2016.08.003 . 2018年11月13日時点のオリジナルよりアーカイブ（PDF） . 2022年4月3日閲覧。
- ^ チェスワース、ウォード編 (2008)。土壌科学百科事典（第1版）。ドルドレヒト、オランダ：シュプリンガー。ISBN 978-1-4020-3994-2. 2018年9月5日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2022年3月27日閲覧。
- ^ 「土壌科学用語集」カナダ農業食品省。2013年12月13日。2018年10月27日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年4月3日閲覧。
- ^ Amundson , Ronald. 「土壌保全と土壌学の将来」（PDF）。CiteSeerX 10.1.1.552.237。2018年6月12日時点のオリジナル（PDF）よりアーカイブ。
- ^ Küppers, Michael; Vincent, Jean-Baptiste. 「衝突とレゴリスの形成」。マックス・プランク太陽系研究所。2018年8月4日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年4月3日閲覧。
- ^ アメルング、ウルフ;ボシオ、デボラ。デ・フリーズ、ヴィム。ケーゲル・ナブナー、イングリッド。リーマン、ヨハネス。ロナルド・アマンソン。ボル、ローランド。コリンズ、クリス。ラル、ラタン。ライフェルド、イェンス。ミナスニー、ブニマン。パン、ゲンシン。パウスティアン、キース。ランペル、コーネリア。サンダーマン、ジョナサン。ファン・グルーニンゲン、ヤン・ウィレム。ムーニー、シアン。ヴァン・ヴェセメール、バス;さまよう、ミシェル。チャビ、アバド（2020年10月27日）。 「地球規模の土壌気候緩和戦略に向けて」(PDF)。ネイチャーコミュニケーションズ。11 (1): 5427。ビブコード:2020NatCo..11.5427A。doi : 10.1038/s41467-020-18887-7 . ISSN 2041-1723. PMC 7591914 . PMID 33110065 . 2022年4月3日閲覧。
- ^ Pouyat, Richard; Groffman, Peter; Yesilonis, Ian; Hernandez, Luis (2002). 「都市生態系における土壌炭素プールとフラックス」. Environmental Pollution . 116 (Supplement 1): S107–S118. doi :10.1016/S0269-7491(01)00263-9. PMID 11833898. 2022年4月3日閲覧。
いくつかの撹乱された土壌プロファイルからのペドンデータの分析は、物理的な撹乱とさまざまな物質の人為的投入（直接的な影響）が、これらの人間が「作った」土壌に蓄積されたCの量を大きく変える可能性があることを示唆しています。
- ^ Davidson, Eric A.; Janssens, Ivan A. (2006). 「土壌炭素分解の温度感度と気候変動へのフィードバック」(PDF) . Nature . 440 (2006年3月9日): 165‒73. Bibcode :2006Natur.440..165D. doi : 10.1038/nature04514 . PMID 16525463. S2CID 4404915 . 2022年4月3日閲覧。
- ^ Powlson, David (2005). 「土壌は気候変動を増幅させるか？」Nature . 433 (2005年1月20日): 204‒05. Bibcode :2005Natur.433..204P. doi :10.1038/433204a. PMID 15662396. S2CID 35007042. 2022年9月22日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年4月3日閲覧。
- ^ Bradford, Mark A.; Wieder, William R.; Bonan, Gordon B.; Fierer, Noah; Raymond, Peter A.; Crowther, Thomas W. (2016). 「土壌炭素フィードバックの気候変動に対する不確実性の管理」（PDF） . Nature Climate Change . 6（2016年7月27日）：751–758。Bibcode ：2016NatCC...6..751B。doi ：10.1038 /nclimate3071。hdl ：20.500.11755/c1792dbf-ce96-4dc7-8851-1ca50a35e5e0。S2CID 43955196。 2017年4月10日時点の オリジナル（PDF）よりアーカイブ。2022年4月3日閲覧。
- ^ Dominati, Estelle; Patterson, Murray; Mackay, Alec (2010). 「土壌の自然資本と生態系サービスを分類および定量化するためのフレームワーク」.生態経済学. 69 (9): 1858‒68. Bibcode :2010EcoEc..69.1858D. doi :10.1016/j.ecolecon.2010.05.002. 2017年8月8日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) 。 2022年4月10日閲覧。
- ^ Dykhuizen, Daniel E. (1998). 「サンタ・ロザリア再考：なぜ細菌の種がこんなに多いのか？」Antonie van Leeuwenhoek . 73 (1): 25‒33. doi :10.1023/A:1000665216662. PMID 9602276. S2CID 17779069 . 2022年4月10日閲覧。
- ^ Torsvik, Vigdis; Øvreås, Lise (2002). 「土壌中の微生物の多様性と機能：遺伝子から生態系まで」Current Opinion in Microbiology . 5 (3): 240‒45. doi :10.1016/S1369-5274(02)00324-7. PMID 12057676 . 2022年4月10日閲覧。
- ^ Raynaud, Xavier; Nunan, Naoise (2014). 「土壌中のミクロスケールにおける細菌の空間生態学」. PLOS ONE . 9 (1): e87217. Bibcode :2014PLoSO...987217R. doi : 10.1371/journal.pone.0087217 . PMC 3905020. PMID 24489873 .
- ^ Whitman, William B.; Coleman, David C.; Wiebe, William J. (1998). 「原核生物：目に見えない多数派」米国科学アカデミー紀要95 (12): 6578‒83. Bibcode : 1998PNAS...95.6578W. doi : 10.1073/pnas.95.12.6578 . PMC 33863 . PMID 9618454.
- ^ Schlesinger, William H.; Andrews, Jeffrey A. (2000). 「土壌呼吸と地球規模の炭素循環」. Biogeochemistry . 48 (1): 7‒20. doi :10.1023/A:1006247623877. S2CID 94252768. 2022年4月10日閲覧。
- ^ Denmead, Owen Thomas; Shaw, Robert Harold (1962). 「土壌水分含有量と気象条件によって影響を受ける土壌水の植物への利用可能性」. Agronomy Journal . 54 (5): 385‒90. Bibcode :1962AgrJ...54..385D. doi :10.2134/agronj1962.00021962005400050005x . 2022年4月10日閲覧。
- ^ House, Christopher H.; Bergmann, Ben A.; Stomp, Anne-Marie; Frederick, Douglas J. (1999). 「人工湿地と水生・土壌フィルターの組み合わせによる水の再生と再利用」.生態工学. 12 (1–2): 27–38. Bibcode :1999EcEng..12...27H. doi :10.1016/S0925-8574(98)00052-4 . 2022年4月10日閲覧。
- ^ Van Bruggen, Ariena HC; Semenov, Alexander M. (2000). 「土壌の健康と病気の抑制のための生物学的指標の探求」.応用土壌生態学. 15 (1): 13–24. Bibcode :2000AppSE..15...13V. doi :10.1016/S0929-1393(00)00068-8 . 2022年4月10日閲覧。
- ^ 「監視された自然減衰に関するコミュニティガイド」（PDF） 。 2022年4月10日閲覧。
- ^ Linn, Daniel Myron; Doran, John W. (1984). 「耕起土壌と非耕起土壌における水充填細孔空間の二酸化炭素と亜酸化窒素生成への影響」。米国土壌科学会誌。48 (6): 1267–1272。Bibcode :1984SSASJ..48.1267L。doi : 10.2136 /sssaj1984.03615995004800060013x。2023年3月18日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年4月10日閲覧。
- ^ グレゴリー、ピーター J.; ノースクリフ、スティーブン (2013)。土壌条件と植物の成長。ニュージャージー州ホーボーケン:ワイリーブラックウェル。ISBN 9781405197700. 2023年4月22日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年4月10日閲覧。
- ^ Bot, Alexandra; Benites, José (2005). 土壌有機物の重要性: 干ばつに強い土壌と持続的な食糧と生産の鍵( PDF)。ローマ:国連食糧農業機関。ISBN 978-92-5-105366-9. 2022年4月10日閲覧。
- ^ McClellan, Tai. 「土壌組成」。ハワイ大学マノア校、熱帯農業・人材学部。 2022年4月18日閲覧。
- ^ 「Arizona Master Gardener Manual」。 アリゾナ大学農学部協同組合拡張部。2017年11月9日。2016年5月29日時点のオリジナルよりアーカイブ。2017年12月17日閲覧。
- ^ ab Vannier, Guy (1987). 「土壌動物の適応に関するギラロフ教授の研究で強調された生態学的媒体としての孔隙圏」(PDF) .土壌の生物学と肥沃度. 3 (1): 39–44. doi :10.1007/BF00260577. S2CID 297400 . 2022年4月18日閲覧。
- ^ Torbert, H. Allen; Wood, Wes (1992). 「土壌の圧縮と水で満たされた細孔空間が土壌微生物の活動と窒素損失に与える影響」。Communications in Soil Science and Plant Analysis . 23 (11): 1321‒31. Bibcode :1992CSSPA..23.1321T. doi :10.1080/00103629209368668 . 2022年4月18日閲覧。
- ^ サイモンソン 1957年、17ページ。
- ^ ザネラ、アウグスト;カッツェンシュタイナー、クラウス。ポンジュ、ジャン＝フランソワ。ジャビオル、バーナード。サルトーリ、ジャコモ。コルブ、エッカート。ル・バイヨン、ルネ・クレール。オベール、ミカエル。アッシャー＝ジュヌル、ジュディス。イングリッシュ、マイケル。ハーバート・ヘイガー（2019年6月）。 「TerrHum: 陸生フミペドンを分類するための iOS アプリと土壌分類に関する考慮事項」。アメリカ土壌科学協会ジャーナル。83 (S1): S42 ～ S48。土井：10.2136/sssaj2018.07.0279。hdl : 11577/3315165。S2CID 197555747 。2022 年4 月 18 日に取得。
- ^ Bronick, Carol J.; Lal, Ratan (2005年1月). 「土壌構造と管理：レビュー」（PDF） . Geoderma . 124（1–2）：3–22. Bibcode：2005Geode.124....3B. doi：10.1016/j.geoderma.2004.03.005 . 2022年4月18日閲覧。
- ^ 「土壌と水」。国連食糧農業機関。 2022年4月18日閲覧。
- ^ Valentin, Christian; d'Herbès, Jean-Marc; Poesen, Jean (1999). 「帯状植生パターンの土壌と水の成分」. Catena . 37 (1): 1‒24. Bibcode :1999Caten..37....1V. doi :10.1016/S0341-8162(99)00053-3 . 2022年4月18日閲覧。
- ^ Brady, Nyle C.; Weil, Ray R. (2007)。「コロイド分画: 土壌の化学的および物理的活性の座」。Brady, Nyle C.、Weil, Ray R. (編)。土壌の性質と特性(第 14 版)。ロンドン、イギリス: Pearson。pp . 310–357。ISBN 978-0132279383. 2022年4月18日閲覧。
- ^ 「土壌コロイド：特性、性質、種類および重要性」（PDF）。タミル・ナードゥ農業大学。 2022年4月18日閲覧。
- ^ Miller, Jarrod O. 「土壌pHは栄養素の利用可能性に影響を与える」。2022年4月18日閲覧。
- ^ Goulding, Keith WT; Bailey, Neal J.; Bradbury, Nicola J.; Hargreaves, Patrick; Howe, MT; Murphy, Daniel V.; Poulton, Paul R.; Willison, Toby W. (1998). 「窒素沈着と窒素循環および関連する土壌プロセスへの寄与」。New Phytologist . 139 (1): 49‒58. doi : 10.1046/j.1469-8137.1998.00182.x .
