综述：费拉尔土壤中2:1型层状硅酸盐的出现：一种观点

《Geoderma》：Occurrence of 2:1 phyllosilicates in Ferralsols: A viewpoint

　　阿里·布鲁安 | 米歇尔·布罗萨德 | 劳伦特·卡内尔
奥尔良地球科学研究所（ISTO），UMR 7327，UO - CNRS - BRGM，中央大区宇宙科学观测站（OSUC），奥尔良大学，1A rue de la Férollerie，45071 奥尔良，Cedex 2，法国

**摘要**
在湿润的热带地区，费拉尔土（Ferralsols）可以被视为风化地质化学序列的终点。易于风化的原生矿物应该已经完全消失；因此，其细颗粒主要由低活性的粘土矿物以及铝和铁的金属氧化物组成。然而，在许多费拉尔土中检测到了少量的2:1层状硅酸盐。由于这些矿物在这些高度风化的土壤中的存在从未进行过系统的研究，我们对过去六十年的文献进行了分析。研究表明，从早期的研究开始，大部分在费拉尔土中检测到的2:1层状硅酸盐仅通过X射线衍射技术被识别出来，其特征是出现在约1.4纳米处的峰位，在乙二醇溶剂中不发生位移，而加热至300摄氏度后该峰位变宽至1.2至1.0纳米之间。这些XRD特征与具有不完全铝-羟基层间的2:1:1层状硅酸盐相似。随着对层状硅酸盐认识的深入，这些矿物的命名也经历了变化。研究发现，这些2:1层状硅酸盐主要存在于细砂粒和粗粘粒部分。它们存在于南美洲、非洲和亚洲的赤道地带费拉尔土中。尽管根据不同的土壤分类系统，它们可能以极少量存在的形式被纳入费拉尔土的定义中，但其来源仍存在争议。一些研究者认为它们是土壤内部新形成的产物，或者可能是抗风化的残留矿物；越来越多的研究者则提出，它们可能是由于土壤微生物（尤其是白蚁）活动导致的土壤混合结果。有研究表明，这些物质可能来源于腐殖质层，并通过新成作用或原生矿物风化过程在费拉尔土中形成。如今，这些矿物仍然可以通过土壤动物重新分布而存在，并处于与所处地质化学环境相适应的铝化和脱硅化过程中。最后，关于2:1层状硅酸盐层间空间中钾的可用性研究表明，当费拉尔土仍处于原始植被覆盖状态时，其中5%至30%的钾是可交换的。一旦被开垦，这种可交换钾的储备在几年内就会耗尽，此后每年的钾补充量非常有限。

**1. 引言**
湿润热带地区的许多深度风化的红土或黄土都属于费拉尔土（IUSS工作组WRB，2022）。在土壤分类体系（如美国农业部自然资源保护局1999年版《土壤分类手册》）、巴西Embrapa体系、中国遗传土壤分类、法国土壤分类体系以及法国土壤参考体系（AFES，2009）中，它们可能还对应于其他类型的土壤（如氧化土、淋溶土、铝铁土等）。全球范围内，费拉尔土覆盖了约7.5亿公顷的土地（IUSS工作组WRB，2022），占热带地区陆地面积的约14%。它们主要分布在南美洲、非洲和亚洲（FAO-UNESCO，1974）。这些土壤是在持续数万年甚至数百万年的强烈风化条件下形成的（Eswaran等人，1971；Van Wambeke等人，1983；Van Wambeke，1992；Schaefer和Delrymple，1995；Scholten等人，1997；Buol和Eswaran，1999；IUSS工作组WRB，2022；Zech等人，2022）。这类土壤可以被视为风化地质化学序列的终点（Pédro，1968；Melfi和Pédro，1977；Van Wambeke等人，1983）。容易风化的原生矿物（如铁镁矿物和玻璃）以及较耐风化的矿物（如云母和长石）被认为已经完全消失（Buringh，1970；Van Wambeke，1992），其细颗粒主要由低活性的粘土矿物（如高岭石）以及铝和铁的金属氧化物（如吉勃石、针铁矿和赤铁矿）组成（Melfi和Pédro，1977；Melfi和Pédro，1978；Pédro，1968；Zech等人，2022），具体比例取决于母岩类型和地形位置（Curi和Franzmeier，1984；Macedo和Bryant，1987；Ker，1997；Reatto等人，2000；Reatto等人，2008；Reatto等人，2010；Schaefer等人，2008；Nakao等人，2017）。

然而，在许多费拉尔土及其他土壤分类体系中都报道了2:1层状硅酸盐的存在（例如Azevedo等人，1996；Caner等人，2014；Darunsontaya等人，2010等），这一现象甚至被列入世界土壤资源参考数据库（IUSS工作组WRB，2022）。在该数据库中，费拉尔土的定义允许在50–200微米粒级中存在可风化矿物（如2:1层状硅酸盐），前提是这类矿物的总含量不超过10%。可风化矿物包括在湿润热带条件下比石英更不稳定的矿物、1:1层状粘土矿物和含氧羟基化合物，以及比方解石更耐风化的矿物（IUSS工作组WRB，2022）。《土壤分类手册》（Soil Survey Staff，2006）还指出，在氧化层中可能存在含有羟基铝层间的蛭石，以及在50–200微米粒级中存在不超过10%的可风化矿物（Herbillon，1980）。在巴西土壤分类体系中（Embrapa，2006），虽然将厚层土描述为高度风化的土壤，但在Bw层的粗粒部分可发现少量白云母；粉粒和粘粒层可能含有少量2:1层状硅酸盐（如伊利石和蒙脱石（Herbillon，1980）。法国土壤参考体系（AFES，2009）也提到了这些矿物的可能存在。

尽管世界土壤资源参考数据库（IUSS工作组WRB，2022）及其他分类体系承认费拉尔土可能含有少量可风化矿物（如2:1层状硅酸盐），但并未将其作为分类的标准。尽管其存在有充分文献记录，但这些矿物在这些高度风化的土壤中的起源依然存疑。如何在经历了数万年甚至数百万年强烈风化的土壤中存在这类矿物？不同研究者描述的2:1层状硅酸盐种类繁多，这也引发了进一步的问题：例如云母、层状粘土矿物、蛭石和蒙脱石等如何能够存活至今？我们的研究目的包括：（i）回顾过去六十年来在费拉尔土中检测到2:1层状硅酸盐的相关研究；（ii）探讨这些矿物在费拉尔土（IUSS工作组WRB，2022）及其他土壤分类体系中的定义中的体现；（iii）分析含有2:1层状硅酸盐的费拉尔土的特征；（iv）描述这些矿物的基本性质；（v）探讨它们在这些深度风化土壤中的存在机制；（vi）分析它们对土壤性质的影响。

