典型地区环境地质指标研究

1. 典型地区环境地质指标研究

我国历来十分关注干旱、半干旱和半湿润地区土地退化、沙化动态。国家为实现宏观管理，制定防治沙化战略，统筹规划，需要掌握沙漠化现状，土地沙化程度等；也需要在研究国内沙漠化过程、危害等基础上，制定一套具有科学性和实用性的评价指标体系。而缺少实地研究是以往制定沙漠化评价指标体系的一大弊端，导致评价指标体系实用性差。因此，我们以干旱地区额济纳旗为研究个案，对沙漠化环境地质指标进行研究和验证。
一、额济纳盆地自然地理背景
（一）地形地貌
额济纳盆地位于黑河流域的下游，地处内蒙古自治区阿拉善盟最西端，系指阿拉善以北、阿尔泰山以南、巴丹吉林沙漠与走廊北山之间的额济纳荒漠平原。地势低平，海拔900～1130m，自南西向北东缓慢倾斜，地面坡度1‰～3‰。其北部和西部为马鬃山和阿尔泰山低山丘陵，海拔1000～1500m，相对高差50～200m；东南部为巴丹吉林沙漠，平均海拔1100～1200m；南与甘肃省鼎新盆地相邻。在行政上隶属甘肃省金塔县和内蒙古自治区额济纳旗，总面积约3.4万km2，地理坐标为E99°30′～102°00′、N40°20′～42°30′（图3-3）（王根绪、程国栋，1999）。

图3-3 研究区地理位置图

额济纳盆地为阿拉善台隆凹陷，其间发育的北东、北西及北北东向构造，将其分割成规模不等的棋盘格式地块，构成凹陷与隆起相间的特征。狼心山—木吉湖隆起把盆地分割成东西两部分，形成两个天然的第四系沉积洼地，控制了第四系地层的沉积厚度及岩相分布。
中生代以来，青藏高原的隆升造成阿拉善高原的掀斜抬升和额济纳平原的相对沉降，使研究区的地势整体上呈南高北低，引起水系侵蚀切割作用的加强，大幅度的沉降过程与充足的物质填充使研究区第四纪地层甚为发育，形成大量的沙物质，为沙漠的扩展和沙尘暴的频发提供了物质基础。研究区第四纪松散沉积物的厚度可达100～300m，总体上呈现出盆地内部较厚、向四周渐薄的特征，北部额济纳旗-老西庙和南部青山头东山以东至古日乃湖一带，第四纪松散层大于200m，北山山前及居延海以北地带小于50m。从岩性上看，南部地区以砂砾石、砾卵石地层为主，夹杂少量的亚砂土、亚粘土；北部为亚砂土、亚粘土与砂砾石互层地层。
中生代的地质构造运动，奠定了研究区地貌的基本格架，近期干旱气候条件下的风化剥蚀，流水和风的搬运堆积作用塑造了现代地貌的形态景观。研究区地貌类型按其成因可分为构造剥蚀地貌、堆积地貌和风成地貌三大类型。每一类型中受外营力的方式与强度不同，显示出形态差异。
地貌类型以构造剥蚀地貌、堆积地貌和风成地貌三大类型为主：构造剥蚀地貌又可分为构造剥蚀低山丘陵和构造剥蚀准平原两个单元，前者主要分布在盆地北部和西部山地，后者分布于盆地东北；堆积地貌构成盆地内部地貌的基本格架，可分为冲洪积、冲湖积和湖积平原及山前倾斜平原四个地貌单元，冲洪积平原分布在盆地南半部的广大戈壁平原，冲湖积平原分布于建国营、额济纳旗以北，湖积平原分布于盆地东、北边缘地带，山前倾斜平原分布于盆地北、西山前地带；风成地貌则包括风积和风蚀两种地貌单元类型，前者主要分布于零星分布于盆地东部和东南部，后者分布在盆地内黑城周围。
（二）气候
额济纳盆地是我国典型的干旱区，大部分地区为荒漠戈壁。额济纳盆地属温带干旱气候，降水稀少，蒸发量大，年降水量一般小于50mm，最小年份仅17mm，气候异常干燥，风沙灾害频发，是严重的缺水区和生态环境脆弱区，也是我国北方沙漠化日益严重和沙尘暴的主要物质源区之一（陈刚等，2001）。
（三）水文
1.地表水
黑河是进入该区的唯一的河流。发源于祁连山区，经高山草原和森林区出山，穿越干旱区山前绿洲带和广袤的荒漠带，流入下游地区的额济纳盆地，称弱水，至狼心山西麓的巴彦博古都分为东、西两河。东河向北分8个支流呈扇形汇入东居延海（索果淖尔），西河向北分四个支流汇入西居延海（嘎顺淖尔）。东居延海（索果淖尔）和西居延海（嘎顺淖尔）是现代黑河的尾闾湖，境内流长297 km。
黑河流入额济纳盆地的水资源量，取决于中游向下游的泄水量。由于黑河流域需水量逐年增长，到达居延海的河水逐年减少。黑河上游正义峡水文观测站实测，多年平均径流量11.24亿m3，额济纳境内有8亿～9亿m3水可供利用，然而，因中游需水量的加大，致使河水下泄量锐减，自1949～2001年，正义峡流入下游地区的年径流从13.19亿m3/年降至6.91亿m3/年，减少了48%。而实际进入额济纳盆地的水量更少，从狼心山水文站的监测资料来看，由20世纪50～60年代的5.46亿m3/年，降到2001年的3.46亿 m3/年。河流流量的锐减，使河道大部分时段都处于干涸状态。2001年后，因生态输水工程的实施，中游下泄水量呈增长趋势，正义峡径流量基本稳定在11.48亿 m3/年左右，狼心山径流量则保持在7.16亿 m3/年左右。
2.地下水
额济纳盆地的含水层组包括：碎屑岩类裂隙孔隙潜水含水层、基岩裂隙潜水含水层、第四系潜水含水层、第四系承压含水层及相对隔水的第四系弱含水层。碎屑岩类潜水含水层和基岩裂隙潜水含水层，呈条带状分布于盆地周边，总面积约1512 km2，含水层的补给条件差，一般不具供水意义；第四系含水层具有单一结构、双层结构和多层结构，是盆地主要的开采层。额济纳盆地地下水系统的补给来源主要是黑河水的垂向渗漏，其次是大气降水的入渗补给。地下水系统的排泄主要有潜水的蒸发蒸腾排泄及工农业生产和居民生活对地下水的开采，其中潜水的蒸发蒸腾占地下水排泄总量的96.75%，是地下水的主要排泄途径。
（四）土壤
额济纳盆地地处中国西北极端干旱区，属于欧亚大陆的中心地段，由于第三纪末以来青藏高原隆起对西南季风的阻隔作用，使该区为高温干燥气团所控制，长期干旱少雨、蒸发强烈。由于风力强劲且地表植被稀疏，研究区风蚀作用剧烈。另外，额济纳盆地是黑河下游的一个封闭式内陆盆地，黑河水及四周山地水源不断的注入，将山地岩石及流域上游成土母质中的盐分携入盆地，由于缺乏径流出路，水中盐分不断向盆地低处和地表聚集，在强烈的蒸发作用下，地下水和包气带深层的盐分随土壤毛细管水不断向地表聚集，而干旱少雨的气候又使土壤淋溶作用微弱，造成土壤积盐。上述作用的综合影响使研究区土壤呈现出以粗砾质物质为主、成壤程度低、有效土层薄、土体干燥、土壤可溶性盐类表聚、有机质缺乏、有效养分不足、土壤生产能力低的基本特征（和文祥等，2000）。
从土壤类型来看：以灰棕漠土为主要地带性土壤，受水盐运移条件和气候及植被影响，非地带性分布硫酸盐盐化潮土、林灌草甸土及盐化林灌草甸土、碱土、草甸盐土、风沙土及龟裂土等。①灰棕漠土广泛分布于全区高平原和冲积平原上，东西戈壁和中戈壁是其典型代表地段；②林灌草甸土和潮土主要分布于弱水河（黑河）河谷阶地和封闭洼地上；③盐土和碱土主要分布于拐子湖、古日乃湖及东西居延海等湖盆地周围；漠盐土主要分布于北部高原封闭洼地内；④石质土、粗骨土、新积土主要分布于盆地东、西及南部的剥蚀残丘和残山上；⑤风沙土除巴丹吉林沙漠外，在东河西岸尚有带状分布；⑥龟裂土面积很小，主要分布于高原和平原上的局部碟形洼地。
（五）植被
额济纳盆地属干旱区半荒漠、荒漠地带，主要由温带落叶小叶疏林、温带荒漠草原和温带草本沼泽三种植被类型组成。以藜科、疾藜科、麻黄科、菊科、禾本科、豆科为多见植物。受河流水源和人类活动影响，在河流两岸、三角洲上与冲积扇缘的湖盆洼地—带，呈现荒漠天然绿洲景观，代表性植物以戈壁成份占优势，如琐琐、泡泡刺、霸王柴、膜果麻黄、松叶猪毛菜、合头藜、短叶假木贼、蒙古沙拐枣等，其中瓣鳞花只分布于额济纳旗；河滩林和灌丛有胡杨、沙枣、柽柳及盐湿草甸种芨芨草、野大麦、盐生草等；在沼泽和树旁生长有芦苇、狭叶香蒲、狗尾草、灰菜、田施花等。
总体来看，研究区植物群落结构简单，种群依赖关系不强，植物的密度和覆盖度较低。
二、额济纳盆地土地沙漠化现状分布与演化过程
（一）额济纳盆地土地沙漠化现状分布特征
同其他内陆河流域下游土地沙漠化形成与发展的过程相类似，额济纳旗境内沙漠化土地的形成与发展源于两种途径：一是绿洲周边与巴丹吉林大沙漠相邻接，沙漠中流动沙丘前移入侵，在交界线上植被生态大范围衰退的条件下，这种推移速度和规模已十分可观；二是沙漠化的产生与发展听命于水资源的盛衰，弱水（黑河）水系变迁及来水量的急剧减少，造成植被生态赖以生存的地表水和地下水源严重不足，形成绿洲土地大量沙漠化。
沙漠化土地已遍布全旗，包括现代河水三角洲地区。据统计，额济纳旗现有风沙化土地面积155.54万hm2其中流动沙丘（地）面积约95.31万hm2，固定和半固定沙丘（地）60.23万hm2；覆沙或砾石的戈壁滩地面积约483.05万hm2，沙漠化土地总面积为638.59万hm2。沙漠化土地占总土地面积的62.32%，是绿洲面积（耕地、林地、草地与水域面积之和）的1.7倍；流动沙丘（地）面积占总沙漠化面积的14.92%，约占单纯风沙化土地面积的61.28%；戈壁滩地占总沙漠化土地面积的75.6%。
从上述沙漠化分布指数可以看出，额济纳旗境内沙漠化土地已成为主要的土壤环境构成要素，沙漠化土地中尚以戈壁滩地为主，但单纯风沙化土地中以流动沙丘（地）占据绝对优势，反映出沙漠化演进程度和潜在危害性都十分严重。昔日以黑城为代表的古居延绿洲现大多成为流动或半固定沙丘（地），深居绿洲内部的古河床或废弃干涸的河床遍布三角洲地区，这些都是沙漠化的源地，绿洲生态十分脆弱。
（二）额济纳盆地土地沙漠化演化过程
额济纳盆地由于所处的地理位置和自然条件，生态环境十分脆弱，再加上历史时期掠夺式的土地利用方式使生态失衡、环境退化，昔日草原逐渐退化为风沙活动频繁、流动沙丘与半固定沙丘交错分布的景象。
在近现代，特别是20世纪中叶以后，人口迅速增长，进一步引发了过度开垦、过度放牧、滥樵采等现象，尤其是黑河中游下泄水量大幅度减少，脆弱的生态系统进一步恶化，虽然2001年中游下泄水量增加，但沙漠化的进程没有减缓：耕地、草场的风蚀和沙丘的活化越来越严重，沙尘暴愈来愈频繁，从20世纪50年代的5次→60年代的8次→70年代的13次→80年代的14次→90年代的23次，且发生强度加大，影响范围扩展，危害程度加重。根据兰州沙漠所在1975～1986年进行的有关监测结果，在所控制的1.6万km2范围内，沙漠化土地从1975年的3400 km2扩大到1986年的5875万km2，平均每年增加225 km2，年增长率达到6.7%。另据曾群柱等人利用TM影像判读得：从20世纪60年代至80年代初，戈壁、沙漠面积增加了约4.62万hm2，年递增2333.3 hm2，而从1987 年至1991年间，戈壁、沙漠化面积（植被覆盖率＜10%）增加了约5.6%，年递增近1.63万hm2。
土壤物质在风力的作用下，通过悬浮、跃移、和蠕动三种方式迁移（美国水土保持局农业信息公告555 号，1994），细粒物质以漂尘形式俗称“沙尘暴”被带到远处，中细粒（在风力强大的地方包括粗沙）大部分以跃移方式沉积到背风坡或洼地，局部地段有的连成沙丘。随着时间的推移，风蚀区的细粒物质被风不断吹走，地表颗粒粗化，呈现近似砾石戈壁的形态，而风积区逐渐形成面积越来越大的沙丘。如此循环往复的过程就是土地沙漠化的形成过程。
综上所述，额济纳盆地，尤其是弱水三角洲地区，包括部分东西戈壁平原但不包括中低山剥蚀残丘区和沙漠区，主要是近代洪积—冲积沼积物，土壤组成多为粗粒的砂砾石为主，有效土层薄，土体干燥，土壤可溶盐类表聚，除少数沿河湖盆洼地分布的潮土、林灌草甸土外（仅是总土地面积的1.8%），其余非沙漠化土地均具有沙漠化倾向，随着植被生态体系的极度衰退和水源枯竭，绿洲主体区外围的零星植被小斑块进一步消亡，裸地的连通性进一步增大，绿洲—荒漠对立分异的格局加强。绿洲继续收缩，黑河沿岸绿洲逐步分解和消亡。随着沿河绿洲的消亡，东、中、西戈壁将连为一体。沙漠化扩展速度及扩展强度（年扩大面积）将继续增强。
三、额济纳盆地沙漠化地质成因分析
（一）物质来源
额济纳盆地内的干湖盆和干河床为沙漠化的发生和发展提供了丰富的沙物质来源：①位于额济纳盆地的古居延泽曾是阿拉善高原上的巨大湖泊，最大时达到2600km2，第四纪以来，由于气候日趋干旱，古居延泽湖盆萎缩，分解为嘎顺淖尔、索果淖尔及天鹅湖等湖泊，近几十年来，这些湖泊也相继干涸，干涸湖盆地表湖相沉积物中粒径小于10μm的颗粒占64%以上，可以在一般风暴条件下就被刮起和搬运。②额济纳盆地地形平缓，坡降在1/1000～1/1200之间，使得河道四散漫溢，很容易淤积改道，古河床和现代干河床中留下了大量松散、干燥的细颗粒沉积物，为沙漠化的发生提供了丰富的尘源。
土壤是沙漠化的基础。额济纳盆地从山麓到河流尾闾区依次分布着灰钙土（粟钙土）、灰漠土、灰棕漠土和棕漠土。其中受人工灌耕及水盐条件等因素影响，非地带性分布有草甸土、沼泽土、盐土、风沙土及灌耕土等类型。
灰漠土、灰棕漠土是研究区分布最为广泛的荒漠土壤类型，以黄土状物质为母质，分布在额济纳河以西地区及北山山地以北、以东和以南。在干旱气候和灌木半灌木荒漠植被条件下的粗骨性母质上，质地较粗，土层较薄，砾石含量多，颗粒大小不一。
棕漠土是极端干旱条件下的产物，其上植被稀少，土壤环境质量最差，多分布在荒滩戈壁上。地表光秃裸露。
天然绿洲内多是草甸土，封闭洼地为沼泽土，农作物种植地多为灌耕土，巴丹吉林沙漠是风沙土的典型代表，盐土主要分布在下游的古日乃湖、东西居延海等湖盆地周围。
总之，在额济纳地区，地表多为第四纪冲、洪积的松散堆积物，戈壁地带土壤质地为沙土含砾，在河流两岸以及湖区，则是细粒的沙及壤土沉积。地表松散的沙含砾及细粒的河湖沉积，为风沙作用提供了沙源。
（二）水文特征
就水资源系统而言，河流上的水利工程和工业排污等在时间和空间上干扰了水文循环质和量的过程，农业灌溉使河道外用水大量增加，改变了地表汇流规律，地表径流量分配（流域不同区段）、年内径流丰枯的自然变化和地下水补给规律。
1.黑河输水量的变化
根据狼心山水文站（黑河干流进入额济纳旗处）监测资料，新中国成立初期，进入额济纳的水量为11.6亿m3，而至1988～1995 年平均水量只有4.47亿m3，1995年狼心山径流量为2.45亿m3，在生态输水工程实施的第二年（2003年），狼心山的径流量恢复到7.16亿m3。黑河水量的减少造成生态环境的劣变，土地沙漠化趋势加强。
2.黑河输水量变化对生态系统形态特征的影响
输水量的变化改变了该区地下水系统。地下水位的埋藏条件控制着植被生态系统的分布与演化。当地下水位较深，大于某种植被的适生水位时，植被开始枯萎，直至大面积死亡；当水位埋深较浅时，虽然能为植被的生长提供足够的水分，但干旱气候条件下强烈的蒸发作用，使土壤带内的盐分含量增高，仍会限制多数植被正常生长。
研究区地下水主要依靠地表水补给，黑河输水量的变化改变了地下水的水位，使区域性地下水位降低，从而带来包气带土壤水分的变化。包气带土壤水分是陆地植物赖以生存的源泉，尤其是在水资源短缺，大气降水稀少的干旱、半干旱地区，非饱和土壤带内水分的数量和盐分含量对植被体系的分布与结构起着重要的控制作用。因此，黑河输水量变化间接引起了生态系统的变化。
（1）绿洲的收缩。
1977～2001年间绿洲的退缩有三个比较明显的区域，即两河沿岸、黑河下游三角洲和古日乃湿地，这三个区域子是研究区地势最低，水分最为丰富的地段。东、西河沿岸和下游三角洲为地表水的径流和泛滥区，同时也是地下水的主要入渗补给区，古日乃湿地是盆地内地下水的汇集区，这些地带潜水埋藏普遍较浅，一般为1～3m（武选民，2002），由于黑河输水量减少，绿洲收缩。在实施了生态工程以后，绿洲又有所扩张。
（2）使绿洲-荒漠过渡带成为植被退化最为显著的区域之一。
前人监测资料证明（曹宇等，2005），绿洲-荒漠过渡带是受上游输水量影响显著、潜水埋深变化幅度较大的地段，1980～2002年间的水位变幅为2～3 m。过渡带的潜水埋深本身处于临界生态潜水埋深附近，地下水位的降低极易造成地表植被的退化，并且因过渡带邻近荒漠区，植被一旦退化，易形成风蚀的突破口，地表细颗粒土短期内就被侵蚀搬运掉，即使黑河放水量恢复，地下水位上升，植被也极难回复到原有水平。

图3-4 1988-2001年间正义峡径流量与狼心山径流量变化图

（三）土壤系统
近半个世纪以来，由于人类采用多种措施对土壤施加影响，使人工耕作土壤代替自然土壤，并逐渐改变了自然土壤的物理、化学和生物性质，以至形成新的人工土壤类型，如长期用泥沙含量高的河水灌溉，在原土壤表层可以淤积50～100cm厚的灌淤层，形成干旱区特有的灌溉淤积土。人类改变土壤的措施主要有：
（1）通过灌溉引水改变水分的自然状况；
（2）通过土壤脱盐等改变土壤盐渍化的方向；
（3）向土壤投入肥料等物质，增加土壤肥力和营养元素；
（4）耕作方式的改变等。
人类干扰后的土壤表现出两重性，即正效应和负效应。正效应主要表现在：
（1）土地生产力提高：使土壤较快地向着有利于作用生长的方向发展；
（2）土壤类型良性转变，新土壤类型如绿洲土的形成。
而负效应主要表现在：
（1）土壤退化，区域内由于水资源条件的再分配，一些地区水源条件劣变，土壤风蚀和侵蚀加剧，土壤肥力下降；
（2）灌溉不当引起的土壤盐渍化或次生盐渍化；
（3）沼泽土、泥炭土、草甸土、吐尕依土等土壤类型由于水分条件的人为干扰，向风沙土和盐土退化演替。
总之，额济纳盆地的土地沙漠化的地质因素内在表现主要是水和土壤系统的变化，受沙漠化形成的地域性和地表动力过程复杂性的外在影响，形成沙漠化的区域机制。
四、额济纳盆地沙漠化监测的环境地质指标研究
通过对额济纳地区土地沙漠化机制和成因的分析，说明在气候条件不发生重大改变的情况下，影响土地沙漠化的地质因子主要是水和土壤系统，确定此地主要的沙漠化调查、监测指标为：
（1）地下水位埋深
（2）水质（主要指矿化度）；
（3）土壤物理性质（土壤含水率和土壤粘利率）；
（4）土壤化学性质（土壤有机质、养分）；
（5）植被（植被盖度和植被类型）。
据额济纳地区土地沙漠化特征，可建立环境地质指标与沙漠化发展程度对应监测表（表3-13）。
表3-13 额济纳盆地土地沙漠化分级环境地质指标体系

