2. 吉林大学东北亚生物演化与环境教育部重点实验室, 长春 130026;
3. 吉林省油页岩与共生能源矿产重点实验室, 长春 130061
2. Key Laboratory for Evolution of Past Life and Environment in Northeast Asia, Ministry of Education, Changchun 130026, China;
3. Key Laboratory for Oil Shale and Coexistent Energy Minerals of Jilin Province, Changchun 130061, China
0 引言
黑土广泛分布在中高纬度的密西西比河流域、乌克兰大平原、中国东北地区和潘帕斯草原，是生产力和肥力极高的土壤，在全球农业生产发展中起着重要作用，其生产力及其影响因素倍受全球学者的关注[1-2]。黑土的生产力不仅与其自身理化性质、人类活动相关，还与黑土的母质、地形条件、形成演化有密切关系[3-7]。在全球大规模开垦背景下，研究黑土的形成、演化及其发展趋势，对全球黑土资源的可持续利用和人类社会的可持续发展具有不可低估的现实意义。
然而，世界不同地区黑土的定义、特征、分类系统和研究程度不尽相同，如黑土是我国的名称，美国、南美称之为暗沃土或软土，而乌克兰多用黑钙土一词[8]，这一现象严重制约了世界黑土研究的进展。理顺黑土的定义、特征和分类方案是方便全球黑土系统研究的一个重要基础工作。成土母质、气候和植被等成土因素[9-12]，以及人为影响[13-14]等的差异，使各大黑土区黑土的形成过程、成土形态、演化特征各不相同，归纳总结黑土形成和演化的一般规律是开展黑土生产力影响因素研究、实现黑土区农业可持续发展的一个关键点。但是，各黑土区地质地理背景不同、农业生产方式不同、水土保持趋势不同，致使黑土演化的趋势各不相同，研究程度也各异。鉴于此，本文在系统整理全球黑土研究历史及现状的基础上，分析了黑土的定义、特征、分类方法、形成与演化特点，总结了黑土的形成机制、演化规律及其科学研究方法，初步探讨了黑土形成与演化研究的发展趋势，以期为我国东北农业的可持续发展提供科研参考和实践指导。
1 黑土形成与演化研究史早在19世纪，学者们就开始了对黑土的研究，其研究历史分为3个阶段：奠基阶段、快速发展阶段、系统分析阶段，期间关于黑土的理论体系不断扩大，实践研究逐渐发展。
奠基阶段(20世纪30年代前)：黑土形成与演化研究源于1876—1881年，B.B.道库恰耶夫对俄罗斯大草原的黑钙土(Chernozems)进行了土壤调查，创立了土壤发生学派。其著作首次揭示了黑钙土成土因素：土壤形成不只是岩石风化，而是气候、生物、母质、地形和年龄诸因素作用下形成的有自己发生发展规律的历史自然体[15]。土壤随成土因素的变化而变化，这种生态学的观点不断影响着土壤学和相邻学科的发展。该理论在其学生格林卡的传播下，深刻影响了早期美国和中国的土壤学发展[16]。
快速发展阶段(20世纪30年代—1978年前后)：黑土成因、黏质有机质的形成和黑土分类学研究主要集中在20世纪上半叶。1938年，以Mattson[17]提出土壤圈(Pedosphere)理论为标志，黑土研究进入了一个新的阶段，不同于道氏当年着重指出成土因素对土壤形成的影响，他还强调了土壤圈对地球其他圈层的反作用[18]。1948年，美国土壤学家H.詹尼对B. P.威廉斯“黑土形成过程中生物因素起主导作用”的学说作出补充修正[12]，强调了某一地区、某种类型黑土中某一成土因素的优势性。1953年，中国土壤学家宋达泉首次提出黑土不同于黑钙土，并称之为湿草原土，实现了概念突破[16]。1954年，原苏联土壤学家Д. Г.威林斯基所著《土壤学》一书指出，草原土(即指黑土)的起源可能有沼泽起源与植物陆生起源两种途径，同时书中已表明南美大片黑钙土的存在[19]。1956年，中苏土壤学家于黑龙江流域考察，根据发生学中覆盖植被不同、地下水位差异、是否含碳酸钙、是否有铁锰结核等特征[20]，证明了黑土有其自身的形成条件、过程和属性，从而印证了宋达泉先生的说法。1975年，美国《土壤系统分类》[21]一书将黑土归为软土纲，把具有松软表层且表层以下所有盐基饱和度(NH4OAc法)大于50%的土层归为黑土，这一标准的建立开创了土壤系统分类的先河，为黑土研究的国际化奠定了基础。
