土壤流體組成及其診斷特性

1、第 3 章 土壤流體組成及其診斷特性教學(xué)重點(diǎn)1. 掌握土壤流體物質(zhì)組成及其主要診斷特性2. 了解土壤空氣及其運(yùn)動(dòng)、掌握土壤熱量狀況3. 認(rèn)識(shí)土壤水類型、土水勢(shì)及土壤水分狀況4. 理解土壤分散系及其中物質(zhì)轉(zhuǎn)化過(guò)程5. 掌握土壤肥力與生態(tài)環(huán)境功能關(guān)鍵詞土壤空氣 (soil air) 土壤通透性 (soil permeability)土壤水 (soil water)土水勢(shì) (soil water potential)土壤酸度 (soil acidity) 土壤膠體 (soil colloid)土壤溫度狀況 (soil temperature regime)土壤水分狀況 (soil water reg

2、ime)土壤肥力因子 (soil fertility factor) 土壤生態(tài)系統(tǒng)功能 (function of soil ecosystem)第一節(jié) 土壤空氣及其運(yùn)動(dòng)一 土壤空氣的來(lái)源及組成特點(diǎn) 土壤空氣主要來(lái)源于近地大氣層，如土壤中的氧氣、氮?dú)獾取?除此以外， 還有部分土壤 空氣來(lái)源于土壤中生物的生命活動(dòng)， 如生物呼吸所產(chǎn)生的二氧化碳及在通氣不良條件下生成 的一些還原性氣體。土壤空氣與近地表大氣組成的差別主要有以下幾點(diǎn)：(1) 土壤空氣中的CQ的分壓高于大氣 由于表4-1可以看出，土壤空氣中CQ含量可以 高出大氣幾倍甚至于幾十倍 , 其主要原因是由于土壤中生物的生命活動(dòng)及有機(jī)質(zhì)的分解產(chǎn)生

3、了大量的 CQ2。(2) 土壤空氣中的 Q的分壓低于大氣其主要原因在于微生物和植物根系的呼吸作用必須消耗Q, 土壤中生物的活動(dòng)越旺盛，則氧氣被消耗的愈多，土壤空氣中氧的含量也就愈 低。因此， 在作物生物旺季或土壤中施入了大量有機(jī)肥時(shí)， 土壤空氣中氧氣的含量一般都較 低。( 3)土壤空氣的水汽的質(zhì)量分?jǐn)?shù)總是多于大氣 除了干燥的土壤表層外， 其余部位的土 壤空氣一般都處于水汽飽和狀態(tài)，而大氣的相對(duì)濕度通常只有50-90%。(4)土壤空氣中還原性氣體高于大氣 土壤通氣不良， 如淹水等情況下， 土壤有機(jī)質(zhì)進(jìn) 行厭氣性分解，會(huì)產(chǎn)生如 CH4、H2S 等還原性氣體，這不僅會(huì)對(duì)作物產(chǎn)生直接毒害，還會(huì)影響土壤

4、養(yǎng)分的轉(zhuǎn)化和供應(yīng)。5)土壤空氣成分隨時(shí)間和空間而變化 大氣的成分相對(duì)較穩(wěn)定， 而土壤空氣成分隨時(shí) 間、空間而不斷變化。一般影響土壤空氣變化的因素有：土壤水分、植物根系呼吸、土壤生物活動(dòng)、土壤深度、 土壤溫度及農(nóng)業(yè)措施等。 一般情況下隨著土壤深度的增加，土壤空氣中 氧氣的含量減小而二氧化碳的含量增加。二 土壤空氣運(yùn)動(dòng)變化土壤空氣與大氣的交換機(jī)制有對(duì)流和擴(kuò)散兩種：1)對(duì)流：土壤空氣與大氣之間由總壓力梯度驅(qū)動(dòng)氣體的整體流動(dòng)，其流向總是由高壓 區(qū)流向低壓區(qū)。如土壤空氣在溫度、氣壓、風(fēng)、降雨或灌水等因素的作用下整體排出土壤， 同時(shí)大氣也整體進(jìn)入土壤。 因此， 對(duì)流也叫整體交換。 土壤空氣更新的整體交換過(guò)

5、程速度較 快。 如降雨或灌溉時(shí)，土壤孔隙中水來(lái)氣走，土壤空氣排出土體，反之，土壤水蒸發(fā)或滲 漏后，水走氣來(lái)，大氣進(jìn)入土壤孔隙，導(dǎo)致土壤空氣與大氣對(duì)流交換。2)擴(kuò)散：指土壤空氣與大氣之間氣體分子由濃度高(氣壓大)向濃度低(氣壓小)處 移動(dòng)的過(guò)程。土壤空氣更新的擴(kuò)散過(guò)程速度較慢，但氣體擴(kuò)散是土壤空氣更新的主要方式。 由于土壤中生物活動(dòng)的存在，土壤中Q的分壓總是低于大氣，而 CQ的分壓總是高于大氣。所以O(shè)2是從大氣向土壤擴(kuò)散，而 CQ則是從土壤向大氣擴(kuò)散，正如生物不斷呼出CO和吸進(jìn)O 樣，因此，土壤氣體交換被稱為“土壤呼吸”。三 土壤的通氣性土壤通氣性是指土壤空氣與大氣進(jìn)行交換以及土體允許通氣的能力

6、。通氣性良好的土壤通過(guò)與大氣的交流， 不斷更新其空氣組成， 并使土體各部分空氣組成 趨向一致。如果土壤通氣性差，土壤中的Q在短時(shí)間內(nèi)可能被全部耗竭，而 CQ的含量隨之升高，最終妨礙作物根系的呼吸及生物的生命活動(dòng)。土壤通氣性的影響因素主要是影響土壤的通氣孔隙多少及其連通情況的因素，如土壤質(zhì)地、土壤結(jié)構(gòu)、土體構(gòu)型、土壤含水量等。衡量土壤通氣好壞的指標(biāo)主要有以下幾個(gè)(1) 土壤孔隙度 理想土壤總孔隙度為 5055%通氣孔度為1520% 一般可將通氣 孔隙不低于 10%作為土壤通氣良好的指標(biāo)。這樣可以使土壤既有一定保水能力又可透水通氣。(2) 土壤呼吸強(qiáng)度 單位時(shí)間通過(guò)單位斷面(或單位土重)的Q2數(shù)量

7、。土壤呼吸強(qiáng)度不僅可作為土壤通氣指標(biāo)，而且是反映土壤肥力狀況的一個(gè)綜合指標(biāo)。( 3)土壤透水性 水田土壤適當(dāng)?shù)耐杆钥煞从惩寥劳杆鉅顩r。( 4)土壤氧化還原電位 土壤通氣狀況在很大程度上決定著土壤氧化還原電位， 因此氧化還原電位可作為土壤通氣性的指標(biāo)。通氣良好的土壤氧化還原電位可高過(guò)600-700mv,通氣不良的土壤氧化還原電位可低于 200mv。四 土壤空氣狀況的調(diào)節(jié) 耕作 土壤耕作不僅可以蓄水保墑，而且可以改善土壤的通氣性和熱量狀況，有利于 土壤肥力的調(diào)節(jié)。 輪作 合理輪作，巧妙地利用不同茬口的土壤水分條件，對(duì)提高作物產(chǎn)量和減輕旱害 有重要的意義。如小麥生長(zhǎng)前期需水量多，遇干旱極易受害