- ^ Kononova, MM (2013). 土壌有機物：その性質、土壌形成と土壌肥沃度における役割（第2版）。アムステルダム、オランダ：エルゼビア。ISBN 978-1-4831-8568-2. 2023年3月22日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年4月24日閲覧。
- ^ Burns, Richards G.; DeForest, Jared L.; Marxsen, Jürgen; Sinsabaugh, Robert L.; Stromberger, Mary E.; Wallenstein, Matthew D.; Weintraub, Michael N.; Zoppini, Annamaria (2013). 「変化する環境における土壌酵素：現在の知識と将来の方向性」.土壌生物学および生化学. 58 : 216‒34. Bibcode :2013SBiBi..58..216B. doi :10.1016/j.soilbio.2012.11.009 . 2022年4月24日閲覧。
- ^ Sengupta, Aditi; Kushwaha, Priyanka; Jim, Antonia; Troch, Peter A.; Maier, Raina (2020). 「新しい土壌、古い植物、遍在する微生物：初期の玄武岩質土壌が在来植物の成長をサポートし、地下土壌の微生物群集構成に影響を与える可能性を評価する」。サステナビリティ。12 ( 10 ): 4209。doi : 10.3390/su12104209。
- ^ ビショップ、ジャニス L.; マーチー、スコット L.; ピーターズ、カール L.; ゼント、アーロン P. (2002)。「火星の塵、土壌、岩石コーティングの形成モデル：火星表面での物理的および化学的プロセス」。Journal of Geophysical Research。107 ( E11 ): 7-1–7-17。Bibcode :2002JGRE..107.5097B。doi : 10.1029/2001JE001581。
- ^ Navarro-González, Rafael; Rainey, Fred A.; Molina, Paola; Bagaley, Danielle R.; Hollen, Becky J.; de la Rosa, José; Small, Alanna M.; Quinn, Richard C.; Grunthaner, Frank J.; Cáceres, Luis; Gomez-Silva, Benito; McKay, Christopher P. (2003). 「チリのアタカマ砂漠の火星のような土壌と微生物の乾燥限界」. Science . 302 (5647): 1018–1021. Bibcode :2003Sci...302.1018N. doi :10.1126/science.1089143. PMID 14605363. S2CID 18220447 . 2022年4月24日閲覧。
- ^ Guo, Yong; Fujimura, Reiko; Sato, Yoshinori; Suda, Wataru; Kim, Seok-won; Oshima, Kenshiro; Hattori, Masahira; Kamijo, Takashi; Narisawa, Kazuhiko; Ohta, Hiroyuki (2014). 「日本三宅島の植生勾配に沿った火山性堆積物における初期微生物群集の特徴」. Microbes and Environments . 29 (1): 38–49. doi : 10.1264/jsme2.ME13142 . PMC 4041228 . PMID 24463576.
- ^ Goldich, Samuel S. (1938). 「岩石風化に関する研究」. The Journal of Geology . 46 (1): 17–58. Bibcode :1938JG.....46...17G. doi :10.1086/624619. ISSN 0022-1376. S2CID 128498195. 2022年3月27日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年4月24日閲覧。
- ^ Van Schöll, Laura; Smits, Mark M.; Hoffland, Ellis (2006). 「土壌鉱物白雲母と角閃石の外生菌根による風化」New Phytologist . 171 (4): 805–814. doi : 10.1111/j.1469-8137.2006.01790.x . PMID 16918551.
- ^ Stretch, Rachelle C.; Viles, Heather A. (2002). 「ランサローテ島の溶岩流における地衣類による風化の性質と速度」. Geomorphology . 47 (1): 87–94. Bibcode :2002Geomo..47...87S. doi :10.1016/S0169-555X(02)00143-5. 2023年4月22日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年4月24日閲覧。
- ^ ドジャニ、ステファニー;ラカトス、マイケル。ラッシャー、ウーヴェ。ヴォルフガング、ワネック。ルエトゲ、ウルリッヒ。ビューデル、ブルクハルト (2007)。 「仏領ギアナの熱帯雨林へのインセルベルグのラン藻バイオフィルムによる窒素の流入」。フローラ。202 (7): 521–529。Bibcode :2007FMDFE.202..521D。土井：10.1016/j.flora.2006.12.001 。2021 年3 月 21 日に取得。
- ^ カバラ・セサリー、クビッツ・ユスティナ（2012年）。「急速に後退するヴェレンショルト氷河、南西スピッツベルゲン島、スヴァールバル諸島のモレーンにおける初期の土壌発達と炭素蓄積」。ジオデルマ。175～176：9～20。Bibcode ：2012Geode.175....9K。doi ： 10.1016/j.geoderma.2012.01.025 。2022年4月24日閲覧。
- ^ 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) 。 2022年4月24日閲覧。
- ^ Ritter, Michael E. 「物理的環境：物理的地理学入門」（PDF） 。 2022年4月24日閲覧。
- ^ Gardner, Catriona MK; Laryea, Kofi Buna; Unger, Paul W. (1999). 土壌の物理的制約による植物の成長と作物の生産(PDF) (初版). ローマ、イタリア:国連食糧農業機関。2017年8月8日時点のオリジナル(PDF)からアーカイブ。
- ^ Six, Johan; Paustian, Keith; Elliott, Edward T.; Clay Combrink (2000). 「土壌構造と有機物。I. 骨材サイズクラスと骨材関連炭素の分布」。米国土壌科学会誌。64 (2): 681–689。Bibcode :2000SSASJ..64..681S。doi : 10.2136/sssaj2000.642681x 。 2022年8月7日閲覧。
- ^ Håkansson, Inge; Lipiec, Jerzy (2000). 「土壌構造と圧縮の研究における相対嵩密度値の有用性のレビュー」.土壌と耕作研究. 53 (2): 71–85. Bibcode :2000STilR..53...71H. doi :10.1016/S0167-1987(99)00095-1. S2CID 30045538. 2022年5月16日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) 。 2023年10月26日閲覧。
- ^ Schwerdtfeger, William J. (1965). 「地下腐食と陰極防食に関連する土壌抵抗率」(PDF) . Journal of Research of the National Bureau of Standards . 69C (1): 71–77. doi :10.6028/jres.069c.012 . 2022年8月7日閲覧。
- ^ Tamboli, Prabhakar Mahadeo (1961). 嵩密度と骨材サイズが土壌水分保持に与える影響。エイムズ、アイオワ：アイオワ州立大学。 2022年8月7日閲覧。
- ^ ab Spehn, Eva M.; Joshi, Jasmin; Schmid, Bernhard; Alphei, Jörn; Körner, Christian (2000). 「実験的草地生態系における土壌従属栄養活動に対する植物多様性の影響」. Plant and Soil . 224 (2): 217–230. doi :10.1023/A:1004891807664. S2CID 25639544.
- ^ 「保水能力」オレゴン州立大学。2016年6月24日。 2022年10月9日閲覧。
灌漑業者は、植物が水分を抽出するために過剰なエネルギーを費やす前に水を供給できるように、すぐに利用できる水分容量を知っておく必要があります。
- ^ 「灌漑スケジュールの基礎」ミネソタ大学エクステンション。 2022年10月9日閲覧。
作物の水ストレスが発生する前に、利用可能な保水能力の一部だけが作物によって容易に利用される。
- ^ Qi, Jingen; Marshall, John D.; Mattson, Kim G. (1994). 「土壌の二酸化炭素濃度が高いとダグラスモミの根の呼吸が阻害される」New Phytologist . 128 (3): 435–442. doi : 10.1111/j.1469-8137.1994.tb02989.x . PMID 33874575.
- ^ Karberg, Noah J.; Pregitzer, Kurt S.; King, John S.; Friend, Aaron L.; Wood, James R. (2005). 「高濃度二酸化炭素およびオゾン下での土壌二酸化炭素分圧と溶存無機炭酸塩化学」. Oecologia . 142 (2): 296–306. Bibcode :2005Oecol.142..296K. doi :10.1007/s00442-004-1665-5. PMID 15378342. S2CID 6161016. 2022年11月13日閲覧。
- ^ Chang, HT; Loomis, Walter E. (1945). 「根による水と栄養素の吸収に対する二酸化炭素の影響」.植物生理学. 20 (2): 221–232. doi :10.1104/pp.20.2.221. PMC 437214. PMID 16653979 .
- ^ McDowell, Nate J.; Marshall, John D.; Qi, Jingen; Mattson, Kim (1999). 「土壌二酸化炭素濃度にさらされたウェスタンヘムロックの根における維持呼吸の直接阻害」。Tree Physiology . 19 (9): 599–605. doi : 10.1093/treephys/19.9.599 . PMID 12651534.
- ^ Xu, Xia; Nieber, John L.; Gupta, Satish C. (1992). 「土壌のガス拡散係数に対する圧縮効果」。米国土壌科学会誌。56 (6): 1743–1750。Bibcode :1992SSASJ..56.1743X。doi : 10.2136 /sssaj1992.03615995005600060014x 。 2022年11月13日閲覧。
- ^ ab Smith, Keith A.; Ball, Tom; Conen, Franz; Dobbie, Karen E.; Massheder, Jonathan; Rey, Ana (2003). 「土壌と大気の間の温室効果ガスの交換：土壌の物理的要因と生物学的プロセスの相互作用」. European Journal of Soil Science . 54 (4): 779–791. Bibcode :2003EuJSS..54..779S. doi :10.1046/j.1351-0754.2003.0567.x. S2CID 18442559. 2022年11月13日閲覧。
- ^ ラッセル1957年、35-36頁。
- ^ Ruser, Reiner; Flessa, Heiner; Russow, Rolf; Schmidt, G.; Buegger, Franz; Munch, JC (2006). 「硝酸塩で肥料を与えた土壌からの N2O、N2、CO2 の放出: 圧縮、土壌水分、再湿潤の影響」.土壌生物学および生化学. 38 (2): 263–274. doi :10.1016/j.soilbio.2005.05.005.
