森林土壤學課件

土壤膠體和土壤離子交換

第一節(jié)土壤膠體的構造與性質一、土壤膠體的概念

土壤中的固相、液相和氣相呈互相分散的膠體狀態(tài)，是一個分散系。即土壤學中所指的土壤膠體是指直徑小于2μm或者小于1μm土壤顆粒。

膠體微粒

膠核

雙電層決定電位離子層（內）

補償離子層（外）非活性離子層擴散層

二、土壤膠體的構造1．微粒核（膠核）微粒核是土壤膠體微粒的核心部分，它是由組成膠體微粒的基本物質的分子群所組成。2．擴散雙電層

（1）決定電位離子層是吸附在膠粒核表面，決定膠粒電荷正負及大小的一層離子。（2）補償離子層分為兩個層次。一、非活性補償離子層。二、擴散層。膠體微粒的擴散雙電層構造圖式3、膠團間溶液

即土壤膠體分散系中的分散介質，也即是土壤溶液。土粒土壤溶液

一、巨大的比表面積和表面能比表面積：單位質量或物體的總表面積稱為比表面積或比面，物體愈小比面愈大。第二節(jié)土壤膠體的性質

土粒直徑(mm)

總表面積(cm2)

比面(cm2/cm3)10

3.14

61

31.42

600.05

628.32

12000.001

31416

60000

表面能：由于表面分子的四周不都是相同的分子，受到的力不均衡，使表面分子對外表現有剩余能量，這種能量是由于表面的存在而產生，所以叫做表面能。---內表面：指膨脹性粘土礦物的晶層表面和腐植質分子聚集體內部的表面。

---外表面：指粘土礦物、氧化物和腐植質分子暴露在外的表面。土壤有機質的比表面大，表觀比表面可達700m2/g。膠體成分內表面積外表面積總表面積蒙脫石700—75015—150700—850蛭石400—7501—50400—800水云母0—590—15090—150高嶺石05—405—40埃洛石010—4510—45水化埃洛石40025—30430水鋁英石130—400130—400260—800土壤中常見礦物的比表面積（m2/g）二、帶電性

土壤膠體微粒都帶有一定的電荷，（一）電荷類型：◆永久電荷(permanentcharge)：由同晶代換作用產生（粘土礦物晶質中的一種離子被另一種離子取代的過程）◆可變電荷(variablecharge)隨pH的變化而變化的土壤電荷?！艟Ц衿扑檫吘墡щ娯撾姾赏寥滥z體的雙電層模型

可變電荷的成因主要是膠核表面分子或原子團的解離：

A.

含水氧化硅的解離

B.

粘粒礦物的晶面上的OH和H的解離

C.

腐殖質上某些官能團的解離

D.

含水氧化和水鋁石表面的分子中OH的解離；pH<3.2

從上述四種情況來看，土壤膠體所帶的電荷數量和性質與介質的pH值有密切關系。（二）土壤的電荷數量

1、土壤電荷主要集中在膠體部分。

2、膠體組成成分是決定其電荷數量的物質基礎。3、有機膠體和無機膠體的電荷具有非加和性。

三、土壤膠體的分散性和凝聚性

膠體微粒均勻分散在土壤溶液中成為膠體溶液狀態(tài)，稱為溶膠。1．土壤膠體溶液（溶膠）2．土壤中無定形的凝膠體（凝膠）

微粒彼此相互聯(lián)結凝聚在一起，呈無定型絮狀凝膠體，稱凝膠。3．分散和凝聚作用

由溶膠聯(lián)結凝聚成凝膠的作用，叫做膠體的凝聚作用。

一般地，離子的價數越高，離子半徑越大，所產生的凝聚能力越強。常見陽離子凝聚力的排列順序是：

Fe3＋＞Al3＋＞Ca2＋＞Mg2＋＞K＋＞NH4＋＞Na＋

凝膠分散成溶膠的作用，叫做膠體的分散作用。

膠體的凝聚作用，有些是可逆的，有些是不可逆的。第二節(jié)土壤膠體類型一、土壤無機膠體（礦質膠體）主要為極細微的粘土礦物，包括成分簡單的含水氧化物和成分復雜的各種次生層狀鋁硅酸鹽類等。1．含水氧化物主要包括水化程度不等的鐵、鋁、硅的氧化物。（1）含水氧化硅是一種非晶質的凝膠，其化學式為SiO2·nH2O或寫成H2SIO3。（2）含水氧化鐵主要有:褐鐵礦2Fe2O3·3H2O針鐵礦Fe2O3·H2O多水針鐵礦3FeO3·4H2O一水赤鐵3Fe2O3·H2O等。（3）含水氧化鋁主要有水鋁石Ai2O3·H2O和三水鋁石Al2O3·3H2O等，也是兩性膠體，其電性決定于溶液的酸堿性。★硅氧四面體（或簡稱四面體）

硅氧四面體是硅酸鹽礦物的最基本的結構單位，不同的連接組合方式形成不同的硅酸鹽礦物。2、粘土礦物（1）粘土礦物的基本構造特征基本構造★鋁氧八面體（或簡稱八面體）粘土礦物基本構造單位晶層結構

★

1:1型單位晶層:由一個硅片和一個鋁片構成。硅片頂端的活性氧與鋁片底層的活性氧通過共用的方式形成單位晶層。1:1型層狀鋁硅酸鹽的單位晶層有兩個不同的層面，一個是由具有六角形空穴的氧原子層面，一個是由氫氧構成的層面?！?/p>

2:1型單位晶層由兩個硅片夾一個鋁片構成。兩個硅片頂端的氧都向著鋁片，鋁片上下兩層氧分別與硅片通過共用頂端氧的方式形成單位晶層。2:1型層狀硅酸鹽的單位晶層的兩個層面都是氧原子面。同晶替代

是指組成礦物的中心離子被電性相同、大小相近的離子所替代而晶格構造保持不變的現象。鋁＋4＋3（2）粘土礦物類型土壤中最主要的粘土礦物有高嶺石、伊利石、蒙脫石，還有蛭石、綠泥石、水鋁英石等。特點：(1）1:1型的晶層結構單位晶胞的分子式可表示為Ai4Si4O10(OH)8。（2）無膨脹性兩個晶層的層面間產生了鍵能較強的氫鍵，膨脹系數一般小于5％.高嶺石層間距約為0.72nm。（3）電荷數量少陽離子交換量只有3-15Cmoles(+)Kg-1。（4）膠體特性較弱較粗（0.2-2

m），顆粒的總表面積相對較小，為10－20×103m2kg-1高嶺組粘土礦物是南方熱帶和亞熱土壤中普遍而大量存在的粘土礦物，在華北、西北、東北及西藏高原土壤中含量很少。高嶺類礦物（1:1型礦物）包括：高嶺石、珍珠陶土、迪愷石及埃洛石等高嶺石礦物結構示意圖1:1型高嶺石結構示意圖特征：（1）2:1型的晶層結構蒙脫石是其典型代表。單位晶胞的分子式可表示Al4Si8O20(OH)4·nH2O。（2）脹縮性大蒙脫石晶層間距變化在0.96-2.14nm之間，蛭蟲的膨脹性比蒙脫石小，其晶層間距變化在0.96-1.45nm之間。（3）電荷數量大同晶替代現象普遍。（4）膠體特性突出，較細（有效直徑0.01-1

m），總表面積為600－800×103m2kg-1，且80％是內表面。蛭石一般為400×103m2kg-1。

蒙脫石組在我國東北、華北和西北地區(qū)的土壤中分布較廣蒙脫石類礦物（2:1型膨脹性礦物）包括：蒙脫石、綠脫石、拜來石、蛭石等。蒙脫石礦物結構示意圖2:1型蒙脫石結構示意圖特征：（1）2:1型晶層結構伊利石是其主要代表，。分子式為K2(Al