2. 典型地区环境地质指标研究

为研究和验证草地退化环境地质指标体系，选择典型的草地退化地区开展工作。锡林郭勒草原是我国北方退化比较严重的典型草原之一，因此选择该地区进行环境地质指标研究。
锡林郭勒盟（简称锡盟）草原属于欧亚太陆草原区，位于我国四大草原之一的内蒙古自治区中部，地处北纬41°31′～46°45′；东经111°51′～119°58′。锡林郭勒盟草原是闻名中外的草原之一，由森林草原、草甸草原、典型草原，荒漠草原和草原沙地五大部分组成。锡林郭勒盟草原是我国北方地区一道重要的绿色屏障，长期以来一直阻止着来自中亚草原和我国西部沙尘的东侵，对京、津周边及整个华北地区生态环境保护起着十分重要的作用。锡林郭勒盟草原整体环境特征是，草原自然景观目前基本保存完好，是世界上保存较大的天然草场之一。
一、研究区概况
（一）地貌
锡林郭勒盟地处内蒙古高原中部，是一个以高平原为主体，兼有多种地貌单元组成的地区。由于中新生代陆相沉积，尤其是新生代河湖相和风成砂、风成黄土的掩盖，致使其原始褶皱山区地形不显著，再加其经过长期的剥蚀、风化、准平原化作用，山的相对高差仅为数十米，最大不过数百米，缺乏高峻的山脉和明显的沟壑，形成老年期地貌。
锡林郭勒盟地域辽阔，地势坦荡，高差较小，海拔一般在900～1300m之间。高原上切割甚微，以风蚀作用为主。全境地势南高北低，自西南向东北缓缓倾斜，平均海拔1000m以上。最高山峰为与赤峰市交界的古如格苏乌拉，海拔1967m；最低处在东乌珠穆沁旗宝拉格苏木奈日木德勒嘎查以南，海拔为839.7m。
（二）气候
锡林郭勒盟地处中纬度内陆，终年为西风环流控制，以中纬度天气系统影响为主，而季风环流影响则视季节变化而定。冬季风影响时间长，夏季风不易到达，且影响时间短。盟内地貌类型比较齐全，并以高原为主体，南部有阴山山脉横亘，东部有大兴安岭呈北东东-南南西向延伸。由于地形和山脉的屏障作用，以及所处的地理位置，使锡盟区域内受极地大陆气团控制时间较长，冬季风影响较大，具有干旱、少雨、寒暑剧变的典型大陆性气候特征。
锡林郭勒盟草原属于中温带半干旱大陆气候，气候的基本特征是：冬季漫长而寒冷，夏季温热少雨，春秋季节多大风，昼夜温差大，降水量少，雨热同季。年均降水量在200～400mm，多集中在6～8月，占年降水量的70%左右。降水变率较大，表现在年际间降水分配不均衡，多雨年和少雨年相差悬殊，降水变化具有不稳定性、非均一性和不匀调性，造成草原出现春旱、夏旱和春夏连旱，影响牧草生长和产量；年平均温度在0～4℃之间，分布趋势自西南向东北递减，极端最高气温39.9℃，极端最低气温-42.4℃，是我国日温差较大的地区；年平均无霜期100～136d，大部分终霜期在6月中上旬，初霜期在9月上旬；年均蒸发量在1500～3000mm，大部分地区蒸发量为降水量的6～10倍，是造成土壤干旱的重要原因；日照时数2900～3200h，是我国太阳辐射较为丰富的地区之一；年平均风速4～5.5m/s，全年大风日数60～100d（6～8级），大部分地区属富风区。
（三）水文
1.地表水
锡林郭勒盟东部的大兴安岭和南部的阴山山地相连构成了分水岭，以北为高原内陆水系，以南为外流水系。全盟主要有滦河水系、乌拉盖水系和呼尔查干诺尔水系等，流域面积58 096km2。其中滦河为外流水系，其他为内陆水系。
锡林郭勒盟是内陆湖泊聚集的地区之一。据统计有大小湖泊多达1363个，总蓄水量3554亿m3。其中淡水湖泊672个，蓄水量20亿m3。由于锡盟气候干旱，风力较强，在湖泊的成因类型上，以风蚀湖为最多，其次是构造湖。湖水补给主要靠降雨，地下水补给较少，因此每年发生着有规律的变化，当雨季来临时，水位上升，湖面扩大，其他季节湖水下降，许多小湖干涸。
2.地下水
锡盟地下水资源比较丰富，经初步探明估算，年补给量54亿m3，可开发量1554亿m3。可分为山地丘陵、熔岩台地、山间盆地、沙地等4个水文地质单元。
中蒙边界、东乌珠穆沁旗北部、锡林浩特以东、二连浩特以东的低山及波状丘陵地区，水位埋深一般小于5m，水量较大，总溶解固体小于1g/l；阿巴嘎旗-锡林浩特东南一带的熔岩台地地区，水位埋深为30～70m，或大于70m，总溶解固体小于1g/l，为重碳酸盐-钠-镁型水。锡林浩特南部灰腾西里熔岩台地，潜水位埋深大于70m，富水性较小，为缺水地区；乌珠穆沁盆地、二连盆地等山间盆地地区，为境内第四系孔隙水、承压水较富水地区，水位埋深随地形变化，总溶解固体一般为1～2g/l；浑善达克沙地地区地下水受降水、凝结水和丘陵裂隙水补给，水量较小，水质较差，总溶解固体在盐碱湖周围可高达73g/l。
（四）土壤
1.土壤类型
在锡林郭勒草原中部草原植被下，广泛分布着栗钙土，它是锡盟最主要的土被组成部分。大体在东乌珠穆沁旗满都宝力格以西至苏尼特右旗朱日和一线以东，占据广大的低山丘陵、山间平地和高平原。除此之外，锡盟还分布有灰色森林土、灰褐土、黑钙土、草甸土、棕钙土、风砂土、沼泽土等土壤类型。
2.理化性及肥力
锡盟土壤质地可分为4类：沙土类、壤土类、粘壤土类和粘土类。沙土质地为砂砾占多数，土壤保水力小，保肥力低，土温易变化，主要分布在浑善达克和嘎亥额勒苏沙地及其周边地区；壤土质地较均匀，粉沙粒较高，通透性好，保水保肥力较低，易干旱、风蚀或沙化，主要分布于东乌珠穆沁旗、西乌珠穆沁旗、镶黄旗，太仆寺旗、多伦县面积也较多；粘壤土多分布于乌拉盖盆地、额吉淖盆地和沿河低平地，质地均匀，保水肥性性能好，抗旱能力强；粘土类中粘粒占优势，质地粘重，结构致密，土壤保水肥能力较强，通透性差，多分布于大兴安岭山地和其他旗县丘间洼地、湖盆低地上。
锡盟绝大部分呈微碱性，从区域分布上看，其特点是从东到西pH值有增高的趋势。中部丘陵、台地及沙地pH 7～8.5为微碱性土壤，西部高原地区有些土壤pH>8.5偏碱性，此外，多数低洼地都为碱性。
锡盟土壤有机质含量变幅在8.57%～0.66%之间，其分布特点为：山地土壤有机质含量是从上至下递减，而地带性土壤有机质含量是从东向西呈递减趋势，即黑钙土→栗钙土→棕钙土。锡盟土壤全氮含量的分布特点是：土壤全氮与有机质含量成正相关，碱解氮与全氮含量亦成正相关。在分布上与有机质相似，即由东向西有递减趋势。锡盟土壤速效磷较缺，大部分土类含量均低于5×10-6。速效钾含量较为丰富，大部分土类含量均高于150×10-6。
（五）植被
锡盟属中文带半干旱、干旱大陆性气候，在这种气候条件下形成的地带性植被基本类型是典型草原，除典型草原外，全盟还分布有草甸草原、森林草原、荒漠草原和沙地草原等。
典型草原的代表群系在锡盟共有8个，大针茅草原（Form.Stipa grandis）、克氏针茅草原（Form.Stipa Krylovii）、羊草草原（Form.Leymus chinensis）、糙隐子草草原（Form.Cleistogenes squarrosa）、冰草草原（Form.Agropyron cristatum）、冷蒿草原（Form.Artemisia frigida）、百里香草原（Form.Thgmus serpyllum L.Var.asiaticus）。
二、锡林郭勒草原草地退化环境地质指标研究
锡林郭勒草原是我国著名的四大草原之一，曾以水草丰美而著称于世。锡盟草场退化、沙化和生态环境恶化问题日益严重。调查资料表明，目前全盟风蚀沙化面积达1216万km2，占全盟草原总面积的64%。其中：轻度风蚀沙化面积5127万km2，中度风蚀沙化面积413万km2，强度风蚀沙化面积1148万km2。植被覆盖率由1984 年的3515%下降到1997 年的2712%。水土流失呈加剧趋势，全盟轻度以上水土流失面积1712万km2，占总土地面积的8112%；中度以上水土流失面积12 107万km2，占5619%。浑善达克沙地从1949 年到1995 年沙漠化面积由2157万km2增加到3105万km2，平均每年以100 km2 多的速度增加，而流动沙丘由1960 年的172 km2 增加到目前的3000 km2。
综观锡林郭勒盟草原退化的各种相关因素，其退化主要成因为：干旱缺水，草水矛盾突出，草场的人口和牲畜负载加大，草畜矛盾增强。连年干旱使天然牧草生长高度、产量和牧草覆盖度下降趋势呈几何增长。在造成锡盟草场沙化退化的诸多因素中，连年持续干旱，水资源缺乏是主要矛盾。
草地退化的过程中不可避免的伴随着土壤性质的变化，包括土壤理化性质质变化、土壤养分流失、土壤肥力下降等。据研究表明，草原植被覆盖度下降，使土壤中进入的有机质减少，分解速度加快.向脱腐殖质化发展，引起水分含量减少，结构趋向单粒化，矿质化过程加强，可溶性盐逐渐积累，盐渍化趋势增加，同时水分蒸发加强，土壤变干，肥力下降，土壤向退化方向发展。
（一）气候降水
锡林郭勒盟是自治区主要牧区和饲草基地，降水量分布是自东南向西北减少，南部4个旗（县）及西乌珠穆沁旗一带平均降水量300～390mm，由此向西北递减，二连浩特市只有140多mm。因此，干旱频率也是自东南向西北增大。从近50年的降水量统计数据来看：
1953～2006年的53年中锡林浩特区域性轻旱（降水量距平百分率为0～-25%）共发生14年，中旱（降水量距平百分率为-25%～-75%）11年，大旱（降水量距平百分率为>-75%）2年，轻旱频率26.4%，中旱频率20.8%，大旱频率3.8%，干旱累积频率为51%。
1955～2006年的51年中西乌珠穆沁旗区域性轻旱共发生18年，中旱8年，轻旱频率35.3%，中旱频率15.7%，干旱累积频率为51%。
结果表明：锡林郭勒盟区域性轻旱发生的几率较大，中旱的几率次之，大旱的几率最小。按年际分析：锡林浩特区域在1982～1986年、1999～2002年间均为旱季年。西乌珠穆沁旗1962～1968年、1970～1973年、1975～1977年、1999～2006年间均为旱季年。因此，草地群落长期都处于水分严重亏缺状态，植物生长会被大大地抑制，种类趋于单一化。这是草地退化的重要因素之一。
（二）地表水文
降水是草地生长水分的主要来源，地表的河流和湖泊则是水分的蕴存之所。地表河流流域面积的变化以及湖泊面积的变化甚至消亡，从很大程度上指示着气候与降水的变化，从而也能够指示草地退化的过程。由于连年干旱锡林郭勒草原一些湖泊由于水源补给不足，水面缩小甚至枯竭，如查干淖尔（湖名）50年代水面1270 km2 ，至今湖面缩小了20 km2。国家级自然保护区核心区达里诺尔湖面积为228.84 km2 ，储水量约16亿m3 ，水环境以含盐量高、碱度大为主要化学特征。随着生态环境的破坏、湖水蒸发量的逐年增加，湖泊水质有明显恶化趋势。变化趋势是由淡水→半咸水→咸水→盐湖的方向发展。研究表明：达里诺尔湖水位呈稳定的波动性变化，而且水质pH值主要受降水的影响，在20年间，pH值一般在9.30～9.80之间，呈缓慢上升趋势。比较1975年与1996～1998年研究结果，水体含盐量，总碱度、级离子、钠离子、高锰酸盐指数等主要化学因子均呈上升趋势。

图4-2 锡林浩特和西乌珠穆沁旗多年降水量距平百分率

表4-12 达里诺尔湖水化学因子浓度变化结果


主湖区经过二十几年的变化，主要化学因子变化幅度在2.6%～198.1%之间，其中含盐量增加8.6%，总碱度增加11.1%，钠离子增加13.3%，钙离子、高锰酸盐指数比1975年增加1倍以上，镁、氯离子均有增加。
锡林河是内蒙古自治区锡林郭勒草原上较大的一条内陆河流。发源于苏克斜鲁山黄岗梁山前的翁湖附近的白音察干诺尔滩地，流向锡林浩特而在其西北注入白音诺尔。锡林河全长175km，在锡林浩特水库以上长135km。据1965年资料，其中锡林河在锡林浩特年平均流量为0.745s/m3，多年平均水量0.2349亿m3。而近年来，由于气候波动和人为活动造成的影响，锡林河下游近40km的河段已几近枯竭，水量急剧下降。
（三）地下水
作为草地生长的地下水分“仓库”，地下水对植物的生长发展有着更为直接的作用。研究表明，地下水位埋深很大程度上决定着地表植被的生长状况。
锡林浩特地区地下水动态类型为降水—渗入—蒸发型。地下水资源的补给来源主要是降水以及地表水渗入。影响因素以降水量为主，其次是蒸发和地下水开采强度。资料表明，锡林浩特地区雨季地下水普遍升高，但上升幅度与上升开始时间及持续并到达峰值的时间在不同地段并不一致。沿锡林河附近地下水埋深较浅，上升幅度也较大，但受河水的影响和上游水库的调控有滞后现象。而其他区地下水埋深浅的地方上升反映较快，而在蒸发作用强烈、农牧业灌溉的夏、秋季节，由于降雨的作用相对变小，促使地下水水位下降。说明地下水位受降水和蒸发等因素的约束。该地区近几年地下水位持续下降，其主要原因是降水量偏少，补给量不足，而蒸发量和各项用水量有增无减造成的。
（四）地形特征
前述地貌对植被分布具有一定控制作用，不同的地貌形态上的植被分布具有一定的规律性，从而抑制生态环境恶化的能力也不尽相同。而地表形态的变化诸如地表裸土面积、浮沙面积的变化，可从状态上指示草地及土地的退化过程。
波状起伏的地面形态使草地的分布在类型上和高度、盖度等都各有差异。据实地调查研究表明，在相对起伏的地形中，植被的覆盖度随着高程的增加而呈减少趋势，平均高度也趋于下降，位于丘状地形的顶部的植被普遍覆盖度最低，而在丘状地形间的沟壑，草地往往较为丰盛，因为地形的关系，这些地方往往是地表水和地下水水流汇集地，植物生长的水分条件较为充分，而地点若处于一个相对的阴面，蒸发强度将很大程度地下降，易于水分的保持。
受日照、蒸发量的影响，阴坡的植被覆盖度普遍高于阳坡，据研究表明，进入20世纪90年代以来，锡林浩特草原沙化趋势加剧，流动沙丘的面积每年增加14.3 km2。沙地中植被覆盖度由20世纪60年代的阳坡30%～40%、阴坡60%～70%减少到现在的阳坡10%、阴坡30%～40%。另外受风蚀作用，迎风面草地分布高度较低，背风面高于迎风面。
（五）土壤理化性质
土壤的理化性包括土壤的物理性质和化学性质。土壤的物理特性主要指土壤温度、水分含量及土壤质地和结构等，土壤化学特性主要是指土壤化学组成、有机质的合成和分解、矿质元素的转化和释放、土壤酸碱度等。
为了验证土壤理化性质质对草地退化的影响，在内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区进行了实地调查（详见本节附录“野外调查方法”），调查面积约240km2，定位调查点59个，对研究区内的地形地貌、土壤、水文和植被进行了详细调查。
表4-13 内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区调查点一览表


续表


1.土壤物理性质
（1）质地与结构。
锡盟草原的土壤质地可分为沙土类、壤土类、粘壤土类和粘土类等，沙土土壤保水力小，保肥力低，土温易变化；壤土质地较均匀，粉沙粒较高，通透性好，保水保肥力较低，易干旱、风蚀或沙化；粘壤土质地均匀，保水肥性性能好，抗旱能力强；粘土类质地粘重，结构致密，土壤保水肥能力较强，通透性差。土壤结构有团粒状、粒状、屑粒状、柱状、块状和核状等，对植物出苗和扎根以团粒状土壤最好，粒状、屑粒状、柱状次之，核状和块状土壤不良。
据内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区实地调查结果，该地区土壤以砂土、亚砂土为主，个别地点为轻亚粘土，颗粒相对较粗，沙粒含量较多，土壤团聚性较差，亦发生土壤沙化。
（2）颗粒组成。
覆盖草场表面的土壤是一种性质变化很大的多孔性物质，它的固相组成——土壤的颗粒大小构成土壤骨架，反映了土壤的质地。随着草地退化的加剧，土壤颗粒组成发生变化，黏粒含量趋于减少，砂粒增多。不同粒径对土壤团粒结构形成和保水保肥的贡献不同，黏粒的减少抑制了土壤的膨胀、可塑性及离子交换等物理性质。
据内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区实地调查结果显示，多数地点土壤为砂土或亚砂土，土壤黏粒含量较低，砂粒占优势，土壤易沙化。
（3）含水量。
土壤水分是土壤中最重要的组成物质之一。通常说来，土壤水分的运动与土壤温度相应，要受到入渗、排水、蒸发和根系吸水等过程中大通量的液相干扰。草地退化过程中，土壤含水量下降，尤其是上层（0～20 cm）土壤含水量下降明显。
据内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区实地调查结果，未显示表层土壤含水率与草地退化程度之间的直接关系，但据前人研究结果，低水分土壤（含水率5%～7%）与高水分土壤（含水率8%～10%）对牧草的生长发育状况和产草量有很大影响，结果显示：高水分土壤产草量约为低水分土壤的一倍。而白音希勒牧场调查地点土含水率大都在0.5～5.5之间，含水率相对较低，可视为草原趋于退化的一个相关因素。
（4）容重。
土壤容重体现了土壤的紧实度，与土壤的孔隙度、透气性和渗透率成反比。随着草地退化程度的加剧，土壤容重呈上升趋势。土壤容重的增加必然影响土壤中水分和空气的移动及植物根系的发育。而严重退化阶段0～5 cm土层容重最小。说明潜在沙漠化时下层土壤微生物、动物的扰动作用使土壤变得疏松，容重较小，而严重沙漠化时土壤表层风蚀严重，植被较少，颗粒物的吹失与回落，致使土壤变得松散干燥，容重最小。
据内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区实地调查结果显示，在未退化草地，地面表层（0～5 cm）的土壤容重普遍在1.2～1.5g/cm3之间，最低达0.81g/cm3（PC30调查点，未退化草地）。而随着退化的程度增加，土壤容重呈上升趋势，最大值为2.07 g/cm3（PC36调查点，轻度沙化草地）。
2.土壤的化学性质
酸碱度。土壤的酸碱度是土壤盐基的综合反映，同时与土壤水分含量有关。据前人研究表明，农作物和牧草需要pH7.0～8.5的微碱性土壤，低于或高于此pH值时，植物生长受抑制。
据内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区的实地调查结果显示，绝大多数土壤pH值在7.20～8.64范围内，只在个别地点土壤呈酸性或pH值高于9.0。说明该地区的土壤从pH的角度来说还是比较适宜植物的生长。
（六）土壤养分
土壤养分主要取决于土壤矿物质及有机质的数量和组成。通过对内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区采集的171个土壤样本的元素相关分析，结果显示，全氮、有效氮与总碳含量间呈极其显著的正相关，全氮与有效氮之间也呈显著正相关，说明土壤有机质中均含一定比例的氮素，并且其中一定的比例可以转化为植物可以利用的有效氮。通过对不同深度的土壤元素相关性分析，以51个土壤样本的N元素为例，呈一定的正相关，表明土壤的成土环境相似，成土过程相同，从而导致元素在土壤剖面上的迁移和转化的过程和程度相近。另外分析数据表明，表层土壤的全氮、全磷等元素含量都比较低，属养分条件很差的土壤，是土壤趋于退化的重要表现。通过变异系数分析，171个样本中全氮和全磷含量存在较大的变异性，变异系数分别为73.11%和43.11%，说明土壤有退化趋势，具有退化草场的特征。
表4-14 内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区土壤部分营养元素相关矩阵（样本数=171）