系统分析阶段(1978年至今)：20世纪80年代以来，东西方土壤学交流重启，黑土研究逐渐深化，理论更为系统。20世纪60年代，Α.И.彼列尔曼和钱学森曾先后提出地球表生表层状态; 20世纪90年代，黄秉维先生倡导开展“陆地系统科学”; 21世纪初，美国提出了地球临界带的概念[22]。相关研究开始从“系统”的角度认识黑土及其形成因素，将其从传统的、无序的和概念性的地表过程提升到独立学科的高度。
中国知网及Web of Science数据库统计数据显示，在系统分析阶段，黑土研究内容主要集中在以下6个方面：1)土壤有机碳库研究[23-24]；2)黑土有机质稳定性研究[25-27]；3)农耕对黑土的影响(包括耕作、施肥及产量问题)[28-29]；4)土壤侵蚀问题[30-31]；5)黑土成因与分类[19, 32]；6)黑土形成与演化研究[3-4, 9]。图 1显示，近40年来，中外黑土相关文献的发表数量呈明显上升趋势，其中：1978—1998年间，黑土相关文章数量不多，尚无形成演化方面的文献；1999年以来，黑土及黑土形成演化研究的文献数量都在不断增长，1999—2009年，中文黑土研究文献数量急剧上升，其上升趋势明显高于英文文献上升趋势，体现了该领域研究在中国的发展速度之快，越来越多的学者开始关注黑土形成与演化研究。
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| 图中所注数值为该年份黑土形成与演化文献发表数量。 图 1 1978—2018年黑土相关文献发表数量 Fig. 1 Number of publications related to black soil in 1978-2018 |
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黑土最早是由农民从颜色和地力来辨别的，指的是肥沃黑土层厚度超过一犁深的土壤[33]，几乎包括了黑土、黑钙土、草甸土等所有“黑色”的土壤。在早期文献中，黑土有各种不同的名称，如退化黑钙土、淋溶黑土和湿草原土等[34]。威廉斯[35]认为黑土是含有大量无定型腐殖质以及具有典型结构的土壤。世界土壤参比基础(world reference base for soil resources, WRB)认为，黑土是独立的土类，往往具有松软表层，上部125 cm土层内盐基饱和度(1 mol/L NH4OAc浸提)≥50%，无石灰聚积[36]。“Chernozems(中文译意：黑钙土)”与乌克兰大平原黑土相似；“Phaseozems(中文译意：黑土)”与我国黑土和草甸土相似。美国的ST(soil taxonomy)制土壤系统分类认为，松软土纲(Mollisols)覆盖了WRB的黑钙土(Chernozems)、栗钙土(Kastanozems)和黑土(Phaeozems)[37]；潘帕斯(Pampas)草原的腐殖质含量高、无钙积累，且有一定红化现象的土壤采用了Mollisols这一名称。
我国土壤工作者早期按民间叫法将黑色的土壤称作“黑土”。1954年版的中国土壤分类暂行草案将黑土划分为黑钙土和栗钙土。1963年，宋达泉等把黑土从黑钙土中分离出来，成为独立的土类，且划分出典型黑土、草甸黑土、白浆化黑土和表潜黑土四亚类，同时把黑钙土分为典型黑钙土、碳酸盐黑钙土、淋溶黑钙土和草甸黑钙土四亚类[38-39]。1978年，我国土壤分类将黑土列入半水成土纲的黑土土类[40]。1988年，全国第二次土壤普查分类中将黑土归为均腐土土纲的黑土土类。1991年的《中国土壤系统分类》中黑土属于均腐土土纲，湿润均腐土亚纲[41]。2007年，龚子同的《土壤发生与系统分类》[36]继续沿用均腐土这一名称，直至现在。