Fe

Mg)4(SiAl)8O20(OH)4

nH2O。（2）無膨脹性在伊利石晶層之間吸附有鉀離子，對相鄰兩晶層產生了很強的鍵聯(lián)效果，使晶層不易膨脹，伊利石晶層的間距為1.0nm。（3）電荷數量較大20－40Cmoles(+)kg-1。（4）膠體特性一般總表面積為70－120×103m2kg-1，其可塑性、粘結性、粘著性和吸濕性都介于高嶺石和蒙脫石之間。水化云母組（2:1型非膨脹性礦物）伊利石廣泛分布于我國多種土壤中，尤其是華北干旱地區(qū)的土壤中含量很高，而南方土壤中含量很低。伊利石結構示意圖2:1型水云母結構示意圖3種主要類型硅酸鹽粘粒性質比較3～1515～4080～100陽離子交換量（cmol/g）低中等高膨脹度低中等高內聚力，可塑性無中等很大內表面小中等大外表面5～20100～120700～800比表面(m2/g）六方型晶體不規(guī)則片狀不規(guī)則片狀形狀0.l～5.00.l～2.90.01～1.0大?。╪m）高嶺石伊利石

蒙脫石

粘粒類型性質

土壤有機膠體指土壤中腐殖質、多糖等高分子化合物的細分散狀態(tài)，具膠體特性。

有機膠體主要是腐殖質。二、土壤有機膠體三、土壤有機礦質復合膠體有機膠體與礦質膠體通過表面分子縮合、陽離子橋接及氫鍵合等作用連結在一起的復合體，稱有機礦質復合體。因復合體具有高度的吸收性能故又稱為吸收性復合體。

第三節(jié)土壤陽離子的交換作用

帶電荷的土壤膠體會吸附土壤溶液中的帶相反電荷的離子，以補償膠體電性的不平衡。一部分被吸附的離子，可以和土壤溶液中的離子進行交換。這種現象就稱為土壤膠體的交換吸附性能。離子從溶液轉移到膠體表面的過程，稱為離子的吸附過程。

吸附的離子從膠體表面轉移到溶液去的過程，稱為離子的解吸過程。一、土壤陽離子交換

陽離子交換作用***

在土壤中，被膠體靜電吸附的陽離子，一般都可以被溶液中另一種陽離子交換而從膠體表面解吸。對這種能相互交換的陽離子叫做交換性陽離子，而把發(fā)生在土壤膠體表面的陽離子交換反應稱之為陽離子交換作用***。

離子交換（1）陽離子交換作用是可逆反應。（2）交換是等當量進行的。（3）陽離子交換受質量作用定律的支配。

二、陽離子交換作用的特點三、影響陽離子交換作用的因素1．陽離子交換能力一種陽離子將他種陽離子從膠粒上交換下來的能力叫做該種陽離子的交換能力。（1）離子電荷價三價＞二價＞一價（2）離子半徑及水化程度

土壤中常見的離子交換能力排列順序是：

Fe3＋＞Al3＋＞H＋＞Ca2＋＞Mg2＋＞K＋＞NH4＋＞Na＋

凡運動速度快的其交換能力也大。H＋半徑小，但水化很弱，水膜薄，運動速度快，因此它在交換能力上具有特殊位置。1－

－1.0081H＋

21.0000.10640.082Ca2＋

31.3300.07824.232Mg2＋

40.5370.13339.101K＋

50.5320.14318.011NH4＋

60.7900.09323.001Na＋

水化未水化交換力順序離子半徑（A）原子量價數離子表4－2離子半徑及水化程度與交換力的關系

2．陽離子的相對濃度及交換生成物的性質

K＋

Ca2＋＋K2SO4

K＋＋CaSO4有利于向生成物方向進行的條件

▲生成物不斷被移走（生物吸收、淋溶）

▲形成沉淀（礦物固定）不溶物或難溶物

▲形成氣體土壤膠粒土壤膠粒1．土壤的陽離子交換量（CEC：cmol(+)kg-1）

指每千克土壤或膠體吸附或代換周圍溶液中陽離子的厘摩爾數。陽離子交換量是評價土壤肥力的一個指標。四、土壤的陽離子交換量和鹽基飽和度CEC<1010~20>20

保肥能力

低中高影響因素

（1）土壤質地

一般是膠體物質越多，陽離子交換量越大；膠體粒子越少交換量越??；土壤質地愈細，礦質膠體數量愈多，交換量也愈高。質地砂土砂壤土壤土粘土CEC1～57～815～1825～30（2）腐殖質含量腐殖質膠體陽離子交換量遠大于礦質膠體。（3）膠體種類

有機膠體交換量最大；礦質膠體中交換量大小是：蒙脫石＞伊利石＞高嶺石。（4）土壤酸堿反應

一般來說，隨土壤堿度增加(pH值增高)解離度增高，帶電量多，反之，隨土壤酸度增加(pH值降低)解離度降低，帶電量減少。

不同類型土壤膠體的陽離子交換量

土壤膠體

CEC[cmol(+).kg-1]

腐殖質蛭石蒙脫石伊利石高嶺石倍半氧化物

200100-15070-9510-403-152-4

我國土壤陽離子交換量，由南向北，由西向東有逐漸增多的趨勢。陽離子可分為兩大類：陽離子的代換量是這兩類離子被吸收的總量。陽離子鹽基離子（Ca2＋、Mg2＋、K＋、Na＋、NH4＋等）致酸離子H＋與Al3＋

2、鹽基飽和度（BS）

:土壤吸附的交換性鹽基離子占交換性陽離子總量的百分數。

交換性鹽基離子總量（cmol／kg）

CEC（cmol／kg）BS（％）=

鹽基飽和度的大小常與雨量、母質、植被等自然條件有密切關系。一般干旱地區(qū)的土壤鹽基飽和度大，多雨地區(qū)則小。鹽基飽和的土壤具有中性或堿性反應；而鹽基不飽和的土壤則具有酸性反應，為酸性土壤；BS80%50～80%50%肥力肥沃土壤肥力中等肥力較低五、交換性陽離子的活度及影響因素★交換性陽離子活度：指實際能解離的交換性陽離子的數量★影響因素：1、交換性離子飽和度2、陪補離子的種類離子相互抑制的能力順序Na＋＞K＋＞Mg2＋＞Ca2＋＞H＋＞Al3＋＞3、無機膠體的種類高嶺石＞蒙脫石＞水云母4、離子半徑大小與晶格孔隙大小晶格固定（同晶代換）六、陽離子的專性吸附（一）陽離子專性吸附的機理

產生陽離子專性吸附的土壤膠體物質主要是鐵、鋁、錳等的氧化物及其水合物。

層狀硅酸鹽礦物在某些情況下對重金屬離子也可以產生專性吸附作用（絡合物）

。（二）陽離子專性吸附的實際意義:☆對多種微量重金屬離子起富集作用。☆調控金屬元素的生物有效性和生物毒性?！钔寥廊芤褐衂n、Co、Cu、Mo等微量金屬離子的濃度受氧化物及其水合物專性吸附的控制。☆對水體的重金屬污染起一定的凈化作用，但專性吸附作用也給土壤帶來潛在的污染威脅。