- ^ Hartmann, Adrian A.; Buchmann, Nina; Niklaus, Pascal A. (2011). 「干ばつと窒素施肥にさらされた2つの草地における土壌メタンシンク調節の研究」(PDF) . Plant and Soil . 342 (1–2): 265–275. Bibcode :2011PlSoi.342..265H. doi :10.1007/s11104-010-0690-x. hdl :20.500.11850/34759. S2CID 25691034 . 2022年11月13日閲覧。
- ^ Moore, Tim R.; Dalva, Moshe (1993). 「泥炭地土壌の実験室柱からの二酸化炭素とメタン放出に対する気温と地下水位の影響」。Journal of Soil Science . 44 (4): 651–664. doi :10.1111/j.1365-2389.1993.tb02330.x . 2022年11月13日閲覧。
- ^ Hiltpold, Ivan; Toepfer, Stefan; Kuhlmann, Ulrich; Turlings, Ted CJ (2010). 「トウモロコシの根の揮発性物質は、ウェスタンコーンルートワームの防除における昆虫病原性線虫の有効性にどのように影響するか?」。 Chemoecology。20 ( 2 ): 155–162。Bibcode :2010Checo..20..155H。doi : 10.1007 /s00049-009-0034-6。S2CID 30214059。2022年11月13日閲覧。
- ^ リュ・チュンミン;ファラグ、モハメド A.胡嘉輝。レディ、ムナガラ S.ウェイ、ハンシュン。パレ、ポール W.クロッパー、ジョセフ W. (2003)。 「細菌の揮発性物質はシロイヌナズナの成長を促進します。」アメリカ合衆国国立科学アカデミーの議事録。100 (8): 4927–4932。Bibcode :2003PNAS..100.4927R。土井：10.1073/pnas.0730845100。PMC 153657。PMID 12684534。
- ^ Hung, Richard; Lee, Samantha; Bennett, Joan W. (2015). 「真菌の揮発性有機化合物と生態系におけるその役割」.応用微生物学およびバイオテクノロジー. 99 (8): 3395–3405. doi :10.1007/s00253-015-6494-4. PMID 25773975. S2CID 14509047. 2022年11月13日閲覧。
- ^ Purrington, Foster Forbes; Kendall, Paricia A.; Bater, John E.; Stinner, Benjamin R. (1991). 「集団生活するポデュロモルフコビラン（コビラン目：ヒポガストルリダエ科）の警戒フェロモン」. Great Lakes Entomologist . 24 (2): 75–78 . 2022年11月13日閲覧。
- ^ Badri, Dayakar V.; Weir, Tiffany L.; Van der Lelie, Daniel; Vivanco, Jorge M (2009). 「根圏化学対話：植物と微生物の相互作用」（PDF） . Current Opinion in Biotechnology . 20 (6): 642–650. doi :10.1016/j.copbio.2009.09.014. PMID 19875278. 2022年9月21日時点の オリジナル（PDF）からアーカイブ。 2022年11月13日閲覧。
- ^ Salmon, Sandrine; Ponge, Jean-François (2001). 「ミミズの排泄物が土壌スプリングテールを引き寄せる：Heteromurus nitidus（Collembola：Entomobryidae）の実験室実験」.土壌生物学および生化学. 33 (14): 1959–1969. Bibcode :2001SBiBi..33.1959S. doi :10.1016/S0038-0717(01)00129-8. S2CID 26647480. 2022年11月13日閲覧。
- ^ Lambers, Hans; Mougel, Christophe; Jaillard, Benoît; Hinsinger, Philipe (2009). 「根圏における植物・微生物・土壌の相互作用：進化的観点」. Plant and Soil . 321 (1–2): 83–115. Bibcode :2009PlSoi.321...83L. doi :10.1007/s11104-009-0042-x. S2CID 6840457 . 2022年11月13日閲覧。
- ^ ペニュエラス、ジョセップ;アセンシオ、ドロレス。トール、ドロテア。ウェンケ、カトリン。ローゼンクランツ、マーリア。ピエチュラ、ビルギット。シュニッツラー、ヨルクペッター (2014)。 「土壌からの生物起源の揮発性物質の排出」。植物、細胞、環境。37 (8): 1866 ～ 1891 年。土井：10.1111/pce.12340。PMID 24689847。
- ^ Buzuleciu, Samuel A.; Crane, Derek P.; Parker, Scott L. (2016). 「アライグマがダイヤモンドバックドテラピン（Malaclemys terrapin）の巣を見つけるために使用する嗅覚的な手がかりとしての発掘された土の匂い」（PDF）。爬虫類保全と生物学。11 （3）：539–551 。 2022年11月27日閲覧。
- ^ Saxton, Keith E.; Rawls, Walter J. (2006). 「水文学的ソリューションのためのテクスチャと有機物による土壌水特性の推定」(PDF) . Soil Science Society of America Journal . 70 (5): 1569–1578. Bibcode :2006SSASJ..70.1569S. doi :10.2136/sssaj2005.0117. S2CID 16826314. 2018年9月2日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2023年1月15日閲覧。
- ^ 熱帯農業・人材学部。「土壌鉱物学」。ハワイ大学マノア校。 2023年1月15日閲覧。
- ^ Anthony, Mark A.; Bender, S. Franz; van der Heijden, Marcel GA (2023年8月15日). 「土壌生物多様性の列挙」. Proceedings of the National Academy of Sciences . 120 (33): e2304663120. Bibcode :2023PNAS..12004663A. doi : 10.1073/pnas.2304663120 . ISSN 0027-8424. PMC 10437432 . PMID 37549278.
- ^ Sposito, Garrison (1984). 土壌の表面化学。ニューヨーク: Oxford University Press 。 2023年1月15日閲覧。
- ^ ワイノット、クリストファー。「コロイド懸濁液中の拡散理論」 。 2023年1月15日閲覧。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、103-106ページ。
- ^ Sposito, Garrison; Skipper, Neal T.; Sutton, Rebecca; Park, Sung-Ho; Soper, Alan K.; Greathouse, Jeffery A. (1999). 「粘土鉱物の表面地球化学」。米国 科学アカデミー紀要。96 (7): 3358–3364。Bibcode : 1999PNAS ... 96.3358S。doi : 10.1073 / pnas.96.7.3358。PMC 34275。PMID 10097044。
- ^ Bickmore, Barry R.; Rosso, Kevin M.; Nagy, Kathryn L.; Cygan, Randall T.; Tadanier, Christopher J. (2003). 「二八面体2:1フィロケイ酸塩のエッジ表面構造の第一原理測定：酸塩基反応性への影響」(PDF) .粘土および粘土鉱物. 51 (4): 359–371. Bibcode :2003CCM....51..359B. doi :10.1346/CCMN.2003.0510401. S2CID 97428106 . 2023年1月15日閲覧。
- ^ Rajamathi, Michael; Thomas, Grace S.; Kamath, P. Vishnu (2001). 「アニオン性粘土を製造するさまざまな方法」. Journal of Chemical Sciences . 113 (5–6): 671–680. doi :10.1007/BF02708799. S2CID 97507578. 2023年1月15日閲覧。
- ^ Moayedi, Hossein; Kazemian, Sina (2012). 「多価カチオン性食塩水に懸濁した腐植のゼータ電位と電気浸透挙動への影響」Journal of Dispersion Science and Technology . 34 (2): 283–294. doi :10.1080/01932691.2011.646601. S2CID 94333872 . 2023年1月15日閲覧。
- ^ ペティット、ロバートE.「有機物、腐植、フミン酸、フミン酸、フルボ酸、フミン：土壌の肥沃度と植物の健康における重要性」（PDF） 。 2023年1月15日閲覧。
- ^ ダイアモンド、シドニー、キンター、アールB. (1965)。「土壌石灰安定化のメカニズム：解釈的レビュー」（PDF）。ハイウェイ研究記録。92 ：83–102 。2023年1月15日閲覧。
- ^ Woodruff, Clarence M. (1955). 「土壌中のカルシウムをカリウムに置き換えるエネルギー」（PDF） . Soil Science Society of America Journal . 19 (2): 167–171. Bibcode :1955SSASJ..19..167W. doi :10.2136/sssaj1955.03615995001900020014x . 2023年1月15日閲覧。
- ^ Fronæus, Sture (1953). 「質量作用法則の陽イオン交換平衡への応用について」Acta Chemica Scandinavica 7 : 469–480. doi : 10.3891/acta.chem.scand.07-0469 .
- ^ Bolland, Mike DA; Posner, Alan M.; Quirk, James P. (1980). 「カオリナイトのpH非依存性およびpH依存性表面電荷」.粘土および粘土鉱物. 28 (6): 412–418. Bibcode :1980CCM....28..412B. doi : 10.1346/CCMN.1980.0280602 . S2CID 12462516. 2023年1月15日閲覧。
- ^ Chakraborty, Meghna (2022年8月8日). 「土壌の陽イオン交換容量とは何か？」2023年1月15日閲覧。
- ^ Silber, Avner; Levkovitch, Irit; Graber, Ellen R. (2010). 「コーンストローバイオチャーのpH依存ミネラル放出と表面特性：農業への影響」.環境科学技術. 44 (24): 9318–23. Bibcode :2010EnST...44.9318S. doi :10.1021/es101283d. PMID 21090742. 2023年1月15日閲覧。
- ^ Dakora, Felix D.; Phillips, Donald D. (2002). 「低栄養環境でのミネラル獲得の媒介としての根分泌物」. Plant and Soil . 245 : 35–47. doi :10.1023/A:1020809400075. S2CID 3330737. 2019年8月19日時点のオリジナルより アーカイブ(PDF) 。2023年1月15日閲覧。
- ^ Brown, John C. (1978). 「植物による鉄の吸収のメカニズム」.植物、細胞、環境. 1 (4): 249–257. doi :10.1111/j.1365-3040.1978.tb02037.x . 2023年1月29日閲覧。[永久リンク切れ ]
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、114ページ。
- ^ Singh, Jamuna Sharan; Raghubanshi, Akhilesh Singh; Singh, Raj S.; Srivastava, SC (1989). 「微生物バイオマスは乾燥した熱帯林とサバンナの植物栄養源として機能する」. Nature . 338 (6215): 499–500. Bibcode :1989Natur.338..499S. doi :10.1038/338499a0. S2CID 4301023. 2023年1月29日閲覧。
- ^ Szatanik-Kloc, Alicja; Szerement, Justyna; Józefaciuk, Grzegorz (2017). 「植物の根の陽イオン交換と表面積における細胞壁とペクチンの役割」。Journal of Plant Physiology . 215 : 85–90. Bibcode :2017JPPhy.215...85S. doi :10.1016/j.jplph.2017.05.017. PMID 28600926. 2023年1月29日閲覧。[永久リンク切れ ]
- ^ Donahue、Miller、Shickluna 1977、115-116ページより。
- ^ ab Hinsinger, Philippe (2001). 「根圏における土壌無機リンの生物学的利用能と根による化学変化の影響: レビュー」.植物と土壌. 237 (2): 173–95. doi :10.1023/A:1013351617532. S2CID 8562338. 2023年1月29日閲覧。
- ^ Gu, Baohua; Schulz, Robert K. (1991). 「土壌中の陰イオン保持：埋没テクネチウムおよびヨウ素の移動を減らすための可能な応用、レビュー」doi :10.2172/5980032. S2CID 91359494 . 2023年1月29日閲覧。
{{cite journal}}:ジャーナルを引用するには|journal=(ヘルプ)が必要です - ^ Lawrinenko, Michael; Jing, Dapeng; Banik, Chumki; Laird, David A. (2017). 「アルミニウムと鉄のバイオマス前処理がバイオチャールの陰イオン交換容量に与える影響」。Carbon . 118 :422–30. Bibcode :2017Carbo.118..422L. doi :10.1016/j.carbon.2017.03.056 . 2023年1月29日閲覧。
- ^ Sollins, Phillip; Robertson, G. Philip; Uehara, Goro (1988). 「可変電荷土壌および永久電荷土壌における栄養素の移動性」（PDF） .生物地球化学. 6 (3): 181–99. Bibcode :1988Biogc...6..181S. doi :10.1007/BF02182995. S2CID 4505438 . 2023年1月29日閲覧。
- ^ Sanders, WMH (1964). 「陰イオン交換膜による土壌リン酸の抽出」.ニュージーランド農業研究ジャーナル. 7 (3): 427–31. Bibcode :1964NZJAR...7..427S. doi : 10.1080/00288233.1964.10416423 .
