富铝土（富铝土）

概述

本土纲（Oxisol）、老成土纲（Utisol）；相当于联合国分类的网纹土（Plinthosol）、高活性强酸土（Alisol）、铁铝土（Ferralsol）、强风化粘磐土（Nitosol）、低活性淋溶土（Lixisol）、低活性强酸土（Acrisol）等单元。它包括的土类有：砖红壤、砖红壤性红壤、红壤和黄壤等。砖红壤相当于美国分类的强风化正常氧化土（Acrorthox）；相当于联合国分类的网纹土、高活性强酸土、铁铝土、强风化粘磐土。砖红壤性红壤相当于美国分类的暗红色湿润老成土（Rhodudult）；相当于联合国分类的低活性淋溶土、强风化粘磐土、低活性强酸土。红壤相当于美国分类的弱发育湿润老成土（Hapludult）；相当于联合国分类的低活性强酸土、强风化粘磐土。黄壤相当于美国分类的不饱和淡色始成土（Dystrochrept）；相当于联合国分类的低活性强酸土。

本土纲广泛分布。在亚洲东南部、非洲中部、北美洲东南部和南美洲北部，都有大面积分布。此外在欧洲的地中海地区和澳大利亚北部也有较小面积分布。本土纲在全世界总面积约2794.5万平方公里，占陆地面积的20.25%。在中国分布于南方热带、亚热带地区，大致北起长江两岸，南至南海诸岛，东起台湾、澎湖列岛，西达云贵高原及横断山脉，包括海南、广东、广西、福建、台湾、江西、湖南、云南、贵州、浙江以及安徽、湖北、四川、江苏与西藏南部的一部分地区，涉及十五个省、区，总面积14.96万平方公里，约占全国总面积的15.7%。

成土条件

年降水量为1200—2500毫米，年平均气温为15—28℃，≥10℃积温为4500—9000℃，最冷月均温2—15℃，最热月均温为28—38℃。在我国本土纲受季风气候所控制，表现明显干湿季交替的特点。

本土纲分布区自然植被是以热带雨林、季雨林、南亚热带季雨林和亚热带常绿阔叶林为主。砖红壤分布区自然植被是热带雨林或季雨林，最主要的有樟科、无患子科、大戟科、番荔枝科、茶科和山毛榉科等植物，林木层次复杂，有很多附生植物和藤本植物。砖红壤性红壤分布区自然植被主要是南亚热带季雨林，沟谷内常有部分热带植物，其南缘植被以热带成分为主，代表的科属有苏木科、含羞草科、蝶形花科、番荔枝科，龙脑香科等，林内也有攀缘藤本及附生植物，种类复杂。红壤分布区自然植被主要是常绿阔叶林，主要有壳斗科、樟科、茶科、冬青科、山矾科、木兰科等，林木层次简单，藤本和附生植物很少。黄壤分布区自然植被为亚热带常绿阔叶林、常绿-落叶阔叶混交林以及热带山地湿生常绿林，在生境湿润之处，林内苔藓类与水竹类植物生长繁密。

富铝土分布区的地形以山地丘陵为主，成土母质为各种酸性和基性岩，并以富铝风化壳为主。砖红壤和砖红壤性红壤主要分布于丘陵台地及平缓低地，淋溶作用强烈，砖红壤在玄武岩等铁质富铝风化壳上较易发育，砖红壤性红壤在花岗岩等硅铝质富铝风化壳上较易发育。红壤多分布在高丘及低山地区，起伏稍大，常见母质为第四纪红色粘土和砂岩等硅铁质和硅质富铝风化壳。黄壤常见于海拔高达800～1000米的山地上，常见母质为砂岩和花岗岩等硅质和硅铝质富铝风化壳。