第四節(jié)土壤陰離子交換作用

被膠粒表面正電荷吸附的陰離子與溶液中陰離子的交換，稱為陰離子交換。一、陰離子吸收的機制1、靜電吸附：土壤帶正電荷的膠體表面對陰離子的吸附。

具有交換性。如：Cl-，NO3-的吸附2、配位體交換吸附：指陰離子取代氧化物表面羥基而被吸附的過程。屬于專性吸附。主要由F-和含氧酸根離子引起。

3、化學沉淀作用：指陰離子與土壤礦物質形成沉淀的過程。

如磷酸根與鐵、鋁的沉淀。1、易被土壤膠體吸附的陰離子如H2PO4－、HPO42－、PO43－、HSiO3－、SiO32－及某些有機酸根。

2、很少被吸附甚至產生負吸收附陰離子，如NO3－、NO22－、Cl－等。3、介于上述兩者之間的陰離子，如SO42－、CO32－、HCO3－以及某些有機酸根。二、陰離子的吸收強度

所謂負吸附，指陰離子在土壤膠體表面的濃度低于土壤溶液中的濃度的現象。實際上指土壤膠體對陰離子的排斥現象。常見陰離子被土壤吸收的難易順序：

F->草酸根>檸檬酸根>H2PO4->HCO3->H2BO3->CH3COO->SCN->SO42->Cl->NO3-

硝酸根容易被淋失，而磷酸根容易被固定。這是農業(yè)生產上十分需要注意的問題。三、影響陰離子吸附的因素

★陰離子電價—隨著陰離子價數的增加而增加?！锿寥滥z體類型—帶負電荷愈多的膠體，對陰離子的排斥作用愈強，負吸附愈明顯。名詞：陽離子交換量鹽基飽和度1、土壤膠體的表面類型、表面電荷來源與種類。2、土壤陽離子交換作用的規(guī)律、影響陽離子有效性的因素以及陽離子交換對土壤性質的影響。3、陽離子專性吸附的實際意義。4、高嶺石、伊利石和蒙脫石的基本特性。本章重點：

風化作用是地球表面或近地球表面的巖石在大氣圈各種營力作用下所產生的物理化學變化。巖石發(fā)生物理和化學的變化稱為風化。第一節(jié)巖石的風化過程一、巖石風化作用的類型

（一）物理風化

巖石發(fā)生疏松、崩解等機械破壞過程，只造成巖石結構、構造的改變，一般不引起化學成分的變化的過程稱為物理風化。(見下圖）巖石的層狀剝落示意圖引起物理風化作用的因素很多，主要有：★冰劈作用進入巖石裂縫中的水反復融化與凍結，對巖面產生劈裂作用而引起。

★風和流水的作用主要風和流水把巖石表層剝落的碎屑吹走、沖走及磨蝕?！餆崃ψ饔脦r石受熱后引起表層和內部熱脹冷縮不同引起。球狀風化冰劈作用

★冰川作用冰川底部和兩側的巖石會受到冰川的壓力和磨蝕作用而破碎。

★卸荷作用指由巖石卸荷釋重而引起的剝離作用。在花崗巖分布區(qū)最為常見。

玉龍雪山冰川槽（二）化學風化作用

巖石和礦物在大氣，水及生物的相互作用下發(fā)生的化學成分和礦物組成的變化，稱化學風化。新鮮花崗巖風化花崗巖網狀風化

引起化學風化作用的主要因素有●溶解作用指巖石礦物溶解于水的作用?！袼饔弥杆肿优c礦物化合生成含水礦物的化學作用?！袼庾饔弥傅V物與水發(fā)生反應而分解的作用。

●氧化作用巖石中的很多礦物都能被自然界的氧氧化生成新礦物。

●碳酸化作用碳酸與巖石中的金屬離子發(fā)生反應形成碳酸鹽的作用稱之為碳酸化作用。這種現象在石灰?guī)r地區(qū)最為常見。（三）生物風化作用

巖石和礦物在生物影響下發(fā)生的物理和化學變化稱生物風化作用。生物風化作用主要有兩個方面：◆生物的機械破碎作用由生物的生命活動引起的巖石機械破碎作用(物理風化)。例如：根劈作用（圖）。根劈作用根劈作用◆生物的化學分解作用有些生物在生命活動中靠分泌酸類物質分解巖石，從中吸取營養(yǎng)物質?！鲜?種風化類型之間相互影響，相互聯(lián)系,只是在不同的外界條件下各有側重。

1.巖石礦物本身的性質。包括巖石的成分、顏色深淺、粒級組成，有無層理、片理結構及垂直節(jié)理等。2.巖石所處的環(huán)境條件。主要有氣候帶、植物的蓋度、地形條件等。二、影響風化作用強弱的因素

礦物、巖石風化后形成的疏松碎屑物即風化產物，它是形成土壤的基礎，又稱為成土母質，簡稱母質。第二節(jié)風化產物與風化產物類型一、風化產物的生態(tài)類型：硅質風化物、長石質風化物、鐵鎂質風化物、鈣質風化物，未成巖風化物與成土巖石特性有關。

風化程度主要物質主要特徵第一層完全風化似土壤物質偶然有少量小石塊第二層高度風化似土壤物質石塊較多較大第三層輕度風化巖體巖石的結構仍然清晰可辨；巨石之間有少量土質及小石塊第四層未被風化巖體沒有土質或小石塊花崗巖風化后形成的層次二、成土母質的特性1．表面積的增加2．孔隙性的發(fā)展3．植物營養(yǎng)元素的釋放三、成土母質形成的階段性（地球化學類型）1、風化殼地表風化作用的產物，由經搬運或未經搬運的物質構成的外殼。（類似土壤剖面）

根據元素的遷移情況，成土母質的形成大致經過4個階段：1．碎屑階段是巖石風化的最初階段，物理風化占優(yōu)勢，化學風化不明顯，只有氯和硫元素發(fā)生移動，以機械破碎為主，其成分基本上與母巖一致。多發(fā)生在高山及兩極地區(qū)風化后的碎屑物質2．鈣積階段這一階段大部分氯和硫已淋失，Ca、Mg、K、Na等元素大部分保留下來，有些鈣游離出來，形成碳酸鈣，往往沉積在碎屑孔隙內，母質呈中至堿性反應。黑鈣土、栗鈣土等土類的發(fā)育就停留在這一階段。中國北方的黑鈣土3．酸性鋁硅階段（硅鋁化類型）這一階段的母質中Ca、Mg、K、Na都受到淋失，同時硅酸鹽和鋁硅酸鹽中的硅酸也部分淋失，母質呈酸性反應，顏色以棕或紅棕色為主，黃棕壤及部分棕色成土母質的發(fā)育至此階段。黃棕壤4．鋁階段（富鋁化類型）這一階段母質中的鹽基和硅酸全部淋失，殘留的只是硅和鋁的氧化物，形成鮮明的紅色，母質呈酸性至強酸性。我國華南的紅壤、磚紅壤的成土母質發(fā)育至此階段。黃壤紅壤1、定積母質（原積物）局部●原積物也稱殘積物。指基巖風化后殘留于原地的物質。母質的性質受母巖影響較大，一般上層顆粒細，下層粗，逐漸過渡到母巖層。四、成土母質的類型坡頂或山脊2、運積母質沐川縣水土保持定位觀測站坡下部

（紫色土）●坡積物坡積物是基巖風化物被雨水或融雪水在重力作用下，沿斜坡運行，堆積在山坡和山麓的一種運積母質。肥力較高?！窈榉e物

是山洪夾雜泥沙和碎石沉積在山前谷口一帶的一種運積母質。洪積母質往往形成扇形，稱為洪積扇。洪積物的母質層較深厚，養(yǎng)分豐富，形成的土壤肥力較高?！駴_積物沖積物指被河水或山溪水搬運而沉積的物質。沖積物因流域廣，成分復雜，養(yǎng)分也比較豐富。洪積物（洪積扇）河積物