- ^ Lawrinenko, Mike; Laird, David A. (2015). 「バイオ炭の陰イオン交換容量」. Green Chemistry . 17 (9): 4628–36. doi :10.1039/C5GC00828J. S2CID 52972476. 2023年1月29日閲覧。
- ^ Robertson, Bryan. 「淡水水生生物のpH要件」(PDF) 。 2021年5月8日時点のオリジナル(PDF)からアーカイブ。2021年6月6日閲覧。
- ^ チャン、レイモンド編 (2010)。化学 (第12版)。ニューヨーク、ニューヨーク：マグロウヒル。p. 666。ISBN 9780078021510. 2021年6月6日閲覧。
{{cite book}}:|journal=無視されました (ヘルプ) - ^ シングルトン、ピーター L.; エドミーズ、ダグ C.; スマート、RE; ウィーラー、デビッド M. (2001)。「アニオン性粘土を製造するさまざまな方法」。化学科学ジャーナル。113 (5–6): 671–680。doi : 10.1007/ BF02708799。S2CID 97507578 。
- ^ Läuchli, André; Grattan, Steve R. (2012). 「土壌 pH の極端値」 Shabala, Sergey (編)植物ストレス生理学(第 1 版) ウォーリングフォード、イギリス: CAB International pp. 194–209. doi :10.1079/9781845939953.0194. ISBN 978-1845939953. 2021年6月13日閲覧。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、116-117ページ。
- ^ Calmano, Wolfgang; Hong, Jihua; Förstner, Ulrich ( 1993). 「pHと酸化還元電位の影響を受ける汚染堆積物中の重金属の結合と動員」。水科学技術。28 (8–9): 223–235。doi : 10.2166 /wst.1993.0622 。 2021年6月13日閲覧。
- ^ Ren, Xiaoya; Zeng, Guangming; Tang, Lin; Wang, Jingjing; Wan, Jia; Liu, Yani; Yu, Jiangfang; Yi, Huan; Ye, Shujing; Deng, Rui (2018). 「吸着、輸送、生分解：土壌中の残留有機汚染物質の生物学的利用能に関する考察」（PDF）。Science of the Total Environment。 610–611: 1154–1163. Bibcode :2018ScTEn.610.1154R. doi :10.1016/j.scitotenv.2017.08.089. PMID 28847136 。 2021年6月13日閲覧。
- ^ Ponge, Jean-François (2003). 「陸上生態系における腐植質の形成：生物多様性の枠組み」.土壌生物学および生化学. 35 (7): 935–945. Bibcode :2003SBiBi..35..935P. CiteSeerX 10.1.1.467.4937 . doi :10.1016/S0038-0717(03)00149-4. S2CID 44160220. 2021年6月13日閲覧。
- ^ 藤井一道 (2003). 「ボルネオ熱帯林における土壌酸性化と植物および微生物の適応」生態学研究29 ( 3): 371–381. doi : 10.1007/s11284-014-1144-3 .
- ^ Kauppi, Pekka; Kämäri, Juha; Posch, Maximilian; Kauppi, Lea (1986). 「森林土壌の酸性化：ヨーロッパにおける酸性沈着の影響を分析するためのモデル開発と応用」（PDF） .生態学的モデリング. 33 (2–4): 231–253. Bibcode :1986EcMod..33..231K. doi :10.1016/0304-3800(86)90042-6 . 2021年6月13日閲覧。
- ^ Andriesse, Jacobus Pieter (1969). 「サラワク州（マレーシア東部）の熱帯ポドゾルの環境と特性に関する研究」. Geoderma . 2 (3): 201–227. Bibcode :1969Geode...2..201A. doi :10.1016/0016-7061(69)90038-X . 2021年6月13日閲覧。
- ^ Rengasamy, Pichu (2006). 「オーストラリアを中心とした世界の塩性化」Journal of Experimental Botany . 57 (5): 1017–1023. doi : 10.1093/jxb/erj108 . PMID 16510516.
- ^ Arnon, Daniel I.; Johnson, Clarence M. (1942). 「制御された条件下での高等植物の成長に対する水素イオン濃度の影響」.植物生理学. 17 (4): 525–539. doi : 10.1104/pp.17.4.525. PMC 438054. PMID 16653803.
- ^ Chaney, Rufus L.; Brown, John C.; Tiffin, Lee O. (1972). 「大豆による鉄吸収における鉄キレートの必須還元」.植物生理学. 50 (2): 208–213. doi :10.1104/pp.50.2.208. PMC 366111. PMID 16658143 .
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、116-119頁。
- ^ Ahmad, Sagheer; Ghafoor, Abdul; Qadir , Manzoor; Aziz, M. Abbas (2006). 「石膏施用と異なる輪作による石灰質塩性ナトリウム土壌の改善」。国際農業生物学誌。8 (2): 142–46 。 2021年6月13日閲覧。
- ^ McFee, William W.; Kelly, J. Michael; Beck, Robert H. ( 1977). 「酸性降水が土壌 pH と交換サイトの塩基飽和に与える影響」。水、空気、土壌汚染。7 (3): 4014–08。Bibcode : 1977WASP ....7..401M。doi : 10.1007/BF00284134。
- ^ Farina, Martin Patrick W.; Sumner, Malcolm E.; Plank, C. Owen; Letzsch, W. Stephen (1980). 「トウモロコシの石灰必要量の指標としての交換可能アルミニウムとpH」アメリカ土壌科学会誌。44 (5): 1036–1041。Bibcode :1980SSASJ..44.1036F。doi : 10.2136 /sssaj1980.03615995004400050033x 。 2021年6月20日閲覧。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、119-120頁。
- ^ Sposito, Garrison; Skipper, Neal T.; Sutton, Rebecca; Park, Sun-Ho; Soper, Alan K.; Greathouse, Jeffery A. (1999). 「粘土鉱物の表面地球化学」。米国 科学アカデミー紀要。96 (7): 3358–3364。Bibcode : 1999PNAS ... 96.3358S。doi : 10.1073 / pnas.96.7.3358。PMC 34275。PMID 10097044。
- ^ Sparks, Donald L. 「酸性土壌と塩基性土壌：緩衝作用」（PDF）。カリフォルニア州デイビス：カリフォルニア大学デイビス校、土地・大気・水資源部。 2021年6月20日閲覧。
- ^ Ulrich, Bernhard (1983)。「土壌の酸性度と酸性沈着との関係」(PDF) 。Ulrich , Bernhard、Pankrath, Jürgen (編)。森林生態系における大気汚染物質の蓄積の影響(第 1 版) 。オランダ、ドルドレヒト: D. Reidel Publishing Company。pp . 127–146。doi :10.1007/978-94-009-6983-4_10。ISBN 978-94-009-6985-8. 2021年6月21日閲覧。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、120-121頁。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、125ページ。
- ^ ディーン1957年、80ページ。
- ^ ラッセル1957年、123-125頁。
- ^ ab Weil, Ray R.; Brady, Nyle C. (2016). 土壌 の性質と特性（第15版）。アッパーサドルリバー、ニュージャージー：ピアソン。ISBN 978-0133254488. 2023年12月10日時点のオリジナルよりアーカイブ。2023年12月10日閲覧。
- ^ Van der Ploeg, Rienk R.; Böhm, Wolfgang; Kirkham, Mary Beth (1999). 「植物のミネラル栄養理論の起源と最小値の法則について」. Soil Science Society of America Journal . 63 (5): 1055–1062. Bibcode :1999SSASJ..63.1055V. CiteSeerX 10.1.1.475.7392 . doi : 10.2136/sssaj1999.6351055x .
- ^ Knecht, Magnus F.; Göransson, Anders (2004). 「陸生植物は同様の割合で栄養素を必要とする」。Tree Physiology . 24 (4): 447–460. doi : 10.1093/treephys/24.4.447 . PMID 14757584.
- ^ ディーン1957年、80-81頁。
- ^ ab Roy, RN; Finck, Arnold; Blair, Graeme J.; Tandon, Hari Lal Singh (2006). 「土壌の肥沃度と作物の生産」(PDF)。食糧安全保障のための植物栄養: 総合栄養管理ガイド。 ローマ、イタリア:国連食糧農業機関。 pp. 43–90。ISBN 978-92-5-105490-1. 2023年12月17日閲覧。
- ^ Parfitt, Roger L.; Giltrap, Donna J.; Whitton, Joe S. (1995). 「土壌の陽イオン交換容量に対する有機物と粘土鉱物の寄与」. Communications in Soil Science and Plant Analysis . 26 (9–10): 1343–55. Bibcode :1995CSSPA..26.1343P. doi :10.1080/00103629509369376 . 2023年12月17日閲覧。
- ^ Hajnos, Mieczyslaw; Jozefaciuk, Grzegorz; Sokołowska, Zofia; Greiffenhagen, Andreas; Wessolek, Gerd (2003). 「砂質森林腐植層の水分貯蔵、表面、構造特性」. Journal of Plant Nutrition and Soil Science . 166 (5): 625–34. Bibcode :2003JPNSS.166..625H. doi :10.1002/jpln.200321161 . 2023年12月17日閲覧。
- ^ ドナヒュー、ミラー、シックルナ 1977年、123-131頁。
- ^ Pimentel, David; Harvey, Celia; Resosudarmo, Pradnja; Sinclair, K.; Kurz, D.; McNair, M.; Crist, S.; Shpritz, L.; 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) 。 2021年7月4日閲覧。
- ^ Schnürer, Johan; Clarholm, Marianne; Rosswall, Thomas (1985). 「異なる有機物含有量を持つ農業土壌における微生物バイオマスと活性」. 土壌生物学および生化学. 17 (5): 611–618. Bibcode :1985SBiBi..17..611S. doi :10.1016/0038-0717(85)90036-7 . 2021年7月4日閲覧。
- ^ Sparling, Graham P. (1992). 「土壌有機物の変化の敏感な指標としての微生物バイオマス炭素と土壌有機炭素の比率」オーストラリア土壌研究ジャーナル。30 (2): 195–207。doi :10.1071/SR9920195 。 2021年7月4日閲覧。
- ^ Varadachari, Chandrika; Ghosh, Kunal (1984). 「腐植形成について」.植物と土壌. 77 (2): 305–313. Bibcode :1984PlSoi..77..305V. doi : 10.1007/BF02182933 . S2CID 45102095.
- ^ Prescott, Cindy E. (2010). 「落葉の分解：何がそれを制御し、どのように変えれば森林土壌にもっと多くの炭素を隔離できるか？」Biogeochemistry . 101 (1): 133–q49. Bibcode :2010Biogc.101..133P. doi : 10.1007/s10533-010-9439-0 . S2CID 93834812.
- ^ Lehmann, Johannes; Kleber, Markus (2015). 「土壌有機物の論争的な性質」（PDF） . Nature . 528 (7580): 60–68. Bibcode :2015Natur.528...60L. doi :10.1038/nature16069. PMID 26595271. S2CID 205246638 . 2021年7月4日閲覧。
- ^ ab Piccolo, Alessandro (2002). 「腐植質の超分子構造：腐植化学に関する新たな理解と土壌科学への影響」。Advances in Agronomy . 75 : 57–134. doi :10.1016/S0065-2113(02)75003-7. ISBN 9780120007936. 2021年7月4日閲覧。
- ^ Scheu, Stefan (2002). 「土壌食物網：構造と展望」. European Journal of Soil Biology . 38 (1): 11–20. Bibcode :2002EJSB...38...11S. doi :10.1016/S1164-5563(01)01117-7 . 2021年7月4日閲覧。
- ^ ab Foth, Henry D. (1984). 土壌科学の基礎(PDF) (第8版). ニューヨーク、ニューヨーク: Wiley. p. 139. ISBN 978-0471522799. 2020年11月12日時点のオリジナル（PDF）よりアーカイブ。2021年7月4日閲覧。
- ^ abc Ponge, Jean-François (2003). 「陸生生態系における腐植質の形成：生物多様性の枠組み」.土壌生物学および生化学. 35 (7): 935–945. Bibcode :2003SBiBi..35..935P. CiteSeerX 10.1.1.467.4937 . doi :10.1016/S0038-0717(03)00149-4. S2CID 44160220. 2016年1月29日時点のオリジナルよりアーカイブ。
- ^ ペティット、ロバートE.「有機物、腐植、フミン酸、フミン酸、フルボ酸、フミン：土壌の肥沃度と植物の健康における重要性」（PDF） 。 2021年7月11日閲覧。
- ^ Ji, Rong; Kappler, Andreas; Brune, Andreas (2000). 「土壌摂食シロアリによる合成14 C標識腐植モデル化合物の変換とミネラル化」.土壌生物学および生化学. 32 (8–9): 1281–1291. CiteSeerX 10.1.1.476.9400 . doi :10.1016/S0038-0717(00)00046-8.