**2. 费拉尔土中2:1层状硅酸盐的存在**
**2.1 早年研究**
早期关于费拉尔土中2:1层状硅酸盐存在的研究主要发生在20世纪60至70年代的巴西（表1）。例如，Moniz（1967）在基于基性岩和板岩发育的巴西氧化土的粘粒层中检测到了2:1层状硅酸盐。Buringh（1970）在研究中也提到了费拉尔土中存在2:1层状硅酸盐，并指出在热带和亚热带地区土壤研究中，费拉尔土B层中存在微量可风化矿物，但未做进一步解释。Moura Filho和Buol（1972）研究了基于基性岩发育的费拉尔土表土层的矿物组成，通过X射线衍射发现<2微米粒级中存在2:1层状硅酸盐，其特征是1.45纳米处的峰位；该峰位在乙二醇溶剂中不变，在350摄氏度加热后变宽至1.2–1.0纳米。他们认为这一现象表明2:1层状硅酸盐的层间空间含有羟基铝。此后十年间，这一发现得到多次验证（Moura Filho和Buol，1972）。Cline和Buol（1973）研究了巴西中央高原的费拉尔土，发现暗红色厚层土A层和B层中存在微量“2:1/2:2层间矿物”。Escobar等人（1973）研究了两种基于火成基性岩发育的费拉尔土，通过X射线衍射确认其粘粒层中含有少量2:1层状硅酸盐，分别对应于约1.0纳米和1.4纳米的峰位，鉴定为云母和蛭石。虽然作者未明确区分这两种矿物，但结果暗示可能存在两者共存。Weaver（1974）研究了红层土和红黄色层土的化学和矿物学特性，同样在<2微米粒级中检测到2:1层状硅酸盐，分别对应于1.0纳米和1.4纳米的峰位，推测为云母和蛭石。

**2.2 2:1层状硅酸盐的特性与存在机制**
后续研究进一步证实了这些矿物的存在，例如Cline和Buol（1973）发现暗红色厚层土的A层和B层中存在微量“2:1/2:2层间矿物”。Escobar等人（1973）也在另一种费拉尔土中发现了类似的矿物。虽然这些研究未明确区分云母和HIV的存在，但X射线衍射图谱未能清晰区分两者。尽管世界土壤资源参考数据库（IUSS工作组WRB，2022）及其他分类体系允许在50–200微米粒级中存在这些矿物（前提是总量不超过10%），但其起源仍存在争议。这些矿物的存在机制仍有待探讨。多样化的2:1层状硅酸盐类型也引发了困惑：例如云母、层状粘土矿物、蛭石和蒙脱石如何在长期风化过程中得以保存？我们的研究旨在探讨：（i）过去六十年中发现2:1层状硅酸盐的相关研究；（ii）它们在费拉尔土及其他土壤分类体系中的定义；（iii）含有2:1层状硅酸盐的费拉尔土的特征；（iv）这些矿物的基本性质；（v）它们在这些高度风化土壤中的存在机制；（vi）它们对土壤性质的影响。在相关研究中，发现费拉尔土（Ferralsols）中存在2:1层状硅酸盐（国际土壤科学联合会IWSS工作组WRB，2022年分类）或根据其他土壤分类系统中对应的类型。具体命名方式取决于各研究中作者的描述。

| 作者 | 国家 | 土壤类型 | 深度（厘米） | 2:1层状硅酸盐 |
| --- | --- | --- | --- | --- |
| Moniz (1967) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | – | – |
| Moura Filho and Buol (1972) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–20 | – |
| Cline and Buol (1973) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–60 | – |
| Descobar et al. (1973) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | – | – |
| Boyer (1973) | CARe | 费拉尔土（Ferralsol） | – | – |
| Le Roux (1973) | 南非 | 凤化土（Oxisol） | 0–180 | – |
| Fey (1974) | 南非 | 凤化土（Oxisol） | 0–240 | – |
| Lepsch and Buol (1974) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–200 | – |
| Weaver (1974) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–60 | – |
| Ogawa et al. (1981) | 泰国 | 拉托土（Latosol） | 0–25 | – |
| Jones et al. (1982) | 波多黎各 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–130 | – |
| Santana (1984) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 100 and 300 | – |
| Darkcoll et al. (1985) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–140 | – |
| Eschenbrenner (1986) | 科特迪瓦 | 费拉尔土（Ferralsol） | – | – |
| Kalima and Spaargaren (1987) | 赞比亚 | 凤化土（Oxisol） | – | – |
| Antonello (1988) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 70–290 | – |
| Muchena and Wokabi (1988) | 肯尼亚 | 费拉尔土（Ferralsol） | – | – |
| M?berg and Esu (1991) | 尼日利亚 | 凤化土（Oxisol） | 5 – 160 | – |
| Poss et al. (1991) | 多哥 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–100 | – |
| Sanz-Scovino et al. (1992) | 哥伦比亚 | 凤化土（Oxisol） | 0–100 | – |
| Kampf et al. (1995) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | – | – |
| Azevedo et al. (1996) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–80 | – |
| Brito Galv?o and Schulze (1996) | 巴西 | 凤化土（Ferralsol） | 0–195 | – |
| Scholten et al. (1997) | 斯威士兰 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–200 | – |
| Vidal-Torrado and Lepsch (1999) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 70–80 | – |
| Vidal-Torrado et al. (1999) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 94–850 | – |
| Caner et al. (2000) | 印度 | 红土（Lateritic parent material） | 80–100 | – |
| Mafra et al. (2002) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–120 | – |
| Martins et al. (2004) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–40 | – |
| Melo et al. (2004) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 30–240 | – |
| Oliveira et al. (2004) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–190 | – |
| Zhang et al. (2004) | 中国 | 红土（Latosol） | – | – |
| Soares et al. (2005) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–130 | – |
| Dowding and Fey (2007) | 南非 | 凤化土（Oxisol） | 0–110 | – |
| He et al. (2008) | 中国 | 费拉尔土（Ferralsol） | – | – |
| Maquere (2008) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–300 | – |
| Rolim Neto et al. (2009) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–200 | – |
| Ryan and Huertas (2009) | 哥斯达黎加 | 凤化土（Oxisol） | 0–180 | – |
| Darunsontaya et al. (2010) | 泰国 | 凤化土（Oxisol） | 0–30 | – |
| Inda et al. (2010) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–3 | – |
| Pereira et al. (2010) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | – | – |
| Reatto et al. (2010) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 60–200 | – |
| Caner et al. (2011) | 印度 | 红土（Lateritic parent material） | 55–85 | – |
| Marques et al. (2011) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–120 | – |
| Darunsontaya et al. (2012) | 泰国 | 凤化土（Oxisol） | 0–30 | – |
| Alves et al. (2013) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 4–160 | – |
| Dias et al. (2013) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–20 | – |
| Khawmee et al. (2013) | 泰国 | 凤化土（Oxisol） | 15–55 | – |
| Mujinya et al. (2013) | 刚果（D.R.） | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–500 | – |
| Paisani et al. (2013) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–930 | – |
| Caner et al. (2014) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–190 | – |
| Jouquet et al. (2016) | 印度 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–10 | – |
| Bertolazi et al. (2017) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–40 | – |
| Nakao et al. (2017) | 喀麦隆 | 费拉尔土（Ferralsol） | 2–65 | – |
| Kunha et al. (2017) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 89–122 | – |
| Pinctus et al. (2017) | 哥斯达黎加 | 凤化土（Oxisol） | 5–200 | – |
| Testoni et al. (2017) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | – | – |
| Pacheco et al. (2018) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 38–70 | – |
| Kunha et al. (2019) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–220 | – |
| Korchagin et al. (2019) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–50 | – |
| Dzana et al. (2019) | 中国 | 凤化土（Oxisol） | 0–80 | – |
| Costa et al. (2020) | 巴西 | 拉托土（Latosol） | 0–20 | – |
| Firmano et al. (2020) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–40 | – |
| Almeida et al. (2021) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–70 | – |
| Mancini et al. (2021) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–450 | – |
| Silva et al. (2021) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–100 | – |
| Bruand and Reatto (2022) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 115–200 | – |
| Bruand et al. (2022) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 100–200 | – |
| Souza Lopes et al. (2022) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 25–120 | – |
| Vidal-Torrado et al. (2023) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 60–200 | – |
| Chiapini et al. (2023) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–769 | – |
| Volf et al. (2023) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–40 | – |
| Bruand et al. (2024) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 60–200 | – |
| Hummes et al. (2024) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–20 | – |
| Li et al. (2024) | 中国 | 凤化土（Oxisol） | 0–40 | – |
| Ryan et al. (2024) | 哥斯达黎加 | 凤化土（Oxisol） | 0–180 | – |
| Silva et al. (2024) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 20–80 | – |
| Firmano et al. (2024) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–40 | – |
| Almeida et al. (2021) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–70 | – |
| Mancini et al. (2021) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–450 | – |
| Silva et al. (2021) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 0–100 | – |
| Bruand and Reatto (2022) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 115–200 | – |
| Bruand et al. (2022) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 100–200 | – |
| Bruand et al. (2022) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 25–120 | – |
| Chiapini et al. (2023) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–769 | – |
| Volf et al. (2023) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–40 | – |
| Bruand et al. (2024) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 60–200 | – |
| Hummes et al. (2024) | 巴西 | 费拉尔土（Ferralsol） | 0–20 | – |
| Li et al. (2024) | 中国 | 凤化土（Oxisol） | 0–40 | – |
| Ryan et al. (2024) | 哥斯达黎加 | 凤化土（Oxisol） | 0–180 | – |
| Silva et al. (2024) | 巴西 | 凤化土（Oxisol） | 20–80 | – |
| Al-V: 铝蛭石；Chl-K: 绿泥石-高岭石；HI: 含羟基的2:1层状粘土矿物；Chl: 绿泥石；CM: 2:1层状粘土矿物；HIS: 含羟基的蒙脱石；HIV: 含羟基的铝蛭石；IGM: 过渡型矿物；IKS: 层状高岭石-蒙脱石；Ill: 伊利石；Int-Chl-V: 层状绿泥石-蛭石；Int-Ill-Sm: 层状伊利石-蒙脱石；Int-Ill-V: 层状伊利石-蛭石；Int-Mi-HIV: 层状云母-含羟基的铝蛭石；I-V: 层状铝-绿泥石；Mi: 云母；Ml: 混层粘土；Mi-M: 云母类矿物；Mt: 蒙脱石；Mu: 白云母；P-A-Chl: 成土作用形成的铝绿泥石；Sm: 蒙脱石；Sm-K: 蒙脱石-高岭石；SHI: 含铝羟基的蒙脱石；Tc: 滑石；V: 蛭石；V-Chl: 蛭石-绿泥石；WMu: 风化白云母；2:1, 2:2/2:2 IM: 2:2/2:2层状矿物。 |
| a: 记录到2:1层状硅酸盐的深度；b: 按文中所述命名；c: 文中未提及但在XRD曲线中确认存在；d: XRD中确认存在但文中未讨论；e: 中非共和国；f: <2毫米粒度的粉末XRD图谱。 |