（甘孜道孚縣）湖泊沉積（靜水沉積）●

湖積物湖積物指原湖泊底部的沉積物質，以后由于湖水位的下降或陸地上升而出露的一種母質。各種海岸地貌淺海沉積●淺海沉積物淺海沉積物指河流攜帶泥沙，在海岸邊沉積的物質。風積物沙塵暴

●

風積物風積物是經風搬運而堆積的物質，如風成砂和黃土。形成的土壤肥力低。一般風積物多為砂丘、砂崗等?！?/p>

黃土及黃土狀物質黃土是由風搬運沉積的第四紀陸相粉砂質富含碳酸鈣的土狀沉積物。黃土形成的土壤肥力一般較高。3、第四紀沉積物第四紀紅色粘土●第四紀紅色粘土指第四紀溫暖潮濕氣候下形成的紅色粘質殘積物或運積物。質地粘重，呈紅色、棕紅色，養(yǎng)分含量少，酸至強酸反應?！癖ǔ练e物和冰水沉積物冰川沉積物由冰川搬運的粉砂、沙礫石和漂礫等混合的非層狀沉積的物質。冰水沉積物指由冰川搬運，以后為冰川融水的水流所分選、沉積物質。在我國分布較廣，但多不連續(xù)，呈小片分布。冰川沉積物和冰水沉積物

第一節(jié)土壤酸堿反應土壤酸堿性反應土壤酸堿反應是氣候、植被、成土母質等及人為因素共同作用的結果土壤酸堿反應是指土壤酸性或堿性的程度，常以pH值表示。我國土壤的酸堿性反應，大多數在pH4.5~8.5之間。在地理分布上有“東南酸西北堿”的規(guī)律性。大致可以長江為界（北緯33

），長江以南的土壤多為酸性或強酸性，長江以北的土壤多為中性或堿性。我國土壤的酸堿性南北差異很大一、土壤酸堿形成的原因1、土壤酸性形成的機理（1）土壤中氫離子的來源：★水的解離★碳酸解離★有機酸的解離★酸雨★其它無機酸（2）土壤中鋁離子的活化（形成酸性土壤的重要原因）土壤酸化過程土壤膠體Na+Mg2+K+Na+H+Ca2+H+H+H+

增加，土壤酸化Ca2+K+Mg2+鹽基離子淋溶離子交換Al3+Al3+2、土壤堿性形成的機理

形成堿性反應的主要機理是堿性物質的水解反應。

土壤中的堿性物質主要是鈣、鎂、鈉的碳酸鹽和重碳酸鹽，以及膠體表面吸附的交換性鈉。從上式可知：石灰性土壤的pH值主要受土壤空氣中CO2分壓控制（1）石灰性土壤的pH值，因CO2的偏壓大小而變，所以在測定石灰性土壤pH值時，應在固定的CO2偏壓下進行，并必須注意在充分達到平衡后測讀。（2）土壤空氣中CO2含量雖然高于大氣，但很少高于10%，因此石灰性土壤的pH總是在6.8～8.5之間，施用石灰中和土壤酸度是比較安全的，不會使土壤過堿。

▲碳酸鈣水解

▲碳酸鈉的水解

▲交換性鈉的水解

土壤堿化與鹽化有著發(fā)生學上的聯(lián)系。鹽土和堿土并非一物“鹽堿土”，鹽土的pH值一般小于8.5,鹽土脫鹽才可能形成堿土。積鹽和脫鹽交替發(fā)生二、土壤酸堿性度類型和指標

1、土壤酸度類型

★

活性酸度(soilactiveacidity)

土壤活性酸是自由擴散于土壤溶液中的氫離子濃度直接反應出來的酸度。

★潛性酸

(soilpotentialacidity)土壤潛性酸是由于土壤膠粒上吸附著氫離子和鋁離子所造成的顯出酸性，所以它是土壤酸的潛在來源，故稱為潛性酸。 可用交換性酸度和水解酸度表示。（1）交換性酸度(soilexchangeableacidity)用中性鹽溶液如1molKCl或0.06molBaCl溶液(pH=7)浸提土壤時土壤膠體表面吸附的鋁離子與氫離子的大部分被浸提劑的陽離子交換而進入溶液，浸出液中的氫離子及由鋁離子水解產生的氫離子，用標準堿液滴定,根據消耗的堿量換算,為交換性氫與交換性鋁的總量,即為交換性酸量(包括活性酸)。以厘摩爾（＋）/千克）為單位，它是土壤酸度的數量指標。交換性酸量在進行調節(jié)土壤酸度，估算石灰用量時，有重要參考價值。（2）水解性酸度(soilhydrolyticacidity)用弱酸強堿的鹽類溶液（如pH8.2的1molNaOAc溶液）浸提,再以NaOH標準液滴定浸出液,根據所消耗的NaOH的用量換算為土壤酸量。這樣測得的潛性酸的量稱之為土壤的水解性酸。結果:①交換程度比之用中性鹽類溶液更為完全，土壤吸附性氫、鋁離子的絕大部分可被Na+離子交換。②水化氧化物表面的羥基和腐殖質的某些功能團（如羥基、羧基）上部分H+解離而進入浸提液被中和?！锘钚运岷蜐撔运岬年P系 活性酸和潛性酸的總和，稱為土壤總酸度。由于它通常是用滴定法測定的，故又稱之為土壤的滴定酸度。它是土壤的酸度的容量指標。它與pH值在意義上是不同的。

活性酸是土壤酸度的起源，代表土壤酸度的強度；潛在酸是土壤酸度的主體，代表土壤酸度的容量。土壤總酸度＝活性酸度＋潛在酸度2、土壤酸度的強度指標

★土壤pH

土壤pH代表與土壤固相處于平衡的溶液中的H+離子濃度的負對數,★石灰位(limepotential)在土壤膠體表面吸附的鹽基離子中總是以鈣離子為主的，在酸性土壤的鹽基離子中，鈣離子約占總量65－80％。因此，提出了表示土壤酸強度的另一指標－石灰位。它將氫離子數量與鈣離子數量聯(lián)系起來，以數學式pH-0.5PCa表示之，即

石灰位＝pH-0.5pCa

pH-0.5pCa是Ca(OH)2的化學位的簡單函數。上式中為Ca(OH)2在標準狀況下的化學位3、土壤堿性指標（一）總堿度

總堿度是指土壤溶液或灌溉水中碳酸根、重碳酸根的總量。我國堿化土壤的總堿度占陰離子總量的50％以上，高的可達90％，故可用總堿度作為土壤堿化程度分級的指標之一。即

石灰性物質所引起的弱堿性反應（pH7.5-8.5)稱為石灰性反應,土壤稱之為石灰性土壤。石灰性土壤的耕層因受大氣或土壤中CO2分壓的控制，pH值常在8.0-8.5范圍內,而在其深層,因植物根系及土壤微生物活動都很弱,CO2分壓很小,其pH值可升至10.0以上。（二）堿化度（鈉堿化度：ESP）

堿化度是指土壤膠體吸附的交換性鈉離子占陽離子交換量的百分率。

當土壤堿化度達到一定程度，可溶鹽含量較低時，土壤就呈極強的堿性反應，土壤理化性質上發(fā)生惡劣變化，稱為土壤的“堿化作用”（alkalinization)。

我國則以堿化層的堿化度>30%,表層含鹽量<0.5%和pH值>9.0定為堿土(alkalinesoil)

。而將土壤堿化度為5－10％定為輕度堿化土壤，10－15％為中度堿化土壤，15－20％為強堿化土壤。三、影響土壤pH值的因素（一）土壤膠體類型和性質對pH值的影響1．土壤膠體的極限pH值 當土壤膠體上吸附的陽離子全部是致酸離子，稱為鹽基完全不飽和態(tài)。此時土壤的pH值，稱為土壤的極限pH值。2．土壤膠體酸基的解離常數K對pH值影響

