形成土壤的初始物质，简称母质。它们是地表岩石的风化产物。母质的特性对土壤的发育及其性质有很大影响。

按照母质成分是否经过重新移运和移运动力的差异，可以将母质分成不同的类型：

成土母质

自然界的情况十分复杂，常常还可看到由几种自然力共同作用形成的母质，它的特征不可避免地影响土壤的发育和理化性质。

残积母质是岩石经风化后残留在地壳表层原处的淋余物质，在岩石崩解和化学风化的速度超过风化物质侵蚀移运速度的地方，残积母质才能发育起来。它主要分布在平原、台地、山顶缓坡部位。典型的残积母质通常要经过长时间的强烈风化作用才能形成。据在非洲亚热带的罗得西亚对二处花岗岩风化物的研究，每1000年形成的土层深度分别为11.0毫米和4.1毫米。紧接基岩的残积物是以物理崩解为主，形成有很多细粒和裂隙的粗风化产物，这里的化学风化作用主要是水合作用，只有少量碱金属和碱土金属析出，硅酸盐矿物经水合作用形成水云母，水绿泥石等粘土矿物。被粘土化了的矿物尚保留原岩石的结构形状。此层以上的残积物矿物发生强烈水解作用，碱金属及碱土金属元素从硅酸盐矿物中析出淋失，形成含水粘土矿物及铁、铝氧化物，产生新的土状结构，原岩石结构形状已破坏。这个性状越向上面愈益增强。这样就在纵剖面上表现出逐步过渡的具有不同结构和组分的残积母质层。当然气候水热条件会强烈地影响风化作用进程，影响残积母质的性状，气候越是湿润和炎热，植被越繁茂，坡度越和缓，侵蚀越轻，形成的风化残积层就越深厚；相反，就越浅薄，只要每年稍有侵蚀，就会超过残积物形成的速度。

岩石的矿物成分和结构对形成的残积母质性质有很大影响。酸性岩如花岗岩、石英砂岩、片麻岩富含二氧化硅（SiO₂＞65%），石英、长石和云母的含量多，暗色矿物（如黑云母、辉石、角闪石等）含量少，其残积物中含有多量抗风化的石英以及长石颗粒，粘粒含量相对较少，风化产生的可溶性物质容易被淋失，因此酸性岩残积母质的特点是具有疏松性（砂性或石质），通气透水好，盐基含量低，含有较多云母类矿物，故钾素较丰富。如在湿热气候，强烈淋溶条件下，酸度较大。这类残积母质在中国内蒙、东北、华东和华南地区分布较广。中性岩（如安山岩、闪长岩）含有大量的中性斜长石和角闪石等，暗色矿物含量较多，石英含量很少，由这类岩石形成的残积母质的盐基含量较丰富，粘土矿物也较多。有一定量的未完全风化的长石和石英等碎屑物质，这种母质形成的土壤质地轻重适度。基性岩和超基性岩（如辉长岩、玄武岩、橄榄岩）是一类贫硅（SiO₂＜52%）富铁镁的岩石类。不含石英，其矿物容易风化，风化形成的残积物，盐基较丰富，粘粒含量高，多蒙脱石型矿物和含水铁铝氧化物，产生红色风化壳，形成的土壤质地粘重，钾素和有效磷含量低（图1）。石灰岩的主要矿物成分是方解石（CaCO₃），还含有粘土、砂粒、铁铝氧化物等杂质。在气候寒冷、干旱、化学风化和生物风化较弱的地区，石灰岩石只能形成浅薄多石砾的石质残积层；在温带湿润地区，化学风化和生物活动较强，能形成较厚的富含有机质和石灰岩碎屑的棕色和黑色粘质残积层；在湿热地区，强烈的化学和生物风化作用下，则形成较厚的红色（棕色）粘质残积层。由于石灰岩主要成分是可溶解的碳酸钙类，即使其岩层深厚，而其残积物很薄。砂岩因固结程度不高，富含孔隙，物理风化容易进行，形成的残积母质层较深厚，其成分视砂粒的矿物组成而定；如以石英砂为主，则疏松而呈砂性，盐基含量低；如含中性，基性或石灰质矿物，则其残积母质砂粘适中，盐基含量较高。页岩含有大量的粘粒，容易风化破碎，形成的残积母质深厚而粘重，盐基含量亦较高。