8、，應(yīng)安排在底墑?shì)^好的茬口上， 如玉米、馬鈴薯、大豆等作物上，有利于農(nóng)田的水分平衡。 排水 在平原的低洼地區(qū)，由于地下水位高或地表積水形成內(nèi)澇，造成通氣不良，土 溫降低。此時(shí)，應(yīng)挖溝排水以提高地溫，也有利于調(diào)節(jié)通氣狀況。第二節(jié) 土壤熱量狀況土壤熱量來(lái)源與平衡（一）土壤熱量的來(lái)源1太陽(yáng)的輻射2生物熱3地球內(nèi)熱（二）土壤熱量的平衡土壤熱量收支平衡可用下式表示:S Q P Le R式中：S為土壤在單位時(shí)間內(nèi)實(shí)際獲得或失掉的熱量；Q為輻射平衡；Le為水分蒸發(fā)、蒸騰或水汽凝結(jié)而造成的熱量損失或增加的量。P為土壤與大氣層之間的湍流交換量；R為土面與土壤下層之間的熱交換量。各符號(hào)之間的正、負(fù)雙重號(hào)，表示他們?cè)?/p>

9、不同情況下有增溫或冷卻的不同方向。一般情況下，白天熱量平衡方程計(jì)算出的 S為正值，即土壤溫度升高； 夜晚S為負(fù)值，土表層不斷向外輻射損失熱量，溫度降低。二土壤熱性質(zhì)（一）土壤熱容量土壤不同組分的熱容量土壤組成物質(zhì)質(zhì)量熱容量J.（g C）容積熱容量J （cm3 C）粗石英砂0.7452.163高嶺石0.9752.410石灰0.8952.435氧化鐵0.682一氧化鋁0.908一腐殖質(zhì)1.9962.515土壤空氣1.00431.255 X 10-土壤水分4.1844.184（二）土壤導(dǎo)熱率由于增加土壤濕度可以提高土壤的導(dǎo)熱率，所以自然條件下，白天干燥的表土層溫度比濕潤(rùn)表土溫度高。濕潤(rùn)的表土層因?qū)?/p>

10、性強(qiáng)，白天吸收的熱量易于傳導(dǎo)到下層土壤，使表層土壤溫度不易升高；夜間下層土壤傳遞熱量以補(bǔ)充上層熱量的散失，使表層溫度下降不致過(guò)低，因此，濕潤(rùn)的土壤的晝夜溫差較小。農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中通過(guò)灌水增加土壤含水量以防霜凍是依據(jù)土壤導(dǎo)熱率這一性質(zhì)而來(lái)的。表4-3 土壤不同組分的導(dǎo)熱率土壤組分導(dǎo)熱率j/(cm2 s C)石英-24.427 X 10濕砂粒-21.674 X 10干砂粒31.674 X 10-泥漿-46.276 X 10腐殖質(zhì)1.255 X 10-2土壤水-35.021 X 10土壤空氣-42.092 X 10（三）土壤熱擴(kuò)散率土壤熱擴(kuò)散率是指在標(biāo)準(zhǔn)狀況下，給特定的土壤施加一定的熱量，并通過(guò)熱擴(kuò)散將熱

11、量傳送至土壤的其他部分，所引起的土壤溫度隨時(shí)間的變化速率，其大小等于土壤導(dǎo)熱率與容積熱容量之比值。D C式中，為土壤導(dǎo)熱率，Cv為土壤容積熱容量，土壤熱擴(kuò)散率D的單位為cm2 s。三土壤溫度土壤溫度是地面以下土壤中的溫度。是太陽(yáng)輻射平衡、土壤熱量平衡和土壤熱學(xué)性質(zhì)共同作用的結(jié)果。（一） 土壤溫度變化1 土壤溫度的年（季節(jié)）變化2 土壤溫度的日變化土壤溫度在一晝夜間隨時(shí)間的連續(xù)變化，稱為土壤溫度的日變化。 一天中土壤溫度有一個(gè)最高值和一個(gè)最低值， 兩者之差稱為日較差。 一般土壤表面的最高溫度出現(xiàn)在13時(shí)左右,最低溫度出現(xiàn)在將近日出時(shí)（如圖4-2 ）。因?yàn)檎缫院?，雖然太陽(yáng)輻射逐漸減弱，但土壤表面

12、吸收的太陽(yáng)輻射能仍大于其由長(zhǎng)波輻射、分子傳導(dǎo)、蒸發(fā)等方式所支出的熱量，即土壤表面的熱量收支差額仍為正值，所以溫度仍繼續(xù)上升， 直到13時(shí)左右，熱量收支達(dá)到平衡，熱量累積達(dá)到最大，呈現(xiàn)出最高溫度。此后，土壤表面得熱少于失熱，溫度逐漸下降，至次 日將近日出時(shí)，熱量收支再次達(dá)到平衡，熱量累積值最小，出現(xiàn)一日中最低溫度。土壤表面溫度日較差受到太陽(yáng)高度角、導(dǎo)熱率、土壤熱容量、云量、地形、土壤顏色等 因子的綜合影響。02468& 梓 # 1618 20 2時(shí)間（h）度溫壤土圖4-2 不同土壤剖面深度土壤溫度日變化3 土壤溫度的垂直分布由于土壤中各層熱量不斷進(jìn)行交換，使土壤溫度的垂直分布呈現(xiàn)出三種類型：即日

13、射型、輻射型、過(guò)渡型。（1）日射型土壤溫度隨深度增加而降低的類型。一般出現(xiàn)在白天和夏季，當(dāng)土壤表面獲得太陽(yáng)輻射后首先增溫，熱量由地表向下層傳遞。（2）輻射型土壤溫度隨深度增加而增加的類型。一般出現(xiàn)在夜間和冬季，是由土壤表面首先輻射冷卻造成的，熱量由下層向地表傳遞。（3）過(guò)渡型土壤上、下層溫度的垂直分布分別具有日射型和輻射型的特征。一般出現(xiàn)于晝與夜（或冬與夏）的過(guò)渡時(shí)期。（二）影響土壤溫度的因素1緯度與海拔高度2坡向與坡度3 土壤的組成和性質(zhì)這主要是由于土壤的結(jié)構(gòu)、質(zhì)地、松緊度、孔性、含水量等影響了土壤的熱 容量和導(dǎo)熱率以及土壤水蒸發(fā)所消耗的熱量。 土壤顏色深的，吸收的輻射熱量多，紅色、黃色的次

14、之， 淺色的土壤吸收的輻射熱量少而反射率較高。 在極端情況下， 土壤顏色的差異可以使不同土壤在同一時(shí)間的土表溫度相差24C ,園藝栽培中或農(nóng)作物的苗床中， 有的在表面覆蓋一層爐渣、 草木灰或土雜肥等深色物質(zhì)以 （ 三 ） 土壤溫度對(duì)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的影響土壤溫度不僅影響自身的發(fā)生和發(fā)育， 對(duì)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)有著直接的影響。 如：玉 米發(fā)芽最少需要710C的土溫，而在2530C左右時(shí)玉米產(chǎn)量最高。作物的生 長(zhǎng)對(duì)土壤溫度要求有一定的范圍， 土壤溫度超過(guò)了作物所忍耐的最高限和最低限 時(shí)，作物生長(zhǎng)就會(huì)受阻。如：小麥、大麥和燕麥種子萌芽都需要12C的土壤溫度，而棉花則需要 1 2 1 4 C 。在農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中，一般采用施