不同類型土壤膠體的pK值就各異。有機膠體pK值為4.5~5.0，硅酸鹽類粘粒為5.2~5.8；含水氧化鐵為6.0~7.0。致酸離子解離度的大小的排列順序： 有機膠體＞蒙脫石＞含水云母和拜來石＞高嶺石＞含水氧化鐵、鋁（二）土壤吸附性陽離子組成和鹽基飽和度對pH的影響

氫－鋁質土壤是酸性；鈣質土pH值大多數在7左右，呈中性反應；鈉質土壤pH值可達8.5以上，呈堿性反應。鹽基飽和度大小，反應土壤潛性酸及活性強度的大小。（三）土壤含水量對土壤pH的影響

土壤的pH值隨土壤含水量增加有上升的趨勢。因此，在測定土壤pH值時,應注意土水比。土水比愈大，所測得的pH值愈大。（四）土壤氧化還原條件對pH的影響

淹水或施有機肥促進土壤還原的發(fā)展，對土壤pH有明顯的影響。酸性土淹水后pH升高的原因主要是由于在嫌氣條件下形成的還原性碳酸鐵、錳呈堿性，溶解度較大，因之pH值升高。硫化物（在硫化細菌的作用下）可氧化為硫酸，使土壤pH值急劇下降第三節(jié)土壤氧化還原體系

(soilredoxsystem)氧體系 氧體系的氧化反應為：

O2+4e====2H2OE0=1.23V

在25℃時，其Eh為：

如果土壤的pH值是7時，氧的標準電位為0.82V，氧的數量以大氣壓表示，這時氧的Eh為

Eh=0.82+0.015log[O2]

當氧的分壓為0.2時，Eh為0.81V，這就意味著一般土壤的Eh值不會超過810mv，這是土壤通氣良好的情況下，最高的氧化電位。一、土壤氧化還原體系(soilredoxsystem)氮體系土壤中氮的存在形態(tài)有有機態(tài)和無機態(tài)兩種，有機態(tài)占絕大部分。有機氮轉化為無機氮是在微生物的控制下進行的。

硫體系

土壤中的SO42-還原為S2-或H2S時需要強烈的還原條件，在一般水田中的還原狀況達不到，只有在微生物的活動下，能使土壤的Eh值降低至-0.1~-0.2V，因此在有機質較多的土壤中，這以反應能進行。相反從S2-氧化為SO42-，則在大多數通氣良好的土壤中都能達到有機體系一般在有機質含量高的漬水土壤中還原性物質較多，如醋酸、丙酮酸、乳酸、甲酸、丁酸、瑚玻酸、蘋果酸、酒石酸和二醇酸等。而在旱地有機質含量少的土壤中還原性物質較少。

土壤氧化還原體系的特點：

①土壤中氧化還原體系有無機體系和有機體系兩類。

②土壤中氧化還原反應雖有純化學反應，但很大程度上是由生物參與的。

③土壤是一個不均勻的多相體系，即使同一田塊不同點位都有一定的變異，測Eh時，要選擇代表性土樣，最好多點測定求平均值。④土壤中氧化還原平衡經常變動，不同時間、空間，不同耕作管理措施等都會改變Eh值。嚴格地說，土壤氧化還原永遠不可能達到真正的平衡。1.土壤的氧化還原電位（soilredoxpotential)

在土壤里普遍存在著各種氧化還原反應，氧化還原過程在土壤中具有十分重要的地位，氧化反應和還原反應的實質是電子轉移，氧化還原反應的電極反應可表示如下： 氧化態(tài)＋ne====還原態(tài)氧化還原反應中的氧化態(tài)和還原態(tài)同時在電極上達到平衡，其平衡電位，稱為氧化還原電位，通常以Eh表示。二、土壤氧化還原指標

2、Eh和pH的關系

式中m是參與反應的質子數，Eh隨pH增加而降低。因此，同一氧化還原反應在堿性溶液中比在酸性溶液中容易進行。圖9－2鐵體系的Eh-pH穩(wěn)定范圍圖1．微生物的活動2．易分解有機的含量有機質的分解主要是耗氧的過程，在一定的通氣條件下，土壤中的易分解的有機愈多，耗氧也愈多，其氧化還原電位就較低。3．土壤中易氧化和還原的無機物的含量如土壤的氧化體和硝酸鹽含量高時，可使Eh值下降得較慢。4．植物根系的代謝作用5．土壤的pH值三、影響土壤氧化還原的因素

第四節(jié)土壤緩沖性

(soilbuffering)一、土壤緩沖性的概念

狹義：把少量的酸或堿加入到水溶液中，則溶液的pH值立即發(fā)生變化；可是把這些酸堿加入到土壤里，其pH值的變化卻不大，這種對酸堿變化的抵抗能力，叫做土壤的緩沖性能或緩沖作用。廣義：土壤是一個巨大的緩沖體系，對營養(yǎng)元素、污染物質、氧化還原等同樣具有緩沖性，具有抗衡外界環(huán)境變化的能力。（一）土壤溶液中的弱酸及其鹽類的存在碳酸、硅酸、磷酸、腐殖酸及其鹽類。二、土壤酸、堿緩沖作用的原理

（二）土壤膠體的陽離子交換作用（三）土壤酸堿緩沖體系

1、碳酸鹽體系

緩沖的pH范圍在pH8.5-6.7之間

2、硅酸鹽體系3、交換性陽離子體系土壤陽離子交換量愈大，緩沖能力愈大。

4、鋁離子體系

在土壤pH<4.0時,鋁離子以Al(H2O)63+形態(tài)存在

當土壤pH>5.0時,鋁離子形成Al(OH)3沉淀，失去它的緩沖能力。

5.有機酸體系

（四）土壤酸、堿緩沖容量和滴定曲線

在土壤懸液中連續(xù)加入標準酸或堿液，測定pH的變化,以縱座標表示pH，橫座標表示加的酸或堿量，繪制滴定曲線，又稱緩沖曲線。磚紅壤、紅壤和黃棕壤膠體的中和曲線（于天仁，1987）

三、土壤氧化還原緩沖性

不同氧化還原物質的Eh與其氧化或還原程度(%)的關系

第五節(jié)土壤酸堿性和氧化還原狀況與生物環(huán)境

一、生物對土壤酸堿性和氧化還原狀況的適應性

（一）植物適宜的酸堿度（二）土壤Eh值范圍與植物生長（三）土壤pH和Eh與土壤微生物活性二、土壤酸堿性和氧化還原狀況與養(yǎng)分的生物有效性

（一)土壤酸堿性對養(yǎng)分有效性的影響植物營養(yǎng)元素的有效性與pH的關系

①土壤pH6.5左右時，各種營養(yǎng)元素的有效度都較高，并適宜多數作物的生長。②pH在微酸性、中性、堿性土壤中，氮、硫、鉀的有效度高。③pH6-7的土壤中,磷的有效度最高。pH<5時，因土壤中的活性鐵、鋁增加，易形成磷酸鐵、鋁沉淀。而在pH>7時，則易產生磷酸鈣沉淀，磷的有效性降低。④在強酸和強堿土壤中，有效性鈣和鎂的含量低，在pH6.5～8.5的土壤中，有效度較高。⑤鐵、錳、銅、鋅等微量元素有效度，在酸性和強酸性土壤中高；在pH>7的土壤中，活性鐵、錳、銅、鋅離子明顯下降，并常常出現鐵、錳離子的供應不足。⑥在強酸性土壤中，鉬的有效度低。pH>6時,其有效度增加。硼的有效度與pH關系較復雜,在強酸性土壤和pH7.0～8.5的石灰性土壤中,有效度均較低,在pH6.0～7.0和在pH>8.5的堿性土壤中,有效度較高。（二）土壤氧化還原狀況對養(yǎng)分有效性的影響