- ^ Drever, James I.; Vance, George F. (1994). 「鉱物の風化プロセスにおける土壌有機酸の役割」(PDF)。Pittman, Edward D.; Lewan, Michael D. (編)。地質プロセスにおける有機酸。ベルリン、ドイツ: Springer。pp . 138–161。doi : 10.1007 / 978-3-642-78356-2_6。ISBN 978-3-642-78356-2. 2021年7月11日閲覧。
- ^ ab Piccolo, Alessandro (1996). 「腐植と土壌保全」。Piccolo, Alessandro (編)。陸生生態系における腐植質。アムステルダム、オランダ：Elsevier。pp . 225–264。doi :10.1016/ B978-044481516-3 / 50006-2。ISBN 978-0-444-81516-3. 2021年7月11日閲覧。
- ^ Varadachari, Chandrika; Ghosh, Kunal (1984). 「腐植土形成について」.植物と土壌. 77 (2): 305–313. Bibcode :1984PlSoi..77..305V. doi :10.1007/BF02182933. S2CID 45102095. 2021年7月11日閲覧。
- ^ Mendonça , Eduardo S.; Rowell, David L. (1996). 「2つのオキシソルのミネラルと有機分画と有効陽イオン交換容量への影響」。米国土壌科学会誌。60 (6): 1888–1892。Bibcode :1996SSASJ..60.1888M。doi : 10.2136 /sssaj1996.03615995006000060038x 。 2021年7月11日閲覧。
- ^ Heck, Tobias; Faccio, Greta; Richter, Michael; Thöny-Meyer, Linda (2013). 「酵素触媒タンパク質架橋」.応用微生物学およびバイオテクノロジー. 97 (2): 461–475. doi :10.1007/s00253-012-4569-z. PMC 3546294. PMID 23179622. 2021年7月11日閲覧。
- ^ Lynch, DL; Lynch, CC (1958). 「タンパク質–リグニン複合体、リグニン、フミン酸の微生物攻撃に対する耐性」(PDF) . Nature . 181 (4621): 1478–1479. Bibcode :1958Natur.181.1478L. doi :10.1038/1811478a0. PMID 13552710. S2CID 4193782 . 2021年7月11日閲覧。
- ^ Dawson, Lorna A.; Hillier, Stephen (2010). 「法医学的応用のための土壌特性の測定」（PDF） .表面および界面分析. 42 (5): 363–377. doi :10.1002/sia.3315. S2CID 54213404. 2021年5月8日時点の オリジナル（PDF）からアーカイブ。2021年7月18日閲覧。
- ^ Manjaiah, KM; Kumar, Sarvendra; Sachdev, MS; Sachdev, P.; Datta, SC (2010). 「粘土–有機複合体の研究」. Current Science . 98 (7): 915–921 . 2021年7月18日閲覧。
- ^ Theng, Benny KG (1982). 「粘土ポリマー相互作用：概要と展望」.粘土と粘土鉱物. 30 (1): 1–10. Bibcode :1982CCM....30....1T. CiteSeerX 10.1.1.608.2942 . doi :10.1346/CCMN.1982.0300101. S2CID 98176725.
- ^ Tietjen, Todd; Wetzel, Robert G. (2003). 「細胞外酵素-粘土鉱物複合体：酵素吸着、酵素活性の変化、光分解からの保護」（PDF） .水生生態学. 37 (4): 331–339. Bibcode :2003AqEco..37..331T. doi :10.1023/B:AECO.0000007044.52801.6b. S2CID 6930871 . 2021年7月18日閲覧。
- ^ Tahir, Shermeen; Marschner, Petra (2017). 「砂質土への粘土添加：C/N比の異なる残留物を添加した砂質土における粘土の種類と大きさによる栄養利用能への影響」Pedosphere . 27 (2): 293–305. Bibcode :2017Pedos..27..293T. doi :10.1016/S1002-0160(17)60317-5 . 2021年7月18日閲覧。
- ^ Melero, Sebastiana; Madejón, Engracia; Ruiz, Juan Carlos; Herencia, Juan Francisco (2007). 「有機肥料による乾燥地農業システム下の粘土質土壌の化学的・生化学的特性への影響」. European Journal of Agronomy . 26 (3): 327–334. Bibcode :2007EuJAg..26..327M. doi :10.1016/j.eja.2006.11.004 . 2021年7月18日閲覧。
- ^ Joanisse, Gilles D.; Bradley, Robert L.; Preston, Caroline M.; Bending, Gary D. (2009). 「土壌窒素をタンニン–タンパク質複合体として隔離すると、ヒツジローレル (Kalmia angustifolia) のクロトウヒ (Picea mariana) に対する競争力が向上する可能性がある」。New Phytologist . 181 (1): 187–198. doi : 10.1111/j.1469-8137.2008.02622.x . PMID 18811620.
- ^ Fierer, Noah; Schimel, Joshua P.; Cates, Rex G.; Zou, Jiping (2001). 「アラスカのタイガ氾濫原土壌におけるバルサムポプラタンニン画分の炭素および窒素動態への影響」.土壌生物学および生化学. 33 (12–13): 1827–1839. Bibcode :2001SBiBi..33.1827F. doi :10.1016/S0038-0717(01)00111-0 . 2021年7月18日閲覧。
- ^ Peng, Xinhua; Horn, Rainer (2007). 「いくつかの有機質および無機質土壌の異方性収縮および膨張」. European Journal of Soil Science . 58 (1): 98–107. Bibcode :2007EuJSS..58...98P. doi : 10.1111/j.1365-2389.2006.00808.x .
- ^ Wang, Yang; Amundson, Ronald; Trumbmore, Susan (1996). 「土壌有機物の放射性炭素年代測定」(PDF) .第四紀研究. 45 (3): 282–288. Bibcode :1996QuRes..45..282W. doi :10.1006/qres.1996.0029. S2CID 73640995 . 2021年7月18日閲覧。
- ^ Brodowski, Sonja; Amelung, Wulf; Haumaier, Ludwig; Zech, Wolfgang (2007). 「ドイツの耕作可能な土壌における安定した腐植へのブラックカーボンの寄与」. Geoderma . 139 (1–2): 220–228. Bibcode :2007Geode.139..220B. doi :10.1016/j.geoderma.2007.02.004 . 2021年7月18日閲覧。
- ^ クリスクオーリ、アイリーン;アルベルティ、ジョルジョ。バロンティ、シルビア。ファヴィッリ、フィリッポ。マルティネス、クリスティーナ。カルツォラーリ、コスタンツァ。プスセドゥ、エマヌエラ。ランペル、コーネリア。ヴィオラ、ロベルト。フランコ・ミリリエッタ (2014)。 「100年規模の炭の土壌への取り込み後の炭素隔離と肥沃度」。プロスワン。9 (3): e91114。Bibcode :2014PLoSO...991114C。土井：10.1371/journal.pone.0091114。PMC 3948733。PMID 24614647。
- ^ Kim, Dong Jim; Vargas, Rodrigo; Bond-Lamberty, Ben; Turetsky, Merritt R. (2012). 「土壌の再湿潤と解凍が土壌ガスフラックスに及ぼす影響：現在の文献のレビューと将来の研究への提案」。Biogeosciences . 9 (7): 2459–2483. Bibcode :2012BGeo....9.2459K. doi : 10.5194/bg-9-2459-2012 . 2021年10月3日閲覧。
- ^ Wagai, Rota; Mayer, Lawrence M.; Kitayama, Kanehiro; Knicker, Heike (2008). 「気候と親物質による表土の有機物貯蔵の制御：3つのプール、密度分離アプローチ」Geoderma . 147 (1–2): 23–33. Bibcode :2008Geode.147...23W. doi :10.1016/j.geoderma.2008.07.010. hdl : 10261/82461 . 2021年7月25日閲覧。
- ^ Minayeva, Tatiana Y.; Trofimov, Sergey Ya.; Chichagova, Olga A.; Dorofeyeva, EI; Sirin, Andrey A.; Glushkov, Igor V.; Mikhailov, ND; Kromer, Bernd (2008). 「完新世における南ヴァルダイの森林および湿原生態系の土壌における炭素蓄積」。生物学速報。35 (5): 524–532。Bibcode :2008BioBu..35..524M。doi : 10.1134 /S1062359008050142。S2CID 40927739。2021年 7月25日閲覧。
- ^ Vitousek, Peter M.; Sanford, Robert L. (1986). 「湿潤熱帯林における栄養循環」. Annual Review of Ecology and Systematics . 17 : 137–167. doi :10.1146/annurev.es.17.110186.001033. S2CID 55212899. 2021年7月25日閲覧。
- ^ Rumpel, Cornelia; Chaplot, Vincent; Planchon, Olivier; Bernadou, J.; Valentin, Christian; Mariotti, André (2006). 「焼畑農業による急斜面の黒色炭素の選択的侵食」Catena . 65 (1): 30–40. Bibcode :2006Caten..65...30R. doi :10.1016/j.catena.2005.09.005 . 2021年7月25日閲覧。
- ^ ab Paul, Eldor A.; Paustian, Keith H.; Elliott, ET; Cole, C. Vernon (1997).温帯農業生態系における土壌有機物: 北米における長期実験。フロリダ州ボカラトン: CRC Press。p . 80。ISBN 978-0-8493-2802-2。
- ^ “Horizons”. Soils of Canada . 2019年9月22日時点のオリジナルよりアーカイブ。2021年8月1日閲覧。
- ^ ジャン・フルーズ;プラハ、カレル。ピズル、ヴァーツラフ。ハネル、ラディスラフ。スタリー、ヨーゼフ。タヨフスキー、カレル。マテルナ、ジャン。バリク、ウラジミール。カルチク、イジー。ジェフンコヴァ、クララ (2008)。 「採掘後の現場での自然遷移中の土壌開発、植生、土壌動物相の間の相互作用」。欧州土壌生物学ジャーナル。44 (1): 109-121。Bibcode :2008EJSB...44..109F。土井：10.1016/j.ejsobi.2007.09.002 。2021 年8 月 1 日に取得。
- ^ Kabala, Cezary; Zapart, Justyna (2012). 「急速に後退するヴェレンショルド氷河、南西スピッツベルゲン島、スヴァールバル諸島のモレーンにおける初期の土壌発達と炭素蓄積」Geoderma . 175–176: 9–20. Bibcode :2012Geode.175....9K. doi :10.1016/j.geoderma.2012.01.025 . 2021年8月1日閲覧。
- ^ Ugolini, Fiorenzo C.; Dahlgren, Randy A. (2002). 「火山灰中の土壌発達」(PDF) .地球環境研究. 6 (2): 69–81 . 2021年8月1日閲覧。
- ^ 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): 155–172. Bibcode :1998Caten..32..155H. doi :10.1016/S0341-8162(98)00053-8 . 2021年8月1日閲覧。
- ^ De Alba, Saturnio; Lindstrom, Michael; Schumacher, Thomas E.; Malo, Douglas D. (2004). 「耕起による土壌再分配による土壌景観の進化：農業景観における土壌カテナの進化に関する新しい概念モデル」. Catena . 58 (1): 77–100. Bibcode :2004Caten..58...77D. doi :10.1016/j.catena.2003.12.004 . 2021年8月1日閲覧。
- ^ Phillips, Jonathan D.; Marion, Daniel A. (2004). 「森林土壌発達における土壌学的記憶」(PDF) .森林生態学と管理. 188 (1): 363–380. Bibcode :2004ForEM.188..363P. doi :10.1016/j.foreco.2003.08.007 . 2021年8月1日閲覧。
- ^ ミッチェル、エドワードAD;ファン・デル・クナープ、ウィレム・O.ヴァン・ルーウェン、ジャクリーン FN。アレクサンドル・バトラー。ワーナー、バリー G.ゴバ、ジャン＝ミッシェル (2001)。 「花粉、植物の巨大化石、およびテステートアメーバ（原生動物）に基づくプラーツ・ロデ湿原（スイス・ジュラ州）の古生態学史」。完新世。11 (1): 65-80。Bibcode :2001Holoc..11...65M。土井：10.1191/095968301671777798。S2CID 131032169 。2021 年8 月 1 日に取得。
- ^ クリストファー・カルカイエ (2001)。 「木炭のAMS 14C年代測定による土壌粒子の再加工証拠」。Comptes Rendus de l'Académie des Sciences、Série IIA。332 (1): 21–28。ビブコード:2001CRASE.332...21C。土井：10.1016/S1251-8050(00)01485-3 。2021 年8 月 1 日に取得。
- ^ Retallack, Gregory J. (1991). 「埋没変質と古代土壌形成の影響を解明する」Annual Review of Earth and Planetary Sciences . 19 (1): 183–206. Bibcode :1991AREPS..19..183R. doi :10.1146/annurev.ea.19.050191.001151 . 2021年8月1日閲覧。
- ^ Bakker, Martha M.; Govers, Gerard; Jones, Robert A.; Rounsevell, Mark DA (2007). 「土壌侵食がヨーロッパの作物収量に与える影響」.エコシステム. 10 (7): 1209–1219. Bibcode :2007Ecosy..10.1209B. doi : 10.1007/s10021-007-9090-3 .