成土过程

富铝土是脱硅富铝化过程和生物富集过程这两方面共同作用形成。

由于本土纲处于高温多雨的气候条件之下，具有充足的能量和动力使土体中原生矿物受到深刻的风化，以致硅酸盐类矿物强烈分解，产生了以高岭石为主的次生粘土矿物和游离氧化物。而分解过程中产生的可溶性产物受到下降的渗透水淋溶而流失，在淋溶初期，水溶液近于中性反应，硅酸和盐基流动性大而淋溶流失多，而铁、铝氧化物因流动性小而相对积累起来，当盐基淋失到一定程度，以致土层上部呈酸性反应时，铁铝氧化物开始溶解而表现出较大流动性。由于土层下部盐基含量较高，酸度较低，以致下移的铁、铝氧化物达到一定深度时即发生凝聚沉淀作用，而且一部分的铁、铝氧化物在旱季还会随毛管水上升到达地表，在炎热干燥的条件下发生不可逆性的凝聚。这种现象的多次发生，遂使上层土壤的铁铝氧化物愈聚愈多。据研究，我国富铝土，硅的迁移量均在40—70%之间，镁、钾、钠的迁移量一般在80—90%，钙几乎接近100%。铁的富集量7—25%，铝达10—20%。土壤胶体的硅铝率在1.5—2.5之间，富铁铝系数一般均小于1，土壤胶体铁的游离度为46—88%。这些指标反映出我国富铝土的脱硅富铝化作用的一般特点。

在不同热量带下所发育的富铝土，其所表现的富铝化作用的强度是不同的，这从一些诊断指标中可以得到反映。热带的砖红壤，南亚热的砖红壤性红壤和亚热带的红壤，硅的迁移量分别是41—72%，38—70%，36—68%，富铁铝系数分别为0.85±0.16，0.79±0.14；0.51±0.11，土壤胶体的硅铝率，分别为1.87±0.23，2.01±0.3，2.27±0.27，土壤胶体铁游离度分别为84.5±40，66.1±60，48.22±2.2。从矿物的组成来看，红壤的特点是伊利石迅速减少，氧化铁矿物显著增多，高岭石化逐渐加强；砖红壤性红壤中伊利石所剩无几，以高岭石占绝对优势，三水铝石时隐时现；砖红壤的特点是氧化铁矿物很多，其他矿物与砖红壤性红壤无本质区别，仅是数量上的增减，只有基性岩风化壳上的砖红壤才经常伴有不少三水铝石。由此可见，随着水热作用的加强，风化度高的矿物不断增多，铁铝氧化物矿物迅速积累，硅铝率迅速变小。然而黄壤矿物组成较为特殊，除出现高岭石、伊利石外，还有较多的三水铝石。不过，三水铝石不一定是高岭石的分解产物。如果有足够的热量条件而淋溶作用又强也有利于三水铝石的形成。黄壤分布的地形部位较高，又多发育在砂性母质上，淋溶作用较强。这可能是造成三水铝石较多的原因。

富铝化作用也因母岩的性质而有差别，如玄武岩上发育的红壤或砖红壤，其SiO2和盐基的迁移量要比花岗岩上发育的相应土类高出30%左右。铁铝的富集作用也较明显。它除了有较强富铝化作用外，还表现出明显的铁质化。富含硅酸盐的石灰岩风化形成的富铝风化壳，其铝的含量较铁质为高，二氧化硅含量相对较低。第四纪红粘土上多形成硅铁质富铝风化壳。花岗岩及浅海沉积母质将分别形成硅铝质及硅质富铝风化壳。脱硅富铝化是一种地球化学过程，它是富铝土形成的基础，它进行于古气候条件下，然而对近代富铝土渗透水的化学组成研究结果表明硅的含量相当高，而铁、铝含量均较低，这说明富铝土在现代生物气候条件下仍然继续进行脱硅富铝化作用。所以富铝土既有古风化壳的残留特征，又承受近代富铝化作用的影响。