15、用有機(jī)肥、塑料地 膜、溫室栽培、風(fēng)障、噴灑土面增溫劑等措施來(lái)提高土壤溫度；而松地、鎮(zhèn)壓、 灌溉等常用措施用來(lái)調(diào)節(jié)土壤溫度，保證農(nóng)業(yè)生產(chǎn)。第三節(jié) 土壤水分能量狀態(tài)土壤水是土壤的最重要組成部分之。 它在土壤形成過(guò)程中起著極其重要的 作用，因?yàn)樾纬赏寥榔拭娴耐翆觾?nèi)各種物質(zhì)的運(yùn)移，主要是以溶液形式進(jìn)行的。 同時(shí)，土壤水在很大程度上參與了土壤內(nèi)進(jìn)行的許多物質(zhì)轉(zhuǎn)化過(guò)程， 如礦物質(zhì)風(fēng) 化、有機(jī)化合物的合成和分解等。不僅如此，土壤水還是植物吸水的最主要來(lái)源， 它也是自然界水循環(huán)的一個(gè) 重要環(huán)節(jié)，處于不斷的變化和運(yùn)動(dòng)中， 勢(shì)必影響到植物的生長(zhǎng)和土壤中許多化學(xué)、 物理和生物學(xué)過(guò)程。土壤水不是純水而是一種溶有無(wú)機(jī)、

16、 有機(jī)和膠狀顆粒懸浮物等多種物質(zhì)的極 稀薄的溶液。植物在吸水的過(guò)程中，同時(shí)也攝取了各種礦物質(zhì)養(yǎng)分。一 土壤水的形態(tài)及性質(zhì)1 吸濕水干燥土粒從空氣中吸收的氣態(tài)水， 附著于土粒表面呈一或數(shù)層水分子層， 即 為吸濕水。吸濕水具有與純自由水不同的特點(diǎn)。首先，在于它所受土粒表面的吸附力很 強(qiáng)，具有固態(tài)水的性質(zhì)， 不能流動(dòng)，無(wú)溶解能力。 其次，它的密度為 1.22.4g/cm3， 明顯地高于常態(tài)水。 因?yàn)樗艿奈h(yuǎn)大于植物根的吸水力， 植物無(wú)法吸收利 用，屬于土壤水中的無(wú)效水。2 膜狀水 當(dāng)土壤含水量達(dá)到最大吸濕量時(shí)，土粒表面還有剩余的吸附力，雖不能再吸 收水汽，但可以吸附液態(tài)水， 這部分水被吸附在吸

17、濕水的外層， 定向排列為水膜， 稱為膜狀水。 膜狀水達(dá)到最大時(shí)的土壤含水量， 稱為最大分子持水量。 膜狀水比 吸濕水所受的吸附力小得多，具有液態(tài)水的性質(zhì)，可以移動(dòng)，但因黏滯度較大， 其移動(dòng)速率非常慢，一般是由水膜厚處向水膜薄處移動(dòng)。膜狀水的內(nèi)層所受吸力大于根的吸水力，植物根無(wú)法吸收利用，為無(wú)效水， 而它的外層所受吸力小于根的吸水力， 植物可以吸收利用， 但數(shù)量極為有限。 當(dāng) 植物因根無(wú)法吸水而發(fā)生永久萎蔫時(shí)的土壤含水量， 稱為萎蔫系數(shù)或萎蔫點(diǎn)， 是 植物可以利用的土壤有效水含量的下限， 它因土壤質(zhì)地、 作物和氣候等不同而不 同，一般土壤質(zhì)地愈黏重，萎蔫系數(shù)愈大。3 毛管水土壤中粗細(xì)不同的毛管孔

18、隙連通一起形成復(fù)雜的毛管體系。 當(dāng)土壤含水量逐 漸增大，超過(guò)最大分子持水量的那部分水， 在毛管力的作用下， 保持在土壤的毛 管孔隙中， 不受重力作用的支配， 這種靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水就稱 為毛管水。毛管水是土壤中最寶貴的水。它不受重力支配而流失，比植物根的吸水力小 得多，是植物所需水分的主要給源。毛管水移動(dòng)性大，能較迅速地運(yùn)動(dòng)，一般向 消耗點(diǎn)移動(dòng)， 如向根系吸水點(diǎn)和表土蒸發(fā)而移動(dòng)， 它也是土壤養(yǎng)分的溶劑和輸送 者。根據(jù)毛管水在土體中的分布，又可將它分為毛管懸著水和毛管上升水。（1） 毛管懸著水 在地下水位較深的情況下，降水或灌溉水等地面水進(jìn)人土壤，借助毛管力保 持在上層土壤毛管孔隙

19、中的水分。 它與來(lái)自地下水上升的毛管水并不相連， 故稱 之為毛管懸著水。 土壤毛管懸著水達(dá)到最多時(shí)的含水量稱為田間持水量。 在數(shù)量 上它包括吸濕水、膜狀水和毛管懸著水。田間持水量對(duì)于每一種具體土壤而言，可以看作是一個(gè)常數(shù)，其大小主要受 質(zhì)地、有機(jī)質(zhì)含量、結(jié)構(gòu)、松緊狀況等的影響。旱地作物生長(zhǎng)的土壤適宜水量， 一般占田間持水量的 6080%。（2） 毛管上升水 是指借助于毛管力由地下水上升進(jìn)入上層土體的水。 毛管上升水的最大含量 稱為毛管持水量。從地下水面到毛管上升水所能到達(dá)的絕對(duì)高度叫毛管水上升高度。 毛管水上 升的高度和速度與土壤孔隙的粗細(xì)有關(guān)。 在一定的孔徑范圍內(nèi)， 孔徑愈粗， 上升 的速度

20、愈快，但上升高度低； 反之，孔徑愈細(xì)，上升速度愈慢，上升高度則愈高。 不過(guò)孔徑過(guò)細(xì)的土壤， 則不但上升速度極慢， 上升的高度也有限。 沙土的孔徑粗， 毛管上升水上升快， 高度低；無(wú)結(jié)構(gòu)的黏土， 孔徑細(xì)，非活性孔多， 上升速度慢， 高度也有限，而壤土的上升速度較快，高度最高。4 重力水如果進(jìn)入土壤的水超過(guò)田間持水量， 則多余的水便在重力作用下， 沿大孔隙 即通氣孔向下流動(dòng)， 濕潤(rùn)下層土壤或滲漏出土體， 甚至進(jìn)入地下水， 成為地下水 補(bǔ)充給源。這一部分不被土壤保持而受重力支配向下流動(dòng)的水， 稱為重力水。 土 壤全部孔隙都充滿水時(shí)的土壤含水量稱為全持水量或飽和持水量。上述各種水分類型，彼此密切交錯(cuò)聯(lián)

21、結(jié)，很難嚴(yán)格劃分。在不同的土壤中， 其存在的形態(tài)也不盡相同。如粗沙土中毛管水只存在于沙粒與沙粒之間的觸點(diǎn) 上，稱為觸點(diǎn)水，彼此呈孤立狀態(tài)，不能形成連續(xù)的毛管運(yùn)動(dòng)，含水量較少。在 無(wú)結(jié)構(gòu)的黏質(zhì)土中， 非活性孔多， 無(wú)效水含量高。 而在沙黏適中的壤質(zhì)土和有良 好結(jié)構(gòu)的黏質(zhì)土中，孔隙分布適宜，水、氣比例協(xié)調(diào)，毛管水含量高，有效水也 多。二 土壤水的能態(tài)20世紀(jì)初白金漢（E. Buckimgham 1907）提出用能態(tài)的方法來(lái)研究土壤水的 問(wèn)題。土壤水能態(tài)， 主要是指土壤水在受各種力的作用后其自由能的變化。 用來(lái) 表示土壤水能態(tài)的主要方法有土水勢(shì)和土壤水吸力。1 土水勢(shì)及其分勢(shì) 土壤中水分的保持和運(yùn)動(dòng)