图1 岩浆岩中SiO₂与其他主要氧化物之间的关系

山地悬崖峡谷和较陡斜坡上，在风化岩屑和土体在重力作用下，崩塌到下部形成山麓堆积坡，由大小不等的崩塌岩屑及斜坡上的土体物质混杂组成。岩屑呈角砾状，分选性差。在这种母质上多发育成粗质地、多石质、肥力差的幼年土壤。在坡脚地带细粒物质含量增加，可以发育成较肥沃的土壤。但是崩积物分布范围小，地形不平坦，难于通行，土壤理化性状不良。

山地、台地、丘陵的风化物质在重力和水流联合作用下移运到斜坡的坡麓，形成平缓倾斜的坡积裙堆积物，叫做坡积物。坡积物的特征是物质的分选性差，具有与坡面倾斜一致的不清晰斜层理。其碎屑物质呈棱角状。在坡积裙的上部，堆积物较粗，越向下部细粒物质越多，堆积层越厚，水分状况较好，可以发育成肥沃的土壤（图2）。通常山区高地周围都是坡积物的倾斜平原。

图2 坡积裙颗粒物质结构示意图

冲积物是在流水作用下形成的，有冲积扇，泛滥平原和三角洲3种沉积类型。

冲积扇沉积物

河流从山地及丘陵流入谷地或盆地时，发生坡降的变小，流速迅速减少，挟带的石砾、泥砂物质呈扇形沉积下来，形成冲积扇。冲积扇顶部坡度大，由砂粒、岩屑、石砾组成，分选性差，孔隙大，渗水性强，层理不清楚。冲积扇边缘部分坡度较小，沉积物质较细，以粉粒和粘粒为主。越向冲积扇下部边缘，分选性越好，具有斜层理，水分状况较好，常形成地表滞水。在冲积扇的中下部形成的土壤，通过正确管理可以成为高产土壤。

泛滥平原沉积物

在河流的中下游地区，河床的坡降很小，河流泛滥形成泛滥平原（图2）。河流的弯曲，使侧方的侵蚀和堆积作用明显，河流不断左右弯曲摆动，发育成蛇曲和牛轭湖。这种冲积物的底层往往由分选较好，磨圆度较高的石砾组成，上层是由颗粒较细，由砂壤土到粘土组成。因每次泛滥河水的流量不同，挟带的泥砂质地也不同，常具有明显的砂粘相间层理。在河漫滩附近，土层质地粗；细土层薄的地段水分状况差，冲积层常出现“旱龙道”现象；在细土层深厚处水分状况良好；在地形低平和牛轭湖相沉积地带，排水较差，常见季节性滞水，可发育为沼泽（图3）。

图3 泛滥平原沉积物示意图

当地壳受新构造运动影响而被抬升，河床下切于已形成的冲积层，在河道的一边或两边就形成“河流阶地”。河谷两旁常常有两级或多级的阶地。高出河漫滩的阶地称为第一级阶地，向上依次称为第二级阶地，第三级阶地……。阶地越高，其形成的年代越老，它标志某个地质时期河流曾达到过这些地方（图4）。

每条河流都有一定面积的泛滥平原冲积物。形成的土壤一般是很肥沃的，但需要加强农田基本建设，注意灌排和预防洪水泛滥。中国长江中下游平原，华北黄淮海平原，辽河平原，松嫩平原都是著名的冲积平原。

三角洲沉积物

在潮汐作用较小，输沙量较大的河流入海处，由于流速突然降低，水流扩散，盐分凝聚等原因，河流携带的泥沙在河口附近堆积下来，形成顶端朝向内陆的三角形沉积体，称为三角洲（图5）。三角洲沉积由顶部到外缘依序可分为：①三角洲平原带。为陆上沉积部分，其中有不少分流河。分流河的河床及天然堤的沉积都以砂质为主，其河道间的泛滥地为泥质砂质间层沉积，低地都为泥质沉积。②三角洲前缘带。处于海岸地带，河流带来的沉积物经过海洋作用的再分配，在这里形成分选好、成分纯的砂质集中带。③前三角洲带。是由河流搬运来的粘土悬浮物质和胶体溶液在海底沉积而成，具细纹理，色暗，已属海相沉积。三角洲的地下水中可溶盐含量高，水分状况好，低洼区多沼泽。在洪水得到控制，具有排水条件和淡水水源的地区可开发成高产的农业区。长江三角洲、珠江三角洲、辽河三角洲经过历代的开发治理是中国著名的商品粮、水产养殖基地。