许多国外学者把脱硅富铝化作用看成富铝土形成的唯一过程，其实，这只是一种基本过程，在这一过程的基础上还进行着强烈的生物富集作用，这两个过程相互作用的结果才形成富铝土。如果只有前一个作用而没有后一作用，其产物充其量不过是一种富铝风化壳。而强烈的生物富集作用使富铝土具有强烈的物质和能量循环，从而可能在古风化壳上进行一种新的土壤形成作用，改造风化壳而形成土壤。当然，任何土壤都存在生物富集作用，但富铝土的生物富集作用却表现出“强烈”的特点，因此它在土壤形成过程中的作用尤为突出。研究表明，热带雨林下发育的砖红壤，森林凋落物（干物质）每年每公顷达11550公斤，热带次生林下为10200公斤，而温带地区只有3750公斤，前者比后者高2.7—3.0倍。本土壤分布区所生长的植物不只生长量大，而且其残体的转化也极迅速，营养元素的生物小循环周期短，如热带植物残体的年分解率为57—78%（以橡胶和芒萁为例），而较北亚热带植物高1—2倍。因此，它的生物自肥能力较强。不过这些营养元素不是固定保持在土壤里，而处于不断循环过程中，一旦植被受到破坏，将会引起强烈的水土流失，土壤肥力就会明显下降。本区的自然植被以森林为主，土壤有机质的表聚性十分明显，腐殖质组成较为简单，活动性较大，以富里酸为主，表土的胡敏酸/富里酸比值一般均在0.8以下，心土和底土多在0.4以下，富里酸的数均分子量在680—780之间，较黑土的富里酸小。在胡敏酸中，以活性胡敏酸占优势（75—95%）。富铝土的腐殖质组成受着生物气候条件的影响，如砖红壤的腐殖质较红壤简单，而且活动性也较大。热带雨林下的砖红壤，其胡敏酸/富里酸比值较相邻的竹林下为低，活性胡敏酸则量较高；松芒萁群落下的红壤、砖红壤，其胡敏酸/富里酸比值较相邻的其他植被类型下的同类土壤高。母岩条件也影响着富铝土的腐殖质组成，在同一地区内，发育于石灰性母质的富铝土，胡敏酸/富里酸比值要比毗邻非石灰性母质的富铝土高，而活性胡敏酸含量却显著降低了。富铝土上的植物的灰分含量一般很低，大多在500—600克每千克左右，氮、硫、磷、钙、钠、钾、铁等含量都比钙质土和盐渍土上的植物中含量来得低，而锰的含量略高，铝的含量特别高，一般为0.5克每千克左右，有的在8克每千克以上，这要比钙质土和盐渍土上的植物含铝量高出数倍至百倍。而且在植物分解过程中，鲜叶中含量较多的钙、镁、氮、硫等元素不断淋失，其损失量达20—40%左右，而鲜叶含量较少的铝、铁、硅等则相对累积，在残落物中这类元素比鲜叶增加4—8倍，这就加深了对土壤富铝化作用的影响。所以说，脱硅富铝化作用和强烈的生物富集作用是富铝土形成的统一而不可分割的两个过程。

主要性状

诊断富铝土是以表现出中度以上富铝化特征的土层为依据。这一诊断层在我国称之铁铝层，它部分相当于美国分类制的氧化层。铁铝层和氧化层在诊断项目和指标上虽然存在若干差异，但均以反映富铝化的强度作为诊断依据。其诊断的主要特征如下：

1．中度以上的富铝化作用表现在于：矿物分解、盐基和二氧化硅淋失作用十分强烈。粘粒矿物组成中以1:1型高岭石类粘土矿物和铁铝氧化物占优势，仅含有少量2:1型蒙脱石类或2:1:1 型铝间层过渡性粘土矿物。矿物风化析出的氧化铁以赤铁矿和针铁矿形式在土壤中产生明显富集；同时，铝离子除进入交换性复合体，招致高度铝饱和外，还以三水铝石形式存在。因此，这一土纲的土壤粘粒部分具有较低的阳离子交换量和硅铝分子率。CECpH7/粘粒百分数比率，美国土壤分类制中的氧化层规定为≤0.16，我国土壤系统分类铁铝层规定为≤0.24。氧化铁富集，而且铁的游离度增大，具体指标是：游离Fe2O3≥20克每千克土或游离Fe2O3/全Fe2O3≥0.40。

2．有些土壤粘粒部分的阳离子交换量或硅铝分子率的高低与富铝化作用的程度并不完全相吻合。例如，有些土壤由于母质中含有较多的云母类矿物，当风化初期云母转变为水云母时，粘粒部分的阳离子交换量可降低至与以高岭石类占优势的土壤一样低；又如，在南方山区湿度大的一些土壤中，矿物质淋溶作用非常强烈，风化析出的二氧化硅与盐基同时被淋失，当母质中含云母类矿物较多时，土壤中过剩的铝离子以羟基铝形式进入层状粘土矿物，形成铝间层过渡性矿物，或当母质中含长石类矿物较多时，在风化初期就可能有过剩的铝离子形成三水铝矿，因此，粘粒部分的有效阳离子交换量及硅铝分子率也可以是相当低的。为了区别这些并不是由于真正高度富铝化作用所形成的低阳离子交换量和低硅铝分子率的土壤，或把它们排除在富铝土纲之外，对用以诊断富铝土纲的铁铝层不仅以其粘粒部分阳离子交换量和硅铝分子率作为指标，而且还需就其与脱钾作用相联系的K2O含量作出限定。具体指标是：部分亚层细土三酸消化分解物组成中K2O<35克每千克。