在同一时期，其他研究也指出，在被归类为Oxisol序列中的非洲费拉尔土（Ferralsols）中存在2:1层状硅酸盐（表1）。Le Roux（1973）发现了一种他称为“成土作用形成的铝绿泥石”的粘土矿物，在X射线衍射图上展现出明显的1.4纳米峰值。他还在某些X射线衍射图中检测到微量云母，其峰值位于1.0纳米。通过结合热分析和化学分析，Le Roux（1973）发现去除二氧化物后，绿泥石和云母的含量分别占<2微米粒度的20%至30%和10%至20%。这些数值看似较高，但实际上是基于多种假设得出的估计值，应视为粗略估算。随后，Fey（1974）研究了另外四种被归类为Oxisol的南非费拉尔土的A层和B层，通过XRD证实存在主要为“成土作用形成的铝绿泥石”，其次为云母。基于与Le Roux（1973）尽管如此，应该指出的是，在脚注中提到：“最近关于氧化土和其他古老土壤的研究表明，一种2:1层状结构的粘土要么在潮湿气候中具有极强的抗风化能力，可能比高岭土更强；要么是由数千年间逐渐积累的灰尘形成的。这种粘土含有铝层间的绿泥石成分，具有14埃的反射峰，但在钾饱和和加热处理后不会缩小到10埃。这种粘土在氧化土层中普遍存在，尽管含量会随深度增加而减少。”1977年，土壤保护服务局成立了国际氧化土委员会（ICOMOX），负责审查氧化土的分类并提出修改建议。在1978年至1986年间的一系列会议中，人们讨论了氧化土B层中可风化矿物的问题，最终提出了一项修正案，规定氧化土B层“在50–200微米粒径范围内的可风化矿物比例不超过10%”（ICOMOX，1988）。这一修正案在1986年于巴西举行的第八届国际氧化土分类研讨会上得到了讨论（ICOMOX，1988），并将可风化矿物的存在纳入了土壤分类系统（Soil Survey Staff，1998和1999）。需要注意的是，这里提到的只有直径在50至200微米范围内的可风化矿物，而大多数研究表明可风化矿物实际上存在于<2微米粒径范围内（表1）。在《土壤分类》（Soil Survey Staff，1998，1999）和《世界土壤资源参考基础》（ISSS-IRSIC FAO，1988）中，只考虑了直径在50至200微米范围内的矿物，因为这些矿物可以通过光学显微镜在薄片中观察到。

在法国的土壤分类体系中（Commission de Pédologie et de Cartographie des Sols，1967），提到了原始可风化矿物（如伊利石）在铁铝质土壤中的可能存在性，这些土壤在全球范围内对应于Ferralsols、Acrisols和Lixisols，它们都处于相似的高级风化阶段（ISSS-IRSIC FAO，1988）。后来，在法国的《土壤参考手册》（AFES，2009）中还提到了少量2:1层状结构的叶硅酸盐（如伊利石或风化蛭石）的可能存在。在这两个体系中，既没有规定矿物的粒径大小，也没有规定可风化矿物的最大含量，唯一的要求是这些矿物的存在量必须很少（AFES，2009）。

大量研究表明，特别是在巴西的Ferralsols中，<2微米粒径范围内存在可风化矿物（表1），这解释了为什么在巴西的土壤分类体系中提到了可风化矿物的存在（Embrapa，2018），既包括<2微米粒径范围，也包括更粗的粒径范围。Camargo等人（1988）在介绍巴西的Latosols分类时指出，Latosols的B层“在<0.05毫米粒径范围内，易风化的原生矿物含量小于4%，云母含量小于6%”，并且这些土壤中含有的硅酸盐粘土矿物比高岭石的抗风化能力较弱，同时允许存在少量铝层间的绿泥石。在最新的巴西土壤分类体系中（Embrapa，2018），Latosols的B层被定义为“含有不超过4%的可风化原生矿物（抗风化能力较低），对于云母而言这一比例在沙粒粒径范围内确定。<0.05毫米粒径范围（粉粒+粘粒）可能含有少量的层状粘土或伊利石，但不超过极少的蒙脱石类粘土矿物”。