在土壤強還原條件下，高價鐵（Fe+++)還原低價鐵(Fe++)，同時硫酸根（SO4=）也還原為硫化物(S2-)，此時，同時可能發(fā)生硫化亞鐵的沉淀反應(FeS)，使鐵的有效度下降。所以在討論氧化反應的影響時，要綜合的分析判斷。三、土壤酸堿性和氧化還原狀況與有毒物質的積累

（一）強酸性土壤的鋁、錳脅迫與毒害

pH<5.5，游離的鋁離子達0.2Cmol/kg土時,就可使農作物受害。幼苗期對鋁極為敏感。鋁害表現為根系變粗短，影響?zhàn)B分吸收。措施：施用石灰。當交換錳（Mn2+）達到2-9Cmol/kg土,或植株干物質含錳量超過1000mg/kg時產生錳害。豆類植物易產生錳害，禾本科植物抗性較強措施：施用石灰，使pH>6.0;水稻土排水解除錳的毒害。（二）氧化還原狀況與有毒物質積累

Eh<200mv時,土壤中的鐵錳化合物就從氧化態(tài)轉化為還原態(tài),當Eh<-100mv時,則低價鐵(Fe2+)濃度已超過高價鐵(Fe3+),會使植物產生鐵的毒害。Eh<-200mv,就可能產生H2S和丁酸等的過量積累,對水稻的含鐵氧化還原酶的活動有抑制作用,影響其呼吸、減弱根系吸收養(yǎng)分的能力。在H2S濃度高時,抑制植物根對磷、鉀的吸收，甚至出現磷、鉀從根內滲出。

水田土壤大量施用綠肥等有機肥時常常發(fā)生FeS的過量積累,使稻根發(fā)黑,土壤發(fā)臭變黑,影響其地上部分的生長發(fā)育。

四、土壤酸堿性和氧化還原狀況的調節(jié)

（一）土壤酸度的調節(jié)土壤酸度通常以施用石灰或石灰粉來調節(jié)?？煞譃樯沂–aO）熟石灰[Ca(OH)2]

石灰石粉【CaCO3】石灰需要量＝土壤體積×容重×陽離子交換量（1-鹽基飽和度）

石灰需要量

影響石灰用量因素有：

（1）土壤潛性酸和pH值、有機質含量、鹽基飽和度、土壤質地等土壤性質；（2）作物對酸堿度的適應性；（3）石灰的種類和施用方法等。

假設某紅壤的pH為5.0,耕層土壤為2250000公斤/公頃，土壤含水量為20％，陽離子交換量為10Cmol/kg土,鹽基飽和度為60%,試計算達到pH=7時,中和活性酸和潛性酸的石灰需要量(理論值)。中和活性酸pH=5時,土壤溶液中[H+]=10-5,mol/kg土,則每公頃耕層土壤含H+離子為:2250000×20%×10-5=4.5molH+/公頃同理:pH=7時,每公頃土壤中含H+離子為2250000×20%×10-7=0.045molH+/公頃所以需要中和活性酸量為4.5-0.045=4.455molH+/公頃若以CaO中和:其需要量124.74克中和潛性酸:2250000×(10/100)×(1-60/100)=90000molH+/公頃90000×56/2=2520000克=2520公斤/公頃案例1（二）土壤氧化還原狀況的調節(jié)

排水———>供氧———>氧化（排水烤田）淹水———>缺氧———>還原（淹水泡田）1.土壤溶液中的陽離子，一旦被膠體吸附后，便失去活性就永遠不能被植物吸收，變成無效態(tài)養(yǎng)分了()2.在土壤陽離子代換過程中，電價數高的離子代換力強，故一價陽離子不能代換出被膠體吸附的二價或三價的陽離子()3.土壤陽離子代換量愈高，所含礦質養(yǎng)分愈多，則保肥供肥性能也愈強()4.土壤酸度有三種表示方法，其中pHH2O＜pHKCl＜pHNaAC()5.土壤膠體吸附H＋和Al３＋時使土壤顯酸性，吸附Ca2+和Mg２＋較多使土壤顯中性，吸附Na＋較多使土壤顯堿性()6.電價數相同的交換性陽離子，其水化半徑小的交換力強()7.鹽基飽和度大的土壤，緩沖酸的能力強，鹽基飽和度小的緩沖堿的能力強()8.北方石灰性土壤的潛在酸比南方酸性土壤高，是因為石灰性土壤的CEC比酸性土高所致()9.土壤膠體上某交換性離子的飽和度越高，其有效性也越高()10.旱地通氣條件良好，則Eh比水田要高()快速判斷—5分鐘第一節(jié)土壤水分的類型及有效性一、土壤水的重要性：

所有的水只有進入土壤轉化為土壤水，才能被植物吸收利用。土壤水是作物吸水的最主要來源。

土壤水是土壤的最重要組成部分之一。土壤水是土壤形成發(fā)育的催化劑；

土壤水并非純水、而是稀薄的溶液。土壤水實際上是指在105℃溫度下從土壤中驅逐出來的水。1、吸濕水(hydroscopicwater)干土從空氣中吸著水汽所保持的水，稱為吸濕水。又稱為緊束縛水，屬于無效水分。

2、膜狀水（薄膜水）(membraneouswater)指由土壤顆粒表面吸附所保持的水層，膜狀水的最大值叫最大分子持水量。薄膜水對植物生長發(fā)育來說屬于弱有效水分，又稱為松束縛水分。二、土壤水分的類型和性質水汽土壤膜狀水膜狀水示意圖土粒膜狀水3、毛管水(capillarywater)毛管水是靠土壤中毛管孔隙所產生的毛管引力所保持的水分，稱為毛管水。毛管水是土壤中最寶貴的水分。

毛管水又可以分為兩種類型?！衩軕抑?capillarysupportingwater)土體中與地下水位無聯(lián)系的毛管水稱毛管懸著水。●毛管支持水（毛管上升水）(capillarysuspendingwater)土體中與地下水位有聯(lián)系的毛管水稱毛管支持水。地下水位高地下水位低水沿著毛管上升毛管作用力范圍：

0.1-1mm有明顯的毛管作用0.05-0.1mm

毛管作用較強0.05-0.005mm毛管作用最強〈0.001mm

毛管作用消失毛管作用土粒地下水位毛管懸著水示意圖土粒毛管上升水示意圖地下水位土壤毛管水從地下水吸取水分的示意圖Ⅰ.自地下水面向上供水的毛管水的網Ⅱ.充水的粗毛管供水⒈土粒⒉細毛管⒊排除毛管水的大孔隙⒋束縛水占的孔隙⒌充水的大孔隙***毛管水上升高度從地下水面到毛管上升誰所能達到的相對高度，叫毛管水上升高度。

h水柱高度（cm)，d孔隙直徑（mm）土壤質地毛管水上升高度土壤質地毛管水上升高度砂土0.5～1.0中壤土，重壤土1.2～2.0砂壤土，輕壤土1.5粘土0.8～1.0

不同土壤質地毛管水上升高度4、重力水(gravitationalwater)