3．铁铝层的厚度在30厘米以上。

富铝土如果没有受到侵蚀，土层一般都较深厚，约达2—3米以上，层次分异虽不太明显，但仍能划为：腐殖质层（Ah）、铁铝层（Bs）和母质或母岩层（C或R）。在有良好自然植被覆盖的剖面上还有2—3厘米枯枝落叶层（O）。耕作富铝土没有枯枝落叶层，但一般都出现结壳，厚薄不一。凡结壳较厚者，其中多半有平行于地表的横向裂隙，使之成层片状结构。各发生层性状分述如下：

1．腐殖质层 一般厚10—20厘米，浊橙色至浊黄棕色。粒状或小块状结构，疏松而多根系，常夹有残落物和碎屑片。有机质含量因生物气候条件和利用方式而异。砖红壤、红壤和黄壤各处于不同的生物气候条件下，本层有机质含量分别为40.4±14.1克每千克土、43.9±17.8克每千克土和66.9±34.3克每千克土。如植被破坏，遭受侵蚀，有机质含量将明显下降，可低至10克每千克上以下。在耕作富铝土中，各地区的有机质含量不同。在旱作利用方式下，以华南、滇南地区有机质含量较高，为26.8±12.0克每千克土，西南地区次之，为19.3±12.8克每千克土，华中地区又次之，为15.7±6.1克每千克土。若用于种植水稻，其有机质水平要比旱作地有所提高。

2．铁铝层 这是富铝土的重要诊断层，呈暗红色至黄棕色，紧实粘重，孔隙较少，<0.01毫米粘粒含量可达50～70%，粘土矿物中以1∶1型（高岭石类）或铁铝氧化物占优势。多呈块状或棱块状结构，在孔壁或结构面上常出现淀积的粘粒胶膜、或铁结核。具有前述所规定的诊断指标。本层底部常因地下水位季节性升降而引起铁质的氧化还原交替作用，可能出现红白色网纹交替的网纹层，有的剖面在网纹中还夹有粗石英颗粒。

3．母质层 常见有玄武岩、玢岩发育的铁质富铝风化壳，石灰岩、白云岩发育的铝质富铝风化壳，浅海沉积物发育的石英质富铝风化壳，第四纪红色粘土发育的硅铁质铁铝风化壳，砂岩、红砂岩发育的硅质铁铝风化壳，某些板页岩发育的钾硅质准铁铝风化壳。

受到新构造运动影响的富铝土，往往出现一些特殊剖面，如重叠剖面、埋藏剖面等。富铝土若受到侵蚀，则会出现富铝层、甚至网纹层裸露地表的现象。

富铝土的微形态学的一般特征是：土壤基质（<0.01毫米）一般呈黄棕色、亮红棕及暗红色，有微团聚作用，除有雏形团聚体微结构外，有时还有团粒（0.1～0.15毫米）及微团粒（0.05～0.07毫米）。土壤基质内出现很多蠕虫状孔隙、蠕孔、囊孔。有铁质化颗粒碎屑、铁质化岩屑，有时在裂隙壁上有铁质浸渗或铁质粘粒胶膜，有时在颗粒周围有游离氧化铁渗出。砖红壤性红壤和砖红壤中可见一定数量的似淀积粘粒胶膜状风化粘粒或淀积粘粒粒蕊，有时出现淀积一扩散粘粒胶膜，但从数量及形成特点（淀积后胶膜又向土壤基体扩散）看，这类粘粒胶膜可能是残余淀积粘化或风化产物。基质内有明显条纹状光性定向集结粘粒。玄武岩及老风化壳发育的富铝土基质呈暗红色高度胶凝态，并形成相连接的凝聚性团聚体。