如今，土壤分类体系和其他土壤命名参考系统（包括国际土壤资源参考基础（IUSS Working Group WRB，2022）都承认，在经过长期强烈风化的土壤中（如Ferralsols），“粘土成分主要由低活性的粘土组成，并含有大量抗风化矿物，如（氢氧化）铁、铝、锰和钛的氧化物”。然而，铁铝质土层的定义基于6个诊断标准，其中第4条规定：“铁铝质土层由矿物物质组成，在0.05–0.2毫米粒径范围内含有超过10%的可风化矿物（按颗粒计数）”。因此，尽管没有提出具体的解释机制，但主要的土壤命名体系仍然承认可风化矿物的存在，这至少与Ferralsols的矿物学和地球化学特征存在矛盾。

**3. 含有2:1层状结构粘土的Ferralsols的特征**

**3.1. 母岩**

关于含有2:1层状结构粘土的Ferralsols的母岩矿物学信息非常少或几乎没有。文献分析（表1）显示，这些粘土存在于多种类型的母岩之上，这些母岩可能包含云母，如花岗岩（Mafra等，2002；Pacheco等，2018）、片麻岩（Cunha等，2009）、片岩（Ferreira等，2010）、页岩（Le Roux，1973；Khawmee等，2013）、粉砂岩（Vidal-Torrado等，1999）、砂质或泥质变质岩（Bruand等，2023；Bruand等，2024；Reatto等，2010）、砂岩（Maquere，2008；Alves等，2013）、石灰岩（Jones等，1982；Khawmee等，2013；Bruand等，2022）以及结构松散的沉积物（Ogawa等，1981；Arkcoll等，1985；Sanz-Scovino等，1992；Mujinya等，2013）。因此，这些母岩中的云母可能是上层Ferralsols中2:1层状结构粘土的来源。

尽管玄武岩中不存在2:1层状结构粘土，但在南美洲、非洲（Le Roux，1973；Fey，1974）、中美洲（Ryan和Huertas，2009；Pincus等，2017；Ryan等，2024）以及亚洲（Ogawa等，1981；He等，2008；Darunsontaya等，2012；Khawmee等，2013；Ndzana等，2019；Li等，2024）的许多Ferralsols中都发现了这种粘土，这些Ferralsols形成于玄武岩或碱性超基性岩石上。Caner等人（2014）在巴西南部亚热带气候条件下发育的Ferralsols下的风化土中观察到，2:1层状结构粘土可能在玄武岩气孔中存在的原生矿物（如铜云母）的风化过程中形成。这可以解释在上述碱性超基性岩石上发育的Ferralsols中发现的2:1层状结构粘土。

此外，在石英岩和砂岩上发育的Ferralsols的上层中也发现了2:1层状结构粘土的存在。但由于关于这些母岩的信息较少或没有相关信息（Reatto等，2000；Reatto等，2007；Reatto等，2010；Alves等，2013），这些母岩中2:1层状结构粘土的存在仍存在争议。

**3.2. 土层质地**

在含有2:1层状结构粘土的Ferralsols中，除了三个例外（图6），其余土层的平均粉粒含量为12%。其中70%的土层平均粉粒含量甚至低于10%。在以花岗岩、砂岩、砂质沉积物或变质岩等含有大量砂粒的母岩上发育的Ferralsols中，记录了粗粒和中粒质地（Maquere，2008；Mafra等，2002；Alves等，2013；Pacheco等，2018）。而在以玄武岩或碱性超基性岩为母岩的Ferralsols中，记录了细粒和非常细粒质地，这些母岩中的砂粒含量非常低（Moura Filho和Buol，1972；Escobar等，1973；Kampf等，1995；de Oliveira等，2004；Rolin Neto等，2009；de Oliveira等，2020）。对于这些Ferralsols，相对较高的粉粒含量（>10%）可能对应于次生的三水铝土矿和赤铁矿颗粒（Van Ranst等，2019），这些现象在喀麦隆火山灰沉积物上发育的铁铝质土壤中也有观察到，或者可能是由于分散不完全造成的（Bartoli等，1991）。

**3.3. 土层的中位深度**

根据土层的中位深度（即考虑的土层中部的深度）绘制了含有2:1层状结构粘土的土层的频率分布图（图7）。在研究的235个土层中，有一半的中位深度小于50厘米（图8）。几乎所有其他土层的中位深度在50至200厘米之间（84个土层）。其中38个中位深度在200至1000厘米之间的土层来自Chiapini等人（2023）的研究，这些土壤是巴拉那火山区深处的原生Ferralsols。因此，从图7的分布来看，我们不能推断出2:1层状结构粘土主要存在于Ferralsols的前50厘米内。这显然是一个抽样偏差，但它突显了Chiapini等人（2023）对Ferralsols整个厚度进行调查的兴趣——从表层到底层，甚至包括风化层的上部（Vidal-Torrado和Lepsch，1999；Paisani等，2013；Caner等，2014；Mancini等，2021；Chiapini等，2023）。

**4. 2:1层状结构粘土颗粒的大小、化学组成和矿物学特征**

长期以来，人们一直在讨论高度风化的土壤中2:1层状结构粘土的特征，这些土壤主要由1:1层状结构的粘土矿物以及铁和铝的氧化氢氧化物组成，包括Acrisols、Lixisol、Nitisols、Ferralsols和Durisols（IUSS Working Group WRB，2022）。例如，Jackson（1962）、Bain（1977）、Herbillon（1980）、Juo（1980）、Ross等（1982）和Barnhisel与Bertsch（1989）较早的研究，以及Ndayiragije和Delvaux（2003）、Georgiadis（2020）和Van Ranst（2020）等近年的研究都对此进行了探讨。仅针对Ferralsols而言，用于命名这些粘土的术语历史上有所变化（表1），这反映了关于它们的地球化学和结晶学特征、起源以及在风化和土壤形成过程中的稳定性的争议（Barnhisel和Bertsch，1989；Georgiadis等，2020）。文献分析显示，早期研究总是使用XRD技术在<2微米粒径范围内识别2:1层状结构粘土，有时在2–50微米粒径范围内，偶尔也在50–2000微米粒径范围内（表1）。对巴西Latosol的Bw层<2微米粒径范围的详细分析也表明，这些粘土主要存在于0.2–2微米粒径范围内，即所谓的粗粘粒部分，后来被鉴定为部分伊利石和部分蛭石的混合物（Escobar等，1973）。Lepsh和Buol（1974）对巴西一种氧化土-淋溶土顶置序列中的两个主要土层进行分析时发现，2:1层状结构粘土同时存在于0.2–2微米粒径范围和<0.2微米粒径范围内的细粘粒部分。当时他们将其鉴定为主要为绿泥石/蛭石的混合物，其中含有少量伊利石和蛭石（表1）。更近期地，Bertolazi等人（2017）使用XRD研究了巴西一种红壤（Rhodic Hapludox）的<2微米粒径范围、0.1–2微米粒径范围、0.05–0.1微米粒径范围和<0.05微米粒径范围的成分。他们发现，大多数2:1层状结构粘土（在<2微米粒径范围内以1.47纳米的峰值出现）实际上主要存在于0.1–2微米粒径范围内。根据Bertolazi（2017）的研究，用乙二醇溶液处理后没有出现膨胀现象，这表明1.47纳米的峰值可能属于蛭石或含有铝层的矿物（HIMs）。