22、、被植物根系吸收、轉(zhuǎn)移以及在大氣中散發(fā)都是與 能量有關(guān)的現(xiàn)象。在經(jīng)典物理學(xué)中，把能量分為兩種基本形式，即動(dòng)能和勢(shì)能。 由于土壤水的運(yùn)動(dòng)速率很慢， 因而它的動(dòng)能一般忽略不計(jì)。 由于位置或內(nèi)部狀況 所產(chǎn)生的勢(shì)能，在決定土壤水分的狀態(tài)和運(yùn)動(dòng)方面則是非常重要的。在土水勢(shì)的研究和計(jì)算中，一般要選取一定的參考標(biāo)準(zhǔn)。土壤水在各種力如 吸附力、毛管力、重力等的作用下，與同樣溫度、高度和大氣壓等條件的純自由 水相比 （ 即以自由水作為參比標(biāo)準(zhǔn)， 假定其勢(shì)值為零 ） ，其自由能必然不同， 這個(gè) 自由能的差用勢(shì)能來(lái)表示即為土水勢(shì)（符號(hào)為屮）。由于引起土水勢(shì)變化的原因或動(dòng)力不同，所以土水勢(shì)包括若干分勢(shì)，如基質(zhì) 勢(shì)、壓

23、力勢(shì)、溶質(zhì)勢(shì)、重力勢(shì)等?；|(zhì)勢(shì)(wm):在不飽和的情況下，土壤水受土壤吸附力和毛管力的制約， 其水勢(shì)自然低于純自由水參比標(biāo)準(zhǔn)的水勢(shì)。 假定純水的勢(shì)能為零， 則土水勢(shì)是負(fù) 值。這種由吸附力和毛管力所制約的土水勢(shì)稱為基質(zhì)勢(shì)。 土壤含水量愈低， 基質(zhì) 勢(shì)也就愈低。反之，土壤含水量愈高，則基質(zhì)勢(shì)愈高。至土壤水完全飽和，基質(zhì) 勢(shì)達(dá)最大值，與參比標(biāo)準(zhǔn)相等，即等于零。壓力勢(shì)(W p):在土壤水飽和的情況下，由于受壓力而產(chǎn)生土水勢(shì)變化。在 不飽和土壤中的土壤水的壓力勢(shì)一般與參比標(biāo)準(zhǔn)相同， 等于零。但在飽和的土壤 中孔隙都充滿水，并連續(xù)成水柱。在土表的土壤水與大氣接觸，僅受大氣壓力， 壓力勢(shì)為零。 而在土體內(nèi)部

24、的土壤水除承受大氣壓外， 還要承受其上部水柱的靜 水壓力， 其壓力勢(shì)大于參比標(biāo)準(zhǔn)為正值。 在飽和土壤愈深層的土壤水， 所受的壓 力愈高，正值愈大。溶質(zhì)勢(shì) ( ws) :指由土壤水中溶解的溶質(zhì)而引起土水勢(shì)的變化， 也稱滲透勢(shì)， 一般為負(fù)值。 溶質(zhì)勢(shì)只有在土壤水運(yùn)動(dòng)或傳輸過(guò)程中存在半透膜時(shí)才起作用， 在 一般土壤中不存在半透膜， 所以溶質(zhì)勢(shì)對(duì)土壤水運(yùn)動(dòng)影響不大， 但對(duì)植物吸水卻 有重要影響， 因?yàn)楦当砥ぜ?xì)胞可視作半透膜。 溶質(zhì)勢(shì)的大小等于土壤溶液的滲 透壓，但符號(hào)相反。重力勢(shì)(Wg):指由重力作用而引起的土水勢(shì)變化。所有土壤水都受重力作 用，與參比標(biāo)準(zhǔn)的高度相比， 高于參比標(biāo)準(zhǔn)的土壤水， 其所受

25、重力作用大于參比 標(biāo)準(zhǔn)，故重力勢(shì)為正值。高度愈高則重力勢(shì)的正值愈大，反之亦然。總水勢(shì)(W t):以上各分勢(shì)之和，稱總水勢(shì)：W t= W m+W s+W p+W g2 土壤水吸力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(jiǎn)稱吸力， 但 并不是指土壤對(duì)水的吸力。 上面討論的基質(zhì)勢(shì)和溶質(zhì)勢(shì)般為負(fù)值， 在使用中不 太方便，所以將其相反數(shù) (正數(shù))定義為吸力， 也可分別稱之為基質(zhì)吸力和溶質(zhì)吸 力。3 土壤水能態(tài)的定量表示方法 土水勢(shì)的定量表示是以單位數(shù)量土壤水的勢(shì)能值為準(zhǔn)。 單位數(shù)量可以是單位質(zhì)量、單位容積或單位重量。最常用的是單位容積和單位重量。單位容積土壤水的勢(shì)能值用壓力單位，標(biāo)準(zhǔn)單位

26、為帕(Pa)，也可用千帕(k Pa) 和兆帕(MPa),習(xí)慣上也曾用巴(bar)和大氣壓(atm)表示。由于土水勢(shì)的范圍很寬， 由零到上萬(wàn)個(gè)大氣壓 ( 或巴) ，使用十分不便， 有人 建議使用土水勢(shì)的水柱高度厘米數(shù)(負(fù)值)的對(duì)數(shù)表示，稱為pF。例如土水勢(shì)為 1000厘米水柱則pF=3。土水勢(shì)為一10000厘米水柱則pF= 4。這樣可以用簡(jiǎn)單 的數(shù)字表示很寬的土水勢(shì)范圍。4 土水勢(shì)的測(cè)定 土水勢(shì)的測(cè)定方法很多，主要有張力計(jì)法、壓力膜法、冰點(diǎn)下降法、水氣壓 法等。它們或測(cè)定不飽和土壤的總土水勢(shì)，或測(cè)定基質(zhì)勢(shì)。第四節(jié)土壤化學(xué)性質(zhì)一 土壤膠體1 土壤膠體的概念在膠體化學(xué)中，一般根據(jù)顆粒大小把分散系分為

27、三類：顆粒直徑小于 1 毫 微米的為分子分散系；顆粒直徑在 l l00 毫微米之間的為膠體分散系；顆粒直 徑大子 100 毫微米的為粗分散系。膠體微粒能通過(guò)普通濾紙，不擴(kuò)散，不滲析， 在超顯微鏡下能看到布朗運(yùn)動(dòng)。 土壤膠體的顆粒直徑上限比一般膠體物質(zhì)上限大 10倍，也就是將 1-1000 毫微米范圍具有膠體性質(zhì)的顆粒稱為土壤膠體。土壤膠體是土壤中最活躍的部分， 對(duì)土壤的物理性質(zhì)、 化學(xué)性質(zhì)和土壤發(fā)生 過(guò)程都有重要的影響，如對(duì)土壤保肥能力、土壤緩沖能力、土壤自凈能力、養(yǎng)分 循環(huán)等都有影響， 土壤化學(xué)性質(zhì)也深刻影響著土壤的形成與發(fā)育過(guò)程。 本節(jié)主要 介紹土壤的膠體性質(zhì)、陽(yáng)離子交換反應(yīng)、酸堿反應(yīng)、緩

28、沖性、氧化還原反應(yīng)等。2 土壤膠體的種類土壤膠體物質(zhì)是土壤形成過(guò)程中的產(chǎn)物。 按照其特點(diǎn)， 土壤膠體可分為無(wú)機(jī) 膠體、有機(jī)膠體與礦質(zhì)有機(jī)膠體復(fù)合體三種。土壤無(wú)機(jī)膠體為極微小的土壤粘粒， 也稱為土壤礦質(zhì)膠體其分散質(zhì)顆粒包括 成分較為簡(jiǎn)單的次生含水氧化鐵、 含水氧化鋁、 含水氧化硅等膠體物質(zhì)以及成分 較為復(fù)雜的各種次生鋁硅酸鹽類的粘土礦物。 如蒙脫石、蛭石、伊利石和高嶺石。土壤有機(jī)膠體主要是指土壤中具有明顯膠體特性的高分子有機(jī)化合物。 分散 質(zhì)包括各種土壤腐殖質(zhì)、 有機(jī)酸、 蛋白質(zhì)及其衍生物等高分子有機(jī)化合物。 因?yàn)?它能分解，所以不大穩(wěn)定。在土壤中，很少有單純存在的無(wú)機(jī)膠體或有機(jī)膠體， 它們絕大