1．物理性质 富铝土的物理性质，一般说，颗粒较细，排列较紧，粘粒活度低，膨胀较小，并有较多无定形铁铝氧化物的胶结作用，因此所形成的团聚体，尤其是微团聚体的水稳定性很强。>0.25毫米的水稳性团聚体可达70—90%，但开垦后水稳性团聚体含量将会下降。正因为富铝土有较高的微团聚性，因此土体的孔隙度比较高，容重一般为0.8—1.5克每厘米3，总孔隙度为46—63%，而且下层略高于表层，因此，虽然其颗粒较细，排列较紧，但透水性还是较好的，能容忍较大的降水强度，渗透速度k10=6—11.5厘米每小时（k10为水温10℃时的渗透速度）。不过富铝土一旦受到雨水打击，孔隙渗透速度将明显下降，有的富铝土渗透系数k10只有2—3厘米每小时。还有一些富铝土因有石英颗粒和粘粒相互嵌入呈紧密排列，团聚体的水稳性弱，通透性较差，降水时多形成地表径流，而难以形成深层贮水。粘质富铝土的持水孔隙度一般都相当高，土壤的持水性强，但有效水范围较窄，其中三分之二的有效水集中于2000—30000帕。随着土壤吸力增加，比水容量急剧下降。因此这种土壤虽处于雨量充沛的条件下，一旦断水，也易出现旱象。由于大多数富铝土的微团聚体间的粘结力较小，风干时土壤的断裂模数不大，粘粒含量达到60%的富铝土断裂模数只有3千克每厘米2左右，这比粘粒含量只有30%多的下蜀黄土还要低。其起始呈现粘着力的含水量较高，大多超过田间持水量的60—80%，甚至超过田间持水量，而一般土壤起始呈现粘着力的含水量大都在田间持水量的60—80%。其最大粘着力较小，多小于15克每厘米2，近似于砂质土的数值，而一般壤质土、粘质土都在15—25克每厘米2之间。许多富铝土呈现最大粘结力时的土壤湿度接近或超过土壤的流限，这说明了在一定条件下许多富铝土并不易粘附机具，即使在雨后土壤湿度接近田间持水量时也是这样。而且由于这些富含微团聚体土壤的透水性较高，如果底层没有不透水层，那么表土达到流限湿度的机率较小，易于避免最大粘着力的出现。综观富铝土的上述物理指标，可以看出它的物理机械特性并不差。但是现在有不少地区的粘质富铝土由于不合理的耕作，引起土壤结构的大量破坏，才出现“天晴一把刀，雨后一团糟”的不良耕性。

2．化学性质

（1）酸性反应 富铝土全剖面呈酸性反应，pH值一般为4.5—6.0，其酸度主要是由铝离子所引起的，除表层含有机质较多时可含交换性氢0.2—0.3厘摩尔（+）每千克土外，一般富铝土的交换性氢量都在0.1厘摩尔（+）每千克土以下，仅占总酸度的1—3%，其余全为铝。铝在这类土壤的酸度中起主导作用的原因是由于这种土壤如果出现氢离子时，它很易与土壤固相铝相互转化，而使有等量的铝离子释放出来。富铝土存在大量铝离子的结果，除了使土壤呈强酸性反应以外，还由于铝离子具有极强取代吸附性盐基离子的能力，从而造成这类土壤中养分阳离子淋失。

（2）代换性能 由于富铝土含有较多游离氧化铁，它是正电荷的主要载体，易受环境的影响而活化或老化，又常以胶膜状包裹在其他矿物颗粒的外表，氧化铁对富铝土的表面性质有较大的影响。因此这类土壤电荷有明显的可变性，不只是可变负电荷的相对比例较大，而且带有不同数量的可变正电荷。如江西第四纪红色粘土上发育的红壤胶体以高岭石、伊利石和某些混层矿物为主，含游离Fe2O3 91克每千克，其1000克中永久负电菏约为16厘摩尔，pH值为7.7时可变负电荷约为7厘摩尔每千克， pH值为3时的正电荷约为3厘摩尔每千克。广东花岗岩上发育的砖红壤性红壤胶体以高岭石为主，只有极少量2∶1型矿物，含游离Fe2O3 108克每千克，其永久负电荷约10厘摩尔每千克，在pH7.7时的可变负电荷约为3厘摩尔每千克，pH3时正电荷为3.5厘摩尔每千克。广东玄武岩上发育的砖红壤胶体组成以高岭石、三水铝石和氧化铁为主，含游离Fe2O3 159克每千克，无永久负电荷，在pH3时的正电荷约为5厘摩尔每千克。富铝土这一特点，反映在许多物理化学性质上。当其pH值由自然条件下的数值提高到7时，净负电荷增加约60—100%。其阳离子交换量一般是10—25厘摩尔（+）每千克土，低者只有2—3厘摩尔（+）每千克土，这比我国北方土壤阳离子交换量低得多。不过，在自然条件下的富铝土pH值都在7以下，具有相当数量的正电荷，因此阴离子的吸附量较多，一般被吸附的阴离子是磷酸离子或硫酸离子，因此磷酸固定就成为这类土壤很突出的问题。富铝土阳离子交换量还有一个特殊的问题：即在一定的pH值条件下，一般土壤阳离子交换量常与交换性阳离子总量接近或无显著差异。而富铝土的两个数值在许多情况下可有很大的差距，经研究表明：交换性阳离子总量仅为阳离子交换量的22—71%，土壤氧化铁含量越高，这种差距越大。在交换性阳离子中，以钙、镁的波动最大，以变异系数（标准差/平均值）表示，钙、镁分别是1.14和1.13，而钾、氢+铝和钠则分别为0.75、0.84和0.47。