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**图1. 来自巴西玄武岩上发育的Ferralsol土层<2微米粒径范围的X射线衍射图（根据Caner等，2014修改）。黑色实线表示空气干燥处理（AD），灰色实线表示乙二醇处理（EG）。**Kln：高岭石；SAD和SEG：蒙脱石；AD和EG；HIMS：羟基铝层间矿物；Gt：三水铝矿；Qz：石英。
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图2. 在巴西红壤中，对颗粒大小小于2微米的黏土部分以及0.1–2微米、0.05–0.1微米和小于0.05微米的黏土亚组分在0–5厘米（A）和20–40厘米深度处记录的X射线衍射图谱（修改自Bertolazi等人，2017年）。比较了钙饱和空气干燥样品（AD，黑色实线）和钙饱和乙二醇样品（EG，灰色实线）。每个亚组分的相对质量被标准化为100%。

近年来，Darunsontaya等人（2010年和2012年）研究了泰国的红壤，并使用透射电子显微镜记录了 beberapa mikrometers 大小的含钾颗粒的图像（图3）。他们还表明，K2O含量在2.8%到5.7%之间。这些颗粒通过常规和同步辐射XRD被鉴定为伊利石、HIV或蒙脱石。即使在常规XRD未检测到2:1层状硅酸盐的红壤中，也观察到了这些颗粒（Darunsontaya等人，2012年）。通过对未受干扰样品的抛光横截面进行背散射电子扫描成像（BESI），Bruand等人（1996年）展示了来自巴西中部高原Ferralsols B层中未受干扰基质的2:1层状硅酸盐的图像（Bruand等人，2022年、2023年、2024年，Bruand和Reatto，2022年）。根据所研究的Ferralsols不同，观察到的2:1层状硅酸盐的基本颗粒从细砂组分到黏土组分都有（Bruand等人，2022年、2023年、2024年，Bruand和Reatto，2022年）（图4）。基于EDS化学分析的结果，这些砂和粉砂大小的2:1层状硅酸盐的基本颗粒的平均结构式为风化的白云母（表2）。根据颗粒大小进行的化学分析显示，最大颗粒的化学成分对应于弱风化的白云母，而最小颗粒的化学成分对应于HIV（Bruand和Reatto，2022年）（图5）。然而，不能排除在分析粗黏土颗粒时也考虑了部分周围基质。像Bertolazi等人（2017年）那样对粗黏土和细黏土组分进行耦合XRD分析，将有助于更准确地了解BESI图像中观察到的黏土颗粒的矿物组成。

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图3. 来自泰国两种高地红壤黏土组分的伊利石颗粒的透射电子显微照片、X射线光谱和K2O含量（修改自Darunsontaya等人，2012年）。

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图4. Reatto等人（2007年、2008年和2009年）以及Bruand等人（2023年）研究的Ferralsol B层样品抛光截面的背散射电子扫描成像（BESI）中观察到的砂和粉砂大小的2:1层状硅酸盐颗粒（Bruand，未发表）。类似的颗粒被鉴定为从弱风化的白云母（最大颗粒）到HIV（最小颗粒）（Bruand等人，2022年）。条形长度：20微米。

表2. 在巴西塞拉多地区Ferralsols的10个Ferralsol B层中观察到的粉砂大小2:1层状硅酸盐颗粒的平均结构式（修改自Bruand等人，2024年）。X代表每个半单元胞中占据的八面体空腔数量（X = c + d + e + f）；Y代表层间空间中阳离子的电荷总和（Y = g + (2 × h) + i）。还给出了理论白云母（Velde和Meunier，2008年）和花岗岩中的白云母（Aurousseau等人，1983年）的结构式。

结构式：
Empty Cell
Sia4+Alb3+O10
2-Alc3+Fed3+Mge2+Tif4+OH2-Kg+Cah2+Nai+
Empty Cell
Empty Cell
Empty Cell
Empty Cell

abcDefghiXY
颗粒的2:1层状硅酸盐
平均值：3.05
0.95
1.75
0.18
0.09
0.03
0.75
0.01
0.10
2.06
0.87
标准差：0.06
0.06
0.08
0.07
0.04
0.01
0.10
0.01
0.09
0.04
0.09

理论白云母：
3.00
1.00
2.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
0.00
2.00
1.00

花岗岩中的白云母：
3.16
0.84
1.66
0.07
0.28
0.05
0.95
0.00
0.00
2.01
0.95

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图5. 巴西Ferralsol Bw层中砂-粗粉砂大小2:1层状硅酸盐颗粒（浅蓝色点）及其周围基质（红色点）以及同一Bw层中小粉砂大小和粗黏土大小2:1层状硅酸盐颗粒（浅蓝色点）及其周围基质（红色点）中的Al2O3、SiO2和K2O+Na2O+CaO含量（修改自Bruand和Reatto，2022年）。

除了这些显示Ferralsols中2:1层状硅酸盐非常普遍存在的研究外，其他研究还阐明了这些矿物的性质，特别是当Ferralsols发育在不含任何白云母颗粒的碱性基性岩石上时。Caner等人（2014年）研究了巴西Ferralsols中玄武岩和英安岩的风化过程以及土壤黏土的形成。通过结合X射线衍射、化学提取和傅里叶变换红外（FTIR）光谱，他们表明表面层中存在的羟基铝层间矿物来源于蒙脱石的铝化作用（即羟基铝层间蒙脱石，HIS），这是在富含有机物质的表面层中酸性条件下发生的（图1）。这些蒙脱石最初来源于腐殖质中初级矿物的风化。因此，我们可以假设Kampf等人（1995年）在拉丁 soils 上发现的、发育在玄武岩上的Latosols中以及更广泛地发育在碱性基性岩石上的羟基铝层间蒙脱石，起源于母质腐殖质中的新生成过程。

最后，一些研究表明，大部分存在的2:1层状硅酸盐是层状矿物，是由母质中存在的2:1层状硅酸盐与云母/HIV（Cunha等人，2019年）、伊利石/蛭石（Mafra等人，2002年、Ndzana等人，2019年）、伊利石/蒙脱石（Poss等人，1991年）或蛭石/绿泥石（Lepsch和Buol，1974年，M?berg和Esu，1991年）的风化作用形成的，尽管在后者情况下，更可能是蛭石/HIV。除了X射线衍射研究外，Bruand和Reatto（2022年）以及Bruand等人（2024年）使用背散射电子扫描成像的观察清楚地证明了巴西Ferralsols的Ferralsol层中2:1粉砂大小层状硅酸盐内部存在不同的层间结构。然而，正如其他热带土壤中的报道（Van Ranst等人，2019年；Delvaux，1990年），Ferralsols中2:1/1:1层状层状硅酸盐的存在仍然很少见，只有少数研究显示了它们的存在（Ryan和Huertas，2009年；Pincus等人，2017年；Testoni等人，2017年；Ryan等人，2024年）。