- ^ Uselman, Shauna M.; Qualls, Robert G.; Lilienfein, Juliane (2007). 「土壌を通した溶存有機炭素の浸出に対する根と葉のリターの寄与」。米国土壌科学会誌。71 (5): 1555–1563。Bibcode :2007SSASJ..71.1555U。doi :10.2136/sssaj2006.0386 。 2021年8月8日閲覧。
- ^ シュルツ、ステファニー;ロバート・ブランカチク。ドゥミッヒ、アレクサンダー。ケーゲル・ナブナー、イングリッド。シュローター、ミシェ。ゼイヤー、ヨーゼフ (2013)。 「土壌形成のための生態系発達のさまざまな段階における微生物の役割」。生物地球科学。10 (6): 3983–3996。Bibcode :2013BGeo...10.3983S。土井：10.5194/bg-10-3983-2013。
- ^ Gillet, Servane; Ponge, Jean-François (2002). 「土壌中の腐植質と金属汚染」. European Journal of Soil Science . 53 (4): 529–539. Bibcode :2002EuJSS..53..529G. doi :10.1046/j.1365-2389.2002.00479.x. S2CID 94900982. 2021年8月8日閲覧。
- ^ Bardy, Marion; Fritsch, Emmanuel; Derenne, Sylvie; Allard, Thierry; do Nascimento, Nadia Régina; Bueno, Guilherme (2008). 「アマゾン川上流域の水浸しのポドゾルにおける有機物の微細形態と分光特性」Geoderma . 145 (3): 222–230. Bibcode :2008Geode.145..222B. CiteSeerX 10.1.1.455.4179 . doi :10.1016/j.geoderma.2008.03.008.
- ^ Dokuchaev, Vasily Vasilyevich (1967). 「ロシアのチェルノーゼム」 エルサレム、イスラエル：イスラエル科学翻訳プログラム。 2021年8月15日閲覧。
- ^ IUSSワーキンググループWRB（2022）。「世界土壌資源参照ベース、第4版」IUSS、ウィーン。
- ^ サンボ、パオロ;ニコレット、カルロ。ジロ、アンドレア。ぴー、あなた。ヴァレンティヌッツィ、ファビオ。ミンモ、タンジャ。ルグリ、パオロ。オルゼス、グイド。マゼット、ファブリツィオ。アストルフィ、ステファニア。テルツァーノ、ロベルト。チェスコ、ステファノ（2019）。 「土壌のない生産システムのための水耕栽培ソリューション: スマート農業の観点からの課題と機会」。植物科学のフロンティア。10 (123): 923.土井: 10.3389/fpls.2019.00923。PMC 6668597。PMID 31396245。
- ^ Leake, Simon; Haege, Elke (2014).景観開発のための土壌：選択、仕様、検証。オーストラリア、ビクトリア州クレイトン：CSIRO Publishing。ISBN 978-0643109650。
- ^ Pan, Xian-Zhang; Zhao, Qi-Guo (2007). 「1949年から2000年までの中国宜興市における都市化プロセスと水田土壌損失の測定」(PDF) . Catena . 69 (1): 65–73. Bibcode :2007Caten..69...65P. doi :10.1016/j.catena.2006.04.016 . 2021年8月15日閲覧。
- ^ Kopittke, Peter M.; Menzies, Neal W.; Wang, Peng; McKenna, Brigid A.; Lombi, Enzo (2019). 「土壌と世界の食糧安全保障のための農業の強化」. Environment International . 132 : 105078. Bibcode :2019EnInt.13205078K. doi : 10.1016/j.envint.2019.105078 . ISSN 0160-4120. PMID 31400601.
- ^ Stürck, Julia; Poortinga, Ate; Verburg, Peter H. (2014). 「生態系サービスのマッピング：ヨーロッパにおける洪水調節サービスの需要と供給」（PDF） . Ecological Indicators . 38 : 198–211. Bibcode :2014EcInd..38..198S. doi :10.1016/j.ecolind.2013.11.010. 2021年8月14日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。 2021年8月15日閲覧。
- ^ Van Cuyk, Sheila; Siegrist, Robert; Logan, Andrew; Masson, Sarah; Fischer, Elizabeth; Figueroa, Linda (2001). 「土壌浸透システムにおける廃水処理中の水理学的および浄化作用とその相互作用」。水 研究。35 ( 4): 953–964。B ibcode :2001WatRe..35..953V。doi :10.1016/S0043-1354(00)00349-3。PMID 11235891。2021年8月15日閲覧。
- ^ ジェフリー、サイモン;ガルディ、チロ。アーウィン、ジョーンズ (2010)。土壌生物多様性に関するヨーロッパのアトラス。ルクセンブルク、ルクセンブルク: 欧州連合出版局。土井：10.2788/94222。ISBN 978-92-79-15806-3. 2021年8月15日閲覧。
- ^ De Deyn, Gerlinde B.; Van der Putten, Wim H. (2005). 「地上と地下の多様性のつながり」. Trends in Ecology and Evolution . 20 (11): 625–633. doi :10.1016/j.tree.2005.08.009. PMID 16701446. 2021年8月15日閲覧。
- ^ Hansen, James; Sato, Makiko; Kharecha, Pushker; Beerling, David; Berner, Robert; Masson-Delmotte, Valerie; Pagani, Mark; Raymo, Maureen; Royer, Dana L.; Zachos, James C. (2008). 「大気中のCO2目標値：人類はどこを目指すべきか？」(PDF) . Open Atmospheric Science Journal . 2 (1): 217–231. arXiv : 0804.1126 . Bibcode :2008OASJ....2..217H. doi : 10.2174/1874282300802010217 . S2CID 14890013 . 2021年8月22日閲覧。
- ^ Lal, Rattan (2004年6月11日). 「土壌炭素隔離が地球規模の気候変動と食糧安全保障に与える影響」(PDF) . Science . 304 (5677): 1623–1627. Bibcode :2004Sci...304.1623L. doi :10.1126/science.1097396. PMID 15192216. S2CID 8574723. 2021年8月22日閲覧。
- ^ Blakeslee, Thomas (2010年2月24日). 「Greening deserts for carbon credits」. フロリダ州オーランド：Renewable Energy World . 2012年11月1日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2021年8月22日閲覧。
- ^ Mondini, Claudio; Contin, Marco; Leita, Liviana; De Nobili, Maria (2002). 「土壌と堆肥における空気乾燥と再湿潤に対する微生物バイオマスの反応」Geoderma . 105 (1–2): 111–124. Bibcode :2002Geode.105..111M. doi :10.1016/S0016-7061(01)00095-7 . 2021年8月22日閲覧。
- ^ 「泥炭地と農業」。ストーンリー、イギリス：イングランド・ウェールズ全国農業組合。2020年7月6日。 2021年8月22日閲覧。[永久リンク切れ ]
- ^ van Winden, Julia F.; Reichart, Gert-Jan; McNamara, Niall P.; Benthien, Albert; Sinninghe Damste, Jaap S. (2012). 「気温による泥炭地からのメタン放出量の増加：メソコズム実験」. PLoS ONE . 7 (6): e39614. Bibcode :2012PLoSO...739614V. doi : 10.1371/journal.pone.0039614 . PMC 3387254. PMID 22768100 .
- ^ 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): 165–173. Bibcode :2006Natur.440..165D. doi : 10.1038/nature04514 . PMID 16525463. S2CID 4404915.
- ^ Abrahams, Pter W. (1997). 「ウガンダにおける土壌食（土壌消費）と鉄補給」.熱帯医学および国際保健. 2 (7): 617–623. doi : 10.1046/j.1365-3156.1997.d01-348.x . PMID 9270729. S2CID 19647911.