29、部分都是通過(guò) 表面分子縮聚、 陽(yáng)離子橋接及氫鍵合等作用連接在一起成為復(fù)合膠體， 稱為有機(jī) - 無(wú)機(jī)膠體復(fù)合體。這主要是因?yàn)樾律迟|(zhì)具有高度活潑性和膠體性質(zhì)，能與 水化鐵、鋁氧化物膠體形成有機(jī) - 無(wú)機(jī)膠體復(fù)合體；它還能通過(guò)鈣、鎂、鐵、鋁 而附著于粘土礦物表面， 或與蒙脫石類和水化云母類等粘土礦物相互作用、 相互 滲透產(chǎn)生一系列錯(cuò)綜復(fù)雜的物理、化學(xué)變化過(guò)程，從而形成有機(jī) - 無(wú)機(jī)膠體復(fù)合 體。有機(jī)無(wú)機(jī)復(fù)合膠體是土壤團(tuán)聚體形成的基本單元， 通過(guò)有機(jī)無(wú)機(jī)復(fù)合體的不 斷復(fù)合可以形成不同大小的微團(tuán)聚體。許多微團(tuán)聚體在植物根系和微生物體黏結(jié) 作用下形成大團(tuán)聚體。對(duì)改善土壤物理性質(zhì)、增加土壤養(yǎng)分具有重要的

30、作用。不同的地理環(huán)境條件下，土壤中膠體的種類與數(shù)量差異很大， 如在溫帶半濕 潤(rùn)地區(qū)，其土壤膠體為有機(jī)膠體、蒙脫石膠體，以及它們通過(guò)鈣離子橋結(jié)合而形 成的有機(jī)-無(wú)機(jī)復(fù)合膠體；而在熱帶亞熱帶地區(qū)，其土壤膠體則為高嶺石、鐵鋁 氧化物膠體及其與活性較強(qiáng)的腐殖質(zhì)形成的有機(jī)-無(wú)機(jī)復(fù)合膠體。3 土壤膠體的構(gòu)造在土壤液一固體分散系中，分散相是膠體微粒，分散介質(zhì)是膠體微粒之間的 溶液。一個(gè)膠體微粒的內(nèi)造如圖 4-3所示。圖4-3膠體微粒內(nèi)部構(gòu)造圖（引自熊順貴，基礎(chǔ)土壤學(xué)，2001 年）1）微粒核微粒核是膠體微粒的中心部分，是固相物質(zhì)。它的組成可以是有機(jī)的，也可 以是無(wú)機(jī)物。2）雙電層雙電層位于微粒核的外面，是由

31、一個(gè)帶某種電荷的離子層和一個(gè)帶相反電荷 的離子層所組成。分別稱為內(nèi)層和外層，它們的電荷性質(zhì)相反，但電荷量相等， 兩者處于對(duì)立平衡狀態(tài)，整體電性是中性的。內(nèi)層 也稱決定電位離子層。這個(gè)電位是膠體微粒核與微粒間液體之間的電 位差，稱為完全電位或熱力學(xué)電位，通常以 e表示。膠體對(duì)外顯何種電性，決定 于這一層離子帶電性。如帶負(fù)電荷，則膠體顯負(fù)電性；反之則顯正電性。內(nèi)層離 子直接連在微粒核上。它們體積較大，其化學(xué)性質(zhì)也與微粒核相近似。內(nèi)層與微 粒核合稱微粒團(tuán)。外層 又稱補(bǔ)償電離層或反離子層。位于雙電層內(nèi)靠外邊帶相反電荷的離子 層，根據(jù)性質(zhì)差異，該層又可分為兩層。（1）非活性補(bǔ)償離子層（簡(jiǎn)稱非活性層）是指

32、雙電層外層中里面的一層。該 層離子因接近雙電層內(nèi)層，受其相反電荷的強(qiáng)大吸引力，不能自由活動(dòng)，稱非活 性層。微粒團(tuán)與非活性層合稱膠粒。（2）擴(kuò)散層 是指雙電層外層中外面的一層。該層離子距離雙電層內(nèi)層較遠(yuǎn)， 所受的吸引力較小，可以有一定程度的自由活動(dòng)，離子的分布情況是愈向外愈少。 這一層的離子也容易被分散介質(zhì)中的其他離子所代換。膠粒與擴(kuò)散層合稱膠體微 粒。在這一層的外邊為微粒間溶液，即分散介質(zhì)。4 土壤膠體的性質(zhì)一個(gè)膠體體系具有很多性質(zhì)，有表面性質(zhì)、電學(xué)性質(zhì)、光學(xué)性質(zhì)以及動(dòng)力性 質(zhì)等，其中以表面性質(zhì)和電學(xué)性質(zhì)對(duì)土壤吸收性能影響最大， 也是膠體性質(zhì)中重 要而基本的特性。（1）膠體表面性質(zhì) 膠體的比表

33、面：所謂比表面是指單位質(zhì)量的物質(zhì)的表面積總和。比表面 積與單位質(zhì)量物質(zhì)顆粒大小成反比。土壤膠體如黏粒、腐植酸分子等都相當(dāng)細(xì)微， 土壤膠體的表面積很大，加之黏粒礦物的層狀結(jié)構(gòu)和腐殖質(zhì)的網(wǎng)狀多孔結(jié)構(gòu)還有 很大的內(nèi)表面積，可以吸附大量的離子。不同土壤的膠體組成不同，土壤比表面積也不同（見(jiàn)表 4-4 ）。土壤中有機(jī) 質(zhì)含量高，2： 1型黏粒礦物多，則比表面積較大，如黑土。如果有機(jī)質(zhì)含量低， 1:1型黏粒礦物較多，則其比表面積就較小，如紅壤、磚紅壤。表4-4 土壤各種類型膠體的比表面積膠體類型比表面積（m.g ）腐殖質(zhì)800-900蛭石400-800蒙脫石 伊利石水鋁英石高齡石600-85050-200

34、70-3001-40土壤膠體的表面能：隨著土壤膠體比表面積的增加，其表面能也發(fā)生很 大的變化。表面能是指界面上的物質(zhì)分子（表面分子）所具有的多余的不飽和能 量。在膠體與液體或氣體接觸的界面上，由于液體分子或氣體分子對(duì)它的引力小 于膠體內(nèi)部分子的引力，使膠體表面分子產(chǎn)生多余的不飽和能量。 按照熱力學(xué)定 律，多余的能量消耗在與外界其他分子的作用上，從而達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)。土壤的物 理吸附作用就是表面能作用的結(jié)果。一般表面能的大小與比表面呈正相關(guān)。比表 面積愈大，表面能就越高，產(chǎn)生的物理吸附作用就愈強(qiáng)。因此，一般土壤質(zhì)地愈 黏，其物理吸附作用愈強(qiáng)。隨著表面積和表面能的增加，土壤膠體的性質(zhì)如脹縮 性、可塑性