表4-15 内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区不同层次的土壤N元素相关性分析（样本数=57）


1.土壤有机质与营养元素
土壤有机质是土壤肥力的重要物质基础，它直接影响着土壤的理化性质和生物活性，是反映土壤肥力状况和供肥特征的决定性因素。目前，反映土壤有机质状况的指标多种多样，包括有机质数量、活性和腐殖质品质指标等。
土壤中全N含量代表了能提供给植物所需N的最大潜力。随着沙漠化梯度的增加，土壤全N含量呈降低趋势。土壤中有机质的C/N比是一个重要的指标，若C/N比很大则在其矿化作用的最初阶段就不可能对植物产生供N的效果，因为微生物的同化量会超过矿化作用所提供的有效N量，有可能使植物缺 现象更为严重。但若C/N比很小则在其矿化作用一开始就能供应植物所需的有效N量。因此C/N 比对植物的生长有着至关重要的作用。草原沙漠化过程中，土壤C/N比呈增加趋势，说明伴随着土壤C，N的显著下降，质地变粗，植物N素供应不足更为突出。
据蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区内的土壤元素相关性表明，Corg（有机碳）与全N之间存在显著的正相关，171个样本的C/N平均值为9.766，变异系数为60.12%，在空间上的表现并不一致。多数样本的C/N值在7～15范围内波动，个别样本达到40～50，说明在该地区某些地点草地已经开始趋于退化，甚至有土壤沙化的效应。

图4-3 内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区土壤Corg-N相关性（样本数=171）

2.土壤微量元素
生物体是由60多种元素所组成，其中C、H、O、N、Ca、P、Mg、Na等含量较大的元素，称为宏量元素。而占生物体总重量0.01%以下的如Fe、Zn、Cu、Mn、Cr、Se、Mo、Co、F等，为微量元素。微量元素虽然在生物体内的含量不多，但与生物体的生存和健康息息相关。它们的摄入过量、不足或缺乏都会不同程度地引起生物体生理的异常或发生疾病。微量元素最突出的作用是与生命活力密切相关，能发挥巨大的生理作用。而这些微量元素必须直接或间接地由土壤供给。到目前为止，已被确认与人体健康和生命有关的必需微量元素有18种，即Fe、Zn、Cu、Mn、Cr、Se、Co、I、Ni、F、Mo、V、Sn、Si、Sr、B、Ru、As等。
对内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区的57处地点的0～20cm表层土壤的B、Mo、Cu、Zn、Fe、Mn等6种微量元素的有效态分析，6种微量元素含量平均值大小顺序为Mn>Fe>Zn>Cu>B>Mo，且Mn和Fe的含量远高于其他4种元素，也远远高出全国均值。另外4种元素的均值均小于全国均值水平。
表4-16 内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区表层土壤6种微量元素有效态含量 单位：μg/g


据锡盟盟志的记载，锡盟土壤的6种微量元素有效态变幅如表4-17所示。
表4-17 锡盟土壤的6种微量元素有效态变幅 单位：×10-6


可以看出，该地区的B、Mo、Zn元素的有效态含量均低于元素缺乏的临界值；另外，该地区的有效Fe和有效Mn的含量，远远超出上述范围，其原因有待进一步探究。
从植物中微量元素的含量分析可以看出，B、Mo、Cu 3种元素含量的均值均在正常范围之内，Zn元素含量略低于正常范围；而Fe和Mn的含量均值远远高出正常含量的范围，这应与土壤中的Fe和Mn的含量过高有一定的关系；另外也不排除植物本身的因素，可能使不同植物间的元素含量有较大差别。
表4-18 内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区植物体中6种微量元素有效态含量 单位：μg/g


植物体内元素含量的变化往往存在相关性，从表4-19中可以看出，Fe和Mn、Fe和Zn、Fe和Cu、Cu和Zn之间存在显著正相关，Fe和Mo、Cu和Mo之间表现为负相关，但不明显，其余元素之间均为正相关。
表4-19 内蒙古锡林浩特白音希勒牧场典型草原区植物体内6种微量元素相关性分析（样本数=57）


针对上述研究结果，该地区的Fe元素和Mn元素过于富集，是否影响该地区的植被演化和退化，有待于进一步调查与监测。
附：野外调查工作方法
一、工作区概况
试验在内蒙古锡林郭勒盟白音锡勒牧场典型草原区内进行。该区位于东经116°30′～116°45′，北纬43°33′～43°40′，海拔1215 m；属温带半干旱大陆性气候，春季干旱少雨，风大沙多，冬季寒冷而漫长；年均温0℃，气温日较差大，年均降水量300～450 mm，降水变率大，70%的降水集中在7、8、9三个月，年均日照时数2600 h，无霜期170 d左右，年均风速3.2 m/s，大风日数71 d，以4、5月份最为频繁。该区主要植被类型为“大针茅+羊草”典型草原。地带性土壤为栗钙土。锡林河由东向西穿越该区。
二、工作方法
（一）工作总则
校验区基本工作比例尺为1∶50000，基本采样密度为1点/4km2。沿锡林河间隔约20km布置数个横向剖面，每剖面设置3-4个样点。
（二）样点调查
1.植被调查：每样点设置1个（5m×5m）样方，分别测定各样方内的植被覆盖度，优势草种的比例，平均植物株高。并取优势草种样品。
2.土壤调查：每样点挖取1个深50cm的土壤剖面，用洛阳铲分0～10cm、20～30cm、40～50cm分别取样，另在0～10cm用铝盒取土壤原状样。
3.水文调查：收集提取样点附近存在的地表水和地下水样品。
三、数据采集
（一）植被调查与测试
1.植被覆盖度：目测法。
2.优势草种比例：目测法，选择占样方内所有植被70%以上的1～2种优势草种，分别估测其比例。
3.平均植物株高：随机抽取5～10株植物测量其自然高度，取平均值。
4.优势草种样品测试：包括元素全量分析14项：Cd、Pb、Cr、Ni、As、Hg、Cu、Zn、Fe、Mn、B、Mo、Se、F。测定方法采用原子荧光光谱法（AFS）、等离子体光谱法（ICP-OES）、等离子体质谱法（ICP-MS）、离子选择性电极（ISE）等。
（二）土壤调查与测试
1.土壤剖面调查与描述：根据挖取的剖面绘制柱状图，并进行描述。
2.土壤颗粒组成测定：采用筛分法。
3.含水量测定：采用土工试验方法。
4.土壤元素测试
（1）全量分析24项：pH、TOC、N、P、K、Na、Ca、Mg、Fe、Mn、Cu、Zn、B、Mo、Ni、Pb、Cd、Cr、As、Hg、Si、Al、Se、F。
（2）有效态分析13项：碱解氮、有效磷、速效钾、有效硼、有效钼、有效铜、有效锌、有效铁、有效硅、有效锰、有效硫、交换性钙和交换性镁；
（3）离子交换态分析（含水溶态和离子交换态）1项：Cd、Pb、Cr、Ni、As、Hg、Se。
（4）测定方法采用原子荧光光谱（AFS）、发射光谱法（ES）、等离子体质谱法（ICP-MS）、压片法X-射线荧光光谱（XRF）、离子选择性电极法（ISE）、氧化热解气相色谱法、等离子体光谱法（ICP-OES）、氧化热解电位法等。
（三）水文调查与测试
地表水样与地下水样测试：包括As、Hg、Ni、Pb、Cr、Cd、Cu、F、Se、Zn、N、P、K、Na、Ca、Mg、Cl、等22项离子。测定方法采用等离子质谱（X-series）、原子荧光（AFS-230）、等离子光谱（IRIS）等。

3. 典型地区环境地质指标研究

一、研究区概况
大庆市位于松嫩平原中部，黑龙江省西部，属松花江流域，是我国最大的石油、石化生产基地。现辖肇州、肇源、林甸、杜尔伯特四个县，以及萨尔图、让胡路、龙凤、红岗、大同五个区，总面积21 219 km2，截至2006年10月18日，总人口数为265.7万人，工业企业1000余家。其中市区面积5107 km2，人口121.2万。大庆市区行政区划主要构成如表7-5所示，地理位置如图7-1所示。
表7-5 大庆市区行政区划表（2004年）



图7-1 大庆市区行政区划图

（一）地质与地形地貌
大庆市在地质构造上属松辽盆地，它位于松辽盆地北部，处于松花江、嫩江一级阶地上，地层沉积厚度达6000 m以上。在漫长的地质构造运动作用下，大庆市地下岩层形成两侧为凹陷的构造——三肇凹陷和齐家古龙凹陷，中部为隆起构造——大庆长垣构造。大庆长垣是松辽盆地中央坳陷区北部的一个大型背斜构造带，南北长140 km，东西最宽处约70 km。正是被称为“大庆长垣”的构造，孕育了大庆油田的主体，长垣之上，自北而南有喇嘛甸、萨尔图、杏岗村、太平屯、高台子、葡萄花和敖包塔7个油田。
从第四纪地质构造上来看，大庆市可以分为：冲击层、低漫滩堆积层、第四系水系、风积层、高漫滩堆积层、洪积（冲积）层和全新统，见表7-6。
表7-6 大庆市第四纪构造及其面积


全市地势东北高、西南低，一般地面高程在126～165 m之间，自然坡降在1/5000至1/3000左右，相对高差较小，为10～39 m，境内无山无岭，地貌表现为坡状起伏的低平原。
从地貌成因类型及形态特征看，大庆大面积为冲积洪积湖积低平原，局部为冲积洪积河漫滩、风积沙丘地貌。冲积洪积湖积低平原分布于大庆市中部广大地区，地形平缓，表现为坡状起伏：冲积洪积河漫滩呈条带状分布于沿江地带，地势平坦，地面湿润，并分布有较多季节性泡沼和沼泽湿地及小块的残留阶地；风成沙丘呈北西-南东向条带状分布，大部分现已固定或半固定。在地势稍高多为平缓的漫岗，其上植被发育较差，平地上多为耕地、草原，间有许多面积不大的盐碱小丘；低处多为排水不畅的季节性积水洼地和低位沼泽，以及大大小小的碱水泡子。
（二）气候
大庆市地处北温带欧亚大陆东缘大陆季风气候区，属于半湿润与半干旱区域，受蒙古内陆冷空气和海洋暖流季风的共同影响。春季多大风，少雨干燥；夏季短暂，受太平洋高压气团影响，雨热同季，高温多雨；秋季日照长，常有早霜；冬季漫长，受高空西北气流控制，严寒少雪。市区多年平均气温3.2℃，1月份平均气温-19.6℃，7月份平均气温22.8℃，极端最低气温-37.7℃，极端最高气温37.4℃。无霜期140天，年平均日照时数为2826h。季节性大风明显，年平均风速3.9m/s。
大庆市气候灾害最主要的是干旱，特别是春季，春季降水不到全年的15%。由于年内降水分配不均，强度大，降低了降水的有效性，造成夏、秋洪涝灾害。此外，低温寒冷、霜冻、冰雹、大风出现的频率较高，造成程度不同的其他灾害。
（三）土壤
大庆市区土壤是在特定的地貌、成土母质、气候、水文、植被等成土因素的综合作用下形成的。草原土壤占市区总土地面积的 18.64%，是主要的耕地土壤；水文土壤主要有草甸土和沼泽土，其中草甸土占市区总土地面积的52.23%。大庆地区特殊的自然地理环境使区内土壤既有一般的成土规律，又有特殊的隐域性成土方式。第四纪粘土、亚粘土为主的沉积物，决定了大庆地区土壤的基本性质，即具有温带平原土壤系列的基本特点。根据土壤普查资料，大庆市土壤共分 6 个土类，13 个亚类、13 个土属，28 个土种。
（四）植被
大庆市天然植被主要由草甸草原、低地盐化草甸和沼泽构成。草甸草原是松嫩平原的主要组成部分，分布在漫岗、缓坡地和低平地上，植物主要以中早生的多年生草本植物为建群种，并以丛生和根茎型禾草占优势。禾本科主要有羊草、贝加尔针茅、野古草、隐子草和洽草等；豆科有兴安胡枝子、细叶胡枝子、五脉山薰豆、首箱、草木裤、山野豌豆等，杂草类主要有篙属、萎陵属杂草。植被盖度多在65%以上，草层平均厚度50 cm左右，亩产干草约100～150 kg。此类草场是畜牧生产主要割草场和放牧地。低地盐化草甸在大庆市有一定面积的分布，多处在地势低洼地带，与草甸草原植被呈镶嵌分布。植被由盐中生和早中生禾草、杂草类组成，主要植物有星星草、碱茅、羊草、芦苇、野黑麦、盐生凤毛菊、碱蓬、碱高等，植被盖度60-80%，草层平均高55 cm，亩产干草70 kg。此类草地主要作为放牧场。沼泽植被在大庆市有小面积分布，主要在长年积水或季节性积水的内地闭流洼地、无尾河散流低地和江滩洼地，植物主要有芦苇、小叶樟、三棱草、苔草等组成，芦苇是最常见的类型，植被盖度在80-100%，生长高度150～250 cm，产量很高，主要用于造纸工业。除了占优势的草本植物外，在西部风沙土区还有野生的蒙古杏、榆树等树种分布，现已遭受严重破坏。沿江地区还有天然的山杏、榆树、灌木柳等。
不过目前，大庆市天然植被己有很大一部分被开垦为农田，并在村镇周围和农田边缘种植了大量的杨树。保持天然植被的地段多为干早贫膺的沙地、较重的盐碱地以及沼泽地等。另有一部分植被由于油田开发而受到严重破坏。
（五）水文
1.降水
大庆市夏季降水量丰沛，冬季降水稀少。多年平均降水量为380～470 mm，最大降水量为664 mm，最小降水量为213 mm。年内降水量分配不均，主要集中在7～8月份，约占全年降水量的55%。大气降水明显表现为年际变化大、年内分配不均，并呈现夏季丰水、冬季枯水、春秋过渡的特点。
2.地表水
大庆市地表水资源表现为明显的闭流区特征。境内湖泊、泡沼星罗棋布，但很多泡沼多为碱性泡子，碱性强、盐分含量高，未经处理不能做灌溉用水。市区内无天然河流，松花江、嫩江从西南部边缘通过。省内两条最大的无尾河——乌裕尔河和双阳河的尾部逐渐消失在林甸和杜蒙县的大片苇塘和湿地中，大气降雨都汇集到低洼处，形成许多季节性沼泽地，全市有常年水泡208个，其中市区有156个。地表水系由引水系统、排水系统和诸多泡沼组成。引水系统包括三条以嫩江水位水源的北部、中部、南部引嫩工程和相应的蓄水工程组成，蓄水工程主要包括大庆水库、红旗水库、龙虎泡水库、北湖、东湖等。日供水能力117万m3。排水系统有南线排水和东线排水组成，东线由石化总厂污水管线进入清肯泡，南线主要是指安肇新河排水系统。
3.地下水
大庆市已探明地下有四个含水系统，即主要由第四系林甸组、泰康组及第三系大安组、白垩系明水组构成。因含水层受古沉积环境影响，其结构特征、埋藏条件、补给、径流条件差异很大，各含水层富水性差别较为明显。总体而言，含水厚度在10～40 m之间，顶板埋深为35～60 m，一般单井出水量为20～50 t/h，地下水可开采量为每年9.6亿m3。
大庆市各含水层为低矿化度重碳酸氢钠（NaHCO3）型水，但主要指标有明显的差异。在含水层之间，总溶解性固体由高到低依次为大安组、泰康组、林甸组、明水组，总硬度由高到低依次为泰康组、林甸组、明水组、大安组，锰含量由高到低依次为明水组、泰康组、林甸组、大安组，氟含量由高到低为林甸组、泰康组、大安组、明水组，pH值由高到低依次为明水组、林甸组、大安组、泰康组。总的情况分析，明水组水质最好，大安组水质次之，第四系、泰康组水质一般。在平面分布上的总体情况是，大庆长垣以东地区水质好于以西地区。
（六）石油天然气
大庆市位于松辽盆地的中心部位，是中生代至新生代时期的一个大沉积盆地，地下有丰富的石油天然气资源。截至 2001 年底，共发现探明石油地质储量 56.2 亿t，已动用地质储量 47.9 亿t，已开发的含油面积 2123.77 km2，占大庆市总面积的 41.59%。大庆市天然气资源也较为丰富，天然气地质储量 548.22 亿m3。
二、大庆市水土环境变化影响、状态和后果分析及环境地质指标研究
综观大庆市水土环境恶化的各种相关因素，其主要成因为：大庆市地处松嫩平原腹地，地质环境脆弱；油田的开发、建设活动加剧了市区水质和土壤的污染，造成区域地下水位持续大幅下降，导致土地资源流失，土地利用结构发生变化等一系列水土环境问题。
（一）气象
大气降水情况表现为年际变化大、年内分配不均的特征，并呈现夏季丰水、冬季枯水、春秋过渡的特点。夏季受东南季风的影响降水量丰沛，占全年降水量的60%左右；冬季在干冷东北风控制下降水稀少，仅占全年的4%～6%，见表7-7、7-8。
表7-7 大庆市区代表站降水量系列丰枯评定表


表7-8 大庆市区主要代表站多年平均降水量分配表


对于潜水含水层，水位变化受降雨影响较大，丰水位出现在8～9月份，枯水期多出现在4～5月份，图7-2是市区一潜水含水层地下水位与降雨量的关系曲线图。
（二）水文地质
大庆市含水层主要由第四系林甸组、泰康组及第三系大安组、白垩系明水组构成。因含水层受古沉积环境影响，其结构特征、埋藏条件、补给、径流条件差异很大，各含水层富水性差别较为明显，根据地下水含水层特征及埋藏条件可将区域内地下水分为富水区、中等富水区、弱富水区和贫水区四个区域，以大庆长垣为界，将规划区分为西部含水层系统及东部含水层系统，东部明水组缺失边界以南为东南部含水层系统。