从性状来讲，黑土一般具有较深厚的暗色腐殖质层，养分较丰富。从发生学角度来看，中国的黑土在湿润或半湿润地区草原化草甸植被下，具有均腐土质积累和淋溶过程，且呈舌状延伸(全国土壤普查办公室)[36]，属于均腐土[40]。因此，本文认为广义的黑土涵盖了所有适宜农耕、具暗色腐殖质表土层的土壤，主要包括黑土、黑钙土、草甸土、白浆土、暗棕壤和棕壤等，狭义的黑土是指温带半湿润气候草原草甸植被条件下形成的黑色或暗黑色均腐质土壤[42]。
2.2 黑土特征资料[12]显示，黑土具有以下特征：1)土质疏松多孔，多田鼠洞穴，有时可深入到黄土层中；2)土壤结构性较好，腐殖质层大部为粒状和团状结构；3)腐殖质层深厚，一般为30~70 cm；4)腐殖质以胡敏酸(HA)和胡敏素(HM)为主，其中胡敏酸的相对体积质量与土壤质量呈正相关关系[43]；5)土层中无钙积层，土层和母质中绝大部分无石灰反应；6)剖面中含黑色铁锰结核，白色SiO2粉末以及灰色、黄色斑块和条纹等新生体。
从物理性质来看，黑土为暗灰色，质地黏重，相对体积质量一般为2.5~2.6；表层容重为1.0~1.4，略低；黑土总孔隙度在50%左右，持水量大，但通透性不佳[44]。黑土的机械组成一般比较均匀，土粒以粗粉砂和黏粒为主，所占比例均为30%~40%；团聚体总量较高，开垦后，水稳性团粒一般有减少的趋势，表层尤为显著。
从化学性质来看，黑土矿物组分主要包括伊利石、蛭石、高岭石和绿泥石等，成土过程中矿物之间会相互转化，如伊利石发生高岭石化、蒙脱石发生蛭石或高岭石化。黑土盐基饱和度一般在94%以上，分异较小；土壤中腐殖质所占比例为3%~6%，随深度增加而减小[40]；黑土水浸液的pH值为5.5~6.5，个别表土层较高，其交换能力较强，一般代换阳离子以Ca2+、Mg2+为主。
2.3 黑土分类俄罗斯早期主要依据成土因素和成土过程，将黑土分为黑钙土和栗钙土，并将黑钙土进一步划分为灰化黑钙土、淋溶黑钙土、典型黑钙土、普通黑钙土、南方黑钙土和草甸黑钙土六亚类；将栗钙土进一步划分为暗栗钙土和淡栗钙土。2005年的土壤分类既保留了早期分类的基本原则，又增加了诊断层和诊断特征的定量化依据，使土壤类型和亚型数量有所增加，如：栗钙土(Kastanozems)进一步划分为简育栗钙土(KSh)、钙积栗钙土(KSk)、黏化栗钙土(KSl)；黑钙土(Chernozems)进一步划分为简育黑钙土(CHh)、钙积黑钙土(CHk)、黏化黑钙土(CHl)、舌状黑钙土(CHw)；黑土(Phaeozems)进一步划分为简育黑土(PHh)、石灰性黑土(PHc)、饱和黏化黑土(PHl)、潜育黑土(PHg)；灰色黑土(Greyzems)进一步划分为简育灰色黑土(GRh)和潜育灰色黑土(GRg)[45]。
美国在俄罗斯土壤发生分类的基础上建立了定量化土壤分类系统，在1975年ST分类中划分出12个土纲[21]。自1983年，每隔一段时间就出版一部《土壤系统分类检索》，2010版检索系统中软土纲(Mollisol)包含中部平原具有松软表层的肥沃土壤，分为漂白软土(Albolls)、潮湿软土(Aquolls)、黑色石灰软土(Rendolls)、永冻软土(Gelolls)、寒冻软土(Cryolls)、夏旱软土(Xerolls)、半干润软土(Ustolls)、湿润软土(Udolls)[46]。
WRB对黑土的分类参考了俄罗斯土壤发生分类标准，划分为黑土(Phaeozems)、黑钙土(Chernozems)和栗钙土(Kastanozems)三类，但其分异特征却采用了美国ST的标准[47-48]。
中国的土壤分类系统是以定量化黑土诊断特性为基础(土壤系统分类)、以地带性生物气候条件为指导(土壤发生分类)的检索系统。在这一系统中，黑土须具备均腐特性(即有机质储量比 < 0.4)；且是在特殊气候、地形和水文条件下形成的，往往伴生白浆化、草甸化和潜育化附加成土过程[41, 49]。按此标准分类，黑土属均腐土土纲、湿润均腐土亚纲、简育或黏化湿润均腐土土类。“均腐特性”指标使美国软土中有机质含量低的土类不能进入均腐土土纲，也使得我国寒冷地区高有机质含量的部分土层也不能进入均腐土土纲。所以，按中国土壤分类标准，广义黑土主要包括狭义黑土、黑钙土、草甸土、白浆土、暗棕壤和棕壤等六大类[50]。狭义黑土按照分类标准进一步划分为黑土、草甸黑土、白浆化黑土和表潜黑土四亚类；黑钙土进一步划分为黑钙土、淋溶黑钙土、石灰性黑钙土、淡黑钙土、草甸黑钙土、盐化黑钙土和碱化黑钙土七亚类；草甸土进一步划分为草甸土、石灰性草甸土、白浆化草甸土、潜育化草甸土、盐化草甸土和碱化草甸土；白浆土进一步分为白浆土、草甸白浆土和潜育白浆土三亚类；暗棕壤则包括暗棕壤、白浆化暗棕壤、草甸暗棕壤、潜育暗棕壤和暗棕壤性土五亚类；棕壤则包括棕壤、白浆化棕壤、潮棕壤和棕壤性土四亚类。