5. Feralsols中2:1层状硅酸盐的起源
5.1. 来自土壤溶液的新生成矿物
虽然许多研究关注了腐殖质和土壤中黏土矿物的脱硅化和再硅化过程（Herbillon等人，1977年；Herbillon，1980年；Karathanasis等人，1983年；Barnhisel和Bertsch，1989年；Lucas等人，1993年；Buol和Eswaran，1999年；Karathanasis，2002年；Cornelis和Delvaux，2016年；Tombeur等人，2020年），但很少有研究提出2:1层状硅酸盐可以从Ferralsols的土壤溶液中新生成（Karathanasis等人，1983年；Barnhisel和Bertsch，1989年；Buol和Eswaran，1999年；Karathanasis，2002年）。考虑到Ferralsols的地球化学背景，其中初级矿物及其风化产物的脱硅化发生在Si仍保留在其矿物晶格中时，很难假设2:1层状硅酸盐可以从土壤溶液中形成。然而，Inda等人（2010年）表示，从发育在玄武岩上的亚热带巴西红壤中提取的土壤溶液的化学成分显示，土壤溶液中的Al和Si活性确实与层间空间部分被羟基铝占据的2:1层状硅酸盐处于热力学平衡状态。Pacheco等人（2018年）也设想了在高原边缘或坡度等地形位置，根据排水状况，可能会发生再硅化过程并可能新生成2:1层状硅酸盐。最后，值得一提的是，在有利于脱硅化的环境中，植物化学 silicon 的循环可以利用作为再硅化过程中的Si来源，或者维持一定水平的水溶性Si，从而有助于保持黏土矿物的稳定性，如热带土壤中所显示的（Lucas等人，1993年；Cornelis和Delvaux，2016年；Tombeur等人，2020年；Zhang等人，2026年）。

5.2. 来自母物质的矿物
在许多Ferralsols的A层和B层中发现的2:1层状硅酸盐通常被认为是从母物质继承而来的。这些矿物根据其初始特性和脱硅化及铝化过程的强度（层间空间中的羟基铝插层）表现出不同程度的转化。因此，当Ferralsols发育在花岗岩、片麻岩或片岩上时（Lelong和Millot，1966年；Mafra等人，2002年；Cunha等人，2004年；Ferreira等人，2010年；Pacheco等人，2018年），A层或B层中发现的2:1层状硅酸盐具有与羟基铝层间2:1层状硅酸盐一致的化学特征，特别是HIV，可能是由云母风化形成的。Ker（1995年）在发育在石灰岩和角闪岩上的Ferralsols中发现了具有HIV特征的2:1层状硅酸盐，并假设它们是由母物质中的云母或绿泥石转化而来的。Britto Galv?o和Schulze（1996年）在他们研究的发育在石灰岩和泥岩上的Ferralsol 2米剖面中发现了主要存在于2–5微米部分的云母。作者认为云母的存在表明了来自母物质的继承性，而整个2米剖面中也存在的羟基铝层间蛭石痕迹也是云母风化的结果。Moterle等人（2019年）将这些2:1层状硅酸盐称为“顽固矿物”，从而强调了这些矿物在Ferralsols及其母物质中同时存在的继承特性。

当Ferralsols发育在玄武岩或更广泛的碱性超基性岩石上时（Escobar等人，1973年；Fey，1974年；Melo等人，2004年；Caner等人，2014年；de Oliveira等人，2020年），A层或B层中发现的2:1层状硅酸盐具有羟基铝层间2:1层状硅酸盐的化学特征。可以认为这些Ferralsols中的2:1层状硅酸盐是由母质腐殖质中的蒙脱石经羟基铝插层作用形成的（Caner等人，2014年）。

最后，从热力学的角度来看，由于这些2:1层状硅酸盐的层间空间部分铝化，它们的稳定性可能类似于2:1:1层状硅酸盐（Robert和Veneau，1979年；Tardy和Garrels，1974年；Karathanasis等人，1983年；Karathanasis，2002年）。在局部，它们展示出与1:1层状硅酸盐相似的矿物学结构，从而模仿了单层硅化，因此可以认为它们具有接近后者的热力学稳定性（Karathanasis，2002年；Ndayiragije和Delvaux，2003年）。因此，一旦它们的层间空间部分铝化，这些2:1层状硅酸盐可能实际上表现为“顽固矿物”，在以三水铝矿和Fe氧氢氧化物为主的Ferralsol层中持续存在（Karathanasis，2002年；Ndayiragije和Delvaux，2003年）。

5.3. 通过大气传输带来的外来矿物
据我们所知，没有研究证明Ferralsols中有含有钾的2:1层状硅酸盐的粉砂和黏土颗粒的长距离大气输入，但不能排除这种输入的可能性，就像在其他热带地区的土壤类型中一样（Dymond等人，1974年；Prospero等人，1981年；Kurtz等人，2001年；Nakao等人，2021年）。应当指出，尽管大气输入不能解释所有Ferralsol剖面中2:1层状硅酸盐的存在——Ferralsols通常厚度超过几米（Fey，1974年；Antonello，1988年；Maquere，2008年；Rolim Neto等人，2009年；Retto等人，2010年；Mujinya等人，2013年；Paisani等人，2013年；Mancini等人，2021年）——但它们对表面层中2:1层状硅酸盐储量的潜在贡献不能排除，正如其他土壤所示（Tiessen等人，1991年；Lyngsie等人，2011年；Kitagawa等人，2024年）。

5.4. 由社会性昆虫从风化的母物质携带的残余矿物
如果我们采用这样的假设，即2:1层状硅酸盐必须被视为来自母物质或其风化产物腐殖质的残余物质，那么它们在A层中的存在仍然是一个问题，因为Ferralsols经历了非常长的地球化学演化过程，且厚度可达数米（Ortigao等人，1996年）。Rodrigues-Netto（1996年）在几种不同母岩上发育的Ferralsols中发现了具有HIV特征的2:1层状硅酸盐，并得出结论认为其存在与风化强度无关。因此，即使假设这些矿物来源于母岩，也不能将它们视为简单的残留矿物，因为它们能够在数百万年的物理化学风化过程中保持不变；周围的矿物基质大部分反映了强烈的风化作用。因此，有必要考虑其起源并非直接继承自母岩，而是与其他过程有关。最近的研究表明，Ferralsols整个深度范围内这些矿物的存在主要是由于社会性昆虫（主要是白蚁，Bruand和Reatto，2022年；Bruand等人，2022年和2023年）以及蚂蚁（Nascimento等人，2024年；Chiapini等人，2025年）的活动所致。在Ferralsols中发现的浅层细砂或淤泥颗粒上，呈现出云母的风化特征和化学成分，如果不涉及社会性昆虫的生物扰动是难以解释的（图4）。同样，在Ferralsols的胶铁矿和高岭土层中发现的浅层腐殖质碎片也支持了社会性昆虫的作用，解释了为什么非常小的层状硅酸盐颗粒能够存在于这些浅层（图8，图9）。

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图6. Ferralsols（IUSS工作小组WRB，2022年）及根据其他土壤分类体系中含2:1层状硅酸盐的相应土壤的粒径分布及相应质地（FAO，1990年）（红色圆圈：非洲的Ferralsols；绿色三角形：南美的Ferralsols；紫色方块：亚洲的Ferralsols）。

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图7. 根据其他土壤分类体系，含2:1层状硅酸盐的Ferralsols（IUSS工作小组WRB，2022年）及相应土壤的层位频率，数据基于层位的中位深度。