- ^ セッツ、エレオノール・ズルナラ・フレイレ;エンツヴァイラー、ジャシンタ。ソルフェリーニ、ベラ・ニサカ。アメンドラ、モニカ・ピメンタ。ベルトン、ロナウド・セベリアーノ (1999) 「中央アマゾンのゴールデンフェイスサキザル（Pithecia pithecia chrysocephala）の地食」。動物学ジャーナル。247 (1): 91–103。土井：10.1111/j.1469-7998.1999.tb00196.x 。2021 年8 月 22 日に取得。
- ^ Kohne, John Maximilian; Koehne, Sigrid; Simunek, Jirka (2009). 「構造化土壌へのモデル適用のレビュー：a）水の流れとトレーサー輸送」（PDF） . Journal of Contaminant Hydrology . 104（1–4）：4–35。Bibcode ：2009JCHyd.104....4K。CiteSeerX 10.1.1.468.9149 . doi ： 10.1016 /j.jconhyd.2008.10.002。PMID 19012994。 2017年11月7日時点のオリジナルより アーカイブ（PDF）。2021年8月22日閲覧。
- ^ Diplock, Elizabeth E.; Mardlin, Dave P.; Killham, Kenneth S.; Paton, Graeme Iain (2009). 「炭化水素のバイオレメディエーションの予測：実験室から現場規模まで」. Environmental Pollution . 157 (6): 1831–1840. Bibcode :2009EPoll.157.1831D. doi :10.1016/j.envpol.2009.01.022. PMID 19232804. 2021年8月22日閲覧。
- ^ Moeckel, Claudia; Nizzetto, Luca; Di Guardo, Antonio; Steinnes, Eiliv; Freppaz, Michele; Filippa, Gianluca; Camporini, Paolo; Benner, Jessica; Jones, Kevin C. (2008). 「北方および山地土壌プロファイルにおける残留有機汚染物質：分布、プロセスの証拠、および地球規模の循環への影響」.環境科学技術. 42 (22): 8374–8380. Bibcode :2008EnST...42.8374M. doi :10.1021/es801703k. hdl : 11383/8693 . PMID 19068820. 2021年8月22日閲覧。
- ^ Rezaei, Khalil; Guest, Bernard; Friedrich, Anke; Fayazi, Farajollah; Nakhaei, Mohamad; Aghda, Seyed Mahmoud Fatemi; Beitollahi, Ali (2009). 「2003年12月26日イラン南東部バム地域の地震（M (s)=6.6）における被害分布の要因としての土壌および堆積物の品質と組成」。Journal of Soils and Sediments . 9 (1): 23–32. Bibcode :2009JSoSe...9...23R. doi :10.1007/s11368-008-0046-9. S2CID 129416733 . 2021年8月22日閲覧。
- ^ Johnson, Dan L.; Ambrose, Stanley H.; Bassett, Thomas J.; Bowen, Merle L.; Crummey, Donald E.; Isaacson, John S.; Johnson, David N.; Lamb, Peter; Saul, Mahir; Winter-Nelson, Alex E. (1997). 「環境用語の意味」. Journal of Environmental Quality . 26 (3): 581–589. Bibcode :1997JEnvQ..26..581J. doi :10.2134/jeq1997.00472425002600030002x . 2021年8月29日閲覧。
- ^ Oldeman, L. Roel (1993). 「土壌劣化の世界的範囲」。ISRIC隔年報告書 1991–1992。オランダ、ワーゲニンゲン：国際土壌参照情報センター（ISRIC）。pp. 19–36 。2021年8月29日閲覧。
- ^ Sumner, Malcolm E.; Noble, Andrew D. (2003). 「土壌酸性化：世界の物語」（PDF）。Rengel, Zdenko（編）著。土壌酸性度ハンドブック。ニューヨーク、ニューヨーク、米国：Marcel Dekker。pp . 1–28。 2021年8月14日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。 2021年8月29日閲覧。
- ^ Karam, Jean; Nicell, James A. (1997). 「廃棄物処理における酵素の潜在的応用」. Journal of Chemical Technology & Biotechnology . 69 (2): 141–153. Bibcode :1997JCTB...69..141K. doi :10.1002/(SICI)1097-4660(199706)69:2<141::AID-JCTB694>3.0.CO;2-U . 2021年9月5日閲覧。
- ^ Sheng, Guangyao; Johnston, Cliff T.; Teppen, Brian J.; Boyd, Stephen A. (2001). 「土壌中の農薬残留に対するスメクタイト粘土と有機物の潜在的寄与」. Journal of Agricultural and Food Chemistry . 49 (6): 2899–2907. doi :10.1021/jf001485d. PMID 11409985. 2021年9月5日閲覧。
- ^ Sprague, Lori A.; Herman, Janet S.; Hornberger, George M.; Mills, Aaron L. (2000). 「不飽和帯を通したアトラジンの吸着とコロイド促進輸送」（PDF） . Journal of Environmental Quality . 29 (5): 1632–1641. Bibcode :2000JEnvQ..29.1632S. doi :10.2134/jeq2000.00472425002900050034x. 2021年8月14日時点のオリジナル（PDF）よりアーカイブ。 2021年9月5日閲覧。
- ^ バラビオ、クリスティアーノ;パナゴス、パノス。ルガト、エマヌエーレ。ファン、ジェンハウ。オルジャッツィ、アルベルト。ジョーンズ、アーウィン。フェルナンデス・ウガルデ、オイハネ。ボレッリ、パスクアーレ。ルカ、モンタナレラ（2018年9月15日）。 「ヨーロッパの表土における銅の分布: LUCAS 土壌調査に基づく評価」。トータル環境の科学。636 : 282–298。Bibcode :2018ScTEn.636..282B。土井：10.1016/j.scitotenv.2018.04.268。ISSN 0048-9697。PMID 29709848。
- ^ ab 環境、国連（2021年10月21日）。「プラスチックで溺れる - 海洋ごみとプラスチック廃棄物の重要なグラフィックス」。UNEP - 国連環境計画。2022年3月23日閲覧。
- ^ Le Houérou, Henry N. (1996). 「気候変動、干ばつ、砂漠化」（PDF） . Journal of Arid Environments . 34 (2): 133–185. Bibcode :1996JArEn..34..133L. doi :10.1006/jare.1996.0099 . 2021年9月5日閲覧。
- ^ リュー、ヤンリー;シー、ペイジュン。ハン、グオイ。劉、蓮佑。郭、蘭蘭。胡、夏。張国明（2020）。 「中国における砂漠化対策の実践」。持続可能性。12 (8): 3258.土井: 10.3390/su12083258。ISSN 2071-1050。
- ^ ケフィ、ソニア;マックス・リートケルク。アラドス、コンセプシオン L.プエヨ、ヨランダ。パパナスタシス、ヴァシリオス P.エル・アイチ、アハメド。デ・ルイター、ピーター C. (2007)。 「地中海の乾燥生態系における空間植生パターンと差し迫った砂漠化」。自然。449 (7159): 213–217。Bibcode :2007Natur.449..213K。土井：10.1038/nature06111. hdl :1874/25682。PMID 17851524。S2CID 4411922 。 2021 年9 月 5 日に取得。
- ^ Wang, Xunming; Yang, Yi; Dong, Zhibao; Zhang, Caixia (2009). 「21世紀の地球温暖化に対する中国における砂丘活動と砂漠化の対応」。地球および惑星の変化。67 (3–4): 167–185。Bibcode :2009GPC....67..167W。doi : 10.1016/j.gloplacha.2009.02.004 。2021年9月5日閲覧。
- ^ Yang, Dawen; Kanae, Shinjiro; Oki, Taikan; Koike, Toshio; Musiake, Katumi (2003). 「土地利用と気候変動に関連した地球規模の潜在的土壌侵食」(PDF) . Hydrological Processes . 17 (14): 2913–28. Bibcode :2003HyPr...17.2913Y. doi :10.1002/hyp.1441. S2CID 12935538 7. 2021年8月18日時点の オリジナル(PDF)からアーカイブ。 2021年9月5日閲覧。
- ^ Sheng, Jian-an; Liao, An-zhong (1997). 「中国南部の侵食制御」. Catena . 29 (2): 211–221. Bibcode :1997Caten..29..211S. doi :10.1016/S0341-8162(96)00057-4. ISSN 0341-8162 . 2021年9月5日閲覧。
- ^ Ran, Lishan; Lu, Xi Xi; Xin, Zhongbao (2014). 「中国黄河流域における侵食による大規模な有機炭素の埋没と炭素排出」(PDF) . Biogeosciences . 11 (4): 945–959. Bibcode :2014BGeo...11..945R. doi : 10.5194/bg-11-945-2014 . hdl : 10722/228184 . 2021年9月5日閲覧。
- ^ Verachtert, Els; Van den Eeckhaut, Miet; Poesen, Jean; Deckers, Jozef (2010). 「レス由来土壌における土壌パイプ侵食の空間分布を制御する要因：ベルギー中部の事例研究」.地形学. 118 (3): 339–348. Bibcode :2010Geomo.118..339V. doi :10.1016/j.geomorph.2010.02.001 . 2021年9月5日閲覧。
- ^ Jones, Anthony (1976). 「土壌配管と河川水路の開始」.水資源研究. 7 (3): 602–610. Bibcode :1971WRR.....7..602J. doi :10.1029/WR007i003p00602. 2021年9月5日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2021年9月5日閲覧。
- ^ Dooley, Alan (2006 年 6 月)。「Sandboils 101: Corps has experience dealing with common Flood danger」。エンジニア アップデート。米国陸軍工兵隊。2008 年 4 月 18 日時点のオリジナルよりアーカイブ。
- ^ Oosterbaan, Roland J. (1988). 「灌漑プロジェクトの有効性と社会的/環境的影響: 批判的レビュー」(PDF)。国際土地再生・改善研究所 (ILRI) の年次報告書。ワーゲニンゲン、オランダ。pp. 18–34。2009年2月19日時点のオリジナルからアーカイブ(PDF) 。 2021年9月5日閲覧。
- ^ 排水マニュアル：灌漑地の排水のための植物、土壌、水の関係を統合するためのガイド（PDF）。ワシントンDC：米国内務省、開拓局。1993年。ISBN 978-0-16-061623-5. 2021年9月5日閲覧。
- ^ Oosterbaan, Roland J. 「Waterlogging, soil salinity, field irrigation, plant growth, subsurface delineage, groundwater modelling, surface runoff, land reclamation, and other crop production and water management aspects」。2010年8月16日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2021年9月5日閲覧。
- ^ Stuart, Alexander M.; Pame, Anny Ruth P.; Vithoonjit, Duangporn; Viriyangkura, Ladda; Pithuncharurnlap, Julmanee; Meesang, Nisa; Suksiri, Prarthana; Singleton, Grant R.; Lampayan, Rubenito M. (2018). 「ベストマネジメントプラクティスの適用により、タイ中部平原の稲作の収益性と持続可能性が向上」. Field Crops Research . 220 :78–87. Bibcode :2018FCrRe.220...78S. doi :10.1016/j.fcr.2017.02.005 . 2021年9月12日閲覧。
- ^ フランシス・ターケルブーム;ポーゼン、ジーン。オーラー、イルゼ。ヴァン・キーア、コーエン。オンプラサート、ソムチャイ;ヴラサック、カレル (1997)。 「タイ北部の急斜面における耕作浸食速度の評価」。カテナ。29 (1): 29-44。Bibcode :1997Caten..29...29T。土井：10.1016/S0341-8162(96)00063-X 。2021 年9 月 12 日に取得。
- ^ Saleth, Rathinasamy Maria; Inocencio, Arlene; Noble, Andrew; Ruaysoongnern, Sawaeng (2009). 「粘土施用による土壌肥沃度と保水力向上の経済的利益：タイ北東部における土壌修復研究の影響」(PDF) . Journal of Development Effectiveness . 1 (3): 336–352. doi :10.1080/19439340903105022. S2CID 18049595 . 2021年9月12日閲覧。
- ^ セマルル、オネスムス;マグンダ、マティアス。ムビル、ドレイク N. (2015)。 「Ca-ベントナイトの利用による干ばつ被害地域の砂質土壌の改善」。ウガンダ農業科学ジャーナル。16 (2): 195–205。ドイ: 10.4314/ujas.v16i2.5 。2021 年9 月 12 日に取得。
- ^ 国際水管理研究所(2010). 「タイにおける土壌の改善と収穫量の増加」(PDF) .成功事例(2). doi : 10.5337/2011.0031 . 2012年6月7日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2021年9月12日閲覧。
- ^ Prapagar, Komathy; Indraratne, Srimathie P.; Premanandharajah, Punitha (2012). 「土壌改良剤による塩性・ナトリウム性土壌の再生への影響」.熱帯農業研究. 23 (2): 168–176. doi : 10.4038/tar.v23i2.4648 . 2021年9月12日閲覧。
- ^ ジル・ルミュー;ジャーメイン、ダイアン (2000 年 12 月)。 「ラミアルチップ木材: 持続可能な肥沃な土壌への手がかり」(PDF)。カナダ、ケベック州ラヴァル科学部ラヴァル大学。 2021 年 9 月 28 日のオリジナル(PDF)からアーカイブ。2021 年9 月 12 日に取得。
- ^ Arthur, Emmanuel; Cornelis, Wim; Razzaghi, Fatemeh (2012). 「砂質土壌の堆肥施用は土壌特性と温室トマトの生産性に影響を与える」.堆肥科学と利用. 20 (4): 215–221. Bibcode :2012CScUt..20..215A. doi :10.1080/1065657X.2012.10737051. S2CID 96896374. 2021年9月12日閲覧。
- ^ グレイザー、ブルーノ;ハウマイヤー、ルートヴィヒ。グッゲンバーガー、ゲオルク。ゼヒ、ヴォルフガング (2001)。 「『テラプレタ』現象: 湿潤な熱帯地域における持続可能な農業のモデル」。ナトゥールヴィッセンシャフテン。88 (1): 37–41。ビブコード:2001NW....88...37G。土井：10.1007/s001140000193。PMID 11302125。S2CID 26608101 。 2021 年9 月 12 日に取得。
- ^ Kavitha, Beluri; Pullagurala Venkata Laxma, Reddy; Kim, Bojeong; Lee, Sang Soo; Pandey, Sudhir Kumar; Kim, Ki-Hyun (2018). 「農業土壌におけるバイオ炭施用の利点と限界：レビュー」. Journal of Environmental Management . 227 : 146–154. Bibcode :2018JEnvM.227..146K. doi :10.1016/j.jenvman.2018.08.082. PMID 30176434. S2CID 52168678. 2021年9月12日時点のオリジナルよりアーカイブ。2021年9月12日閲覧。
- ^ ヒレル、ダニエル (1992)。『地球外：文明と土壌の生命』カリフォルニア州バークレー：カリフォルニア大学出版局。ISBN 978-0-520-08080-5。
- ^ Donahue、Miller、Shickluna 1977、p.4より。
- ^ コルメラ、ルキウス・ジュニウス・モデラトゥス（1745年）。農業に関する12冊の本と樹木に関する本。プリニウス、カトー、ウァロ、パラディウス、その他の古代および現代の著者によるイラストがいくつか掲載され、英語に翻訳されています。ロンドン、イギリス：アンドリュー・ミラー。2021年9月19日閲覧。
- ^ ケロッグ 1957年、1ページ。
- ^ イブン・アル・アワム(1864)。ジャン・ジャック・クレマン＝ミュレによる農業の出版、アラブの貿易。フィラハ。フランス語。 （フランス語で）。フランス、パリ: A. フランク図書館。2021 年9 月 19 日に取得。
- ^ ジェリネック、ローレンス J. (1982)。「収穫帝国：カリフォルニア農業の歴史」カリフォルニア州サンフランシスコ：ボイド＆フレイザー。ISBN 978-0-87835-131-2。
- ^ デ・セール、オリヴィエ (1600)。 Le Théâtre d'Agriculture et mesnage des Champs (フランス語)。フランス、パリ：ジャメ・メタエ。2021 年9 月 19 日に取得。
- ^ ヴィルト、イニーゴ;イマス、マリア・ホセ。フェルナンデス・ウガルデ、オイハネ。ガルツィア・ベンゴエクセア、ナヒア州。エンリケ、アルベルト。ベスカンサ、パロマ（2015）。 「西ヨーロッパの土壌劣化と土壌質：現状と将来の展望」。持続可能性。7 (1): 313–365。土井：10.3390/su7010313。
- ^ Van der Ploeg, Rienk R.; Schweigert, Peter; Bachmann, Joerg (2001). 「農業における窒素の使用と誤用：ドイツの物語」. Scientific World Journal . 1 (S2): 737–744. doi : 10.1100/tsw.2001.263 . PMC 6084271. PMID 12805882 .