3 黑土形成机制 3.1 四大黑土区土壤特征黑土区是指是以“黑土”为主要土壤类型的地区。按美国土壤分类来讲，全球有三大片黑土区，即密西西比河流域、潘帕斯草原和中国东北地区。按俄罗斯土壤分类来讲，“世界上‘三大片’黑土区”的说法欠妥[51]。按WRB，乌克兰大平原的黑钙土应含括在黑土之列。因此，全球黑土区应是四大片(图 2)，四大黑土区环境条件各有特点(表 1)。
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| 图 2 全球四大黑土区主要分布特征示意图 Fig. 2 Main distribution characteristics of the four black soil areas in the world |
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| 密西西比河流域 | 潘帕斯草原 | 乌克兰大平原 | 中国东北地区 | |
| 名称 | 软土(Mollisols) | 软土 | 黑钙土(Chernozems) | 黑土 |
| 黑土区面积/(106 km2) | 1.20 | 0.76 | 1.90 | 1.03 |
| 纬度位置 | 29°N—49°N | 32°S—38°S | 44°N—51°N | 38°N—54°N |
| 地形特征 | 地势平坦，河道宽阔 | 由西向东缓倾，地表低平坦荡 | 山脉边缘高地平原，河湖沿岸低地平原 | 平原及周围漫川漫岗 |
| 气候类型 | 东南部为亚热带季风性湿润气候；其余地区为温带大陆性气候 | 东部为亚热带季风性湿润气候；西部为温带大陆性气候 | 以为温带大陆性气候为主 | 温带大陆性季风气候 |
| 植被特点 | 东南部为常绿阔叶林、阔叶落叶林和混合林等，中东部主要为草地 | 东部为草原带，西部为疏林与灌木干草原带 | 从北至南：森林沼泽带、森林草原带和草原带 | 寒温带落叶针叶林、温带针阔叶混交林、寒温带落叶针叶林 |
| 水陆条件 | 大部在美国中部平原，位于密西西比河流域地区，东西方向均有较高山地 | 南美中南部，大西洋沿岸、河流富集平原 | 东欧平原地区，背靠黑海、亚速海 | 中国东北部，邻近日本海，伸至渤海辽东湾 |
| 大气洋流影响 | 热带海洋气团和极地大陆性气团 | 福克兰寒流 | 大西洋暖湿气流 | 西伯利亚季风和海洋夏季风 |
| 土地利用 | 小麦、玉米、大豆 | 畜牧业为主 | 小麦、玉米、大豆、土豆、甜菜 | 小麦、玉米、大豆、水稻 |
| 注：数据来源为文献[14]。 | ||||
密西西比河流域(90°W—112°W，29°N—49°N)是美国中部大平原黑土区，由密西西比河上游谷地向南延伸至堪萨斯州中部，呈南北带状分布(图 2)。该地区地势平坦、水分充足、草木繁盛，大量枯枝树叶通过长时间腐化、分解，历经成百上千年形成较厚腐殖质层。黑土地面积约1.20×106 km2，主要由湿草原土、红色湿草原土和黑钙土等组成[52-53]，由东向西从湿润软土过渡到干润软土，且后者多含碳酸钙。流域东南部为亚热带季风性湿润气候，夏季高温多雨，冬季温和少雨，以常绿阔叶林、阔叶落叶林和混合林等为主[54]。流域中东部区域属温带大陆性气候，冬季寒冷而夏季炎热，主要为草地。目前，该区生态系统已由草原生态系统过渡为农田生态系统[55]。