35、、黏性等明顯增強(qiáng)。（2） 土壤膠體的帶電性土壤膠體帶電的事實(shí)，可以通過(guò)電泳現(xiàn)象觀察到，當(dāng)直流電通過(guò)一土壤膠體 溶液時(shí)，膠粒大多向陽(yáng)極聚集，而所吸附的離子卻向陰極聚集。 這一現(xiàn)象說(shuō)明土 壤膠體在總體上是帶電的。從電性來(lái)看，土壤膠體可以有正電荷也可以有負(fù)電荷， 只是在一般情況下，土壤膠體的電荷根據(jù)其穩(wěn)定性可分為永久電荷和可變電荷。 永久電荷不隨土壤pH值的變化而變化，而可變電荷則隨介質(zhì)pH值的變化而變化。 土壤電荷的來(lái)源是由土壤膠體本身的構(gòu)造決定的，主要有以下幾種情況。同晶置換 這種作用產(chǎn)生于黏粒礦物形成時(shí)，其硅氧片中的Si4+有時(shí)可被大 小與其相近而電性相同的其他離子（一般為 Al3+）所代換，

36、而水鋁片中的鋁則可 被Mg+、Fe2+、Fe3+等代換。置換作用使得黏粒礦物晶層內(nèi)產(chǎn)生多余的電荷，由 于土壤中多數(shù)的同晶置換是以低價(jià)代換高價(jià)的陽(yáng)離子，故產(chǎn)生的主要是負(fù)電荷， 但有時(shí)也會(huì)產(chǎn)生正電荷。由同晶置換所產(chǎn)生的電荷是由于晶體結(jié)構(gòu)本身的變化所 引起的。一般不隨介質(zhì) pH值的變化而變化，屬永久電荷或內(nèi)電荷，一般2： 1型的黏粒礦物如蒙脫石類、伊利石類的同晶置換產(chǎn)生的永久負(fù)電荷較多，而1：1型的高嶺石類則較少。礦物晶格斷鍵 礦物在風(fēng)化破碎的過(guò)程中， 其晶格邊緣的離子， 有一部分 未被中和，這就產(chǎn)生了剩余價(jià)鍵，它以負(fù)電荷居多。以這種方式產(chǎn)生的電荷，高 嶺石伊利石蒙脫石。表面分子的解離黏粒礦物的晶格

37、表面的0H基，腐植酸分子的酸性含氧官能團(tuán)（如羥基、酚羥基）和羧基和黏粒中的無(wú)定形膠體 （如硅酸膠體、 氧化鐵、 鋁等），在介質(zhì)pH值發(fā)生變化時(shí)，就有不同程度的解離，從而使膠粒帶電。如高 嶺石在pH5時(shí)，它表面的0H基就解離出，使高嶺石膠粒帶負(fù)電。而二三氧化物 （R20）在酸性條件下（pH5）,則成為帶正電荷的膠體。通常自然土壤的pH值在59之間，而土壤膠體的大部分，特別是腐植酸的 等電點(diǎn)遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于這個(gè)范圍， 所以大部分土壤膠體都帶負(fù)電荷。 只有兩性膠體的可 變電荷和少量的同晶代換可產(chǎn)生一定正電。 但是， 從整體來(lái)看， 土壤膠體以帶負(fù) 電荷為主。當(dāng)PHAI 3+H+Ca2+Mg2+NH4+K+Na

38、+。由此可見(jiàn)，陽(yáng)離子價(jià)數(shù)高的凝聚力大于價(jià)數(shù)低的， 一般三價(jià)陽(yáng)離子的凝聚力 是二價(jià)陽(yáng)離子的46倍，而二價(jià)陽(yáng)離子的凝聚力比一價(jià)陽(yáng)離子高 2025倍。一 種離子凝聚力的大小取決于其所帶相反電荷的數(shù)量和水化半徑的大小。 離子的價(jià) 數(shù)越高， 離子的電荷也越多， 對(duì)膠體本身的電荷的中和能力越強(qiáng)。 而離子的水化 半徑越小， 或離子的水膜越薄， 則使膠體的擴(kuò)散層越薄， 使膠體粒之間的距離更 近，有利于膠粒的相互凝聚。對(duì)于價(jià)數(shù)相同的離子，水化半徑小的，其凝聚力大 于水化半徑大的。離子的水化度越高，其水膜越厚，則其凝聚力越低。H的情況很特殊，作為單純的質(zhì)子，其電場(chǎng)強(qiáng)度很大，而半徑又極小，故其凝聚力很強(qiáng)。 在土壤中

39、，一般二價(jià)以上的陽(yáng)離子和 一般起凝聚作用，而一價(jià)（H除外）離子 經(jīng)常起分散作用。此外，溶液中的離子濃度對(duì)膠體的分散和凝聚的影響也是很大的。 即使凝聚 力很強(qiáng)的三價(jià)陽(yáng)離子，如果其濃度很低，也不能使分散的膠體凝聚下來(lái)。相反， 當(dāng)溶液中的一價(jià)陽(yáng)離子的濃度很高時(shí)， 由于每個(gè)陽(yáng)離子都沒(méi)有充分水化， 水膜很 薄，其凝聚能力較強(qiáng)，同樣也可使溶膠變成凝膠。如在鹽漬化土壤中，在含鈉、 鉀鹽較高， 其表層有凝聚很好的假團(tuán)聚體柱狀或團(tuán)粒結(jié)構(gòu)。 但當(dāng)鹽分淋失后， 這 些結(jié)構(gòu)體就不復(fù)存在了， 土壤的通透性立刻就變得很糟， 其他的物理性狀也隨之 惡化。對(duì)于土壤膠體， 由一價(jià)陽(yáng)離子形成的凝膠， 當(dāng)稀釋時(shí)， 則又可轉(zhuǎn)化為溶膠

40、。 但是由二價(jià)以上的陽(yáng)離子形成的土壤凝膠一般是不可逆的，即不能再分散成溶 膠。因?yàn)楦邇r(jià)的陽(yáng)離子被土壤膠體吸附得很緊，不易被代替出來(lái)。所以，由二價(jià) 或三價(jià)陽(yáng)離子形成的凝膠可以進(jìn)一步形成穩(wěn)定性較高的結(jié)構(gòu)體， 對(duì)土壤的其他理 化性質(zhì)都有較好的影響。土壤中的電解質(zhì)濃度是經(jīng)常變化的， 如干濕交替、凍融作用以及施肥、 灌水、 中耕、烤田等技術(shù)措施都可使土壤溶液中的電解質(zhì)濃度發(fā)生變化， 從而使膠體的 狀態(tài)發(fā)生變化，或凝聚或分散，如施用石灰、可顯著增加土壤中的濃度，從而促 進(jìn)土壤膠體凝聚， 形成良好的結(jié)構(gòu)。 又如集中施用化肥， 顯著提高局部土壤溶液 的電解質(zhì)濃度，也可改變局部土壤膠體的狀態(tài)。（4）土壤膠體的離

41、子交換作用 土壤膠體表面吸收的離子與土壤液相中電荷符號(hào)相同的離子相互交換， 稱為 土壤膠體的離子交換吸收作用。 根據(jù)土壤膠體吸收與交換的離子不同， 可分為陽(yáng) 離子的吸收和交換作用與陰離子的吸收和交換作用。 簡(jiǎn)稱土壤的離子交換， 其中 主要是土壤陽(yáng)離子的交換。1）土壤陽(yáng)離子交換作用 一般土壤膠體靜電吸附的陽(yáng)離子可以被溶液中其他陽(yáng)離子交換而從膠體表 面解吸。對(duì)這種能相互交換的陽(yáng)離子叫做交換性陽(yáng)離子， 而把發(fā)生在土壤膠體表 面的交換反應(yīng)稱之為陽(yáng)離子交換作用。例如，某種土壤膠體原來(lái)吸附著H+、 K+、Na+、Mg+等，當(dāng)施用含鈣肥料后，產(chǎn)生大量 CaT與膠體表面吸附的陽(yáng)離子部分交 換出來(lái)。離子從土壤溶