- ^ “植物の成長に関するヴァン・ヘルモントの実験”. BBCワールドサービス。2021 年9 月 19 日に取得。
- ^ abc Brady, Nyle C. (1984). 土壌の性質と特性（第9版）。ニューヨーク、ニューヨーク：Collier Macmillan。ISBN 978-0-02-313340-4. 2021年9月19日閲覧。
- ^ ケロッグ 1957年、3ページ。
- ^ ケロッグ 1957年、2ページ。
- ^ ド・ラヴォアジエ、アントワーヌ＝ローラン (1777)。 「一般的な燃焼に関するメモワール」(PDF)。王立科学アカデミーの思い出(フランス語) 。2021 年9 月 19 日に取得。
- ^ ジャン＝バティスト・ブッサンゴー（1860年 - 1874年）。 Agronomie、chimie agricole et physiologie、第 1 ～ 5 巻 (フランス語)。フランス、パリ: マレット・バシュリエ。2021 年9 月 19 日に取得。
- ^ フォン・リービッヒ、ユストゥス（1840年）。有機化学の農業と生理学への応用。ロンドン：テイラー＆ウォルトン。 2021年9月19日閲覧。
- ^ Way, J. Thomas (1849). 「グアノの様々な品種の組成と金銭的価値について」。英国王立農業協会誌。10 : 196–230 。 2021年9月19日閲覧。
- ^ ケロッグ 1957年、4ページより。
- ^ Tandon, Hari LS「肥料の短い歴史」。肥料開発・協議機関。2017年1月23日時点のオリジナルよりアーカイブ。2017年12月17日閲覧。
- ^ Way, J. Thomas (1852). 「土壌の肥料吸収力について」。英国王立農業協会誌。13 : 123–143 。 2021年9月19日閲覧。
- ^ ウォーリントン、ロバート（1878年）。水の蒸発中に亜硝酸が出現することに関する注記：ロザムステッド研究所で行われた実験の報告。ロンドン、イギリス：ハリソン・アンド・サンズ。 2021年9月19日閲覧。
- ^ セルゲイ、ウィノグラツキー (1890)。 「Sur lesorganismes de la nitrification」[硝化の生物について]。Comptes Rendus Hebdomadaires des Séances de l'Académie des Sciences (フランス語)。110 (1): 1013–1016 。2021 年9 月 19 日に取得。
- ^ ケロッグ 1957年、1-4頁。
- ^ Hilgard, Eugene W. (1907). 土壌：湿潤地域と乾燥地域における土壌の形成、特性、組成、気候および植物の成長との関係。ロンドン、イギリス：The Macmillan Company 。 2021年9月19日閲覧。
- ^ ファロウ、フリードリヒ・アルバート (1857)。 Anfangsgründe der Bodenkunde (PDF) (ドイツ語)。ドレスデン、ドイツ：G.シェーンフェルトのBuchhandlung。2018 年 12 月 15 日のオリジナル(PDF)からアーカイブ。2018 年12 月 15 日に取得。
- ^ グリンカ、コンスタンチン・ドミトリエヴィチ (1914)。Die Typen der Bodenbildung: ihre Klassifikation und geographische Verbreitung (ドイツ語)。ドイツ、ベルリン: Borntraeger。
- ^ グリンカ、コンスタンチン・ドミトリエヴィチ（1927年）。世界の大土壌群とその発展。ミシガン州アナーバー：エドワーズブラザーズ。 2021年9月19日閲覧。
出典
この記事には、フリーコンテンツ作品からのテキストが組み込まれています。Cc BY-SA 3.0 IGO (ライセンス声明/許可) に基づいてライセンスされています。テキストは、国連環境計画の「Drowning in Plastics – Marine Litter and Plastic Waste Vital Graphics」から引用しました。
文献
- ドナヒュー、ロイ・ルーサー、ミラー、レイモンド・W、シックルナ、ジョン・C (1977) 。土壌：土壌と植物の成長入門。プレンティス・ホール。ISBN 978-0-13-821918-5。
- 「アリゾナマスターガーデナー」。アリゾナ大学農学部協同拡張部。 2013年5月27日閲覧。
- ステッフェルド、アルフレッド編 (1957)。土壌: 1957 年農業年鑑。米国農務省。OCLC 704186906 。
- ケロッグ「我々は探求し、我々は学ぶ」ステッフェルド著 (1957)。
- サイモンソン「土壌とは何か」ステッフェルド著 (1957)。
- ラッセル「物理的性質」Stefferud (1957) より。
- ディーン「植物の栄養と土壌の肥沃度」ステフェルド（1957年）
- ラッセル「ホウ素と土壌の肥沃度」Stefferud (1957) より。
さらに読む
- Soil-Net.com 2008 年 7 月 10 日アーカイブ - Wayback Machine土壌とその重要性について教える、学童向けの無料教育サイト。
- アダムス、JA 1986. Dirt . テキサス州カレッジステーション：テキサスA&M大学出版局ISBN 0-89096-301-0
- Certini, G., Scalenghe, R. 2006. 土壌：基本概念と将来の課題。ケンブリッジ大学出版局、ケンブリッジ。
- モンゴメリー、デイビッド・R.、『Dirt: The Erosion of Civilizations』（カリフォルニア大学出版、2007年）、ISBN 978-0-520-25806-8
- フォークナー、エドワード H. 『Plowman's Folly』（ニューヨーク、グロセット＆ダンラップ、1943年）。ISBN 0-933280-51-3
- LandIS 無料土壌景観ビューア イングランドとウェールズの土壌をインタラクティブに表示する無料ビューア
- ジェニー、ハンス。1941年。土壌形成の要因：定量的土壌学のシステム
- ローガン、WBダート：地球の恍惚とした皮膚（ 1995年）。ISBN 1-57322-004-3
- マン、チャールズ C. 2008 年 9 月。「私たちの素晴らしい地球」ナショナル ジオグラフィック誌
外部リンク
- 「97年洪水」。USGS。2008年6月24日時点のオリジナルよりアーカイブ。2008年7月8日閲覧。砂の沸騰の写真。
- 土壌調査課スタッフ。1999 年。土壌調査マニュアル。土壌保全サービス。米国農務省ハンドブック 18。
- 土壌調査スタッフ。1975 年。「土壌分類学: 土壌調査を実施および解釈するための土壌分類の基本システム」。USDA -SCS 農業ハンドブック 436。米国政府印刷局、ワシントン DC。
- 土壌（土壌の種類に適した飼料種のマッチング）、オレゴン州立大学
- ガーディナー、デュアン・T.「講義1、第1章、なぜ土壌を研究するのか？」。ENV320：土壌科学講義ノート。テキサスA＆M大学キングスビル校。2018年2月9日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2019年1月7日閲覧。
- ジャニック、ジュールス。2002年。土壌ノート、パデュー大学
- LandIS イングランドおよびウェールズの土壌データ (2007 年 7 月 16 日アーカイブ、Wayback Machine)は、イングランドおよびウェールズの土壌に関する GIS データおよび土壌データ ソースの有料ソースです。研究者には手数料がかかります。
無料辞書『ウィクショナリー』で「土壌」を調べてみましょう。
Wikiversityには土壌形成に関する学習リソースがあります
ウィキブック歴史地質学には、土壌と古土壌に関するページがあります。
ウィキメディア・コモンズには、土壌に関連するメディアがあります。
Wikiquoteに土壌に関する引用があります。
- 土壌の基礎を説明する短いビデオ
- 土壌水分概要（土壌水分含有量センサーの説明）
- グローバル土壌パートナーシップ
- FAO土壌ポータル
- 世界土壌資源基準
- ISRIC – 世界土壌情報（ISC 世界土壌データセンター）
- ISRIC - 世界土壌ライブラリと地図
- ISRIC - 世界土壌博物館 (WSM 仮想)
- ISRIC - 土壌データハブ
- Wossac 世界土壌調査アーカイブおよびカタログ
- カナダ土壌科学会
- アメリカ土壌科学会
- USDA-NRCS ウェブ土壌調査
- ヨーロッパ土壌ポータル (wiki)
- 英国国立土壌資源研究所
- 植物と土壌科学の電子図書館
- 参考文献「土壌：農業年鑑 1957」の複数の形式のコピー