2) 潘帕斯草原南美黑土区位于57°W—66°W，32°S—38°S，面积约7.6×105 km2，主要分布在阿根廷至乌拉圭的潘帕斯草原(拉普拉塔平原南部)上，东起大西洋西岸，西至安第斯山麓，北达大查科平原，南接巴塔哥尼亚高原，地势由西向东缓倾(图 2)。以500 mm等雨量线为界，黑土区分东、西两部分：东部为亚热带季风性湿润气候，植被以针茅属、早熟禾属、三芒草属和菊科等潘帕斯群落(无林草原)为主，发育湿软土(Udoll)；西部为温带大陆性气候，干旱，发育半干润软土(Ustoll)，植被为疏林与灌木干草原，发育栗钙土、棕钙土，盐沼[56]。潘帕斯草原地区多年以畜牧业为主，21世纪初，约85%为牧场，且80%为天然草地[57]。
3) 乌克兰大平原乌克兰大平原黑土区主要位于24°E—40°E，44°N—51°N，广义范围可逾80°E[58]，黑土面积约1.90×106 km2，主要发育在高地平原、低地平原和近海平原上，从北到南分为淋溶黑土、灰化黑土、典型黑土、普通黑土和南方黑土五亚类(图 2)。该地区主要为温带大陆性气候(克里米亚半岛南部为亚热带气候)，年降水量由东南向西北递增。不同亚类黑土土壤颗粒由北至南逐渐变细，地表植被类型也有所不同。淋溶黑土以森林草原向草甸草原过渡的无森林特征为主，腐殖质层厚度可达100 cm以上；灰化黑土以大量阔叶林覆盖的森林草原为主；典型黑土区以森林草原为主，腐殖质层厚度为80~100 cm，与淋溶黑土一样均在周期性淋溶条件下形成；普通黑土以草原为主，腐殖质层厚度为50~80 cm；南方黑土以草原为主，腐殖质层厚度仅为40~60 cm[10]。该区黑土区开发较早，农作物以甜菜和土豆为主[59]。
4) 中国东北地区按广义黑土定义来讲，中国东北地区主要存在3块黑土分布区：第一块位于大兴安岭以西，是以黑钙土为主的呼伦贝尔黑土区；第二块位于三江平原，是以草甸土、白浆土和黑土为主的三江黑土区；第三块位于松嫩平原，是以黑土、黑钙土、草甸土为主的松嫩黑土区[60]，该区东、南部有白浆土、暗棕壤和棕壤分布。按狭义黑土定义来讲，中国东北黑土区面积约1.03×106 km2(即第三块黑土区所在范围)[61]，介于118°40′E—128°00′E、40°25′N—48°40′N之间，位于松嫩平原东部和北部的波状起伏平原及其四周的台地低丘区[62]，属于温带大陆性季风气候，冬季受来自西伯利亚冬季风的影响，漫长而又寒冷干燥，夏季受来自海洋夏季风的影响，较短且炎热多雨。狭义黑土区自然植被为草原化草甸植物，俗称“五花草塘”，植物组成以小叶樟、修氏薹草、小白花地榆为主，有较多的蚊子草、光叶蚊子草、轮叶婆婆纳、莓叶萎陵菜，以及长柱金丝桃/宽叶蒿、黄连花等，含水量较高的地段常是沼柳、杂类草群落[63]。该区开发时间短、过程快，主要作物为大豆、玉米和水稻[64]。
可见，四大黑土区主要分布在中纬度地区，但地形不同，面积略有差异：乌克兰大平原和密西西比河流域均位于平原地区，地势平坦，黑土分布集中且面积较大；潘帕斯草原地势缓倾，中国东北地区以中部平原、周围漫川漫岗为特征，两地黑土分布均较分散。四大黑土区主要属于温带大陆性气候(表 1)，丰富的植被和适宜的母质是黑土形成的物质基础，湿润的气候、缓倾或近平坦的地形是黑土所需的水文条件的保障。
3.2 成土条件从四大黑土区的环境条件可知，黑土的形成主要由气候、地形地貌、植被、成土母质和水文五大自然因素控制，人类活动对其有一定的负面影响。
1) 气候对黑土形成的影响主要表现在对土壤形成过程中物质的转化、迁移和聚集，以及土壤层次分化和剖面的发育方面。中国东北地区黑土区气候湿润，年降水量在500~600 mm之间，且集中于4—9月[65]。密西西比河流域东南部地处海洋气团和极地大陆性气团交替控制地带，年均降水量一般在1 000 mm以上，夏季高温多雨，冬季温和少雨；流域其余地区终年受大陆气团控制，年温差大，多年均降水量一般在800 mm以下。由此可见，充沛的降雨量和较高的气温年较差为黑土的发育提供了保障。
2) 低海拔、地势较平坦地区为黑土集中发育所需的水文条件提供了地形保障。密西西比河流域和乌克兰大平原均为广阔的大平原地带，潘帕斯草原地势由内陆向近海缓倾，而中国东北地区三面为低中山环绕，这些均为适宜水分的储备提供了天然条件。此外，不同坡向接受阳光时间长短、冻融时间早晚以及土壤侵蚀程度强弱等差异，直接影响了黑土的形成和肥力状况。