又稱多余水，是指土壤中充滯于充氣孔隙中的水分。存在于土壤中的時間短，很快會因為重力作用而滲入或流出。河流三、土壤水分含量的表示方法（一）質量含水量（

m）（二）容積含水量（

v）

V=

m·

（三）相對含水量（%）

（三）土壤貯水量

2、水方（m3）V方/畝＝2/3Dw1、水深（DW）

DW=

V·h或mm（一）土壤水分常數(soilmoistureconstant)在一定條件下的土壤特征性含水量稱土壤水分常數?！裎鼭裣禂?hygroscopiccoefficient)

最大吸濕水量●凋萎系數(wiltingcoefficient)

萎蔫含水量又稱穩(wěn)定凋萎含水量。植物因缺水凋萎并不能復原時的土壤含水量，又稱萎蔫含水量。四、土壤水分常數及土壤水分有效性

●田間持水量(fieldcapacity)

***：

毛管懸著水達到最大值時的土壤含水量稱為田間持水量，通常作為灌溉水量定額的最高指標。

在數量上它包括吸濕水、膜狀水和毛管懸著水?！耧柡秃?saturatedwatercontent)

飽和含水量是指土壤中孔隙都充滿水時的含水量。以干土質量或容積的百分量表示。（二）土壤水的有效性(availability)土壤水的有效性是指土壤水能否被植物吸收利用及其難易程度。不能被植物吸收利用的水稱為無效水,能被植物吸收利用的水稱為有效水。最大有效水含量是凋萎系數至田間持水量的水分。土壤水分有效性的三種假設★土壤水分在上限（田間持水量）和下限（凋萎系數）之間同等有效?！镌谏鲜龇秶鷥入S土壤水分減少而降低?！飩鹘y(tǒng)的土壤水分有效范圍●土壤質地土壤質地的影響主要是由土壤的表面積和孔隙系統(tǒng)的性質引起的?！裢寥澜Y構

團聚體土壤孔隙度大，含水量高，持水孔隙發(fā)達，故有效水分含量高。如團聚體發(fā)育好的東北黑土。●有機質含量

有機質本身的持水量很大，更能促進良好土壤結構的形成，所以多施有機質，可以擴大有效水范圍。(三)影響土壤水分有效性的因素

土壤質地對有效水范圍的影響

土壤質地田間持水量萎蔫系數有效含水范圍松砂土4.51.82.7砂壤土12.06.65.4中壤土20.77.812.9輕粘土23.817.46.4有機質對有效水范圍的影響

類型持水當量萎蔫含水量有效含水范圍壤土20.07.113.l泥炭16682.383.71/2壤土＋1/2泥炭3114.516.54/5壤土十1/5泥炭21.6

8.513.l返回第二節(jié)土壤水的能態(tài)土壤A砂土10%土壤B粘土15%水流向何方？

土水勢是在標準大氣壓下，極小單位水量從一個平衡的土一水系統(tǒng)可逆地移到和它溫度相同，處于參比狀態(tài)水池時所做的功。一、土水勢概念土作功水●滲透勢ψs

滲透勢又稱溶質勢，負值。土壤溶質濃度越高，溶質勢越低。

溶質勢只有對半透膜的水分運動起作用。二、土水勢的組成

●基質勢ψm

負值，當土壤飽和時最大＝0.土壤含水量越高，基質勢也越高。●壓力勢ψp

正值。只有當土壤水分飽和時才有壓力勢在不飽和土壤中壓力勢為0.飽和土層越深，壓力勢越高。

p=

wghV

●重力勢ψg

重力勢（

g）是指由重力作用而引起的土水勢變化。任何時候重力勢都存在。高于參比面時為正，反之為負，參比面處重力勢為0.總水勢：

t=

m+

p+

s+

g

請注意：在不同的情況下，土壤總水勢的各分勢組成是不同的。切記。土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情況下所處的能態(tài)，簡稱吸力，但并不是指土壤對水的吸力。T＝

-

m

如何用水吸力和水勢判斷水分運動的方向？請回答。絕對正值三、土壤水吸力***

一般談及的吸力是指基質吸力，其值與

m相等，但符號相反。四、土壤水勢的定量測定土水勢的標準單位：帕（Pa）

1Pa=0.0102厘米水柱

1atm=1033厘米水柱=1.0133bar1bar=0.9896atm=1020厘米水柱

1bar=100000Pa一般只能測定8萬帕以下的土壤水吸力。五、土壤水分特征曲線***：指土壤水分含量與土壤水吸力的關系曲線。目前尚無法從理論上推導出土壤含水率與土壤水吸力或基質勢之間小關系，只能用實驗方法獲得水分特征曲線。

S=a

bS=a(/s)b

S=A(s-)n/m010203040506070土壤水吸力黏土壤土砂土土壤含水量%影響因素質地結構溫度滯后現象機理：滯后現象沙土比粘土明顯水分特征曲線的用途：第四，應用數學物理方法對土壤中的水運動進行定量分析時，水分特征曲線是必不可少的重要參數。首先，可利用它進行土壤水吸力S和含水率

之間的換算(圖3.7)。其次，土壤水分特征曲線可以間接地反映出土壤孔隙大小的分布。第三，水分特征曲線可用來分析不同質地土壤的持水性和土壤水分的有效性。第三節(jié)土壤水分運動※土壤水流動※水分蒸發(fā)※水分入滲※水分再分配一、飽和流(SaturatedSoilWaterFlow)飽和流的推動力主要是重力勢梯度和壓力勢梯度，基本上服從飽和狀態(tài)下多孔介質的達西定律(Darcy’slaw)***單位時間內通過單位面積土壤的水量，土壤水通量與土水勢梯度成正比。

土壤所有的孔隙都充滿了水時，水分向土壤下層或橫向運動的速度。飽和流導水率(Saturatedhydraulicconductivity)飽和導水率的特點①飽和率是常數②是土壤導水率的MAX③主要取決于土壤的質地和結構。沙質土>壤質土>粘質土影響飽和導水率的因素

質地水通量與孔隙半徑4次方呈正比。結構土壤結皮對土壤飽和導水率有顯著的影響。有機質含量。粘土礦物種類。二、土壤非飽和流***（unsaturtedsoilwaterflaw)

土壤非飽和流的推動力主要是基質勢梯度和重力勢梯度。它也可用達西定律來描述，對一維垂向非飽和流，其表達式為：非飽和流導水率(unsaturatedhydrolicconductivity)

土壤水吸力和導水率之間的關系

飽和條件下的總水勢梯度可用差分形式，而非包和條件下則用微分形式；飽和條件下的土壤導水率Ks對特定土壤為一常數，而非飽和導水率是土壤含水量或基質勢（

m）的函數。

非飽和條件下土壤水流的數學表達式與飽和條件下的類似，二者的區(qū)別在于：三、土壤水氣運動土壤氣態(tài)水的運動表現為水汽擴散和水汽凝結兩種現象水汽擴散運動的推動力是水汽壓梯度，主要由土水勢梯度或水吸力梯度和溫度梯度引起。1、“夜潮”現象多出現于地下水埋深度較淺的“夜潮地”。2、“凍后聚墑”現象***冬季表土凍結，水汽壓降低，而凍層以下土層的水汽壓較高，于是下層水汽不斷向凍層集聚、凍結、使凍層不斷加厚，其含水量有所增加，這就是“凍后聚墑”現象。

“凍后聚墑”的多少，主要決定于該土壤的含水量和凍結的強度。含水量高凍結強度大，“凍后聚墑”就比較明顯。一般對土壤上層增水作用為2－4％左右。第四節(jié)土壤水分平衡一、土壤水分的來源土壤水分大氣降水灌溉水

地下水上升和大氣中水汽的凝結也是土壤水分的來源。二、土壤水分的消耗

●滲漏、側向徑流和下滲徑流二、土壤水分的消耗

●滲漏、側向徑流和下滲徑流地下水河流●土壤蒸發(fā)土壤水汽進入大氣的過程?！裰参镎趄v三、土壤—植物—大氣連續(xù)體(SPAC)