42、液轉(zhuǎn)移至膠體表面的過(guò)程為離子的吸附， 而原來(lái)吸附在膠 體上的離子遷移至溶液中的過(guò)程為離子的解吸， 二者構(gòu)成一個(gè)完整的陽(yáng)離子交換 反應(yīng)。陽(yáng)離子交換作用有以下幾個(gè)特點(diǎn)： 反應(yīng)可逆并能迅速達(dá)到平衡 22土壤膠粒 mCa nKCl 土壤膠粒 2xK m x Can 2x KCl CaCl2當(dāng)反應(yīng)達(dá)到平衡后， 如果溶液中的離子組成或濃度改變則膠體上的交換性離 子就要和溶液中的離子產(chǎn)生逆向交換或新的交換。 如上述反應(yīng)平衡式， 若再加入 CaCl2,則交換反應(yīng)發(fā)生逆轉(zhuǎn)，Ca重新把膠粒上吸附的一部分K交換出來(lái)。 土壤中含有多種陽(yáng)離子，不同陽(yáng)離子的代換能力是不同的。其中代換能 力具有一定的規(guī)律。陽(yáng)離子代換能力隨

43、著價(jià)態(tài)增加而增大， 價(jià)態(tài)高的陽(yáng)離子電荷量大， 帶電性強(qiáng)， 所以代換能力也大，比如 Al3+Ca2+ Na+.當(dāng)粒子價(jià)態(tài)相同時(shí)，原子序數(shù)大的離子代換量大，例如： NH+KNa。原因 是原子序數(shù)愈小的離子的半徑也愈小， 離子表面電荷的密度愈大， 因而離子的水 化度大， 水膜厚， 則離子交換能力愈小。 當(dāng)然也可以說(shuō)等價(jià)離子的交換能力隨水 化度的增加而減小離子運(yùn)動(dòng)速度愈大，交換力愈強(qiáng)。H的半徑小，水化度弱，運(yùn)動(dòng)速度快，因 而代換力強(qiáng)，它不僅大于一價(jià)陽(yáng)離子，而且大于 C/和Mg+二價(jià)陽(yáng)離子。陽(yáng)離子代換能力受質(zhì)量作用定律的支配，即離子濃度愈大，交換能力愈強(qiáng)。 例如，施硫酸銨肥料于土壤中，其中 NM可以代換

44、土壤膠體中的C/，從而吸附 在膠體表面，不致隨水流失，達(dá)到保土壤養(yǎng)分 N 含量的目的。土壤中幾種最普通的陽(yáng)離子的交換能力大小順序如下：Fe3+Al3+H+Ca2+Mg2+K+Na+陽(yáng)離子交換按當(dāng)量關(guān)系進(jìn)行 即離子間的相互交換以離子價(jià)為依據(jù)作等價(jià) 交換。例如，二價(jià)鈣離子去交換一價(jià)鈉離子時(shí)，一個(gè)Ca可交換兩個(gè)N6。也就是1mol的鈣可以交換2mol的鈉。我們把pH=7時(shí)每千克膠體或干土中所含全部 交換性陽(yáng)離子總量，稱為陽(yáng)離子交換量，或稱交換性陽(yáng)離子總量，簡(jiǎn)稱CEC以厘摩爾每千克土或 cmol/kg 表示。不同膠體類型， 其交換量也不同， 一般有機(jī)膠體 黏土礦物膠體 含水氧化物 膠體。在黏上礦物膠體

45、中， 蒙脫石膠體大于伊利石膠體大于高嶺石膠體。 有機(jī)膠 體的交換量可高達(dá)150700cmol/kg。因此腐殖質(zhì)含量高的土壤交換量遠(yuǎn)高于黏 土礦物。我國(guó)北方土壤含有機(jī)及無(wú)機(jī)膠體一般較多， 且所含粘土礦物以蒙脫石及 伊利石為主，所以陽(yáng)離子交換量大。例如，黑龍江黑鈣土，其陽(yáng)離子交換量可達(dá) 50 cmol/kg 。南方土壤含有機(jī)膠體一般較少，且所含黏土礦物以高齡石及含水氧 化鐵鋁等為主， 所以陽(yáng)離子交換量小。 例如，廣西紅壤的陽(yáng)離子交換量最小的只 有 2.7 cmol/kg 。一部分濱海及濱湖的土壤所含黏土礦物以伊利石為主，所以其 陽(yáng)離子交換量介于南方與北方土壤之間。陽(yáng)離子交換量的大小與土壤肥力有很大

46、關(guān)系，因土壤中速效養(yǎng)分的保存，一 部分要靠陽(yáng)離子交換作用。 因此，采取措施（如增施有機(jī)肥料 ）提高耕地的土壤陽(yáng) 離子交換量在農(nóng)業(yè)上是重要的。2）土壤陰離子交換作用土壤帶正電的膠粒所吸附的陰離子與溶液中的陰離子發(fā)生交換， 稱為陰離子 交換作用。 例如，在一定的酸性條件下， 土壤中的氫氧化鐵與氫氧化鋁膠?？蓭?正電荷。這時(shí)它們所吸附的陰離子就可能與溶液中的陰離子發(fā)生交換， 但是陰離 子代換作用往往與化學(xué)吸收作用同時(shí)發(fā)生， 兩者難于區(qū)分。 因此，陰離子代換作用不象陽(yáng)離子代換作用具有明顯的當(dāng)量關(guān)系土壤中陰離子代換過(guò)程比較復(fù)雜，常見(jiàn)的陰離子代換有以下幾種情況：(a) 陰離子可與膠體微粒和溶液中的陽(yáng)離子(

47、Ca2+、Al3+、Fe3+)或水化三氧化 物形成難溶性沉淀而被強(qiáng)烈地吸收。 例如磷酸離子和某些有機(jī)酸陰離子就是屬于 這一類。磷酸離子有三種價(jià)態(tài)形式， 都可以存在土壤中， 它們分別可與鈣離子形 成易溶性Ca(HPQ)2 HO,較難溶的CaHPO 2H0和最難溶的Cs3(PC4)2。PQ3-可 與鋁、鐵離子形成難溶的 AIPQ和FeP0。磷酸陰離子就是通過(guò)這種方式進(jìn)行交 換。土壤吸收力的大小視形成的物質(zhì)的溶解度而定，溶解度小，則吸收力大。(b) 極少交換或不交換吸收的陰離子(CI 、N(2 NO)。因?yàn)檫@類離子和 溶液中的陽(yáng)離子不能形成不溶性鹽類。 而且氯離子只有在極酸性的反應(yīng)下才能被 代換吸收

48、。( c )陰離子吸收與陰離子價(jià)數(shù)大小有一定關(guān)系，一般價(jià)數(shù)愈大，代換性能 越好。土壤中常見(jiàn)陰離子的吸收力順序如下：OHPO3S(T CI=N(。這里除OH外，其它陰離子呈現(xiàn)出離子價(jià)數(shù)大，吸收能力強(qiáng)的規(guī)律，可能由于其所形成 的化合物離解作用較小，反應(yīng)向形成離解小的化合物方向進(jìn)行。O片的代換力強(qiáng)是一個(gè)特殊情況， 它雖然為一價(jià)離子， 但是由于其離子半徑很小， 代換能力還是 較強(qiáng)。它還能與帶正電荷膠核的雙電層中的鐵、 鋁離于結(jié)合成離解很弱的化合物。 所以代換性能好。吸收力強(qiáng)。3) 土壤的其它吸附作用除了土壤膠體的離子交換吸收 (又稱物理化學(xué)吸收) 外，土壤還具有機(jī)械吸 收、物理吸附、化學(xué)吸附和生物吸附