3) 植被条件：乌克兰大平原主要由多年生耐寒耐旱草类植被和草根土植被组成；中国东北地区自然植被为草原化草甸植物，以杂草类群落为主[26]，植物生长繁茂、种类多而不集中；密西西比河流域主要是短草草原(禾本科牧草)和灌丛草原(丝兰属、仙人掌属以及木本灌木等)；潘帕斯草原东部也以草地或灌木草原为主。杂类草群落每年有大量有机物进入土壤，为微生物提供能量和营养，在低温、高湿条件下，通过微生物活动转化为土壤腐殖质。
4) 土壤母质决定和影响土壤质地、结构、孔隙度和透水性等物理性质。中国东北地区黑土成土母质主要为砂砾和黄土状黏土[31, 66]，其中以更新世砂砾、黏土分布最广，且具有一定的黄土特征。乌克兰大平原黑土与中国东北地区黑土母质相似，黏土对土壤水分渗透不利，但有利于土壤理化指标的贮存，有助于黑土结构的形成[67]。埋藏的冲、洪积物，冰水堆积物以及黄土状土是密西西比河流域黑土的母质，潘帕斯草原黑土主要是含砂的黄土状土演化而来，母质较好的储水性为黑土有机质积累提供了条件。
5) 地下水对黑土的影响较小，黑土水分来源以大气降水为主，属地表湿润淋溶型，运动范围一般在1 m土层内。人类大规模的黑土开垦使黑土由自然生态系统转变为稳定性较低的农田生态系统，抗逆能力逐渐降低。
3.3 成土过程黑土剖面一般由黑土层、淀积层和母质层组成。黑土层腐殖质含量高、土层深厚，粒状结构良好，离子代换量大，盐基饱和度高，植物营养元素丰富，淀积层可见铁锰结核、锈斑和二氧化硅粉末，有的土层上部或下部具有明显的潴育层次[10]。黑土的成土过程主要包括两个方面。
1) 腐殖质积累与分解过程湿润的气候条件下，黏重、透水不良的母质易形成上层滞水。上层滞水在植物生长期可提供较多的水分，使植物根系发达、生长繁茂，生物量很高[34]。死亡的植物存于地表和地下，气温骤降、土壤冻结深且延续时间长，残枝落叶等有机质来不及分解，于来年夏季土温升高时发生微生物作用形成腐殖质；在低温、高湿条件下，黑土矿化速率较低，腐殖质大量累积，形成很厚的腐殖质层[68]。腐殖质中的胡敏酸为棕色，胡敏素为黑色，两种主要成分使黑土外观为黑色。
2) 淋溶与淀积过程随着生物残体分解和腐殖质的形成，有机质类、养分元素、灰分元素的生物循环量很大，其中的有机胶体、养分和灰分随土壤水分的渗流而淋溶下移至淀积层。腐殖质层(Ah层)一般疏松多孔，向过渡层(Abs)呈舌状淋溶延伸，淀积层(Btq)厚50~100 cm，颜色不均一，土体紧实，斑状或粉末状的铁、锰、硅的淀积物；母质层即为黄土状堆积物。中国黑土区地形大都是漫川、漫岗地，夏季降水集中，一部分形成地表径流，一部分进入地下，土体内易溶的有机胶体、养分、灰分元素产生淋溶下移，并在淀积层中淀积。
3.4 演化规律中国东北黑土区位于构造坳陷带，沉积物堆积厚，底部以砂砾层为主，中下部砂质增加或为砂黏间层，上部以黏土层为主。更新世期间，新构造运动使沉积地层抬升[69]。冷凉的气候、繁茂的植物、黏重的母质促进了其上深厚腐殖质层的形成，当腐殖质的生成超越其分解速度时，肥沃的黑土层就不断增厚。所以，中国东北地区的黑土主要发育于黏土层之上，且有机质的分布表现为由南向北逐渐递增的特点[70]。崔明等[8]利用地层学方法结合孢粉分析，研究了中国东北地区黑土的发育历史及古气候变化；林年丰等[68]通过粒度分析与孢粉组合分析，研究了东北黑土区自更新世以来的沉积环境、气候和植被演化(表 2)。以上研究结果揭示了中国东北主要的4个古土壤形成期，即8 500~6 900 a B. P.，5 500~4 500 a B. P.，3 500~2 900 a B. P.和1 100 a B. P.以来的成壤期，其中全新世中期的温湿气候更有利于植被和土壤的发育，植被以森林草原和森林草甸草原为主，为腐殖质的形成奠定了物质基础。
| 年代/a B. P. | 时期 | 沉积环境 | 孢粉组合 | 气候特征 | 植被类型 | |
| 全 新 世 |
1 100~ | 黑土发育 | — | 温湿 | 森林、草甸、干草原 | |
| 11 000~1 100 | 晚期 | 泥炭发育滞缓 | — | 干旱 | 半干旱草原 | |