富铝土的交换性盐基总量较低，在自然状态下，一般是0.5—4厘摩尔（+）每千克，盐基组成的多少顺序是Ca>Mg>K>Na。大多数的富铝土中钙占盐基总量的50—85%以上；镁占10—40%；钾和钠分别占1—20%和1—10%。

（3）矿质养分状况 在良好的植被下，富铝土的含氮量，砖红壤、红壤和黄壤分别为1.67±0.61克每千克土，1.73±0.76克每千克土。植被破坏以致土壤遭到侵蚀后的砖红壤和红壤分别为0.80±0.27克每千克土和0.708±0.296克每千克土。在同一旱作利用方式下，华南、滇南地区土壤含氮量最高（1.39±0.77克每千克土），次为西南地区（1.09±0.57克每千克土），再次为华中地区（0.902±0.290克每千克土）。在同一地区，水田土壤含氮量均高于旱地和经济林木地。富铝土含磷量多数是很低的。全磷含量在0.44克每千克土以下时，作物都表现出不同程度的缺磷特征。在雷州半岛和海南岛，由花岗岩和砂页岩发育的砖红壤大都是缺磷的，而玄武岩上发育的砖红壤有一部分缺磷。在湖南、江西和浙江低丘陵地由第四纪红色粘土和红砂岩发育的红壤也大都缺磷，而云南、贵州、四川等地由基性母岩发育的红壤和黄壤全磷量大都在0.44克每千克土以上，供磷能力稍好。在无机磷形态中，闭蓄态的磷占50—80%以上，高者可达95%左右，在非闭蓄态的磷酸盐中，也以磷酸铁盐为主。有机磷的含量因生物活动的强弱而有不同，在有机质含量较高的表土层或耕作层，有机磷可占全磷的20%左右。富铝土全钾含量变动范围也很大，约在0.5—20.3克每千克土，其水平决定于含钾原生矿物和粘土矿物的种类和数量以及土壤利用方式。缓效性钾的含量低者只有66毫克每千克土左右，高者达500毫克每千克土以上。在雷州半岛、海南岛北部以及福建沿海台地由玄武岩、凝灰岩、浅海沉积物、花岗-片麻岩发育的砖红壤、砖红壤性红壤含钾量最低。华中地区由红色粘土、红砂岩母质发育的红壤，以及贵州、福建、四川高丘陵地由砂页岩花岗岩发育的黄壤含钾量中等。在福建、江西、湖南、广东的高丘陵地风化不深的花岗岩和千枚岩上发育的红壤含钾量较高。至于微量元素，富铝土经常出现缺硼和缺钼，而锌、铜、钻一般是适量的，锰的含量则较丰富。

分类

主要分布在热带雨林地区。如非洲的刚果盆地，南美洲的亚马孙平原、圭亚那沿海低地以及巴西高原西北部，澳大利亚北方高雨量地带，亚洲的印度、斯里兰卡、马来西亚、印度尼西亚、缅甸、菲律宾、泰国、柬埔寨以及我国的雷州半岛、海南岛、台湾、云南等的南部。我国分布区大致在北纬22°以南。它是本土纲中富铝化程度最高的一种土壤，一般都有2—3米的红色风化层，铁铝高度富集，富铁铝系数0.85±0.16，胶体硅铝率<2.0，粘土矿物以高岭石、三水铝石和赤铁矿为主，富铝层较发育，呈暗红色或黄橙色，棱块状结构，有清晰铁胶膜，常见铁结核，甚至出现铁磐层，淋溶作用较强，CECpH7/粘粒百分数<0.05，ECEC/粘粒百分数<0.025。