图7-2 地下水位与降雨量的关系曲线

1.齐齐哈尔组潜水含水层
岩性为冲积和湖相沉积的细粉砂层。在低平原地区发育，岩性为黄土状亚粘土、亚粘土、粉细砂，潜水含水层底板埋深一般在5.0～30.0 m之间。赋存孔隙潜水，含水层厚度2.50～8.50 m，水位埋深2.5～8.3 m，渗透系数0.6～3.2 m/d，单井涌水量3/d，水质类型为低矿化淡水-微咸水。
2.大兴屯组潜水含水层
岩性为冲积相沉积的地层。在区域高平原地区发育，岩性为黄土状亚粘土、亚粘土、粉细砂，赋存孔隙潜水，含水层厚度0.50～5.50 m，水位埋深3.5～6.5 m 渗透系数0.8～2.5 m/d，单井涌水量3/d，水质类型为低矿化淡水-微咸水。
3.林甸组承压含水层
主要由河流相沉积细砂、砂砾石组成。除大庆长垣顶部缺失外，油田大部分地区都有分布，以油田西部发育最好。油田东部只有龙凤—卧里屯一带分布。在油田西部，埋深深度和厚度均自东向西，自南向北加深增厚，在前进水源以南地区逐渐变薄。厚度一般都在10.0 m以上，大部分地区都在20.0～60.0 m之间。少数在75～80 m之间。含水层颗粒粗大，分选较好，有效孔隙度大，透水性强，富水性较强。300 mm井管单井出水量为3615～5462 m3/d。林甸组含水层是规划区主要开采层位之一，其原始静水位埋深在3.0～10.0 m之间，目前，在降落漏斗范围内，水位埋深在15～25.42 m之间。水质类型为低矿化度的重碳酸钠型水。
4.泰康组承压含水层
岩性主要是含砾细砂和含砾中粗砂，自上而下由细变粗，呈明显河流相沉积。上部以中细砂和粉细砂为主，底部为厚层状含砾中粗砂。含水层只分布于大庆油田的西侧地区，与上覆第四系砂砾石层之间有一层分布不稳定的亚土、粘土和粉砂交互层，沉积发育比较稳定，厚度为5.0～20.0 m，且分布不稳定粘土或亚粘土互层相隔，沉积缺失而形成天然的“天窗”。通过弱透水层和“天窗”，使第四系林甸组含水层与该含水层相连通，水利联系较为密切，可视为同一含水层系统。
5.第三系大安组孔隙承压含水层
该含水层受沉积构造运动影响，分布不稳定，含水层较薄，厚度在3.0～8.0 m之间，含水层岩性为含砾砂岩，胶结松散，颗粒较细，孔隙较小，富水性略差。单井出水量为800～1000 m3/d。矿化度为240～660 mg/l，水质类型为重碳酸钠型水。
6.白垩系明水组孔隙承压含水层
又分为明水组二段承压含水层和明水组一段承压含水层。前者沉积时受构造运动影响，分布不稳定，多以透镜体分布。含水层单层较多，一般2～10层。单层厚度在3.0～26.0 m之间，累计厚度在10.0～80.0 m之间，局部最厚可达100 m。含水层岩石颗粒较细，孔隙较小，富水性略差。单井出水量为430～1700 m3/d。矿化度为300～700 mg/l，水质类型为重碳酸钠型水。后者与明水组二段含水层平面分布范围基本一致，含水层沉积特征受构造运动的影响很小，分布稳定性较好，特别是其上部含水层呈连续分布，沉积发育良好。含水层单层数较明水组二段少，一般为1～8个单层，单层厚度在3.0～29.0 m之间。含水层累计厚度为在5.0～55.0 m之间，局部地区最厚可达66.5 m。明水组一段含水层发育较为稳定、厚度为20 m左右，灰黑色泥质砂岩，砂岩分为上下两部分。其中上部发育良好，单层厚度较大，区域分布十分稳定，岩石颗粒较粗，有效孔隙度较大，富水性较强。而下部则发育较差，分布也不稳定，在三肇凹陷东部，发育相对较好。在龙凤、东水源地区，该含水层在油田开发初期可喷出地面10余m。目前，漏斗范围内最大降深在地面以下50 m。单井开采量为400～1000 m3/d，矿化度为300～800 mg/l，总硬度为96～500 mg/l（以CaCO3计）。
（三）地表水质
地表水是大庆市水资源的重要组成部分。大庆市的地面水体主要由江河、“三引水系”、自然泡沼、人工湖库和排水渠系共五部分组成。由于大庆以石油开采和石油化工为主体产业结构特点，结合大庆地区地表水体中的主要超标项目，选择了DO、COD、BOD5、挥发酚、CN-、石油类、总砷、六价铬、总镉、氨氮10个为地表水环境质量评价因子。
江河：由表7-9可见，区内松嫩两江，仅在中部引嫩干渠渠首及肇源站段为Ⅲ类地表水体，其他站段为Ⅳ级水体。江水的环境质量主要受到沿途纳污及江水自净条件的影响。从北部拉哈站段水体为4.6级，到中部引水渠首江水由于自净作用综合级数变为3.60级，至江桥站段由于途中接纳了齐齐哈尔市的污水排放使江水综合级数上升到4.14级。至古恰，松花江接纳库里泡4.87级的排水后江水由4.10级上升为4.69级。各断面环境监测资料统计表明，松嫩两江主要超标项目是化学耗氧量、生化需氧量、石油类物质。乌裕尔河和双阳河因受其上游各县污水排放的影响，水质较差。其综合级数分别为5.79和5.38级。属Ⅴ类地表水体。主要超标项目有化学耗氧量、生化耗氧量和石油类物质。
引水系统：中部引嫩干渠和北部引嫩总干渠质量分别为Ⅲ级（3.67级）和Ⅳ级（4.6级）。大庆水库和红旗水库为Ⅲ级地表水体。综合级数分别是3.31级和3.9级。据不同水期的监测资料分析，大庆水库枯、平、丰水期综合级数变化明显，主要表现为枯水期水质最差，丰水期水质较好，可达Ⅱ类地表水标准。
排水渠：安肇新河和西部排水干渠为大庆市排水主干系统，并汇合于大同，而后注入库里泡。排水系统承泄大庆市的城市污水和工业废水。安肇新河源于王花泡滞洪区，与东排干，中央排干和兴隆排干构成东部排水系统并串联于中内泡。主要接纳萨尔图区、龙凤区和红岗区及大同区的部分污水。水质较差。综合级数显示，东排干为4.93级，中央排干为5.84级，安肇新河为5.44级。西部排水总干渠北起大庆水库，南到民荣泡南端入安肇新河，全103.4km。设计流量10m3/s。具有油田排水，工业排水、农田灌溉等功能。西部排水干渠北部水质较好，基本符合Ⅲ级地表水体标准，其间串联于哑葫芦泡，东卡梁泡和八百垧泡后，接受了让胡路区、红岗区和大同区的污水排入，几个断面的综合级数都在5.8级以上，污染较为严重。
湖泡：大庆地区湖泊众多，是地表水环境系统的重要组成部分，多数湖泊具有纳污功能，城市污水、工业废水、地表径流是这些湖泡的主要补给，有的湖泊也有来自地下水潜水的补给，如莲环湖等，使这些湖泊终年不干，得以存在，湖泊是污水的汇集地，也是区内污染最为严重的区域。据断面监测，串联于安肇新河的中内泡1998年丰水期综合级数为8.06级，枯水期竟高达15.44级。大庆市与水环境密切相关的二十几个湖泡，除王花泡、八百垧泡、莲环湖、库里泡为Ⅳ级地表水体外，其余皆为Ⅴ级水体或超Ⅴ级水体。其中污染最为严重的是：老猪泡、中内泡、周瞎子泡、民荣泡、陈家大院泡。
表7-9 大庆市地表水体质量评价结果表


综上所述，大庆地区地表水体的污染以化学耗氧量、生化需氧量、石油类、有机污染为主，其次为总氮和总磷超标元素。地表水体污染的主要原因是城市生活污水和工业废水的排入造成的。其次地表径流水质也是影响湖泊、河流水质的一个重要方面。
（四）地下水水质
大庆油田自开发以来，就以地下水作为主要的供水水源，由于地下水的大量开采，在开采区形成大面积水位降落漏斗，漏斗中心位于前进水源地附近，而且随着开采量不断增加，漏斗中心水位降落也相应增大，在许多水源地，如前进水源、齐家水源、让胡路水源、喇嘛甸水源、红卫星水源等水源地的水化学成分发生了变化，地下水的、硬度、Fe和Mn均有升高的趋势。主要化学成分的情况如下：
1.Cl-离子
大庆市地下水中氯离子含量较低，大部分为Ⅰ级水，小于地下水环境质量标准规定的Ⅰ级水（50mg/L）。Ⅱ级水分布在齐家水源、喇化水源、西水源喇嘛甸水源一带。
2离子
大庆市地下水中硫酸根含量大部分较低，为Ⅰ级水，低于地下水环境质量标准规定的50mg/l。Ⅱ级水分布在杏二水源、南二水源，龙凤水源等地。Ⅲ级水主要分布在齐家水源地、西水源和让湖路水源地。只在喇化、西水源、喇嘛甸水源的个别井点达到Ⅳ级和Ⅴ级水。
3.Fe离子
大庆市地下水中铁离子的含量普遍较高，多数井点达到了Ⅳ级和Ⅴ级，即超过饮用水水质标准（0.3mg/l）。铁的分布基本分成三个区，西部地下水中铁含量较高，为Ⅴ级水，中部铁含量主要为Ⅳ级水，而东部地下水中铁含量相对较低，其中北水源、东水源、龙凤水源至农牧厂一带的地下水中铁含量较低，为Ⅰ级水，是白垩系明水组含水层。红卫星水源、喇嘛甸水源中部分井点及大同等地的地下水为Ⅳ级水，西部地区铁含量普遍较高。
4.Mn离子
根据锰含量的高低，可将大庆市地下水分为东西两个区。西区锰含量较高，多数为Ⅳ级水，个别地方为Ⅰ级水，如林甸的庆丰等地；而东部地区地下水中锰含量较低，大多为Ⅰ级水，如北水源、东水源、龙凤水源至农牧厂一带的明水组含水层，长垣西侧的西水源、红卫星水源、南水源、南二水源、前进水源等水源地部分井点为Ⅰ级水。
5离子
大庆市地下水中硝酸根含量大部分为Ⅰ级水，小于2mg/l。
6.F-离子
氟离子含量基本分为两个区，西部地区含水层中含量较低，大部分为Ⅰ级水，包括绿色草原、胡吉吐莫、古龙、新肇、古恰等地，林源、新华、大兴和肇源等地也为Ⅰ级水，而东部一些地区氟含量较高，为Ⅳ级水甚至Ⅴ级水。
7.TDS
大庆市地下水中溶解性总固体含量低的Ⅰ级水（2，从动态分析可以发现，水量和水位呈直线的相关，漏斗的分布直接受地下水开采量控制，漏斗中心水位已经由最初的地面以下9 m，下降至现在的45.6 m，平均每年下降0.96 m（图7-3、表7-10）。开采区在1972年开采量达约1.0亿m3时，地下水位埋深19.62 m，使地下水位下降9～14 m，地下水降落漏斗开始扩大，从1972年起开采量逐年增加，到1976年开采量达1.48亿 m3，降落漏斗影响面积2500 km2，开采强度达5920m3/km2·年，漏斗中心水位埋深达29.50 m，此时降漏斗迅速发展面积扩大，1986年地下水开采2.0亿m3，漏斗中心水位埋深达34.24 m，从1986～1988年之间，开采量减少，到1988年开采量为1.7亿 m3，漏斗中心水位相应有所回升，漏斗中心水位埋深33.28 m，1989年以后地下水开采量逐年增加，漏斗水位又随之下降，到1996年达2.4亿m3，水位埋深为45.6 m，水位总下降约30 m，1997年地下水开采量为2.3亿m3，形成北起林甸花园乡，南到采油七厂，西起新店，东到大庆长垣西侧，漏斗中心位于独立屯水源及相邻地区降落漏斗，漏斗面积4000 km2，开采强度达6.57×103 m3/km2·年。
东部漏斗区：地下水主要开采目的层为明水组白垩系含水层，有集中开采水源10座，开采区1970年上开采量达0.28亿m3，地下水位埋深25.00 m，地下水降落漏斗扩大，到1984年开采量达0.32亿m3，漏斗中心水位达33.50m，1984年以后逐年增加开采量，1992年开采量达0.38亿m3，漏斗中心水位持续下降为42 m，到1997年水位下降到53.4m，开采强度达6.51万m3/km2·年，形成了北起青龙山奶牛场，南到安达畜牧农场，东起安达中本乡，西至缺乏边界的长约50 km，东西宽30 km的降落漏斗1560 km2，见图7-4、表7-11。

图7-3 西部开采区开采量与水位变化的关系

表7-10 西部漏斗区水源井开采量与水位的变化关系统计表



图7-4 东部开采区开采量与水位变化的关系

表7-11 东部漏斗区水源井开采量与水位的变化关系统计表


（六）土地利用结构
2001 年大庆市区耕地面积 2042.16 km2，占总土地面积的 39.96%，牧草地面积 1486.97km2，占总土地面积的 29.10%，水域面积 431.96 km2，占总土地面积的 8.45%，建设用地 400.86km2，占总土地面积的 7.84%，未利用地733.34 km2，占总土地面积的 14.35%。与 1990 年相比（表7-12），11年期间耕地面积净增 285.1 km2，年增长率 1.48%，牧草地面积减少 85.39 km2，平均每年递减 0.49%，水域面积减少 51.54 km2，年递减率 0.96%，建设用地增加 105.82 km2，年增长率 3.26%，未利用地减少 258.56 km2，平均每年递减2.37%。1979年到1990 年期间，耕地增加 314.61km2，平均年增长 1.98%，牧草地减少 933.37km2，平均每年以 3.10%的速度减少，水域面积增加78.94 km2，年均增长 1.63%，建设用地增加 149.98 km2，年均增长 8.62%，未利用地增加 398.98 km2，年均增加 5.61%。其中各区1990、2001年土地利用情况见表7-13、表7-14。
表7-12 大庆市区土地利用类型统计表


表7-13 大庆市区1990年各区土地利用类型统计表


表7-14 大庆市区2001年各区土地利用类型统计表


1979 到 1990 年的 11 年期间研究区耕地主要去向是转化为草地、居民点和未利用地，同时大量的草地转变为耕地、水域、居民点和未利用地，未利用地一少部分转变为居民点和耕地，大部分变成草地和水域用地。土地利用类型复杂的转换过程，说明这一时期区域土地利用十分剧烈，人类的干扰活动是强烈而持续的。主要是由于大庆油田正处于中兴鼎盛时期，一方面要保证产量，油井不断加密，占用了大量的耕地、草地，被占用的土地建了油井和输油管线以后不能再耕种和放牧形成了大面积的未利用地。另一方面大量人口的迁入和人口的自然增长使得城市建设的步伐不断加快，油田占用土地以后，剩余的草地或被城市用地占用，或者被开垦成耕地。而水域面积的增加主要是来自于草地和未利用地，则可能是由于气候条件适宜，降水量增加导致地势低洼处形成季节性积水的原因。居民点和建设用地主要转变为草地和未利用地，主要原因是在油田区内建造的临时居民点搬迁出油田。
1990 年到 2001 年期间，土地利用类型的相互转化，主要表现为：草地面积因开垦耕地和城市建设占用继续减少，耕地面积继续增加，城市建设用地增加，20世纪80年代形成的未利用地有一部分转化为天然草地，大面积的天然水域萎缩变为未利用地，这与20世纪90 年代大庆气候逐渐变干有着密切的关系。
（七）土壤质量
大庆市及周边地区的土壤中，石油烃均值含量达78.01 mg/kg（背景值为48.36mg/kg），污染率为60%；挥发酚均值0.048 mg/kg（背景值为0.032mg/kg），污染率为48%；总铅均值为24.34mg/kg（背景值为15.42mg/kg），污染率为43%；硫化物均值为0.13mg/kg（背景值为0.07mg/kg），污染率25%。上述资料明显反映了大庆及周边地区的土壤已遭受不同程度的污染。虽然石油类污染物在土壤中经3～5a即可降解；但这些物质可通过食物链进入人畜体内，从而危害人体健康。这些污染物来源于油田开发区和石油化工区的钻井及输油管线冒漏、井喷漏；石油化工厂的泄漏及废气废液的排放和原材料堆放等；另外石油钻井的废液泥浆也是土壤污染的一个重要因素。每口井产生的废液约60～80m3，20世纪80年代以前全部就地掩埋；以后2万多口井液按80%回收，剩余140万m3井液就地掩埋。这些井液毒性大，颗粒小，呈黏稠状，对土壤构成了严重威胁。
（八）水资源衰减
大庆全市地表水域面积42万hm2，地下水可开采量每年为9.6亿m3。由于采油过程中过量开采地下水，造成区域地下水位下降，在大庆长垣附近已经产生两个区域性水位下降漏斗，漏斗面积分别为：4500 m2、1600 m2（包括林甸、杜蒙、安达部分），中心水位下降分别为36.00 m、44.00 m。由于漏斗范围内承压含水层压力较小，可能导致地面沉降和地面塌陷。据不完全统计，自20世纪70年代开始，大庆市地下水水位年均下降16～19m。至2005年底，西部地区地下水水位埋深达48173m，而原始静水位埋深仅210～1010m。
（九）土地退化
大庆市土地沙化、盐碱化及草原“三化”问题突出。据大庆市人大常委会数据，全市2.12万km2土地，荒漠化土地面积已达8279 km2，占土地总面积的47%。由于土地沙化和盐碱化，使土壤黑土层变薄，有机质含量降低。据调查，大庆垦前黑土层厚度为40cm，垦后黑土层厚度仅为15～20cm。大庆现有1034万亩草原，由于连年干旱，载畜量过大，原生土壤高含碱性，“三化”面积已达810万亩，占总面积的78%。
（十）水文
湿地面积萎缩问题显现。据黑龙江日报2006年报道，大庆市拥有湿地120万公顷，占全国已知湿地总面积的3.12%，接近1/30。大庆湿地发育的环境基础为流速缓慢的河溪、淡水湖泊及相邻的沼泽地，湿地类型属河流及河漫滩沼泽湿地、湖泊及周边沼泽湿地、草甸沼泽湿地。其中沼泽、苇地等 14.43 万亩，水域 41.87万亩。主要分布在肇源县、杜蒙县、林甸县和市区。由于油田的深度开发，油田范围不断向外延伸，大量的湿地被开发利用。随着石油化工的发展，污染排放物加剧，“落地油”及钻井过程中产生化学泥浆和洗井废水使得许多湿地变成了泥浆地、排污地、废水排放池等。土壤、植被及湿地水体的大面积污染。
（十一）水土环境污染
大庆是我国著名的油都，在贡献高额利润的同时，也对当地水土环境产生了极大的破坏。最为突出的表现就是水土环境污染。2004年度，大庆市排放废水12414.0万t，其中工业废水7799.04万t，生活污水4615万t。工业废水中主要的污染物有COD、BOD5、SS、氨氮、石油类、硫化物、挥发酚、CN、砷、六价铬、铅等。由于境内无江无河，除每年约7000万t的污水经净化处理重新利用外，其余全部排入地表泡沼中，致使分布于大庆市境内大部分纳污泡沼皆为V级水或劣V级水。另外，对纳污泡渠一定范围内浅层地下水样的检测发现，色度、浊度、总硬度、铁、锰、氟化物、高锰酸盐指数、溶解性总固体超标。其中，铁、锰、氟化物超标反映受原生地质环境影响。而色度、浊度、总硬度和高锰酸盐指数超标，表明受人为活动所致。
水体受到污染的同时，土壤污染也不容小觑。油田石油化工区、石油开发区土壤污染比较严重，污染物排量大、浓度高、毒性强，且在土壤中存留时间长，难于降解，并能通过食物链在人体内蓄积而影响人体健康。污染来源主要有钻井泥浆、钻井岩屑及石油开采过程中的落地原油。1995年，区域土壤污染调查时发现，主要的污染物为石油总烃、酚类和硫化物及重金属元素铅、铜等。2005年，重点对石油开发区内的土壤中（面积196km2）重金属元素展开调查，发现污染程度呈增加趋势。

4. 典型地区环境地质指标研究

一、岩性、土壤侵蚀等与石漠化关系研究
以贵州关岭为例，开展研究。关岭布依族苗族自治县位于贵州省西南部，距省城贵阳168km，地处珠江上游北盘江的东岸，全县总面积1 468 km2，石漠化面积为505 km2，占全县总面积的34.5%，其中重度石漠化为175 km2，中度石漠化为168 km2，轻度石漠化为156 km2，潜在石漠化为6 km2。是珠江上游石漠化面积最严重的县之一。调查结果表明，石漠化的形成与地层岩性、土壤侵蚀、植被退化、土地生产力低有明显的关系。
（一）岩性
关岭石漠化（表2-6）主要发生在二叠系下统的梁山组、栖霞组、茅口组、四大寨寨组，三叠系上统的法郎组第1段，岩性均是以灰岩为主，石漠化发生面积占50%以上。其次是以白云岩为主的三叠系中统的关岭组、三叠系下统的安顺组，石漠化发生面积分别占44%、35%。石漠化发生率较低的为三叠系上统的把南组、二叠系中统的龙潭组和大隆组并层以及三叠系下统的大冶组，石漠化发生面积分别为0.3%、1.6%、2.9%。岩性主要以砂岩、粘土岩、硅质岩为主。
表2-6 关岭县各地层岩性石漠化发生面积统计表


碳酸盐岩所形成的独特的二元结构和地貌、土壤特征是岩溶石漠化产生的主要自然原因，碳酸盐岩受到溶蚀后，可溶物被带走，不溶物才形成土壤，对碳酸盐岩母岩特征的评价考虑以下几个参数：溶蚀速度、酸不溶量、孔隙度和泥质含量。
相对于较纯碳酸盐岩来说，不纯碳酸盐岩中所含泥质成分较多，酸不溶物含量也较大，成土速率比纯碳酸盐岩地区快，土被发育较完整，植被成片发育，石漠化程度相对较轻。
方解石的含量大，泥质含量少，酸不溶物低，而比溶蚀度高，发生石漠化的潜在的可能性就大。相对地说，灰岩的方解石含量大、比溶蚀度高于白云岩、酸不溶物少于白云岩，更易被溶蚀，因此灰岩比白云岩更容易产生石漠化。况且，灰岩不易破碎，因此其山峰较陡峭，水土流失严重，植被稀疏，极易形成石漠化。
而灰岩的孔隙度低也是导致石漠化的原因之一，白云岩的孔隙度为4%左右，石灰岩的为2%左右。研究结果表明，孔隙度＞2%，孔径＞0.1mm。具有快速渗流的特征；孔隙度＜2%、孔径0.1～0.0002mm，具有慢速渗流的特征。孔隙度＜2%、孔径＜0.0002mm，为非流动部分，孔隙度为无效孔隙度。因此白云岩通常认为是孔隙含水层，含水性均一，在岩层上部能形成较好的持水层。而灰岩的孔隙度大都是无效的，主要是裂隙、管道含水层。因此，灰岩比白云岩更容易产生石漠化。而白云岩由于机械破碎作用，使其山坡平缓，不易造成水土流失，也是相对于灰岩不易产生石漠化的原因。
（二）土壤侵蚀
石漠化主要分布在喀斯特地貌发育强烈的地段，地史上多次造山运动致使岩溶山区地势高低悬殊，为土壤侵蚀提供了动力潜能。关岭地形平均坡度为17.91°，形成一个地势较高，内部分异较大，深受河流切割的亚热带喀斯特高原山区。其中各种高原山地占全县总面积的51.3%，丘陵占38.8%，盆地（坝子）仅占9.9%。喀斯特山系不连续，多成独立丘峰及小块状山峦，溶丘谷地相当发育，山地多数基岩裸露。石芽、石沟发育。石漠化主要分布于西部、南部的峡谷地区，在此地区由于河流强烈侵蚀，造成地貌陡峻，水土流失严重。根据2000年卫星遥感统计（图2-8），关岭县水土流失面积达628.97 km2，占总面积的42.8%。其中，轻度流失面积454.9 km2，占总面积31.0%；中度流失面积158.8 km2，占10.8%；强度流失面积15.2 km2，占1.0%。土壤侵蚀模数3063t/km2·年，年土壤侵蚀量192.65万t，是贵州省水土流失严重的县之一。在强度流失区，侵蚀模数高达数万吨，如龙洞水库3年淤积厚度达4m，水库集雨区平均侵蚀模数达19 130t/km2·年。