(Soil-plant-atmospherecontinuum)由水勢引起水由土壤進入植物體，再向大氣擴散的體系。沙漠植物在—200～—800萬帕時仍能生存。四、土壤水分在土壤肥力中的作用

土壤水分是土壤肥力的重要因素之一，它一方面直接供給植物吸收利用；另一方面又影響土壤的其它性狀和肥力因素。

●土壤水分影響土壤的養(yǎng)分狀況

●土壤水分影響土壤的通氣狀況

●土壤水分影響土壤的熱量狀況

●土壤水分影響微生物和活動

●土壤水分影響土壤的物理機械性和耕性

●植被蒸騰作用對土壤水分平衡關系密切，植被組成和覆蓋度對土壤水分狀況都有較大影響?！駳夂蚪涤炅亢驼舭l(fā)是重要因素。五、影響土壤水分狀況的因素●土壤物理性質特別是土壤質地、結構和有機質含量等到因素對水的滲透、流動和蒸發(fā)有重要影響?！竦匦蔚匦斡绊懰值脑俜峙??！袼牡刭|在不透水層接近地面、地下水位高的地方，或者有承壓地下水來源的地方，由于地下水通過支持毛管水上行，在一定條件下可形成蒸發(fā)型?！袢藶橛绊懭绻喔?、排水以及耕作等土壤管理措施。

本章重點：1、概念：吸濕水、毛管水、萎蔫含水量、田間持水量、土壤水吸力、夜潮作用、土壤水分特征曲線2、為什么說毛管水是土壤中最寶貴的水分？3、分析土壤水分的有效性4、研究土壤水有何重大意義?土壤水在土壤中有何重要作用?

5、土水勢與土壤水吸力有何異同點？一、土壤空氣的組成

土壤孔隙中的氣體稱為土壤空氣。土壤空氣和大氣組成有很大差異。第一節(jié)土壤空氣氣體O2CO2N2其它氣體近地表空氣20.940.0378.050.98土壤空氣18.0～20.030.15～0.6578.8～80.240.98

土壤空氣與大氣組成的比較（容積%）土壤空氣和近地面大氣空氣組成的差異

1．土壤空氣中的CO2含量高于大氣

2．土壤空氣中的O2含量低于大氣

3．土壤空氣中的水汽含量一般高于大氣

4．土壤空氣中含有較高量的還原性氣體（CH4等）土壤空氣組成不是固定不變的。土壤剖面CO2和O2體積含量分布示意圖①土壤空氣對植物生長的影響，有許多過程和因素需進一步研究。如土壤微生物需O2有一個很寬的范圍。②僅僅一個空氣容量指標并不能肯定土壤是否能滿足植物和微生物對氧的需求。③土壤中CO2濃度對植物生長的影響也有待進一步研究?，F有的研究表明，某一特定植物對CO2濃度有一最佳值,過高或過低都會引起根系生長衰退。過高濃度CO2往往伴隨缺O(jiān)2而造成不良后果，但一定濃度CO2對植物生長也有促進作用，而且CO2造成的土壤溶液的微酸性也有利于有些土壤養(yǎng)分的釋放.注意：二、土壤空氣的運動（一）、土壤空氣的對流對流，又稱質流，驅動力是總氣壓梯度，它使氣流沖從高壓區(qū)向低壓區(qū)運動。

（二）

土壤空氣擴散土壤中氣體分子因濃度梯度或分壓不同而產生的移動。土壤中氣體擴散過程也可用Fick第一定律表示。

土壤（四）土壤氣體交換速率的指標●土壤呼吸強度●土壤中的氧擴散率（三）近地表氣體流動氣體流動是由于受氣溫、氣壓的變化、刮風、降雨、耕作、灌溉等作用影響而引起的，僅對表層10cm左右的土壤空氣更新起到某些作用，因而它不是大氣與土壤空氣交換的主要方式。第二節(jié)土壤熱量

土壤中的熱狀況指土體中的熱量分布及其動態(tài)變化。一、土壤熱平衡

（一）土壤熱來源與土壤吸熱性土壤熱來源太陽輻射有機物分解地熱傳導化學反應放熱地面輻射平衡示意圖二、土壤表面的輻射平衡及影響因素

（一）地面輻射平衡太陽的輻射主要是短波輻射，太陽輻射透過大氣層時，少部分直接到達地表的太陽能稱為太陽直接輻射（I）。被大氣散射和云層反射的太陽輻射能，通過多次的散射和反射，又將其中的一部分輻射到地球上，一般稱為天空輻射能或大氣輻射（H）。太陽直接輻射和大氣輻射都是短波輻射。

I+H之和為投入地面的太陽總短波輻射，又稱為環(huán)球輻射

（二）影響地面輻射平衡的因素

1、太陽的輻射強度

日照角越大，坡度越大，地面接受的太陽輻射越多。

在中緯度地區(qū)，南坡坡地每增加一度，約相當于緯度南移100公里所產生的影響。同樣，在中緯度地區(qū)，南坡比北坡接受的輻射能多，土溫也比北坡高。坡度越陡，坡向的溫差越大。坡向的這種差異具有巨大的生態(tài)意義和農業(yè)意義。

2、地面的反射率太陽的入射角越大，反射率越低，反之越大。土壤的顏色、粗糙程度、含水狀況，植被及其他覆蓋物等都影響反射率。3、地面有效輻射

影響地面有效輻射的因子有：

（1）云霧、水汽和風：它們能強烈吸收和反射地面發(fā)出的長波輻射，使大氣逆輻射增大，因而使地面有效輻射減少；（2）海拔高度：空氣密度、水汽、塵埃隨海拔高度增加而減少，大氣逆輻射相應減少，有效輻射增大；（3）地表特征：起伏、粗糙的地表比平滑表面輻射面大，有效輻射也大；（4）地面覆蓋：導熱性差的物體如秸桿、草皮、殘枝落葉等覆蓋地面時，可減少地面的有效輻射。三、土壤的熱量平衡土壤熱量收支平衡可用下式表示：S=Q

P

LE+R

S為土壤在單位時間內實際獲得或失掉的熱量；

Q為輻射平衡；P為土壤與大氣層之間的湍流交換量；

L為水分蒸發(fā)、蒸騰或水汽凝結而造成的熱量損失或增加;

R為土面與土壤下層之間的熱交換量。

四、土壤熱性質（一）土壤熱容量(soilheatcapacity,soilthermalcapacity)

土壤熱容量是指單位質量（重量）或容積的土壤每升高（或降低）1℃所需要（或放出的）熱量。C代表質量（重量）熱容量(massheatcapacity)，單位是Jg-1℃-1。

Cv代表容積熱容量(volumeheatcapacity)

，單位是（Jcm-3℃-1）。

請注意礦物質、有機質、水的兩種熱容量值。土壤的容積熱容量（Cv）可用下式表示：

Cv=mCv·Vm+oCv·Vo＋wCv·Vw+aCv·Va因空氣的熱容量很小，可忽容不計，故土壤熱容量可簡化為：

Cv=1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw(Jcm-3C-1)不同土壤組分的熱容量要注意C和CV之間的換算，對于均質的土壤而言∶

CV=r·C(1)有些書上用

CV=р·C(2)來表示是不正確的，р表示土壤容重，應用下式表示

C=CsMs+CwMw+CaMa(3)

式中Cs,Cw,Ca分別表示土壤固相、液相和氣相的質量熱容量；Ms,Mw,Ma分別表示單位質量土壤中固相、液相和氣