砖红壤可分为以下亚类：

1．砖红壤（Typic latosol）这是砖红壤中分布最广的一个亚类，主要分布在海南岛。雷州半岛南部、滇南和台南。具有本土类的典型特征。

2．红色砖红壤，又称暗色砖红壤（Red or dark latosol）主要分布于滇南一带。本亚类发育于雨林植被之下，生物富集作用较强，地表往往有2—3厘米的枯枝落叶层。腐殖层有机质含量较高，在50克每千克土以上，粘粒下移不明显，酸性较强，pH4.5左右。常见母岩为花岗岩和片岩。

3．黄色砖红壤（Yellow latosol）主要分布在滇东南和琼东一带。因受季风影响，年降水量比其他的砖红壤分布区高500毫米以上，土壤含水量较多，粘粒下移明显，粘土矿物除高岭石外，还含有较多针铁矿，约比红色砖红壤多15%，而赤铁矿含量则少20%。因此，本亚类以铁铝层呈黄橙色（7.5YR7/8）为主要特征。

砖红壤性红壤（Lateritic rdd soil）

主要分布在南亚热带季雨林、亚热带常绿阔叶林地区。在南美洲、非洲、欧洲的地中海地区、美国东南部、东南亚、我国的东南部都有分布。在我国，砖红壤性红壤分布区大致在北纬22°— 25°之间，包括滇南的大部、广西、广东的南部、福建的东南部以及台湾的中南部。其富铝化作用略低于砖红壤而高于红壤，但仍表现出明显的富铝化特征，富铁铝系数为0.79±0.14，胶体硅铝率<2.0，粘土矿物以高岭石为主，并含少量三水铝石和水云母，富铝层呈橙色或亮黄橙色，发育程度较砖红壤弱，淋溶作用也较差。CECpH7/粘粒百分数为0.05—0.15；ECEC/粘粒百分数为0.025—0.09。本土类多发育于花岗岩和其他酸性母岩上，所以土壤质地较砖红壤轻。

本土类可续分为以下亚类：

1．砖红壤性红壤（Typic lateritic red soil）主要分布于南亚热带东部地区（台、闽、粤）和滇中南。土壤属性具有本土类的典型特征。

2．黄色砖红壤性红壤（Yellow lateritic red soil）集中分布于滇东南和滇西南的低中山地。受季风影响，年降水量比砖红壤性红壤亚类地区高500毫米以上，土壤含水量较多，粘土矿物除高岭石外，还含有较多针铁矿，富铝层出现亮黄橙色。土壤有机质含量比砖红壤性红壤亚类稍高。

主要分布于亚热带常绿阔叶林地区，在世界上分布地区与砖红壤性红壤相吻合。在我国主要分布区的东部约起自长江以南至南岭山地，西部包括云贵高原中北部和四川盆地南缘地区，大致在北纬25°—31°之间。

红壤的富铝化作用也很明显，但其强度在富铝土纲中算是较弱的土类。富铝铁系数0.51±0.11，胶体硅铝率2.0—2.4。粘土矿物以高岭石、水云母为主，富铝层呈亮红棕色或浊黄棕色。CECpH7/粘粒百分数为0.16—0.23；ECEC/粘粒百分数为0.10—0.14。少见网纹层和铁锰结核，但在第四纪红色粘土上发育的红壤，剖面下部出现网纹层较多，这可能是在古气候条件下所生成的。

本土类续分为以下亚类：

1．红壤（Typic red soil）本亚类在本土类中面积分布最大，主要分布在江西、湖南、湖北、福建和浙江南部低山丘陵及滇中、黔西南高原。具有本土类的典型特征。

2．黄红壤（Yellow red soil）本亚类是红壤向黄壤过渡的类型，主要分布在鄂东、皖南丘陵和湘西、黔东等地。其分布区湿度比红壤亚类分布区大，而热量略低，土壤受到水化作用，呈棕色，但因干湿季较分明，水化作用又不及黄壤那么强，生物积累比红壤亚类略强，而富铝化作用略弱。土体中铁铝含量稍低，硅的含量稍高，粘粒硅铝率较红壤亚类高。