图2-8 贵州关岭布依族苗族自治县水土流失等级分布图

水土流失的结果给发展农业生产带来了严重危害：一是使土地迅速石漠化。1958年全县裸岩面积为17 630 hm2，到1978年增加到29 415 hm2，1984年进一步增加到34 680 hm2，平均每年增加656 hm2。二是河道淤积，水利设施被破坏。关锁镇果母当河河床平均每年淤高0.2～0.5m，导致多次改道，沿岸7个水轮泵站被毁，大树脚引水渠被埋长达3km。三是农田被毁。四是引起严重滑坡。关锁镇岭岗1980年10月产生滑坡，滑坡体长180m，底厚150m，使河流阻断淹没长达1km。
（三）植被退化
关岭县森林覆盖率低于10%，植被多为旱生植物群落，如藤本刺灌木丛、旱生型和本灌木丛和肉质多浆灌丛等。而且受人类活动影响越来越频繁。部分农民依靠砍柴草作为生活能源，柴山人均占有量少，人与能源矛盾在许多地区相当突出，以至大部分地区森林、灌木材不断减少，蓄积量降低，造成水土流失。
由于植被严重退化，加之喀斯特地表、地下的双重地质结构，地表水渗漏严重，其入渗系数较高，一般为0.3～0.5，裸露峰丛洼地可高达0.5～0.6，导致地表水源涵养能力极度降低，保水力差，使河溪径流减少，井泉干枯，使土地出现非地带性干旱和人畜饮水困难。水源涵养受到严重影响。
（四）土地生产力降低
关岭县高原山地占全县土地面积的51.3%，喀斯特地区人均耕地约是0.046 hm2/人，低于全省的0.053 hm2/人。而且这0.046 hm2的耕地中，有一半以上属于坡耕地，且以石旮旯地和石砾地为主，土层薄，土质差，肥力弱，抗蚀年限短，人地矛盾极为突出。由于坡度较陡，降雨量大，暴雨经常发生，在水力作用下，土地表层肥沃土壤流失，地力下降，专家推测这些地区再过30年，将严重石漠化，形成新的“麻山地区”。
低人口承载力和人口高密度：关岭县人口基数大、增长快，人口自然增长率为4.78‰，人口承载力低，农业生产技术水平低，科技投入小，农业生产方式仍停留在“刀耕火种”状态，粮食产量单产低，增长速度慢，这里种植的玉米单产只有750 kg/hm2·年，仅相当于平原地区的1/10。相反人口增长快，低土地人口承载力与人口高密度、高自然增长率必然产生农业粮食增长与人口增长失衡。
低土地投入—产出率，高土地垦殖率：关岭县的土地垦殖率33.0%，水田垦殖率6.5%，远远高于其他县、市。这种强度的土地垦殖无疑加剧了生态环境的水土流失，为土地的石漠化创造了有利条件。水土流失程度与耕地面积比，尤其是旱耕地面积比表现出较好的正相关关系，而与森林覆盖率也表现出较强的负相关。由于生产上的粗放经营，长期以滥垦滥伐，重用轻养，土地生产力不断下降，土壤营养元素流失，农业产量除良种外基本上靠化肥维持，土壤结构和物理化学性状变坏，连续耕种即使施用同等的化肥情况下，也难达到过去同等的增产效益，农业增产多走毁林毁草开荒的外延增产方式，导致坡耕地的增加，石漠化环境加速发展。
二、土壤质量、表层岩溶水与石漠化关系研究
在广西弄拉屯、弄岗屯开展了典型研究，通过典型样地调查和土壤岩样分析对石漠化过程中土壤的物理性质和化学性质进行研究。弄拉屯位于广西马山县古零镇，为典型的峰丛洼地地貌，弄拉植被为人为破坏后的次生植被，有封山10年、20年、40年的和目前仍受严重人为干扰的植物群落，这样在小范围内形成了演替的系列群落。
（一）土壤物理化学特征
选择该区进行不同植被类型区土壤的物理化学性质分析，研究在不同的植被演替阶段，土壤质量变化过程。典型样地调查分析结果（表2-7）表明，植被的种类在退化过程中变化较大，高大的乔木逐渐被典型的小灌木取代，并随着环境干旱程度的加剧向旱生化发展。土地生产力的衰退是以乔木树种的衰退为主要标志，从乔木林—幼林—灌丛—草灌丛—草丛，植被逆向演替过程中，土壤容重有增加趋势，在表层土中尤为明显，在乔木林弄拉、弄岗容重分别为1.0878、0.8539 g/cm3，在草丛区变化为1.2825和1.2223g/cm3。土壤的孔隙度也明显降低，在乔木林弄拉、弄岗孔隙度分别为57.88%、65.90%，在草丛区变化为51.71%、53.69%。天然含水量、有机C、TN、P含量亦有降低趋势。在弄拉，从乔木林演替为草丛，天然含水量、TN、有机C分别降低了12%、40%、58%。在弄岗，天然含水量、TN、有机C、P含量分别降低了11%、87%、106%、59%。
表2-7 广西弄拉、弄岗典型样地土壤的物理和化学特征一览表


（二）表层岩溶水
长期强烈的岩溶化作用造成的地表地下双重空间结构，不仅导致地表水漏失，地下水深埋，地表干旱缺水，这使表层岩溶水显得尤为重要，其不但可以延缓降雨入渗水在表层带停留的时间，使其更多为植被所利用，并可形成表层间歇泉，支撑起其上覆的生态系统，并与生态系统一起对岩溶水文系统进行调蓄。而且表层如具有良好植被和土壤层覆盖时，还能有效增加降雨入渗补给量。在许多岩溶区，虽然土被不完整或者是岩石大面积裸露，大量的风化残余物存在于表层岩溶带中，留存于石沟、石缝、石槽中的土壤肥力水平高，如果表层岩溶带能提供足够的水分营养，植物根系可以在这些裂隙中生长，甚至形成茂盛的喀斯特森林。从而形成良好的生态系统。
通过广西弄拉、桂林，贵州马官、六盘水，湖南保靖、万华岩，云南木美，湖北火烧坪表层岩溶带调蓄系数对比分析，研究不同石漠化程度区，表层岩溶带对水资源的调蓄功能，结果如表2-8所示，表层岩溶带对降雨的调蓄功能与森林、植被覆盖率有明显的相关性。
表2-8 不同森林植被覆盖率地区表层岩溶带调蓄系数一览表


三、污染与石漠化关系研究
对此，在贵州六盘水市开展了典型研究。贵州六盘水市是岩溶石漠化严重的地区之一，土地总面积为4054.5 km2，石漠化面积为1714.9 km2，占总面积的42.3%，其中重度石漠化占石漠化面积的29.6%，中度占37.3%，轻度占32.1%。对石漠化影响比较大的是矿山、冶炼厂等的有毒有害废弃物的排放。
（一）pH值降低
由于降雨直接溶解了大气中的污染物质，造成企业周围较大范围高强度酸雨（表2-9）。大气降雨中的、酚含量很高（表2-10），这些物质在地表、地下水体、岩石土壤中，参与物质的循环和迁移，形成严重环境污染。从而导致岩石表面殖居的低等植物苔藓、藻类、地衣大量死亡，有苔藓、藻类、地衣覆盖的岩石水分吸收或释放能力可以高于裸岩的3～15倍，因此常常靠苔藓、藻类、地衣植被先行，在碳酸盐岩表面造成持水层，帮助灌木、乔木生长（曹建华 等，1999）。在污染严重区，大范围内的碳酸盐岩表面随着藻类和苔藓的死亡而呈白色（照片2-3）。
表2-9 1982～1984年六盘水市中心区降雨酸度统计表


表2-10 水城盆地降雨化学组分统计 单位：mg/l，硬度单位为德国度



照片2-3 六盘水市工业污染造成石漠化景观

（二）有毒物质污染
由于工业废水和城市生活污水大部分直接或间接排入响水河，一部分通过落水洞、天窗、暗河等进入地下水体，如特区酒厂和冷冻厂的废水排放到花鱼洞中。响水河沿途接纳酿造厂、造纸厂、化工厂、冶金厂的工业废水和生活污水。地表、地下水体均受到严重污染（表2-11）。
表2-11 响水河各河段水质调查表（1997年）单位：mg/l


地表河水是农作物灌溉的主要水源，污染物通过灌溉或降雨淋滤，被带至地表，污染土壤，进而污染农作物和植被。土壤、岩石表层样品分析表明，严重污染区的土壤和岩石表面样品中的Pb、Zn、Cu、Hg含量均高于轻度污染区（表2-12）。表明含量高是由于污染造成的，并非背景值高造成的。土壤和岩石表面样品中的Pb分别为845mg/kg、991mg/kg，远超过国家土壤质量三级标准（500 mg/kg），而三级土壤质量标准为保障农林业生产和植物正常生长的土壤临界值。因此，初步认为该区Pb污染是导致碳酸盐岩表面低等植被死亡和严重石漠化的重要原因。
表2-12 贵州六盘水工业污染区土壤、岩石浅薄层样品中元素含量 单位：mg/kg

5. 地质环境的定义

地质环境是人类环境中极为重要的组成部分，主要是指与人的生存发展有着紧密联系的地质背景、地质作用及其发生空间的总和，又称为地质环境系统。
需要强调的是，理解地质环境概念时，常常会因为对地质含义的理解出现一些偏差，而误认为地质背景、地质作用仅仅是针对岩土的性状、结构及其运动而言的，充其量将地下水包括在内，而气、生(物)等要素及其作用则被排除在研究视野之外。事实上，地质学从它问世之初就是有关地球的科学。在中国历史上，“地质”一词最早见于公元200多年的《周易注·坤》中，属哲学范畴。之后，作为一门自然科学的地质学从外国传入中国，其英文译名源自两个希腊词汇ge(地球)和logia(论述)，意指研究地球的学问。尽管在其发展中对岩石圈特别是对地壳的科学认识越来越详细，但不能因此将地质学误解为只与岩土打交道的学科，或走向另一极端———认为可以全部涵盖大气科学、生物科学等有关地球外部圈层的研究。
与地质环境概念相联系，但又常被混淆的另一个术语是“环境地质”。其实，地质环境与环境地质有完全不同的含义，两者不能互相通用。如前所述，地质环境是一种空间概念，在实际应用时常加前后缀，如××地区地质环境调查，以说明研究对象的地理范围、观察对象的地质学色彩，调查意指对这个特定空间实体和现象的描述、刻画。与之不同的是，环境地质一词常具有思辨的成分，用于学科的定名，如环境地质学，它将地质环境作为研究对象，探讨环境问题发生的地质学本质，或指某些环境问题的地质学机理分析，既包括自然地质作用，也包括人为地质作用的物理、化学本质，如××地区地面沉降的环境地质研究。简言之，地质环境可以理解为研究的对象獉獉獉獉獉獉獉獉獉獉獉獉獉獉，环境地质则是对这个对象的分析研究过程。

6. 重要环境地质指标释义

一、岩石裸露率
简介：岩石裸露率，即岩石面无植被或土被覆盖的裸岩面积占总面积的比值。石漠化的形成是地表呈岩石逐渐裸露类似荒漠景观的演变过程，因此岩石裸露率是表明石漠化进程的最直观的指标。碳酸盐岩母岩差异性风化促使基岩面强烈起伏，形成各种规模不等的溶洼、溶洞、地下河道，为残积土壤的积聚提供空间，地表土壤物质分布不均匀，这是岩溶区基岩大面积裸露的重要原因。
意义：基岩大面积裸露，一方面暴露于日光下，形成干热小气候，限制了植被的生长；另一方面，对水资源的调蓄功能降低，不能保证植物生长的水源，再者由于植被覆盖率低，土壤的侵蚀强度增加，加速石山区的水土流失过程。岩溶石山区的植被多为喜钙的岩生性种群，群落结构单一，食物链易受干扰而中断，随着环境的恶化，植被的种类在退化，高大的乔木逐渐被典型的小灌木取代，进而是岩石逐渐裸露，群落的生物量随着岩石逐渐裸露而降低。因此，岩石裸露率从生态系统角度阐明岩溶生境的致损程度。
岩石裸露程度作为地表退化的标志既易于测量，又易于被遥感技术所记录。因此，实地监测和遥感技术相结合对岩石裸露程度进行监测，已成为重要的石漠化监测手段之一。
人为或自然原因：自然原因是碳酸盐岩母岩大面积裸露形成了土少、水少、石多、干旱的严酷生态环境，限制了植物的生长。人为原因是乱砍滥伐、铲草皮、挖树根、烧秸秆等活动以及都市化。
适用环境：碳酸盐岩分布区。
空间尺度：从块段到中尺度/区域尺度到全球尺度。
测量方法：实地测量或遥感技术解译获取信息。
测定频率：按季、年或多年一次，根据具体情况而定。
资料和监测的局限性：石漠化过程既有渐变也有突变。植被退化、土壤退化、地表状况恶化三者退化与恢复的速度并不一样，裸岩率高低并不总是代表石漠化程度的强弱。因此，仅注重地表形态的变化，而忽视石漠化引起的土地系统生态学过程的变化，是难以刻画不同荒漠化类型的共同本质的。
过去与未来的应用：中国国土资源航空物探遥感中心参照已有的荒漠化分级标准，以裸露基岩占总面积的比例、裸露基岩的结构和分布特征、植被结构等为分级的基本依据，将区域出露的碳酸盐岩生态景观分为四个等级，无石漠化（岩石裸露程度＜30%）、轻度石漠化（岩石裸露程度30%～50%）、中度石漠化（岩石裸露程度50%～70%）和重度石漠化（岩石裸露程度＞70%）。
根据以上分级标准，遥感中心利用“3S”技术对整个西南岩溶区的石漠化进行全面地系统的研究，完成了“西南岩溶石山地区石漠化空间数据库（1∶500000）”。已经掌握了西南岩溶区10.5万km2 不同程度石漠化的分布面积、空间区域及其生态环境特点，并建立数据库和电子版图件，可提供区域石漠化的现状信息。
二、土壤侵蚀强度
简介：土壤侵蚀是评价岩溶地区生态系统健全状态和功能必不可少的指标。土壤侵蚀除减少了土壤，降低土壤养分和有机质的多样性及丰富程度，影响植被、农作物的生长以外，还造成非常严重的地质灾害和环境问题，如堵塞地表、地下河道、水库，当暴雨来临，地下管道堵塞来不及排泄，又造成洪涝灾害，以至于许多农田往往是旱涝交加。根据贵州省岩溶区主要河流的输沙量估算，贵州每年流失的成土物质总量约等于其60年的生成量。因此，土壤侵蚀是岩溶石山区土壤浅薄，土被不连续，最终演变为石山荒漠的主要原因。
岩溶山区特殊的土体剖面结构加剧了斜坡上的水土流失和石漠化。岩溶山区土壤剖面中通常缺乏C层（过渡层），在基质碳酸盐母岩和上层土壤之间，存在着软硬明显不同的界面，使岩土之间的粘着力与亲和力大为降低，一遇降雨激发便极易产生水土流失和石漠化。西南岩溶区有数量众多的地下河、洞穴，因此除了坡面侵蚀外，水土还通过落水洞向地下河流失。
地形坡度是土壤侵蚀的影响因素，以石漠化最严重的贵州省为例，新构造强烈抬升，岩溶垂向发育，地形起伏大，全省地形坡度为21.5°，大于25°的坡地占35%，大面积的陡坡地存在，无疑给土壤侵蚀提供了有利的条件，从而导致石漠化。全省低产田占总耕地面积的75.8%，而80%是在坡耕地上。
在水土流失造成的岩溶石漠化评价中，尤其在大比例尺研究时，地形坡度是最重要的指标之一。由水利部颁发的《土壤侵蚀强度分级标准》，地形坡度和植被覆盖度是基本的分级指标。近年来实施的退耕还林政策亦把坡度＞25°作为退耕还林的界限，因为在坡度＞25°的陡坡上，土层浅薄，一旦植被覆盖层遭受破坏，是很难恢复的。在农业上大力倡导的坡改梯工程也是把地形坡度作为主要依据的。
除地形坡度外，降雨也是土壤侵蚀的重要因素，大多土壤侵蚀发生在大雨或暴雨期间。滑坡、泥石流是强度的土壤侵蚀现象，我国南方西部的横断山区、云贵高原的中西部，沿断裂、河谷地带滑坡、泥石流普遍发育。影响土壤侵蚀的另一因素是植被覆盖率，植被的根系有固土作用，落下的植物枝叶如同一个保护层，有助于减少雨滴对土壤的冲击。
一般认为，土壤抗蚀性能与有机质含量有关，有机质含量越低，土壤抗蚀性越弱。由于石灰土表层集中了土体绝大部分的有机质，表层以下土壤有机质含量迅速降低，一旦发生植被破坏和土壤侵蚀，富含有机质和植物养分的表土层被侵蚀，良好的土壤结构受到破坏，土壤水稳性指数和结构系数降低，土壤抗蚀抗冲能力明显下降，土壤侵蚀加剧。
意义：土壤侵蚀问题已成为世界性环境问题中最为突出的问题。这是因为土壤侵蚀威胁着我们星球的生产力，包括粮食、纤维和可再生资源。据估计，在过去50年间，土壤侵蚀已导致4.0亿hm2的土地丧失其生产力。另一方面，侵蚀泥沙及其伴随的养分和农药流失也对人类的生存环境，如空气和水质，造成严重污染，并引起其他一系列环境问题。
人为或自然原因：土壤侵蚀是十分复杂的天然作用，大多为水、风侵蚀引起的，自然原因为新生代地壳大幅度抬升，河流下切，加之多次构造运动使西南岩溶区断层褶皱发育，形成陡峭的坡度和多样化的地貌形态。人类活动诱发，加速或延缓。如陡坡种植（＞25°）和过度的放牧、乱砍滥伐、修路、矿山开采和都市化可加速土壤侵蚀。
适用环境：碳酸盐岩分布区，尤其是斜坡地带。
空间尺度：块段到中尺度/区域尺度。
测量方法：土壤侵蚀量可用多种方法测量，如埋桩测量土体高度；利用沟槽建堰采集沉积物进行测量估算；土壤侵蚀速度可用侵蚀预测方程如通用土壤流失方程等进行计算。
测定频率：每季、每年一次，视当地条件和所测参数而定。
资料和监测的局限性：土壤侵蚀是石漠化最直接的影响因素，石漠化地区现阶段土壤侵蚀量可能较小，但其土壤侵蚀程度是严重的，不能笼统认为土壤侵蚀量与石漠化的相关性较小，石漠化是土壤侵蚀的顶级表现形式，已到了无土可流的发展阶段。对偶发的极端事件如滑坡、泥石流等缺乏有效的监测手段。
过去与未来的应用：土壤侵蚀环境效应评价是近几年来备受关注的研究领域。目前迫切需要进行长历时和大尺度的土壤侵蚀动态监测，一方面监测土地管理政策和措施对侵蚀、搬运过程的影响，另一方面监测土壤侵蚀对土地退化、空气和水质污染的影响。土壤侵蚀量化是未来土壤侵蚀研究面临的问题和挑战。
熊康宁等结合贵州的实际情况，提出了岩溶石漠化六级分级标准（表2-13）。以此为标准，进行了贵州省岩溶石漠化等级划分。
三、表层岩溶水
简介：表层岩溶带是由于强烈的岩溶化过程，在表层碳酸盐岩形成各种犬牙交错的岩溶个体形态和微形态并组合构成不规则带状的强岩溶化层，其下界为岩溶不发育的岩石。表层岩溶带的裂隙发育随着深度的增加而迅速减缓直至停止，使得表层岩溶带能够形成含水层，具有赋存和调蓄地下水的功能。构成岩溶地区特殊的上部以表层岩溶水系统为主体与下部以地下河管道为主体的二元水文地质结构。
表2-13 碳酸盐岩岩溶石漠化强度分级标准表