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图8. 来自腐殖质的异质物质，在Ferralic层位样品的抛光截面背面扫描电子显微镜（BESI）图像中的观察结果。亚毫米级的颗粒聚集体中含有比周围亚毫米级颗粒聚集体高得多的2:1层状硅酸盐（P）（Reatto等人，2007年、2009年、2008年研究的Ferralol L1层位）；以及大量高岭石颗粒（K）（Reatto等人，2007年、2009年、2008年研究的Ferralol L6层位）。条形长度：50 μm。

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图9. 来自腐殖质的异质物质附着在多个亚毫米级颗粒聚集体上（Bruand，未发表）。在Reatto等人（2007年、2008年、2009年研究的Ferralol L1层位中进行观察）。背面扫描电子显微镜（BESI）图像（a）以及使用能量分散光谱（EDS）记录的K、Si和Mg浓度图（b、c和d）。

多位研究者发现白蚁建筑（地上堆丘和地下的隧道及腔室壁）中含有大量的黏土矿物。这些矿物的作用是使建筑更加稳定，并有助于调节温度和湿度（Jouquet等人，2016年；Jouquet和Bruand，2023年；Jouquet等人，2016年、2016年、2020年）。在这些黏土矿物中，发现来自土壤底部的2:1层状硅酸盐存在于地上白蚁堆丘中，而周围的Ferralsols的A和B层位中则没有这些矿物（Jouquet等人，2020年）。这种深度采集现象可以由Ferralsols母岩腐殖质中较高的黏土矿物含量以及这些黏土矿物具有更适合白蚁需求的性质来解释——而Ferralsols的A和B层位中仅含有低活性的黏土（如高岭石）。在腐殖质中2:1层状硅酸盐的层间空隙中可能仍然存在的可交换阳离子中，Na+特别受到关注，因为这种化学元素在白蚁消耗的植被中通常缺失，而它在调节白蚁生理过程中起着重要作用（Jouquet和Bruand，2023年）。这一假设与在秘鲁亚马逊森林（Kaspari等人，2009年）、厄瓜多尔（Kaspari等人，2014年）和巴拿马雨林（Clay等人，2014年）中观察到的在土壤和凋落物中添加Na+后白蚁活动增加的现象一致。因此，可以推测Ferralsols中2:1层状硅酸盐的存在是由于白蚁在腐殖质中采集黏土材料的结果，这种活动既出于对其物理性质的利用，也是为了获取白蚁饲料中缺乏的Na+。

出于目前尚不完全清楚的原因，白蚁（可能还有蚂蚁）似乎会将来自腐殖质和Ferralsols深层层位的材料带到地表。这些材料仍然富含2:1层状硅酸盐，这些硅酸盐要么正在风化，要么根据母岩的性质而重新形成。据推测，这些材料被纳入白蚁或蚂蚁的巢穴中，并在运输过程中偶然散布到土壤层位中，从而影响Ferralsol的矿物组成。如果这种解释正确，那么这些矿物确实是经过白蚁或蚂蚁运输后留下的异质残留矿物，并在当前观察到的层位中继续风化，具体取决于周围的地球化学环境。这一解释与白蚁和蚂蚁在Ferralsols形成中的作用一致，尤其是它们对Ferralsols微粒结构的影响（Schaefer，2001年；Jouquet等人，2016年；Jouquet和Bruand，2023年；Jouquet等人，2016年；Jouquet等人，2020年；Schaefer，2001年；Nascimento等人，2024年；Bruand，2025年）。

值得注意的是，这种解释并不对立上述观点相矛盾，即这些2:1层状硅酸盐在经过社会性昆虫的挖掘活动重新分布到以胶铁矿和铁氧化物为主的Ferralitic层位后，可能表现出抗风化性（Karathanasis，2002年；Ndayiragije和Delvaux，2003年）。

6. 对Ferralsol性质的影响

6.1. 2:1层状硅酸盐对钾动态的贡献
Ferralsols中存在的2:1层状硅酸盐如果其层间空隙中含有钾，则可以贡献钾的总储量。然而，这种对钾储量的贡献及其在钾循环（如这些土壤的钾肥力）中的作用值得质疑（Manning，2010年）。众所周知，大多数高度风化的热带土壤（如Ferralsols）的钾储备量特别低（300–2000 mg/kg），而温带地区的土壤则较高（Z?rb等人，2014年）。Arkcoll等人（1985年）早期对Ferralsols中2:1层状硅酸盐的钾储量进行了量化研究。他们研究了巴西马拉瑙斯地区原始植被下的Oxisols，发现总钾含量范围为100至300 mg/kg，具体取决于所研究的层位。最高的总钾含量出现在黏土含量最高的层位。他们还发现，根据所研究的土壤和层位，仅有15%至35%的总钾是可交换钾。Alves等人（2013年）研究了Pinus植物植被下的Ferralsol中的钾储备，发现砂粒、淤泥和黏土 fraction中存在被识别为云母的2:1层状硅酸盐，总钾含量相似。他们估计A和B层位的总钾含量约为100至200 mg/kg，其中只有少量是可交换钾。Poss等人（1991年）研究了Togolese Ferralsol在原始植被下的总钾含量为510 mg/kg，其中只有约5%是可交换钾。Sanz-Scovino等人（1992年）报告哥伦比亚Oxisols的B层位总钾含量为800至1370 mg/kg，但可交换钾含量较低。

Martins等人（2004年）研究了巴西Campos Gerais地区的代表性土壤中的钾储备，发现总钾含量显著较高。在三种latosols中的两种中，他们在淤泥和黏土 fraction中发现了被识别为云母和绿泥石的2:1层状硅酸盐，这些矿物中的总钾含量约为4000 mg/kg。Steiner和Lana（2018年）测量了巴西Ferralsols在原始植被下发育的A层位中的总钾和可交换钾含量，这些土壤的母岩包括玄武岩、页岩和砂岩。他们发现的总钾含量远高于Arkcoll（1985年）和Alves（2013年）的记录，范围为1000至8562 mg/kg，其中可交换钾的比例为1%至12%。Sanz-Scovino等人（1992年）报告哥伦比亚Oxisols的B层位总钾含量为800至1370 mg/kg，但可交换钾含量较低。

Firmano等人（2020年）测量了巴西原始森林覆盖下的玄武岩发育的Oxisol中的总钾含量，其中2:1层状硅酸盐含量较低，整个表土中的总钾含量为630 mg/kg。大部分钾存在于淤泥 fraction（900 mg/kg），其次是黏土 fraction（520 mg/kg）。可交换钾的比例约为15%，具体取决于测量方法。Bruand等人（2024年）研究了2:1层状硅酸盐在巴西Cerrado地区Ferralsols不同深度（1至2米）B层位中存在对总钾和可交换钾的影响。他们发现，这些层位中的总钾含量根据背面扫描电子显微镜图像中2:1层状硅酸盐的数量和粒径不同而变化，范围为300至6700 mg/kg，其中可交换钾的比例为2%至10%。

Moterle等人（2019年）研究了在不同作物种植期间，黏土矿物学对钾动态的影响。他们发现，即使数量非常少，被识别为蛭石和羟基铝蛭石的2:1层状硅酸盐也能控制土壤中的钾储备和植物可利用的钾。