49、作用。土壤的機(jī)械吸收作用是指疏松多孔的土壤對(duì)進(jìn)入其中的固體顆粒的阻滯截 留作用，如土壤中粘土顆粒在心土層的聚積就與土壤的機(jī)械吸收密切相關(guān)。土壤的物理吸附作用是指土壤顆粒借助于其表面能從溶液中吸收并保持一 些分子態(tài)物質(zhì)的作用。 土壤的細(xì)粒部分具有巨大的表面積和表面能， 要降低土壤 顆粒的表面能， 只有靠降低其表面張力來(lái)完成。 當(dāng)土壤細(xì)粒吸附表面張力較小的 物質(zhì)分子以后就可以降低其表面能， 這就是物理吸附的機(jī)理。 土壤物理吸附強(qiáng)弱 主要受質(zhì)地和膠體類型的影響，物理吸附的強(qiáng)弱與土壤的比表面積大小呈正比。 土壤質(zhì)地越細(xì)，其物理吸附越強(qiáng)烈。土壤的化學(xué)吸附作用是指進(jìn)入土壤溶液的某些成分經(jīng)過(guò)化學(xué)作用， 生成

50、難溶 性化合物或沉淀，因而保存于土壤中的現(xiàn)象。這種吸附是以化學(xué)反應(yīng)為基礎(chǔ)的， 故稱為化學(xué)吸附或化學(xué)吸收。 在土壤中易發(fā)生化學(xué)吸收的部分主要是土壤溶液中 的陰離子，如磷酸根離子在酸性土壤中與鈣離子發(fā)生化學(xué)反應(yīng)生成磷酸三鈣沉淀 并保留在土壤中；磷酸根離子還能與 Fe3+、Al 3+形成磷酸鹽沉淀。土壤對(duì)磷的固 定，使其養(yǎng)分有效性降低。在農(nóng)業(yè)生產(chǎn)上，要盡量減少養(yǎng)分的化學(xué)吸附。土壤的生物吸附作用是指生物對(duì)土壤中的元素尤其是養(yǎng)分元素的吸收過(guò)程。 其特點(diǎn)是使得被吸收的元素由分散到集中、由深層到表層、由無(wú)機(jī)到有機(jī)。二 土壤氧化 - 還原作用土壤是一個(gè)復(fù)雜的氧化還原體系， 存在著多種氧化、 還原物質(zhì)。 土壤氧

51、化還 原作用是發(fā)生在土壤溶液中又一個(gè)重要的化學(xué)性質(zhì)。 氧化還原反應(yīng)存在于整個(gè)土 壤形成發(fā)育過(guò)程中，對(duì)物質(zhì)在土壤剖面中的移動(dòng)和剖面分異， 養(yǎng)分的生物有效性， 污染物質(zhì)的緩沖等均有深刻影響。1 土壤氧化還原體系土壤中的氧化反應(yīng)與還原反應(yīng)是同時(shí)進(jìn)行的， 氧化劑和還原劑構(gòu)成了氧化還 原體系。氧化劑是電子供體，還原劑是電子受體。一種物質(zhì)失去電子被氧化，必 定有另一種物質(zhì)同時(shí)得到電子而還原。 土壤中含有多種氧化還原物質(zhì)。 主要的氧 化劑是大氣中的氧，它進(jìn)入土壤與土壤中的化合物作用，得到電子被還原為O2- ，土壤的生物化學(xué)過(guò)程的方向與強(qiáng)度在很大程度上決定土壤氣相和液相中氧的含 量。在土壤中O-被消耗的過(guò)程中

52、，NO-、Fe3+、Mn. SO2-離子依次被還原，這種 現(xiàn)象稱為順序還原作用。 土壤中的主要還原性物質(zhì)是有機(jī)質(zhì)， 尤其是新鮮未分解 的有機(jī)質(zhì)， 它們?cè)谶m宜的環(huán)境條件下還原能力極強(qiáng)。 根據(jù)物質(zhì)類型的不同， 可將 土壤氧化還原體系分為有機(jī)體系和無(wú)機(jī)體系兩大類，無(wú)機(jī)體系主要包括氧（O，HO）體系、鐵（Fe3+，F(xiàn)e2+）體系、錳（MnO，Mrn+）體系、氮（NO , NO，NH3） 體系、硫（SO2-，S2-）體系等等。有機(jī)體系包括不同分解程度的有機(jī)化合物、微 生物的細(xì)胞體及其代謝產(chǎn)物，如有機(jī)酸、酚、醛類和糖類等化合物。2 土壤氧化還原電位 土壤氧化還原電位是指土壤中的氧化態(tài)物質(zhì)和還原態(tài)物質(zhì)在氧化

53、還原電極（ 鉑電極 ） 上達(dá)到平衡時(shí)的電極電位。 它是反映土壤氧化還原狀況的重要指標(biāo)， 其表示符號(hào)為Eh值，用伏（v）或毫伏（mV表示。EhE0RTlg OX- nF Redo 0.059OxET說(shuō)式中：E為標(biāo)準(zhǔn)氧化還原電位；Ox表示氧化劑與還原劑的活度比；n為反Red應(yīng)中的電子轉(zhuǎn)移數(shù)目；氣體常數(shù)R=8.313焦耳；T為絕對(duì)溫度；法拉第常數(shù)F=96500 庫(kù)倫。不同的體系E0不同，但是每個(gè)體系中E0都是一個(gè)固定值，它是在體系中氧 化劑還原劑活度比值為1時(shí)的Eh值。例如鐵體系的E0為-120mv,錳體系的E0為 430mv,對(duì)于一給定氧化還原體系，出于 E0和n為常數(shù)，所以氧化還原電位由氧 化劑

54、和還原劑的活度比所決定，比值愈大，該體系的氧化強(qiáng)度就大則Eh值就高，因而可以把Eh作為該體系的氧化強(qiáng)度的一個(gè)指標(biāo)。知道一個(gè)體系中的氧化 劑和還原劑的濃度，可以計(jì)算出它的Eh。當(dāng)土壤溶液中存在兩個(gè)不同的氧化還原體系時(shí)，則E3高的體系氧化E0低的體系，并且體系之間的 E0差值愈大，反應(yīng) 越容易進(jìn)行。土壤氧化還原體系是決定土壤氧化還原電位的重要物質(zhì)。在一般情況下氧化 還原電位即Eh值在100800 mv之間，水稻土和沼澤土的 Eh值可低于300 mv。 土壤的Eh值大致以300 mv為界，大于300 mv的土壤以氧化反應(yīng)占優(yōu)勢(shì)；小于 300 mv的土壤則以還原反應(yīng)為主，小于 200 mv時(shí)土壤則發(fā)生強(qiáng)烈的還原反應(yīng)。土壤是一個(gè)不均勻的多相體系，即使同一田塊不同點(diǎn)位都有一定的變異，測(cè)Eh時(shí)，要選擇代表性土樣，最好多點(diǎn)測(cè)定求平均值。土壤氧化還原條件不僅包括純化學(xué)反應(yīng)，且很大程度上是在生物（微生物、 植物根系分泌物等）參與下完成的。土壤氧化還原反應(yīng)條件受季節(jié)變化和人為措 施（如稻田的灌水和落干）而經(jīng)常變化的，在我國(guó)自然條件下，一般認(rèn)為Eh低于300mv時(shí)為還原狀態(tài)，淹灌水田的 Eh值可降至負(fù)值。土壤氧化還原電位一般 在200-700mv時(shí)，養(yǎng)分供應(yīng)正常。土壤中某些變價(jià)的重金屬污染物，其價(jià)態(tài)變化