| 中期 | 泥炭发育高峰期 | 松-桦 | 暖湿 | 疏林草原 | ||
| 早期 | 沙丘活化 | — | 暖干 | 风沙干旱、疏林草原 | ||
| 晚 更 新 世 |
(0.2~0.011)×106 | 晚期 | 松辽分水岭抬升，湖盆→湖泊 群；盆地东、南为河流相沉积 物；盆地西、西南为马兰黄土、 古沙丘 |
蒿-藜-禾本科 | 干冷 | 蒿类禾草(冰缘)草原 |
| 中期 | A松-桦-蒿 | 温凉半湿润 | 松桦林草原 | |||
| B松-云杉-卷柏- 阴地蕨 |
冷湿 | 暗针叶林草原 | ||||
| 早期 | 蒿-藜-水龙骨 | 干冷 | 蒿类草原 | |||
| 中 更 新 世 |
(0.8~0.2)×106 | 晚期 | 大兴安岭、长白山抬升，松辽 盆地下沉；湖盆扩大，沉积了 30~70 m的湖相淤泥质黏土 |
松-桦-柳-禾 草类 |
温和半湿润 | 阔叶疏林+草原 |
| 中期 | 松-云杉-藜-禾 草类 |
冷湿(低温期) | 暗针叶林+草原 | |||
| 松-桦-榆-菊 | 温和半湿润 | 阔叶疏林草甸草原 | ||||
| 早期 | 麻黄-柽柳-藜 | 干冷 | 南部草原、 北部桦林草原 |
|||
| 早 新 世 |
(2.48~0.8)×106 | 晚期 | 冲积—洪积平原，湖盆发育； 堆积厚度均一的砂岩和砂砾 岩，下层灰白色，上层棕红色 |
云杉-柳-杂草类 | 温和半湿润 | 阔叶疏林草原 |
| 中期 | 桦-蒿-禾草类 | 温凉半干旱 | 桦林草原 | |||
| 早期 | 蒿-菊-藜 | 寒冷干旱 | 疏林草原 | |||
| 注：数据来源为文献[68]。 | ||||||
密西西比河流域发育于下伏黄土层上的黑土，颜色、有机质含量和性状随降水量的增加而增加，随纬度的变化而变化，一般高纬度与低纬度地带有机碳含量最大值可相差至3倍左右。美国沿海地区的黑土发育则受母质、地表起伏和地形坡度影响[71]。潘帕斯草原黑土的母质主要是黄土状土、黏土和一部分冲积物。相同的母质，不同的气候条件使潘帕斯草原东西部黑土的性状具有一定差异。土壤黏土矿物以伊利石为主，随土壤湿度和温度的变化，不同地区黏土矿物组成略有变化；但土壤有机质含量的地理分布与降水分布特征一致[72]。研究发现，降水和温度对黑土形成的主要影响在于二者所造成蒸发量的大小，较大的蒸发量对应较小的黑土湿度。气候适宜期(9~6 ka B. P.)，本区气候稳定，很少洪水和干旱事件发生，曾是黑土形成的重要时期。末次冰盛期(20~19 ka B. P.)和小冰期(15—19世纪)则主要形成了沙质沉积[73]。乌克兰大平原黑土发育在由石灰岩残积层所发育的黄土及类黄土状母质上[74]。研究发现，全新世晚期克里米亚半岛草原黑土腐殖质层的形态和功能“成熟”在1 800~1 600 a B. P.，之后其发育速度不可逆转地减慢。土壤发育过程中微量元素的积累大约在1 400 a B. P.内达到最大值[75]。
各种自然因素、特别是水热条件的不同，使黑土在各种性质上发生分异，形成了不同的黑土类型，土壤性质呈现出一定差异和规律特征。受气温和降水量地域性差异影响，土壤有机质含量总体呈现出随纬度变高而逐渐增加的趋势[76]，在一定程度上随降水量的增加而增加。受连续耕作影响，黑土层厚度会出现一定程度的降低，如中国东北黑土区40%的黑土层厚度比开垦前减少10~20 cm。在人类农业影响下，黑土的演化方向尚不清楚。
4 黑土研究方法及展望 4.1 研究方法谷思玉等[10]通过参考年鉴数据定性比较中国与乌克兰黑土的成土条件，总结两国黑土形成的异同点；崔海山等[7]根据黑土基本性状反演了第四纪黑土成土环境；赵春青[77]利用地层学方法根据地层堆积性状来推测当时环境状况；吴珍汉等[78]利用孢粉分析法判断孢粉沉积时期的自然植被状况；赵永芳等[79]、袁红旗等[80]利用粒度分析反映沉积物来源、沉积动力环境等等。Orgeira等[73]通过土壤的磁化率研究不同土壤湿度产生的磁信号对黑土性质的影响。Hyland等[81]发现土壤的等温剩磁与针铁矿和赤铁矿有关，G/H(针铁矿与赤铁矿的比值)与年均降水量之间存在很强的线性关系，通过土壤磁化率可以重建黑土形成时期的古降水条件。Catena等[82]通过哺乳动物化石、遗迹化石和成壤作用之间的关系研究中新世黑土形成的环境条件。这些属于研究黑土形成演化常用的传统方法。