长期强烈的岩溶化作用造成的地表地下双重空间结构，导致地表水漏失，地下水深埋，地表干旱缺水，这使表层岩溶水显得尤为重要，其不但可以延缓降雨入渗水在表层带停留的时间，使其更多为植被所利用，并可形成表层间歇泉，支撑起其上覆的生态系统，并与生态系统一起对岩溶水文系统进行调蓄。而且表层如具有良好植被和土壤层覆盖时，还能有效增加降雨入渗补给量。在许多岩溶区虽然土被不完整或者是岩石大面积裸露，大量的风化残余物存在于表层岩溶带中，留存于石沟、石缝、石槽中的土壤肥力水平高，如果表层岩溶带能提供足够的水分营养，植物根系可以在这些裂隙中生长，甚至形成茂盛的喀斯特森林。从而形成良好的生态系统。
意义：表层岩溶水的普遍分布是我国西南岩溶山区居民聚集和繁衍的重要条件。表层岩溶水不仅提供人畜生活用水，而且为植被和农作物生长最重要的水源。但19世纪中叶以来，随着森林的破坏，环境调蓄表层水的功能减弱，水土流失速度加快，泉水衰减、水质恶化，大多数表层岩溶水只有在大暴雨期间才形成超渗产流，然后以表层岩溶泉水的形式流出地表。旱季，表层岩溶泉水普遍断流，生境条件向干旱、空气湿度小的严酷生境演变，加剧了石漠化的进程。表层岩溶水的水质水量的监测数据不仅预警生态环境的变化，而且是制订防治石漠化对策的基本依据。
人为或自然原因：表层岩溶水主要受气候、岩性、构造、地貌、植被的控制。人类活动如砍伐树木、重度垦殖，降低了植被涵养水源的能力；过度开采表层岩溶水，有毒有害废弃物的排放以及农作物施肥等都会改变表层岩溶水的水质、水量。
适用环境：碳酸盐岩分布区，尤其是人群聚集区。
空间尺度：从块段到中尺度/区域尺度到全球尺度。
测量方法：对表层岩溶泉水流量可用流速仪测量、对水点（水井、溶潭等）水位可直接测量。或利用自动水位仪连续测量。
测定频率：每月或每季一次，或连续观测，视当地条件和所测参数而定。
资料和监测的局限性：表层岩溶水的时空分布极不规律，因此很难确定某一特定地点代表性如何。
过去与未来的应用：在西南岩溶区许多地方都开展了表层岩溶泉水水量水质长期监测工作，了解表层岩溶带对水资源的调蓄功能。
四、土壤状况
简介：石漠化的过程实质上就是土地退化的过程。土壤的分布、厚度、养分含量和组成以及土壤的结构、pH值都直接影响了植被的种类和演化，典型样地调查和土壤的物理性质和化学性质分析结果表明，随着石漠化进程，植被逆向演替，容重增加，孔隙度降低，土壤天然含水量、有机C含量亦有降低趋势。
土壤指标包括以下主要次级指标：土层厚度、土壤结构、土壤质地、土壤持水能力、土壤有机质、营养元素和pH值。
1.土层厚度
岩溶地区成土过程慢、土层薄，土被不连续，严重制约了植被的生长及植被种类组成，是岩溶生态系统脆弱的重要原因。
2.土壤结构
土壤固相颗粒很少呈单粒存在，经常是相互作用而聚积成大小不同，形状各异的团聚体，各团聚体的组合排列，称为土壤结构。土壤结构影响土壤孔隙的数量、大小及其分配情况，从而影响着土壤与外界水分、养分、空气和热量的交换，影响着土壤中的物质与能量的迁移转化。团聚体的稳定性取决于连接介质（如有机质或石灰）以及破坏它们的力量（例如降雨冲蚀和耕种）。好的土壤结构和聚合体，常常因为侵蚀导致有机质损失而变差。有机质的流失导致聚合体稳定性降低和在许多土壤尤其是那些含粉沙量高的和有机质含量低的土壤表面或接近表面形成土壤硬壳。硬壳又进一步地减小入渗率和透气性以及增大地表径流。容重常常随着侵蚀而增加。对土壤结构的评价考虑两个参数：容重和入渗率。
（1）容重（BD）。将容重定义为土壤的质量除以土粒、水和空气占据的总的体积。它由每单位体积中土壤的重量来计量。容重的变化与固体有机物和无机物颗粒的比重和相对比例以及土壤的孔隙度有关。
（2）入渗率（I）。水能进入土壤表面的比率叫做入渗率。首先，因为它影响了土壤接受水补给的速度；其次，它在大雨或灌溉期间影响了地表径流的产生和由此引发侵蚀的可能性。作为水力传导系数发生变化的结果，入渗率受许多土壤特征（如质地、结构和孔隙特性）的影响。值得强调的是，聚合体的稳定性和膨胀粘土的存在对入渗率的影响很大。表面的土壤受到雨滴和其他因素的冲击（如交通和牲畜破坏），减少土壤的入渗率；雨滴可能对表面的土壤聚合体产生可观的冲击，如果它们是脆弱和不稳定的话就很容易分解。重度垦殖和有机质含量低的土壤特别容易产生聚合体分解和形成表面硬壳层。落下的植物枝叶如同一个保护层，有助于减少雨滴冲击而维持高的入渗率。
3.土壤质地
各粒级土粒在土壤中所占的相对比例或重量百分数即土壤的机械组成，就叫做土壤质地。土壤颗粒组成是构成土壤结构体的基本单元，并与成土母质及其理化性状和侵蚀强度密切相关。首先，颗粒大小和形状影响了土壤遭受风或水侵蚀的可能性；其次，土壤质地也影响水的入渗率，而入渗率又影响了地表径流量和土壤颗粒的移动潜力。土壤质地分类为：
（1）砂质的：砂粒为主，贫瘠，容易退化，中细砂易受风蚀。这些土壤因为持水能力差，而且所含水分更容易为植物生长所消耗，所以它比粘土更容易遭受干旱。
（2）壤土质的：砂、粉沙和粘土的比例均衡，通常含丰富的有机物、肥沃、无严格的使用限制、不易退化。通常有最大的持水能力。
（3）粘土质的：粘粒为主（沉积粘土或高风化残积粘土），有几种容易导致其退化的机理如水涝、高肥力、对退化的敏感不同。
4.土壤持水能力
持水能力（WHC）定义为植物可利用的土壤水的数量。持水量大的土壤能支持更多的植物生长。土壤所持有的水并非都能为植物生长所用。土壤有效含水量一般指田间持水量至永久萎蔫百分数间的含水量，即田间持水量减永久萎蔫百分数之差。土壤的持水能力主要受土壤质地和土壤有机质含量的控制。大体上，土壤中粉粒和粘粒含量越高，持水能力越大。细小的颗粒（粉沙和粘土）与较大的砂子颗粒相比表面积大得多。大的表面积使土壤持有更多的水量。持水能力有限的土壤（如砂壤土）比持水能力大的土壤（如粘壤土）更快达到饱和点。在土壤达到饱和之后剩余的水和土壤溶解的一些营养物和杀虫剂向土壤的下部淋滤。因此持水量小的土壤容易淋滤流失营养物和杀虫剂。土壤里的有机质含量也影响持水能力。由于有机质和水的亲和性，当土壤中有机质的含量增加时，持水能力也增加。不同植被、不同利用状况下的岩溶山地土壤持水特征是存在差异的，林地、灌草坡对水分的保持能力强，土地利用强度较大的土壤保水能力相对较弱。
5.土壤有机质
土壤有机质（SOM）是土壤质量的一个主要指标。土壤有机质大多在土壤的最上部聚集。土壤有机质不但是植物生产重要的营养元素来源，而且在改良土壤的质地、结构，以及改善土壤的其他物理性质，协调土壤水、肥、气、热状况等方面起着重要作用。土壤有机质在以下过程中对土壤质量产生影响：①物理作用如土壤聚合、侵蚀、排水、透气性、持水能力、容重、蒸发和渗透性；②化学作用包括交换能力、金属整合、缓冲能力和N、P、S及微量营养素的提供和有效性；③生物作用如细菌、真菌、放线菌类、蚯蚓、根和其他微生物的活动。在石漠化过程中，随着植被群落的明显退化，生物量下降，使土壤有机质的来源减少；同时由于生境向旱生方向演变，土壤有机质分解速度加快，土壤有机质含量迅速降低。
6.土壤营养元素
土壤含有十多种作物生产所需要的营养元素，其中氮、磷、钾最为重要。土壤石漠化使土壤速效N、P、K含量明显减少，土壤营养元素供应强度急剧下降。严重退化地土层裸露，土壤全N、全K和全P含量均较低，特别是生长零星草被植物的土壤，有效N、P、K含量常低于一般植物生长的需求水平，速效养分含量更是贫乏，当土壤养分降低的同时，植物可利用的养分也相应减少，造成植株低营养的胁迫生长，植株生长速率和生物量明显下降。而地表植被的变化，又影响植物凋落物和残余量以及土壤微生物的活动，进一步减低了土壤系统的养分。
7.pH值
pH值是对酸度和碱度的标准度量。pH值高表示碱性，常来自盐分；pH值低表示酸性，常因为营养阳离子的流失所致。土壤的pH值最大范围是为2～11，但是大多数土壤的pH值范围是5～9，很少低于4。土壤中的pH值依赖于土壤溶液和吸附在胶质物表面的可交换阳离子合成物中的离子含量和浓度。铝通常是酸性土壤中农作物生长的最大的不利因素。pH值是铝毒性很好的指标，当pH值低时，铝和锰都变得更易溶解并且毒害植物。当pH＜5时，最毒的种族Al3+在溶液中占优势。pH值也指示土壤中大多数化学元素的可溶性以及对植物生长有关方面的可得性、不足或毒性。土壤的pH值对土壤微生物的活动也有很大影响。已有证明，当pH值≤7时，矿化和氮的硝化作用的速度随着pH值增加而加快。
对石漠化影响比较大的是矿山、冶炼厂等的有毒有害废弃物的排放。大量的铅、锌、砷、汞和二氧化硫等有毒有害成分，特别是二氧化硫等酸性气体，造成企业周围较大范围高强度酸雨。严重影响区内业已脆弱的林木、灌丛、藻类、苔藓等植物的生长。在极端的情况下，大范围内的碳酸盐岩表面随着藻类和苔藓的死亡而呈白色。
意义：土壤结构和质地的变化是土地荒漠化过程中最为普遍而有代表性的现象，土地一旦发生荒漠化，首先表现为地表物质颗粒组成中细粒减少，粗大颗粒逐渐占据优势，即产生地表粗化过程，在植被破坏严重的地区，地表甚至被大量石砾覆盖。所以随着荒漠化的发展，土壤机械组成愈来愈粗，由机械组成的变化和差异，可以判断土地荒漠化的强弱和发展趋势。
如果土壤持水能力减弱，相对湿度降低，表明环境条件向干旱、空气湿度小的严酷生境演变，从而影响植物的种群结构，减少生物多样性。通过土壤持水能力的监测，制订合理的土地整改措施，提高土壤有机质含量及熟化度，进而提高土壤水稳性团聚体含量，有助于增强岩溶山地土壤的抗旱性能。
土壤有机质作为一个植物营养的仓库，改良土壤结构和持水能力，减少土壤里有毒物质的毒性。它支持更大、更多种类的微生物种群，促进对植物病虫害的生物控制，它帮助植物中的微量营养元素和来自不能溶解矿物中的植物营养元素的溶解。土壤有机质对植物营养元素有高度吸附或交换的能力，有助于土壤肥沃，决定着土地的农作物产量。土壤有机质在减少土壤的侵蚀性方面的主要作用在于通过稳定表面的聚合体，这样就减少硬壳的形成和表面封闭，增加水的渗透量。因此，土壤有机质既反映了土壤养分水平及植物可利用养分量的变化，又可以表征土壤理化性质的变化，可以作为指示石漠化过程中土壤质量变化指标，来判断存在石漠化的可能性及程度，预警生态环境的变化以及指导生态环境重建。
土壤中氮磷钾数量主要反映土壤养分水平及植物可利用养分量的变化，对土壤生态系统有重要的控制作用。它会影响植物的类型、产量和衰败、养分循环的速度以及土壤微型动物群的活动。
pH值既反映了大气、土壤和水—岩石作用，也反映了像采矿、土地清理、农业、酸雨、生活垃圾和工业废物这样的人类活动影响。pH值是环境监测的主要指标，其变化影响了许多在土壤里或地下水中发生的化学和生物作用。酸化作用是对人类和生态系统健康造成危害的一个主要问题。
人为或自然原因：土壤结构改变与降雨冲蚀以及土地开垦利用相关，由于耕种和道路作业使土壤容重加大，土地利用强度越大，对土壤团粒结构的破坏也越大，土壤表层砂化现象越明显。
土壤质地主要受母岩影响，但土地利用方式的改变如超垦、滥伐，加大了环境负荷，造成植被稀疏，土壤细颗粒流失、减少、粗颗粒富集、岩石裸露，进而石漠化。
土壤有机质来源于动、植物（包括微生物）的残体，对于耕种土来说除继承自然原有的有机质外，施用的各种有机肥是土壤有机质的重要来源。石漠化过程中，有机质随着细粒物质的侵蚀而损失，由于地表植被覆盖度降低，有机物来源减少，矿化分解作用强烈，不利于有机质积累。土壤的持水能力主要与土壤质地和土壤有机质含量有关，因此任何与土壤质地和土壤有机质含量相关的因子变化都会引起土壤持水性的改变。
除继承母岩原有的营养元素外，施用的各种肥料是土壤营养元素的重要来源。石漠化过程中，由于地表植被覆盖度降低，零星生长的植物形成生态结构和功能不良的生态系统，使未被植被覆盖的土壤直接受到雨滴的冲刷，营养元素流失，土地质量退化。
土壤或地下水中的pH值是天然和人类活动综合作用的结果。云南省的蒙自、个旧、开远、文山等为重度石漠化分布最广泛的地区，黑色和有色金属矿采选冶业的污染对石漠化的影响极为严重，如个旧市，酸雨出现的频率为56%，酸雨pH值范围为2.95～5.58。
适用环境：任何碳酸盐岩分布区，尤其是农业区和林区。
空间尺度：从块段到中尺度/区域尺度。
测量方法：①土壤容重常用环刀法进行测量。②土壤颗粒组成采用简易比重计法测定。③土壤含水量野外用土壤水分测试仪测量。用负压法测定岩溶山地土壤在不同吸力下的持水状况，在10kPa土壤水吸力下土壤含水量作为田间持水量；土壤含水量测定用烘干法。永久萎蔫百分数测定采用常规的方法。④有机质一般采用重铬酸钾法测定。⑤全氮采用开氏定氮法、有效氮采用扩散皿法、全磷采用硫酸—高氯酸消煮—钼蓝比色法、有效磷采用Olsen法（NaHCO3溶液浸提）、酸溶性钾采用热硝酸浸提—火焰光度计法、有效钾采用醋酸铵浸提—火焰光度计法。⑥土壤pH值采用酸度计法。
测定频率：按季、年或五年一次，根据具体情况而定。
资料和监测的局限性：在石漠化程度高的地区，有机质含量丰富、肥力水平高的土壤往往留存于石沟、石缝、石槽中，使取样测试有一定难度。目前土壤pH值的测定多数是采样到实验室进行，不能进行野外现场测试，从而影响该指标的精度。
过去与未来的应用：刘方等人对贵州中部进行植被调查了和土壤分析，研究调查区分3个区域，即北盘江（花江）峡谷区、清镇峰林区和花溪峰丛区。在研究区域内共选择了4块阔叶林（乔木）地、12块灌木林地、8块灌丛草地和5块稀疏草地进行土壤样品采集，共采集29块样地坡面表层土壤（0～15cm）混合样品。土壤样品风干后，研磨通过1mm筛孔，供实验与测试分析。土壤测定项目有：pH值（pH）、有机质（O.M）、全氮（TN）、全磷（TP）、酸溶性钾（AK）、有效氮（N）、有效磷（P）、有效钾（K）和粘粒（10.0%、物理性粘粒40%～50%、有效氮>350mg/kg、有效磷>10mg/kg、有效钾>120mg/kg；这类土壤对生态环境未产生潜在的影响。第二类型土壤，有机质10.0%～5.0%、物理性粘粒50%～70%、有效氮200～350mg/kg、有效磷5～10mg/kg、有效钾>90mg/kg；这类土壤对生态环境可能产生一定的影响，应为喀斯特石漠化的一般治理区。第三类型土壤，有机质70%、有效氮<200mg/kg、有效磷<5mg/kg、有效钾<90mg/kg；这类土壤对生态环境可能产生明显的影响，应为喀斯特石漠化的重点治理区。
五、土壤种子库
简介：土壤种子库，是指存在于土壤上层凋落物和土壤中或岩石缝隙中的全部存活种子。一个植物群落的种子库是对它过去状况的“进化记忆”，也是反映群落现在和将来特点的一个重要因素。种子库在植物群落的保护和恢复中起着重要的作用，因此土壤种子库，尤其是关键种的种子库动态是岩溶生态环境的重要指标，因为它代表了植被恢复的潜力和趋势。可用土壤种子库的组成结构与更高演替阶段群落组成结构之间的相似度系数表示土壤种子库恢复的潜力度，结合现有植被组成现状或物种的比例、种子库的组成现状或物种的比例来评价退化系统的质量或预测石漠化的发展动态。
土壤种子库与地上植被的关系分为4种情形：①有种子，有植株，所有的环境因子适于种的建成；②有种子，没有植株，环境不适于种的建成；③有植株，但土壤中没有种子；④没有植株，也没有种子，可能由于缺乏散布，或是环境因子不适宜造成。通过比较不同样地土壤种子库与地上植被组成的相似程度以及种子库中乔木种的种数多少，可判断各样地植被演替阶段和恢复力度。
意义：土壤种子库是植被响应土地利用、气候变化和环境变迁的重要指标。目前全世界广大的岩溶地貌上，原生的森林植被几乎破坏殆尽。大多认为亚热带喀斯特地区原生性植被为常绿落叶阔叶混交林，在这些受损和受破坏的生态系统面前，人工的森林种植措施显得十分困难。探寻土壤种子库特性，开发土壤种子库技术将为这些地方森林植被的恢复带来新的希望。通过对不同退化程度与恢复阶段的土壤种子库储量与组成的研究，为岩溶退化山地的恢复提供重要参考。
人为或自然原因：土壤种子库承接和储藏了地表群落植被所产生的种子以及来自周围植被群落种子。种子库的种子因为萌发、动物采食、病菌危害及种子的自然衰老而损失。人类活动对种子库的影响如改变土地利用方式、人工种植等，尤其是刀耕火种不仅造成水土流失，而且土壤种子库在质和量方面也发生严重退化。
适用环境：碳酸盐岩分布区。
空间尺度：从块段到中尺度/区域尺度到全球尺度。
测量方法：常用的种类鉴定方法有两种：物理分离法（或称直接统计法）和种子萌发法。其中种子萌发法是最常见的鉴定方法，大约90%的研究工作采用此法。物理分离法是应用物理方法（如水漂洗、筛子筛选以及在解剖镜或显微镜下观察并分离等），先把种子从土壤中挑选出来，通过鉴定和统计种子的数量来决定土壤中种子的物种组成和数量的方法。本方法需要鉴定种子的活力，通常用下列3种方法：四唑染色法、直接检验胚法（具有汁液、油性及新鲜胚的种子被认为是存活的种子）和种子萌发实验法。种子萌发实验法就是把土壤样品放在合适的条件下进行萌发，通过鉴定幼苗来判断种子库组成，通过统计幼苗出现的数目来估测种子总数。
测定频率：按年或两年一次。
资料和监测的局限性：在野外可以看到许多悬崖峭壁，甚至向内倾斜的凹陷处有树苗长出，这是由于风力传播或鸟类搬运种子所致，这种情况下，种子往往藏在岩石缝隙中，取样测试难度大。
过去与未来的应用：李阳兵等人研究了重庆市岩溶低山10种包括耕地、弃耕地、果园、灌草坡、人工林和次生林等不同土地利用方式的土壤种子库特点，结果表明：
（1）研究区不同土地利用系统土壤种子库的差别较大。随土利用强度增加，种子类和数量减少，且土地利用强度越大，木本种子越少，草本植物种子越多，并以农田杂草为主。土地利用方式的变化（如陡坡开垦）是对次生植被及其种子库的主要威胁。土壤种子库出现质和量方面的锐减，从土壤种子库角度说明研究区生态退化严重。
（2）研究区土壤种子库组成总的来说以草本植物为主，且与地上植被关系较密切，说明仍处于植被演替的早期阶段，退化较严重。种子库中无当地适生种和先锋种，导致在人类经常干扰的土地，植被自然恢复需要较长的时间，其恢复潜力是很小的。
（3）种子集中分布于表层5cm的土壤中，但对耕地而言，种子以5～10cm、10～15cm的土层为多。