6.2. 对栽培植物钾供应的贡献
如上所述，大多数Ferralsols和其他土壤分类体系（除了IUSS工作小组WRB（2022年）建立的分类）中对应的土壤早期被测定为表层的可交换钾含量低于0.15 cmol+ kg?1。这被认为是一个临界水平，会导致许多作物的产量下降（G?edert和Lobato，1988年）。虽然在原始植被覆盖的A层位中可交换钾含量高于这一临界水平，但一旦植被被清除并用于种植作物，可交换钾含量会迅速下降（Poss等人，1991年）。由此引发了关于2:1层状硅酸盐风化产物是否对钾供应有所贡献以及这种贡献持续时间的疑问。

在Togolese Ferralsols中，经过15年无肥料种植后，0–30厘米层位中的可交换钾含量从0.24降低到0.04 cmol(+) kg?1，80–100厘米层位中的可交换钾含量从0.06降低到0.03 cmol(+) kg?1（Poss等人，1991年）。这些研究者表示，对于所研究的土壤，2:1层状硅酸盐风化释放的钾量估计为每年每公顷100–50 kg。然而，钾释放的动力学过程似乎过于缓慢，无法满足大多数栽培植物的需求。此外，从长远来看，随着时间的推移，能够从矿物中释放出来的可交换钾的数量可能会减少，因为钾变得越来越难以被调动（Poss等人，1991年）。Silva等人（2000年）研究了巴西拉托索尔（Latosols）中存在的钾的形式以及这些形式如何影响两种本地森林物种和玉米作物的生长。他们发现，0-20厘米和20-60厘米土层中的总钾含量分别介于6472至9187毫克/千克和4242至7389毫克/千克之间。这些土层中可交换钾的比例在10%到24%之间。结果表明，矿物中钾的储备量在短期、中期和长期满足植物需求的能力明显取决于植物种类。

最近，Darunsontaya等人（2010年、2012年）研究了泰国高地氧化土（Oxisols）中钾的可用性，这些土壤中含有少量的含钾2:1层状硅酸盐。通过温室实验测试了圭亚那草（Guinea grass）对钾的吸收情况，结果显示，在所研究的黏土质氧化土中，植物能够存活并持续收割六次（Darunsontaya等人，2012年）。然而，对温室实验数据的详细分析表明，如果在田间条件下，土壤中的钾会逐渐耗尽，从而需要施用钾肥来平衡作物对钾的消耗，这证实了Poss等人（1991年）的早期研究结果。在最近的一项研究中，Moterle等人（2019年）在含有2:1层状硅酸盐的巴西费拉尔索尔（Ferralsol）上进行了温室实验，持续了八个不同的作物生长周期。他们发现，不施用钾肥会导致作物产量受限。此外，他们还发现，在八年的时间内，土壤中2:1层状硅酸盐的比例相对于高岭石含量有所减少。

其他研究则关注了多年不施用钾肥后费拉尔索尔中钾储备的状态。例如，Steiner和Lana（2018年）研究了巴西南部氧化土中不可交换钾对植物营养的贡献，这些土壤发育于玄武岩、页岩和砂岩上，并含有2:1层状硅酸盐。基于连续六年不施用或施用钾肥的温室实验，他们发现，如果不施用钾肥，连续种植会导致不可交换钾和可交换钾的持续减少。不可交换钾对植物营养的贡献在不施钾和施钾的情况下分别为50%到73%和4%到8%。Firmano等人（2020年）研究了巴西南部氧化土在未经和施用钾肥条件下种植32年的钾储备情况。在不施用钾肥的田块中，植物表现出钾缺乏症状，且2:1层状硅酸盐的结晶度低于自然植被下的情况，这是因为钾从层间空隙中被移除。

尽管这些结果不能普遍适用于所有费拉尔索尔，但它们清楚地表明了不可交换钾（位于2:1层状硅酸盐的层间空隙中）在农业生产系统中供应钾的重要性。

7. 结论

自从最早的研究以来，费拉尔索尔中鉴定出的2:1层状硅酸盐（根据IUSS工作组WRB（2022年）或其他土壤分类系统的定义）主要通过XRD技术进行表征，其特征是在约1.4纳米处有一个峰，该峰在乙二醇溶剂作用下不会消失，并且在约300°C加热后会合并为1.2到1.0纳米之间的宽峰。研究表明，这些2:1层状硅酸盐常被解释为含有羟基铝（hydroxy-Al）层间的矿物，因为它们的XRD特征与含有不完全Al-羟基层间的2:1:1层状硅酸盐相似——尤其是在过去二十年的研究中。这些矿物主要存在于细粒粉砂和粗粒粘土部分。最初认为它们是由下层母岩中的云母风化形成的羟基铝层间矿物，随后通过层间空间的铝化作用形成了蛭石。另一种假设认为，在没有云母的基岩发育而成的土壤中，这些2:1层状硅酸盐是含有羟基铝层间的蒙脱石（smectites），是由于腐殖质（saprolite）内部重新形成的蒙脱石发生铝化作用而产生的。

尽管这些矿物以极少量的形式存在，并且这种存在已不再作为诊断费拉尔索尔的唯一标准（IUSS工作组WRB，2022年或其他土壤分类系统），但它们的起源仍存在争议。一些作者认为它们是由于土壤内部的新生过程形成的，而更多作者则认为它们是残留矿物，即从更深层次通过社会性昆虫（尤其是白蚁）的挖掘活动被搬运上来的外来矿物。这一观点得到了白蚁丘的观察支持，因为白蚁建造的材料中常常含有2:1层状硅酸盐，这表明采样来自腐殖质或深层费拉尔索尔土层。由于这些矿物具有很强的抗风化能力，它们在生物活动搬运的土层中长期存在。根据这种解释，从腐殖质或深层土层向表层运输的过程使得整个费拉尔索尔土层都含有2:1层状硅酸盐，这些矿物由于抗风化能力强，至今仍可观察到，并且表现出不同程度的铝化和脱硅作用。

自最早的研究以来，2:1层状硅酸盐在费拉尔索尔中的存在对其钾储备量和植物对钾的利用具有重要意义。多项研究表明，在这些2:1层状硅酸盐的层间空隙中可能存在钾。研究表明，当费拉尔索尔仍处于自然植被覆盖状态时，其中5%到30%的总钾是可交换的。一旦开始耕作，这种可交换钾的储备会在几年内耗尽，随后钾的供应量非常少。

关于2:1层状硅酸盐在费拉尔索尔中的起源和分布的解释受到了研究范围的限制，因为大多数研究仅涵盖了从腐殖质到表层土层的整个土壤厚度。未来的研究应该将野外观察与我们对费拉尔索尔中风化过程的了解相结合，同时明确考虑母岩的组成。已经出现两种不同的地球化学背景：一种是在基岩（如玄武岩、辉长岩）上发育的费拉尔索尔，另一种是在长英岩（如花岗岩、流纹岩）上发育的费拉尔索尔。

最后，如果如许多作者所提出的，社会性昆虫（如白蚁）的活动在物质垂直运输中起着重要作用，那么就需要更好地理解和量化这种生物扰动现象，不仅限于费拉尔索尔，还包括其他铁铝土类土壤（如Lixisols和Acrisols）。

**Ary Bruand的作者贡献声明：** 负责撰写、审稿与编辑、原始草稿的撰写、研究方法的设计、资金获取、数据分析、数据管理和概念构建。**Michel Brossard**负责撰写、审稿与编辑以及概念构建。**Laurent Caner**也负责撰写、审稿与概念构建。