新兴的具有统计检验的聚类分析(CAST)数学模型在预测土地利用和土壤管理变化引起的土壤团聚体和有机质(SOM)动态变化方面有很好的效果。该模型假设：当封闭有机物被分解时，首先在植物源有机物周围形成一级宏观聚集体，然后在宏观聚集体内形成一级微观聚集体。但该模型不能很好再现不同粒级土壤单元的质量状况，也不能反映不同碳库中碳储量的相对贡献。有学者通过田间试验对模型进行校准，将植物生长季节与冬季冰冻季节分开[83]，进行了一系列的田间处理参数校正。这对黑土形成与演化研究具有很好的启示作用。
Liu等[84]通过X射线衍射和光谱分解数据分析，确定矿物学变化，研究中发现：黑土矿物组成会随初始粒级的变化而变化，表现为伊利石与蛭石或伊利石与蒙脱石的转化、K+的有效性依赖以及蒙脱石与蛭石在酸性条件下的转化；蛭石和结晶良好的伊利石作为细颗粒运移，土壤有机质与蛭石和蒙脱石的结合比与高岭石和伊利石的结合更为强烈，从而影响了这些矿物颗粒的迁移。黑土形成过程中，土壤颗粒的大小、有机质与土壤矿物组成之间的关系，对研究黑土的演化有积极作用。Xing等[85]利用傅里叶变换红外光谱(FTIR-PAS)技术，通过调节动镜速度，对潮土、红壤和黑土进行了微米尺度的深度剖面分析，结果表明：所选土壤类型之间的差异主要发生在内层，且随着扫描深度的减小，土壤光谱的分辨力降低；通过土壤性质与光谱吸光度的相关分析，可以确定不同土壤类型水可提取有机碳(WEOC)的来源。这对研究黑土有机质来源研究有很好的促进作用。
近年来，黑土土壤资源退化形势严峻，Ouyang等[86]基于修正的通用土壤流失方程(USLE)，选择代表性年份的Landsat图像解译土地利用数据，同时选取可覆盖所有土壤类型的代表性采样点，结合实验室测试和SPAW(土壤-植物-大气-水)模型计算获得黑土土壤性质；他发现，通过比较实验室和SPAW计算所得的平均侵蚀指数，可以了解土地利用和土壤性质变化对土壤侵蚀的综合影响。
学者们利用地球化学分析、孢粉分析、粒度分析等实验方法对黑土形成环境进行反演模拟，利用模型构建、光谱分析、地理信息技术图像解译及联网动态监测等先进科学手段对黑土退化进行模型预测，为保护黑土地提供坚实理论基础。如何将众多方法综合运用，是推动当前黑土形成与演化研究需要解决的一个重要问题。
4.2 研究展望自19世纪前苏联黑土理论被广泛传播起，学者们就对黑土分布、发生、分类、演化等进行了相关研究[6]。21世纪以来，随着土壤基础学科和测试手段的改进，黑土形成与演化研究正朝着深化和数量化发展，交叉运用各学科研究方法，将自然因素和人为因素综合考虑进黑土形成演化过程，有利于进一步揭示地球表生系统中的一些深层次问题，而且对建设生态可持续农业意义重大。
前期粗放的土地利用方式给土壤质量、人类生产生活带来巨大损失，因此，加强土壤有机质保护与退化恢复[87-88]的理论研究，是未来黑土的主要研究方向。近些年来，学者们多集中于“土地利用方式和土壤母质性质变化对土壤结构的影响”[89]研究，以探究土壤质量变化机制，通过实验定量比较黑土中各项物理、化学指标，如有机碳储量和固碳率，寻找黑土长期开垦以来不同植被类型、施肥制度和有机质输入等因素对黑土发育过程的影响[90-91]。
黑土属性变化是一个十分缓慢的过程，未来研究仍需借助更多长期定位实验，用同一分类标准、多学科方法，探究全球黑土形成机制，借助地理信息空间插值方法评估黑土空间格局[92]，以不同维度比较黑土母质连锁链序列[93]；立足于实验方法和模型选择的多元性和科学性，建立科学数据联网系统，着力深入进行黑土形成的母质差异、气候条件、植被特征、地区人为影响和地貌演化等相关基础研究，并将研究方法不断创新，研究成果不断定量化、精确化，以保证对黑土属性预测的准确性，从而服务于土壤功能管理和相关生态系统实践。
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