图4 河流阶地的类型（永定河沿河城附近）

图5 黄河三角洲示意图

山区的沟谷，在暴雨或大量积雪溶化后形成暴发性洪流。洪流流出山口后由其挟带物形成的扇状沉积叫洪积扇。它们主要由流域内水土冲刷、洪水移运的泥砂、岩屑、石块等洪积物组成。当邻近的几条山地河流形成的洪积扇扩大伸展彼此相连结时，就形成洪积平原。

洪积扇顶部和其边缘部分的洪积物，质地很不相同。扇顶部位由暴发性洪流出山后迅速堆积，由大量石砾、岩屑、岩块组成，分选性很差，透水性强，层理不清楚。这里地形高而不平，坡度较大。由此而愈向洪积扇的边缘部位，地形愈平缓，洪流流速愈慢，沉积物亦愈细，分选性愈好，由小圆砾变成砾质砂土到砂质土，最后是壤土。

随水流入湖泊的都是极细的颗粒，故湖泊沉积物都是粘质的，可见薄的水平层理，湖相沉积渗水性很差；在潮湿地区常含有铁化合物及大量腐泥（有机质和粘土的复合体）；干燥地区的通常还含有地区性矿质盐类，如石灰、石膏、苏打和易溶盐。黑龙江省三江平原的草甸白浆土，淮北平原的砂姜黑土都发育于湖积物，质地粘重，排水困难，后者表层的黑土原是其腐泥层，母质中的砂姜和苏打盐类反映湖相沉积物的盐分类型特征。

图6 洪积扇沉积物结构示意图

河流携带的物质流入海时因流速减缓和盐分的聚集作用而大部分在海边沉积下来，一部分细粒可以带到海洋中去。由于河水回流、潮汐和海底逆流的搬运作用，有相当数量的沉积物在沿海一带再分配（图7）。海水运力强的地区是粗砾质沉积，离海岸较远运力弱的地区的沉积物以粉粒、粘粒等细粒物质为主，具有一定的有机质和养分。随着地面抬升，这些沉积物上升到水面以上时，即开始土壤形成过程。

图7 海相沉积物的位置及其与高地的关系

冰川可以携带大量已风化和未风化的岩块和碎屑物质移动，当冰川融化以后这些物质就堆积下来，形成冰碛物。冰川的末端堆积物呈弧形垄岗，称终碛垄，冰川两侧的堆积物呈带状延伸的高地，称侧碛堤（图8）。终碛垄、侧碛堤一般具有独特的外貌，所形成的土壤由于坡度大，范围小在农业上并不重要。冰川退缩时，在冰床上可留下较薄而平坦的沉积物，称底碛物，它是冰碛物中范围最广的。冰碛物常由未分选的漂砾、石砾、砂、粉粒和粘粒混杂组成，但有些地方也出现过流水的分选现象。有些冰碛物粗粒成分多，另一些则细粒成分较多。冰碛物发育的土壤质地是最不均一的。

图8 山谷冰川末端冰碛物分布示意图

冰水沉积物是冰雪融化以后产生的冰水经冰川前沿的冰下河和两侧溪水携带的碎屑物质堆积的沉积物，它们在冰水外围往往堆积成冰水扇、冰水冲积平原和冰水湖沉积。冰水沉积物有一定的分选性和磨圆度，冰力运动携带的石砾常可保留冰川磨蚀的痕迹。冰水沉积物要比冰川沉积物细，在冰水冲积平原的边缘和冰水湖中的沉积物都以粉粒和粘粒为主。

是由风力搬运的土壤母质，可分二类。

砂质沉积物

矿物以石英为主，经过风力分选，颗粒组成十分均匀，细砂（0.05～0.25毫米）占90%以上，＜0.01毫米粘粒含量一般不到1%～2%，随着植被增加，发展为半固定和固定风砂沉积物，积聚的尘土量增加，物理性粘粒可增加到3%～4%，甚至25%以上。砂质沉积物通透性好，比重2.68～2.70，容重1.33～1.62克/厘米³，孔隙度为41%～51%，大孔隙多，含水量低，矿质养分贫乏，易遭风蚀。

砂质沉积物厚度由几米到百米不等，从形态看可分沙地、沙丘、沙垄三类。①沙地的地形低平，沙面比较稳定，水肥条件稍好，是一种低产土壤，在湿润地区可发展林、果和农牧业。②沙丘主要分布在半干旱、干旱地区，也见于湖岸、海滨或古河床的风口地段，应保护好自然植被，以固定沙丘、流动沙丘会掩埋良田，危害农业生产和交通。③沙垄仅见于沙漠地区。