3．褐红壤（Cinnamon red soil）主要分布于云南高原中部及其边缘的深切谷地和残丘地带。本分布区气候干热，降水量少，有的地区年降水量不及1000毫米，干湿季明显，自然植被表现出干旱的生态特点。土壤酸性较弱，盐基饱和度一般在48%以上，表层有钙、镁累积的趋势。铁铝层的结构面上有明显的胶膜。粘土矿物组成除以高岭石为主外还有一定量的水云母和少量的三水铝石。

4．紫红壤（Purplish red soil）本亚类是发育在钙质紫红色页岩风化物上的红壤，主要分布在四川、贵州、云南等省，湖南、江西、浙江、福建、广东、广西等省也有分布，但多不成片，常与红砂岩发育的红壤和紫色土交错分布。由于母质富含碳酸钙，在成土过程中延缓了红壤化过程的进展。土壤淋溶作用相对较弱，交换性盐基可达50—60%，pH值由上而下逐渐增高，心土层pH值可达6.0—6.5，矿质养分较为丰富，土壤肥力较高。

广泛分布于热带、亚热带山地和高原。在我国以四川盆地周围的山地和贵州高原为多，广西的十万大山、广东的六万大山也是重点分布区，此外湖南、江西、浙江、福建、台湾等省的山地均有分布。黄壤除具有富铝土的一般形成过程外，还因成土环境湿度大，土壤经常保持潮湿，以致有明显的水化作用，铁的化合物以含化合水的针铁矿、褐铁矿和多水氧化铁为主，以亮黄棕色为特征，铁铝层尤为明显。富铝化作用虽较红壤弱，但仍较明显。粘土矿物以蛭石为主，次为高岭石和云母，也有三水铝石出现，但这与砖红壤中的三水铝石的形成有所不同，它不是高岭石进一步分解的产物，而是由母岩中某些原生矿物直接风化而来的。由于三水铝石的存在，富铝化作用虽不及红壤强，但胶体硅铝率还是比较小的，一般在1.6—1.7之间。淋溶作用较强，淀积现象较明显，酸度较强，pH值4.5—5.5，有效阳离子交换量和阳离子代换量与红壤相近，但交换性盐基含量很低，表土一般不超过10厘摩尔（+）每千克土，盐基饱和度一般在10—30%之间，剖面中可能出现漂白层或假潜育层。

黄壤可续分为以下亚类：

1．黄壤（Typic yellow soil）主要分布在贵州高原和湘西、鄂西、桂北部分山地。面积大，分布广。具有黄壤土类的典型特征。

2．表潜黄壤（Surface gleyed yellow soil）多分布于热带和亚热带山地顶部和山脊地带。因枯枝落叶层累积较厚，其下为盘结密织的根层，表层有机质含量较高，有较强吸水作用，因此土壤表层常有滞水，出现了表层潜育化的特征，土层较薄，一般为60—80厘米之间，淋溶作用较为明显，富铝层常出现锈纹、锈斑。

利用与改良

我国富铝土处于热带、亚热带的气候条件下，水热充沛，生物资源丰富，蕴藏着巨大的生产潜力，是我国热带亚热带林木、果树和粮食作物的重要生产基地。2012年利用现状是：林地约占一半，水田占8.59%，旱地占5.17%，牧地占3.28%。还有四分之一是荒山荒地。在本土纲分布区内人口相当密集，而又有相当数量的土地没有充分地利用起来。所以开发的潜力是很大的。由于本区地形起伏，降水强度较大，在开垦利用中稍有不慎，就会引起严重的土壤侵蚀，并致使土壤理化性状恶化。2012年，全区侵蚀面积占土地总面积的28%，土壤中存在板结、酸性过强、养分不足等各种障碍因素，全区年亩产不足150公斤的低产田占耕地面积的40%。因此在对富铝土的合理利用中，应该充分发挥水热条件的优势，以建立良好生态系统，防止水土流失。并应采取针对性措施，克服瘦、酸、粘等障碍因素，合理开发荒原，因土种植，合理布局，不断提高土壤肥力，提高生产总值。