7. 重要环境地质指标释义

一、地表特征
名称：地表特征
简介：地表特征指标主要测量或监测地表植被的变化及地表面的裸露程度。为衡量草地退化的最为直观的指标之一。一般来说，草地退化的过程是：草地的茂盛程度降低，逐渐稀疏，高度呈下降趋势，耐旱型植物开始逐渐占优势，退化到一定程度，地表的裸露程度不断增加，造成土地沙化、盐渍化等。
意义：草地退化是草地生态系统的退化，其后果表现在各个方面。最直接、最易为人们看到的是草地植被的变化。严重退化的草地，其植物群落的高度，盖度明显下降，据调查，羊草的高度从45cm降到7cm，其盖度即从30%降到10%，而大针茅的高度由27cm降到3cm，盖度由5%降到0%，所以退化的草原最显著的后果是植被的矮化。此后，生产力也大大下降，生物量只有原生植被的40%左右。
植被变化的另一个表现是植物群落组成的变化，在家畜的过度啃食条件下，不耐牧的植物显著减少，而耐牧的植物则被保存下来，其结果导致退化草地由低适口性的植物所组成，这也就是为什么退化草场的最终类型都可能是由耐旱耐牧的植物所组成的原因。在内蒙古典型草原，草原退化后，植物主要由冷蒿、星毛委陵菜构成。
地表植被的分布是反映草地退化最为直观的指标之一，通过统计一个地区草地植被的覆盖度、高度和产草量等参数，可以很好地衡量这个地区的草地退化情况。另外一些标志着某类草地植被类型出现的特征种植物或标志草地出现退化具有指示意义的植物种，也具有很重要的意义。
人为或自然原因：自然因素与人为因素综合作用。
适用环境：适合于处在退化过程中草原地区。
监测场地类型：已出现不同程度植被退化、地表裸露的退化地区。
空间尺度：块段至景观/中尺度至区域尺度。
测量方法：采用面积统计的方法进行测量。方法是随机量取一定面积的地块，分别计算其中草地面积与非草地面积占其总面积的百分率。
测量频率：1～2年。
数据与监测的局限性：在进行指标参数测量和计算的过程中，会有部分人为主观因素的影响。
过去与未来的应用：仝川（2000）根据地被物明显减少、地被物消失以及表土裸露，甚至出现盐碱斑为临界值，将草地退化程度划分为轻度、中度、重度3个等级。李博（1997）以地被物明显减少、地被物消失、地表裸露、呈现裸地或盐碱斑为临界值，划分出轻度、中度、重度和极度退化4个等级。我国现行的国家标准——天然草地退化、沙化、盐渍化的分级指标（GB 19377—2003）其中也包括对地表特征的监测参数（见表4-7）。
可能的临界值：对于草地退化、草地沙化和草地盐渍化，浮沙堆积面积占草地面积相对百分数的增加率、盐碱斑面积占草地面积相对百分数的增加率2个参数有不同的临界值。
生态环境地质指标研究


主要参考文献：
李博.中国北方草地退化及其防治对策.中国农业科学，1997（6）：1-9.
天然草地退化、沙化、盐渍化的分级指标（GB 19377—2003）.
仝川.草地退化指数的研究.内蒙古大学学报（自然科学版），2000（5）：508-512.
其他资料来源：农林牧、环保等相关部门。
有关的环境与地质问题：草地退化、草地沙化和草地盐渍化。
总体评价：可用于测量和监测草地退化、草地沙化和草地盐渍化的现状及发展趋势。
二、土壤理化性质
名称：土壤理化性质
简介：土壤理化性质包括土壤物理特性和土壤化学特性。物理特性包括土壤结构、土壤质地、土壤含水量、土壤容重等，化学特性包括酸碱度（pH值）、含盐量等。
意义：土壤的物理特性主要指土壤温度、水分含量及土壤质地和结构等。土温是太阳辐射和地理活动的共同结果。不同类型土壤有不同的热容量和导热率，因而表现出相对太阳辐射变化的不同滞后现象。这种土温对地面气温的滞后现象对植物有利，影响植物种子萌发与出苗，制约土壤盐分的溶解、气体交换与水分蒸发、有机物分解与转化。较高的土温有利于土壤微生物活动，促进土壤营养分解和植物生长。土壤水分直接影响各种盐类溶解、物质转化、有机物分解。土壤水分不足不能满足植物代谢需要，会产生旱灾，同时好气性微生物氧化作用加强，有机质消耗加剧。水分过多使营养物流失，还引起嫌气性微生物缺氧分解，产生大量还原物和有机酸，抑制植物根系生长。土壤中空气含量和成分也影响土壤生物的生长状况，土壤结构决定其通气度，其中CO2含量与土壤有机物含量直接相关，土壤CO2直接参与植物地上部分的光合作用。土壤的质地、结构和土壤的水分空气和温度状况密切相关，并直接或间接的影响着植物和土壤动物的生活。沙土类土壤黏性小，气孔多，通气透水性强，蓄水和保肥能力差，土壤温度变化剧烈；黏土类土壤的质地黏重，结构紧密，保水保肥能力强，但孔隙小，通气透水性差，湿时黏干时硬；壤土类土壤的质地比较均匀，土壤既不太松又不太黏，通气透水性能良好且有一定的保水保肥能力。
土壤化学特性主要包括酸碱度（pH值）、含盐量等。土壤酸碱度是土壤最重要的化学性质，因为它是土壤各种化学性质的综合反映，对土壤肥力、土壤微生物的活动、土壤有机质的合成和分解、各种营养元素的转化和释放、微量元素的有效性以及动物在土壤中的分布都有着重要的影响。土壤酸碱度（pH值）间接影响生物对矿质营养的利用，它通过影响微生物的活动和矿质养分的溶解度进而影响养分的有效性。对一般植物而言，土壤pH=6～7时养分的溶解度最高，最适宜植物生长。在强碱性土壤中容易发生铁、硼、铜、锰、锌等的不足；在酸性土壤中则易发生磷、钾、钙、镁的不足。
人为或自然原因：人为/自然因素综合作用。
适用环境：适用于干旱、半干旱地区的草地类型。
监测场地类型：适合在有较厚第四系堆积层的草原地区监测。
空间尺度：适宜在小-中尺度的区域进行测量与监测。
测量方法：土壤理化性质包括土壤结构、土壤质地、土壤含水量、土壤容重、土壤酸碱度（pH值）、土壤含盐量等。
（1）土壤结构：是指土壤颗粒（包括团聚体）的排列与组合形式。土壤结构是成土过程或利用过程中由物理的、化学的和生物的多种因素综合作用而形成，按形状可分为块状、片状和柱状3大类型；按其大小、发育程度和稳定性等，再分为团粒、团块、块状、棱块状、棱柱状、柱状和片状等结构。其测量方法主要采用野外直接描述测定。
（2）土壤质地：土壤质地即土壤机械组成，是指土壤中各级土粒含量的相对比例及其所表现的土壤砂粘性质。可划分为3大质地类型，即沙土类、壤土类和粘土类。可采用野外直接描述测定和野外采样实验室分析2种方法。
野外直接描述测定方法：根据土壤中砂粒、粉粒和黏粒三级含量，并参考砾石量，可划分为3大质地类型，即沙土类、壤土类和粘土类。各种土壤质地如下：
沙土：干土块不用力即可用手指压碎，肉眼可看出是沙粒，在手指上摩擦时，可发出沙沙声。抓一把沙用手捏紧，沙粒即行下泻，愈紧握下泻愈快。湿时不能揉成球，或在水分较多时，能揉成球或粗条状，但都有裂缝。胶结力弱，用力即碎。
沙壤土：干土块不用力即可用手指压碎，用小刀在其上刻划有条纹，痕迹不整，肉眼可见单粒，摩擦时也有沙沙声。湿土可揉成球，亦可搓成圆条。
粉沙壤土：干土块压碎用力较大，用小刀刻划，痕迹较沙壤土明显，但边缘破碎不齐。干摩擦时仍有沙沙声。湿土可搓成球，稍用力也致散开，有一定可塑性，可揉成圆条，粗约3毫米，手持一段，即破碎为数段。
壤土：干土块压碎时必须用相当大的力量，用刀刻划，刀痕粗糙，唯边缘稍平整，湿土可揉成细圆条状，弯成直径2～3cm的小圆圈时，既出现裂缝折断。
粉沙粘壤土—粘壤：干土块用手指不能压碎，用刀刻划痕迹较小，湿土用力较大也可搓成球，手揉时，不费力即可揉成粗为1.5～2mm细条，也可变成直径为2cm的圆环，压扁圆环时，其外圈部分发生裂缝，可塑性较大，可用两指搓成扁平的光面，光滑面较粗糙，不显光亮。很湿的土置于二手指间，再抬手指，粘着力不强，有棱角.
粘土：干土块坚硬，手指压不碎，湿土可揉成球或细条，但仍会有裂缝，手揉时较费力。干土加水不能很快浸润，粘性大，很湿的土置于二指间粘力较大，有粘胶的感觉。土壤压成扁片时，表面光滑有反光。
重粘土：干土十分坚硬，以斧头打始碎，土块有白痕，并粘在斧上，湿土可塑性大，粘着力更强，搓成条或球均光滑，手指感觉细腻，塑性甚大，土壤压成片时表面光滑有亮光。
野外采样实验室分析方法：采用筛分法，分析采集的土壤样本的颗粒组成，按DT-82土工试验规程进行命名。
（3）土壤含水量：土壤中所含水分的数量。一般是指土壤绝对含水量，即100g烘干土中含有若干克水分。也称土壤含水率。可采用野外直接描述测定和野外采样实验室分析2种方法。
野外直接描述测定方法：采用TDR水分测定仪测定。
野外采样实验室分析方法：采用烘干称重法。野外用环刀取样并即时称重，实验室用恒温箱对土壤样本进行烘干后称重，由此计算土壤总量含水量。
（4）土壤容重：一定容积的土壤（包括土粒及粒间的孔隙）烘干后的重量与同容积水重的比值。它与包括孔隙的1立方厘米烘干土的重量用克来表示的土壤容重，在数值上是相同的。采用野外采样实验室分析方法。
（5）土壤酸碱度（pH值）：又称“土壤反应”。它是土壤溶液的酸碱反应。主要取决于土壤溶液中氢离子的浓度，以pH值表示。可采用野外直接描述测定和野外采样实验室分析2种方法。
野外直接描述测定方法：采用土壤pH计测定。
野外采样实验室分析方法：采用电位测定法进行测定。
（6）土壤含盐量：指土壤中盐分的含量。采用野外采样实验室测定方法。
测量频率：5～10年。
数据与监测的局限性：在指标参数的野外测定过程中，会受人为主观因素的影响，另外实验室分析数据也可能存在一定的误差。
过去与未来的应用：陈有君、红梅等（2004）研究过浑善达克沙地不同植被下的土壤水分状况，结果表明植物的生长使根层土壤含水量下降，而且不同植物利用水的土层及利用土壤水的量不同。在干旱半干旱地区，植被影响着降水在土层中的分布及地表的蒸散条件，使土壤有效水向浅层分配。而降水在土壤不同深度的分配及入渗深度，决定着地表植被的生活型，从而影响地表植被的演替方向及顶级类型。
朱志梅、杨持等（2007）以内蒙古多伦县为例，进行了草地退化对土壤理化性质质的影响研究。结果表明，随着草地退化的加剧：①土壤颗粒组成发生变化，黏粒含量趋于减少，砂粒增多。不同粒径对土壤团粒结构形成和保水保肥的贡献不同，黏粒的减少抑制了土壤的膨胀、可塑性及离子交换等物理性质。②土壤含水量下降。上层（0～20cm）土壤含水量下降明显，随着沙漠化梯度的增加，表层土壤含水量下降速度加快，从而深层土壤含水量逐渐高于表层。③土壤容重呈上升趋势。容重的增加必然影响土壤中水分和空气的移动及植物根系的发育。不同深度的土壤容重与草地退化也存在一定的关系，潜在阶段深土层（30～50cm）的容重最小，而严重阶段表土层（0～5cm）容重最小。④土壤有机质、C、N含量下降，方差分析显示各沙漠化梯度间均差异极显著。且土壤N的衰减要快于C。土壤C/N比呈增加趋势，说明伴随着土壤C，N的显著下降，质地变粗，植物N素供应不足更为突出。⑤土壤容重与土壤全N，C及黏粒含量的相关分析表明，细颗粒物多，有机质含量高，土壤容重减小，从而有助于提高土壤的稳定性，且5～10cm土层的性质表现突出。⑥土壤的颗粒组成状况与土壤营养元素之间有着同增同减性，但黏粒与N的关系要密切于黏粒与C和C，N间的关系。因此，土壤中细颗粒物的减少会导致N素的衰减十分明显，从而导致土壤稳定性降低。
可能的临界值：对于草地退化，有土壤容重相对百分数的增加率的临界值；对于草地沙化，有土壤质地>0.05mm粗砂粒含量相对百分数的增加率、中退化群落>重退化群落，方差分析指出中度退化群落与不退化群落土壤有机质的最大差异出现在0～10cm土层处，而重度退化群落与中度退化群落土壤有机质的最大差异出现在10～20cm土层处。在0～10cm层次三种群落全磷含量之间都没有显著差异。在10～20cm和20～40cm层次上，未退化群落与中度、重度退化群落之间存在极显著差异。中、重度退化群落之间差异不显著。
闫顺国（1991）对河西走廊盐渍化草地土壤生态环境进行了研究，分析了土壤盐分组成对植被生长的影响，对土壤盐分组成，pH及有机质含量（OM）进行了主成分分析。结果表明，各变量在环境分类中的作用秩序为：。
钟志祥、万开元等（2006）研究了武汉植物园迁地保护植物樟科和木兰科21种珍稀植物的营养状况及其所生长土壤的营养条件。结果表明：酸性土壤中Fe、Mn、Cu、Zn、B、Mo 6种微量元素的有效态含量顺序为Fe>Mn>Cu>Zn>B>Mo，其平均值大小与全国平均值相差不大；植物叶片中微量元素含量大小顺序为Fe>Mn或（Mn>Fe）>B>Zn（或Zn>B）>Cu>Mo，与正常含量范围相比，所有植物Mn含且偏高，部分植物Fe含量较大，Cu、Zn、B含量较为正常，Mo含量偏低，生物吸收系数大小顺序为Zn>Fe>Mn>B>Cu。
可能的临界值：对于草地退化，有0～20cm土层有机质含量相对百分数的减少率和0～20cm土层全氮含量相对百分数的减少率的临界值；对于草地沙化，有有机质相对百分数的减少率、全氮含量相对百分数的减少率的临界值：
生态环境地质指标研究


其他可能的临界值：多数矿质土壤中的氮、磷、钾三要素的大致含量分别是0.02%～0.5%、0.01%～0.2%和0.2%～3.3%。
主要参考文献：
天然草地退化、沙化、盐渍化的分级指标（GB 19377—2003）.
闫顺国.河西走廊盐渍化草地土壤生态指标的选择与分类.草业科学，1991，8（3）：22-25.
赵利君，王艳荣等.土壤环境质量在草原放牧退化过程中的变化研究.内蒙古科技与经济，2005：35-36.
钟志祥，万开元，余场冰等.21种迁地保护植物微量元素与土壤养分状况分析.中南林学院学报，2006（10）.
其他资料来源：农林牧、环保等相关部门。
有关的环境与地质问题：草地退化、草地沙化及草地盐渍化。
总体评价：土壤养分是土壤化学性质的体现。但与土壤的酸碱度等参数相比，土壤养分指标对植物生长的过程具有相当的控制作用，植物生长发育主要取决于土壤中有机质和氮磷钾含量，且还受这几者之间供给比例的影响。
四、地下水水位与水质
名称：地下水水位与水质
简介：地下水水位指的是指地下含水层中水面的高程。根据钻探观测时间可分为初见水位、稳定水位、丰水期水位、枯水期水位、冻前水位等。作为草地生长的地下水分“仓库”，地下水对植物的生长发展有着及其的作用。研究表明，地下水位埋深很大程度上决定着地表植被的生长状况。地下水位是由降水和地表水下渗量等因素所控制。还在一定程度上取决与人类的活动，如农业灌溉抽取地下水、居民生产生活用水等。
地下水水质指未经人类活动污染的自然界地下水的物理化学特性及其动态特征。物理特性主要指水的温度、颜色、透明度、嗅和味。水的化学性质由溶解和分散在天然水中的气体、离子、分子、胶体物质及悬浮质、微生物和这些物质的含量所决定。天然水中溶解的气体主要是氧和二氧化碳；溶解的离子主要是钾、钠、钙、镁、氯、硫酸根、碳酸氢根和碳酸根等离子。生物原生质有硝酸根、亚硝酸根、磷酸二氢根和磷酸氢根离子等。此外，还有某些微量元素，如溴、碘和锰等。胶体物质有无机硅酸胶体和腐殖酸类有机胶体。悬浮固体以无机质为主。微生物有细菌和大肠菌群。地下水水质主要与含水层岩石的化学成分和补给区的地质条件有关，除此之外还受人类活动影响。
意义：在干旱半干旱地区，地下水位与水质和生态环境的关系十分密切。尤其对于植物的生长发育，有着密不可分的关系。我国西北地区是典型的干旱半干旱地带，干旱少雨，蒸发量大，年降水一般在400 mm以下，荒漠地带则在250 mm以下，局部地区甚至只有30～40 mm，其地带性植被为荒漠植被，十分稀疏。对生态环境起主要作用的是依靠地下水维持生存的非地带性中生和中旱生植被。
人为或自然原因：地下水位和水质的变化受气候降水的影响，也与岩土性质有关，但也受人类活动的制约。
适用环境：适用于干旱、半干旱地区的草地类型。
监测场地类型：适合在地下水位埋深较浅的草原地区开展。
空间尺度：适宜在小至中尺度的区域进行测量与监测
测量方法：地下水水位与水质的测量参数包括潜水位埋深、总溶解固体。
潜水位埋深：潜水井中地下水的自由表面为潜水面。潜水面的绝对高程为潜水位，从地表到潜水位的深度称为潜水位埋深。
总溶解固体：总溶解固体是水化学成分测定的重要指标，用于评价水中总含盐量，是农田灌溉用水适用性评价的主要指标之一。
测量方法：地下水位采用野外实际观测方法测量，总溶解固体主要采用野外取样实验室测试方法，主要有重量法，电导法，阳离子加和法，离子交换法，比重计法等。
测量频率：3～5年。
数据与监测的局限性：潜水位的测量若无较好的潜水井，在野外较难测定；地下水质数据的获取主要依靠实验室分析获取，在经济上受一定限制，因此该项指标不宜开展大规模的测量和监测。
过去与未来的应用：国内的众多学者对植物与地下水位之间的关系也做了大量的研究。有学者提出把满足干旱区非地带性天然植被生长需要的地下水位埋藏深度称作生态地下水位（简称生态水位）。还有学者从不同角度研究了植物生长与地下水位的关系，提出了适宜水位、最佳水位、盐渍临界深度、生态警戒水位等等。
如杨泽元、王文科等（2006）从陕北风沙滩地区水资源可持续发展的角度深入探讨了地下水位埋深与植被生长及土地荒漠化的关系，提出了“生态安全地下水位”的概念，将其定义为“在干旱半干旱地区，维系植被的正常生长，维系河流、湖泊、沼泽（或湿地）正常的生态功能，且不发生土地荒漠化、水质恶化、地面沉降等生态环境问题的地下水位埋深”。通过研究表明：陕北风沙滩地区地下水位埋深小于1.5m为盐渍化水位埋深，1.5～3m为最佳地下水位埋深，3～5m为乔灌木承受地下水位埋深，5～8m为警戒地下水位埋深，8～15m为乔木衰败地下水位埋深，大于15m为乔木枯梢地下水位埋深。
张丽、董增川等（2004）以生态适宜性理论为基础，根据塔里木河干流流域典型植物的随机抽样调查资料，建立了干旱区几种典型植物生长与地下水位关系的对数正态分布模型。根据建立的模型得出干旱区典型植物的最适地下水位。结果表明：①最适地下水位：干旱区典型植物出现频率最高的地下水埋深分别为：胡杨2.51m，柽柳2.2m，芦苇1.36m，罗布麻2.51m，甘草2.39m，骆驼刺2.84m。最适宜区间为2～3m。②生态地下水位：适宜干旱区植物正常生长的地下水位为2～4m。因此，干旱区合理的生态地下水位应保持在2～4m之间，这样才有利于植被生长和生态环境恢复。③植物的生态幅度：不同的植物对地下水位的忍耐范围不同，胡杨、怪柳、骆驼刺的方差较大，说明它们可以在较大的地下水位范围内生存，生态幅度较大；芦苇、罗布麻、甘草的方差较小，说明它们可以在较小的地下水位范围内生存，生态幅度较小。④植被盖度、频率与地下水位的关系：植被盖度！出现频率与地下水位存在一定的关系，在植被最适地下水位附近，植被生长最好，出现频率最高，相应的植被盖度最高；在植物的适宜地下水范围内，植被生长良好，出现频率较高，相应的植被盖度也较高；在其他地下水范围内则植被长势受水分亏缺或土壤盐渍化的影响，生长相对不好，出现频率相应就低，盖度也低。
纪连军、高洪彬等（2006）研究了半干旱地区地下水位埋深对杨树生长发育的影响，结果表明在半干旱地区，当地下水位埋深在1.2～2.5m时，杨树幼树生长发育正常，幼树基本无枯梢枯干现象；当地下水位深度超过3m时，幼树枯梢枯干现象随地下水位下降而增多。
周绪、刘志辉等（2006）研究了新疆鄯善南部地区地下水位降幅对天然植被衰退过程的影响分析，研究结果表明地下水位降幅位于5～8m之间为天然植被覆盖变化敏感区间，降幅超过10m天然植被将会出现严重衰败。
可能的临界值：对于草地盐渍化，有潜水位和总溶解固体相对百分数的减少率的临界值：
生态环境地质指标研究