黄土

主要分布在温带荒漠外围或古冰川作用地区的外围。黄土成因复杂，一般认为中国黄土高原的黄土是风成的，在部分地区也出现洪积、坡积、冲积等次生黄土。

黄土沉积层深厚，呈灰黄或棕黄色，颗粒组成以粉粒为主，大都在0.05～0.002毫米范围内。黄土风化微弱，矿物成分复杂，种类多达60余种，以石英、长石为主，还有方解石、黑云母、角闪石、辉石、磷灰石、磁铁矿等矿物。粘土矿物以水云母为主，含少量蒙皂石和高岭石，矿质养分丰富，自上而下分布均匀，质地轻松，绵软多孔，层理不发育，有明显柱状节理，当受侵蚀时可形成直立的陡壁，也易产生陷穴。不同时代的黄土在矿物组成上基本相同。中国是世界上黄土分布最广，沉积层最厚的国家，主要分布在黄河中下游的甘肃、宁夏、内蒙、陕西、山西、河南、河北等省，青海、新疆和东北几省亦有少量分布，面积达63万余平方公里，厚度由数米到200米以上，西北部的厚度大，向东南变薄；黄土质地以西北的砂性强，越向东南粉粒粘粒含量增加。中国由黄土发育的土壤理化性质良好，但因水土流失严重，其性质近似母质，有机质极少，水分含量低，耕地都属低产土壤。

黄土状沉积物

黄土状沉积物是第四纪时期黄土经过冰水，洪水等动力作用再移运的沉积物。一般厚度几米到十余米，多分布于阶地和山前洪积冲积平原。黄土状物质的颗粒以粉粒为主，此外有相当的粘粒，但全层自上而下不均匀，常有夹砂、夹石砾层，原生矿物以石英、长石为主，不稳定矿物较黄土少。粘土矿物主要有水云母、蒙脱石、蛭石，土体内有多量的铁锰胶膜和结核，不含石灰，反映了该沉积物形成时期的水热条件，这种成土母质在中国东北、华北、华中分布广泛，形成的土壤质地较粘，养分、水分状况较好。更新世时期在现代的长江中下游丘陵地带及山前平原地区，广泛沉积一种质地粘重、有铁锰结核和网纹，下有石灰结核的红黄色或灰黄色土状沉积物，就是下蜀黄土，它发育的土壤结持粘紧，物理性质不良（图9）。

红土沉积物

中国广泛分布着第四纪湿热时期的洪积、冲积红土层（Q₁、Q₂、Q₃），厚度从几米到几十米，下部通常可见磨园的砂粒、石砾夹层、华南、华东的红土沉积物粘重而紧实，块状、棱块状结构，致密少孔隙，风化程度较深，原生矿物大部分被风化，粘土矿物以高岭石为主。并含少量水云母，养分少，盐基饱和度低，强酸性，下部常见红白网纹层。华北、东北的红土层是第四纪早、中更新世半干旱条件下的洪积物，质地粘重，孔隙度低，紧实，块状、棱块状结构，盐基饱和度高，中性至微碱性。有的可见石灰菌丝或石灰结核，粘土矿物主要有高岭石、水云母，也含蒙脱石，红土沉积物上，发育的土壤未熟化前多为低产土壤。

火山灰

火山喷发的熔岩覆盖周围地表，还喷出大量火山灰尘埃，广泛沉积到较远地区。如火山灰沉积较薄，仅给土壤补充养分元素，不影响原来土壤的成土过程。如果火山灰沉积物较厚，原土壤的成土过程中断而成为埋藏土，则在火山灰沉积上重新开始成土过程。火山灰沉积物疏松多孔，容重轻，质地以砂、粉粒为主，也可夹杂不同程度的玻璃质碎屑，矿质成分可以是基性的或酸性的，容易风化，发育的土壤粘土矿物以水铝英石为主，固定磷酸能力强，与腐殖质会结合成稳定，难分解的黑色有机矿质复合体，持水量大，阳离子交换量高，中国火山灰沉积物发育的土壤比较零散，日本、新西兰等国的火山灰沉积面积很大。日本把火山灰发育的土壤称为暗色土或火山灰土（andosol）。

图9 中国黄土分布示意图

有机成土母质

在水分过多，温度低的湖泊或沼泽地带，植物残体因分解较慢而长期积累下来，形成深厚的有机堆积层，在排水后，水、肥、气、热条件较好，形成腐泥土、泥炭土，生产力较高，可以成为良好的耕地。但因矿质养分元素（钾、钙、镁、磷等）较贫乏，在生产中应注意补充钙、镁、钾、磷等养分元素。（见彩图7）