其他可能的临界值：水的总溶解固体通常以1l水中含有各种盐分的总克数来表示（g/l）。根据总溶解固体的大小，水可分为以下5种。
生态环境地质指标研究


主要参考文献：
天然草地退化、沙化、盐渍化的分级指标（GB 19377—2003）.
杨泽元，王文科等.陕北风沙滩地区生态安全地下水位埋深研究.西北农林科技大学学报（自然科学版），2006，34（8）：67-74.
张丽，董增川等.干旱区典型植物生长与地下水位关系的模型研究.中国沙漠，2004，24（1）：110-113.
其他资料来源：农林牧、环保等相关部门。
有关的环境与地质问题：草地退化、草地沙化及草地盐渍化。
总体评价：地下水位和水质与植物的生长有着不可分割的联系，不同植物种属对于地下水位有着不同的需求，地下水位和水质的变化直接决定着地上植被群落的演替。近年来，我国北方的大部分地区地下水位都存在不同程度的下降，伴随着这个过程，大量的亲水性植被开始凋落，耐旱型植被逐渐占优势，若地下水位持续下降，很可能导致大面积的植被凋谢和死亡，促成草地退化和土地退化。

8. 重要环境地质指标释义

根据上述沙漠化调查和监测环境地质指标，下面按国际地质指标释义形式介绍沙漠化的环境地质指标。
一、沙丘的形成与活化
名称：沙丘的形成与活化
简介：沙丘和沙席是在各种气候和环境控制因素作用下形成的，其中包括风速和风向、湿度和堆积量。大陆环境下沙丘系统和沙席是由风力作用搬运或再运移的沉积物形成的。新形成的沙丘是由气候变化和/或人类扰动使沉积物重新活动而产生的。源自许多沙漠边缘沙丘迁移以及温带地区半固定、固定沙丘的活化（如塔克拉玛干沙漠东南缘，毛乌素沙地等）。沙丘形态或位置的变化可指示干旱程度、风速和风向的变化（参见风蚀、风积作用）或人类的扰动。利用干旱度指标和沙丘活动性指标（沙丘活动性指标是指现有风能与降水量—潜在蒸发量比值的比率）能够把沙丘的变化与气候变化联系起来。
意义：运动着的沙丘可能会掩埋房屋、场地，阻塞变通。半干旱至半湿润地区的沙丘活动，使牧场和农业的可耕地面积减少。它们也是干旱性变化的一个很好的指标。沙丘通过提供地貌和水文对生物增减的控制，在许多生态系统（北方的生态、半干旱地区、沙漠区）中起着重要的作用。
人为或自然原因：沙丘形态的变化和沙丘的运动可能是由干旱程度的变化（旱灾的周期）引起的。广泛的变化也可能是因风模式的改变以及人文活动诱发的，例如过度放牧对植被造成的破坏，以及不合理的耕作生产、生活方式。
适用环境：沙丘分布广泛于中纬度干旱、半干旱、半湿润的沙漠、沙地区，零星分布于盆地内古河道发育地带。
监测场地类型：活动沙丘的边缘，半固定沙岗和植被稳定的固定沙丘。
空间尺度：块段至景观/区域尺度。
测量方法：沙席和沙丘区大小、形状和位置的变化可以通过重复地面勘查监测，活动及固定沙丘和残遗沙丘的测量则利用航空摄影或卫星图像进行监测。
测量频率：监测沙丘与干旱周期有关变化的测量频率应是5～10年一次，当发现移动时，应加大监测频率。
数据和监测的局限性：往往缺乏气候记录，尤其是风的资料。
过去与未来的应用：能够建立干旱、半干旱、半湿润地区过去50年中沙丘活动性的记录，并能将这些记录与温度和降水量记录联系起来。已有第四纪残遗沙丘的古记录（包括古风向）可以评价未来的气候变化对风成系统的潜在影响。
可能的临界值：沙丘活动指数M>50。其他的临界值可能以活动沙丘区对农业耕地以及相关地下水位的容许极限为基础。
主要参考文献：
十九世纪美国大平原上活动沙丘的沙：来自早期考察者计算的证据.第四系研究，43：118-124.
沙漠地貌学.伦敦：UCL出版社.
沙丘的地貌.伦敦：Roottedge.
Cooke，R.，A.Warren and A.Gaudie.1993.Desert geomophology.London：USL Press.
Lancaster N.1995.Geomophology of desert dunes.London：Roottedge.
Muhs，D.R.and V.T.Holliday.1995.Active dune sand on the Great Plains in the 19th Century：evidence from accounts of early explorers.Ouaternary Research，43：118-124.
Nordstorn，K.E.，N.Psuty and B.Carter.1990.Coastal dunes：form and process.Dhichester，John Wiley and Sons.
其他资料来源：农业与环境署、地质调查所、沙漠研究所、国际第四纪研究联合会
（INQUA）、国际地貌学家协会（IGA）。
有关的环境和地质问题：活动沙丘可能侵入并破坏农业生产耕地、影响交通运输干线。人类为稳定沙丘作出了努力。沙的运移使地表蒸发量降低，可影响浅层地下水位。
总体评价：沙丘是干旱、半干旱、半湿润地区地表形态与环境变化极为重要的指标。
二、地表岩土组成
名称：地表岩土组成
简介：地表出露着各种岩土类型，其中松散堆积物的抗风化能力最差。在干旱、半干旱和部分半湿润地区的少雨多风条件下，岩土类型的不同其产沙能力具有较大的差异。一般说来，碳酸岩、喷发岩类（灰岩、白云岩、玄武岩、流纹岩等等）分布区为不产沙区；抗风化能力较差的中生代晚期及第三纪半固结碎屑岩为少量产沙区；松散的第四纪堆积物，特别是第四纪晚期河流湖滨相富沙沉积物分布区是土地沙漠化的大量产沙区。我国现代沙漠及沙漠化土地则主要分布在大量产沙区及周遍生态环境较脆弱地带。
意义：地表岩土的固结程度以及松散堆积物的粒级组分等物理特性，是判断土地沙漠化发生发展的基础环境地质指标。特别是在预测土地沙漠化可能发生的潜在地域时，地表岩土组成及其物理特性具有指示意义。
人为或自然原因：自然成因。
适用环境：干旱、半干旱及部分半湿润地区。
监测场所类型：毛乌素沙地中北部等（侏罗、白垩纪地层分布区）少量产沙区；第四系分布区。
空间尺度：块段至景观/中尺度至区域尺度。
测量方法：结合地质图编绘，野外进行侏罗、白垩纪地层表面“糠砒砂”的抗风化物化测试。
数据和监测的局限性：地表岩土组成受自然和人为影响较强，抗风化强度难以监测。
过去与未来的应用：预测未来气候环境变化时，易发生土地沙漠化和可能产沙的重点地区。
可能的临界值：参照岩石类型地质单元分界。
主要参考文献：
董光荣，金炯，申建友等.1990.晚更新世初以来我国陆地生态系统的沙漠化过程及其成因.见：刘东生编.黄土·第四纪地质.全球变化（第二集）.北京：科学出版社，91-101.
樊自立，马映军.2002.塔里木盆地水资源利用与生态平衡及土地沙漠化.中国历史地理论丛，17（3）：27-32.
龚家栋，程国栋，张小由等.2002.黑河下游额济纳地区的环境与演变.地球科学进展，17（4）：491-496.
吴波，慈龙骏.1998b.毛乌素沙地荒漠化的发展阶段和成因.科学通报，43（22）：2437-2440.
新疆荒地资源综合考察队.1985.新疆重点地区荒地资源合理利用.乌鲁木齐：新疆人民出版社.
赵哈林，赵学勇，张铜会，吴薇等.2003.科尔沁沙地沙漠化过程及其恢复机理.北京：海洋出版社.
中国科学院塔克拉玛干沙漠综合科学考察队.1994.塔克拉玛干沙漠地区土壤和土地资源.北京：科学出版社.
朱震达，王涛.1992.中国沙漠化研究的理论与实践.第四纪研究，（2）：97-106.
Acton，D.F.&L.J.Gregorich（eds）1995.The health of our soil-toward sustainable agriculture in Canada.Centre for Land and Biological Resources Research，Ottawa：Agriculture and AgriFood Canada.
Rodriguez-Iturbe I.Plants and soil moisture dynamics：a theoretical approach to the ecohydrology of water-controlled ecosystems.Cambridge：Cambridge University Press，2003.
有关的环境和地质问题：在自然和人类作用下可能发生水土流失。
总体评价：地表岩土组成是环境和人为作用下的产物，其变化会影响地表和地下水质量。
三、土壤物质组分含量
名称：土壤物质组分含量
简介：从地学角度来看，土壤层既是地表沉积物经风化和生物作用产生的风化壳层。也是反映气候、水分、植被和地形等环境要素的地质标志。一般对土壤物质含量的分析主要包括：物理性粘粒和有机质、氮、磷的数量变化等。我国东部科尔沁沙地，内蒙伊克昭蒙及腾格沙漠东南缘沙坡头等地的实践工作都证明：土壤物质含量指征及其变化量，可以用来确定土地沙漠化发展阶段或程度。
意义：土壤物质组分含量的变化是土地沙漠化过程的重要标志，是反映沙漠地区环境变化的重要信息。物理性粘粒是表征土壤塑性、保水能力的分界线，其含量高，意味着土壤物理性能好，保水、保肥能力高。土壤有机质一方面反映了植物残体的养分归还能力，另一方面也反映了地面植物生长的情况。所以土壤有机质和物理性粘粒在评价沙漠化土壤特征中具有重要作用。
在研究风蚀沙漠化问题时，通过对沙漠化土壤物质含量的研究，深入、全面了解沙漠化过程的发展规律和沙化土壤退化的演变过程，认清沙漠化危害，将为预测沙漠化发展趋势和采取相应的防治措施提供可靠的科学依据。
人为或自然原因：土壤物质组分含量是人类改造土地或风蚀、水蚀等自然现象改变土地的结果和表现。
适用环境：干旱、半干旱地区，半湿润地区等不同自然地带的沙漠化土地。
监测场地类型：未沙漠化及沙漠化土地。未沙漠化土壤物质组分含量可以作为背景值。
空间尺度：区域尺度/小比例尺。
测量方法：常规物理分析、化学分析。
测量频率：3～5年。
数据与监测的局限性：不同地区原生土壤养分的本底值不尽相同，故不同地区各类沙漠化土地的土壤指征不可能一样，很难定量的确定沙漠化各发展阶段的土壤指征。
数据与监测的局限性：胡孟春（1991），根据野外大量调查样点统计资料整理出科尔沁地区土地沙漠化单要素分类指标：以科尔沁沙漠地区内蒙古奈曼旗为试验点，无论是草地还是旱作农田，发生沙漠化后土壤养分含量均明显下降（表3-14）。土壤养分是作物赖以生长、繁殖的物质保障，其含量的多少直接关系到其生物量的高低。显然，土地沙漠化后，土壤养分环境的恶化是植物（作物）生长、发育和繁殖受阻的重要原因之一。
表3-14 沙漠化过程中草地和旱作农田土壤养分含量的变化


刘玉平（1998）在对毛乌素沙漠化草场实验研究中，也成功地用土壤的物质含量指标与土壤质地一起完成了土壤概况的评价工作。
姚洪林（2002）认为：在土地沙漠化过程中，土壤指标的变化不是单一的，而是多个指标都在发生作用。其中起主要作用的指标是土壤有机质和小于0.01mm的物理性粘粒。不同沙漠化程度土壤的基本特征如下：
流动沙地：土壤有机质0.02%～0.08%，全氮0.003%～0.001%，速氮1.8～2.14ppm，全磷0.016%～0.02%，速磷3.75～7.2ppm。0.25～0.05mm沙粒为64.5%～83.5%，小于0.01mm的物理性粘粒0.8%～2.4%，小于0.001mm的粘粒0.6%～1.5%。
半固定沙地：土壤有机质0.39%～0.84%，全氮0.011%～0.033%，速氮2.08～2.93ppm，全磷0.028%～0.04%，速磷15.7～22.7ppm。0.25～0.05mm沙粒为67.2%～75.5%，小于0.01mm的物理性粘粒3.25%～5.58%，小于0.001mm的粘粒1.35%～4.35%。
固定沙地：土壤有机质1.81%～3.52%，全氮0.011%～0.047%，速氮1.14～3.57ppm，全磷0.029%～0.051%，速磷12.94～37.2ppm。0.25～0.05mm沙粒为56.6%～76.6%，小于0.01mm的物理性粘粒2.85%～10.3%，小于0.001mm的粘粒1.4%～6.6%。
可能的临界值：物理性粘粒——直径小于0.001mm的粘粒5～6g/l时，胡杨开始出现枯萎，矿化度>30g/l时胡杨全部死亡，矿化度>70g/l时还可见到稀疏生长的红柳。
人为或自然原因：地下水位可因气候变化而发生自然变化，其埋深的变化可以作为预测地表环境及植物生长环境的间接指标。另外，人类过量抽取使地下水位急剧下降，造成地表土地沙漠化。河北坝上局部暖棚蔬菜种植地区，大量地下水的摄取，造成湖泊干枯，出现大面积的土地沙漠化过程。
适用环境：任何抽取地下水用于人类饮用、灌溉、工业用途的地方，或影响生态系统的区域。
空间尺度：从块段到景观/区域尺度。
监测场所类型：可以代表特定含水层的钻井、水井或泉。
测定方法：到达潜水面的深度是采用人工测定、水位自动记录仪或压力传感器监测的。标准水文地质方法被用来计算水量平衡。在计算现实补给速率时必须考虑到近几十年的气候变化和地表生态系统变化。
测量频率：用来反映季节性及每年变化的最小间隔期为月。评价古含水层状态的间隔应当为大约5年。
资料和监测局限性：水位需要在几十年里按季节和每年来测定，以便确定总体趋势。人工方法的总精度约1cm，但是采用自动方法可以将精度提高。
过去与未来的应用：古水体可以作为过去气候变化的“档案馆”。
可能的临界值：为抽水速率超过补给速率时就越过了某个界限，则可持续的可再生资源变为不可再生，并使其变弱的资源。当某个水井的抽水速率超过旁侧入流速率时，该水井就会干枯，因而也就越过了某个界限，尽管当停止抽水或当补给量加大时情况本身可以反过来。
主要参考文献：
地下水.新泽西州 Englewood Cliffs：Prentice Hall 出版社.
地下水介绍.伦敦：Allen and Unwin出版社.
定量地质学.纽约 Academic出版社.
西北地区地下水生态环境临界指标体系与深层承压水合理利用研究.“九五”国家重点科技攻关项目96-912-01-03S报告.
deMrsily，G.1986.Quantitative hydrology.New York：Academic Press.
Freeze，R.D.and J.A.Cherry 1979.Groundwater.Englewad Cliff，NJ：Prentice-Hall.
Price，M.1985.Introducing groundwater.London：Allen and Unwin.
其他资料来源：环境、水/水文公司、地质调查所、国际水文地质学家联合会（ISH）国际水文学科学协会（IAHS）、国际水文规划署（IHP）、世界卫生组织（WHO）。
有关的环境和地质问题：具有大量的与地下水减少有关的环境问题的“备忘录”，包括湿地排水、地质稳定性和土壤盐碱化（参见地下水水质）。城市地区的一个大问题——地下水污染，也减少总的水资源。
总体评价：地下水水位是利用地下水地区的一个基本参数。
五、风蚀、风积
名称：风蚀、风积作用
简介：风蚀是大气圈与土壤圈或岩石圈相互作用并受生物圈和人类活动的干扰而形成的复杂的自然—经济复合过程。风积作用则是在风营力搬运过程中，主要以跳跃或滚动搬运形式的粉细沙粒，在特定的运动休止点开始堆积，形成各种类型的沙丘、沙席。风积与风蚀是风沙运动的近地表的现象，是较干旱地区反映剥蚀—堆积地质作用过程的重要标志。大风作用于地表松散沉积物和脆弱岩层，引起风蚀，携走沉积物和土壤中的细微颗粒。风蚀地质作用主要形成雅丹地貌、风蚀干谷、洼地；风蚀过程常使地下沉积物和植物根系因风蚀出露，减少植被覆盖度，由于细粒物质从地面吹蚀，造成土壤养分不足或植被减少；风积过程常促成地表沙丘、沙席的形成和移动，在一定范围内掩埋田地、阻塞公路，或造成土壤粗化，降低耕田、草场的自然生物产量。
意义：伴随旱灾和干旱化出现的风蚀、风积的形成与地貌形态变化，是衡量沙漠形成和土地沙漠化发展的重要环境地质表征。
人为或自然原因：风蚀、风积是干旱多风地区一种自然现象，它们的作用过程，常改变地表微地貌特征与土壤组分机配，以及植被的生存环境。同时多变的风蚀、风积地表形态对人为活动反映敏感，尤其对诸如耕作和过度放牧等会导致植被减少的人类作用。
适用环境：干旱、半干旱和部分半湿润地区。
监测场所类型：不同自然带沙漠、沙地及生态环境脆弱地区的风蚀、风积地面。
空间尺度：块段至景观/中尺度至区域尺度。
测量方法：辅以航空照片进行典型地带一定范围的地质地貌调查、测量。利用系列图件、航空照片、卫星图像和典型区地面验证方法进行大区域监测。测量频率：5～20年1次。
数据和监测的局限性：风蚀对不同岩土类型和地貌是不一样的，地面粗糙状况（障碍的程度）不同，引起近地面风力削弱程度的差异造成风蚀强度的不同。因此无论是风蚀因子还是由此产生的风蚀过程都具有时间和空间上的随机性，如各等级风速所以不易评价复杂景观的侵蚀强度。
过去与未来的应用：过去的风蚀、风积作用可以通过研究在古侵蚀面上发育的埋藏土壤层和古沙丘来探测。
可能的临界值：沉积物的侵蚀、搬运和堆积是在特定的风速范围内发生的，取决于粒度、胶结和压实程度、含水量、植被和微地貌形态。
主要参考文献：
沙漠地貌.伦敦：UCL出版社.
沙漠环境的地貌学.伦敦：Chapman&Hall出版社.
王涛.中国沙漠与沙漠化.石家庄：河北科学技术出版社，2003.
王训明，董治宝，武生智，陈广庭.土壤风蚀过程的一类随机模型.水土保持通报，2001，21（1）.
吴正.风沙地貌研究论文选集.北京：海洋出版社，2004.
Abrahams，A.D.&A.J.Parsons 1994.Geomorphology of desert environments.London：Chapman&Hall.
Cooke，R.A.Warren&A.Goudie 1993.Desert geomorphology.London：UCL Press.
Woodruff，N.P.&F.H.Siddoway 1965.Awinderosionequation.Soil Science Society America Proceedings.29（5）：602-608.
有关的环境和地质问题：耕地、草场退化、沙漠化。
总体评价：在干旱和半干旱地区，风蚀、风积是地质环境变化的有价值指标。