土壤学1、2章课件整理

《土壤地理学》课程知识体系

认识土壤、土壤圈与了解土壤地理学（第一章）

土壤物质组成剖析与土壤性状的诊断（第二章和第三章）

土壤与地理环境相互作用过程的分析（第四章和第五章）

土壤发育、性状及物质组成的系统化（第六章）

土壤圈的组成单元及其空间分布规律（第七章和第八章）

土壤资源持续利用及其调查管理技术（第九章和第十章）

第1章绪论

土壤与土壤圈的概念，土壤生态环境功能，土壤地理学

第2章土壤固相组成及其诊断特性

土壤矿物、有机质的迁移转化及其诊断特性，土壤生态系统与土壤圈物质循环第3章土壤液相组成及其诊断特性

土壤空气、水及其诊断特性，土壤肥力及其影响因素

第4章土壤形成因素学说

气候、生物、岩石圈(母质与地形)、水圈(水文)、时间与人为因素对土壤形成的影响

第5章土壤形成过程

土壤空气、水及其诊断特性，土壤肥力及其影响因素

第6章土壤分类

土壤地理发生分类，系统分类以及国际土壤分类参比系统

第7章主要土壤类型

土纲的地理分布、成土因素、成土过程与土壤诊断特性

第8章土壤分布与土壤分区

土壤空间分布规律与土壤区划

第9章土壤资源可持续利用对策

土壤资源、土壤质量评价原理，土壤退化及其防治对策

第10章土壤调查技术与土壤信息系统

土壤调查技术与土壤遥感解译，全球土壤-地形数字化数据库(SOTER)

第一章

1.1 土壤的基本概念（认识土壤与土壤圈）

1.2 土壤圈与全球变化（了解土壤圈与自然环境、

1.3 土壤圈演化与人类社会的发展、人类社会发展的相互关系）

1.4 土壤地理学简介

1.5 土壤地理学的发展简史（熟悉土壤地理学研究对象、研究方法、发展历史）1.1.1 土壤的定义

土壤是地球陆地表面具有肥力能够生长植物的疏松层，是独立的历史自然体。

其特征：有生物活性、孔隙结构；

其功能：有肥力及生产性能,缓冲与净化功能。

1.1.2 土壤的形成与演化

土壤是成土因素综合作用的产物，在不同时期不同成土环境下有不同的土壤，如图1-1所示。

1.1.3 土壤剖析

土壤剖面是指从地面垂直向下至母质的土壤纵断面；土壤剖面的立体化就

构成了单个土体(pedon)，如图1-2所示。

图1-2 土壤发生层、土

壤剖面与单个土体图解

(据Botkin Daniel B,

1997)

土壤发生层（土层）：土

壤剖面中与地面大致平行的

物质及性状相对均匀的各层

土壤。是土壤剖面的基本组成

单元。

在土壤剖面之中土层的

数目、排列组合形式和厚度，

统称为土壤剖面构造或土体

构型。是土壤最重要的形态特

征。

依据土壤剖面中物质迁

移转化和积累的特点，一个完

整发育的土壤剖面可以划分为三个最基本的土壤发生层：A.淋溶层、B.淀积层和C.风化层。

B：在热带、亚热带湿润条件下堆积物以氧化铁和氧化铝为主，在温带湿润地区以黏粒为主，在温带半干旱区则以碳酸钙、石膏为主，在地下谁水较浅的区域则以铁锰氧化物为主。

单个土体是土壤的最小体积单位，形状大致为六面状柱体。

根据土壤剖面的变异程度，单个土体的水平面积一般为1—10㎡。

聚合土体：在空间上相邻、物质组成和性状上相近的多个单个土体组成。（是一个具体的土壤景观单位，是土壤野外调查、观察、制图及其研究的重要对象。

1.2 土壤圈与全球变化

土壤圈是地球表层系统

的组成部分，它处于地球表层

不同圈层界面及其相互作用

的交叉带，是联系有机界与无

机界的中心环节，也是结合地

理环境各组成要素的纽带。土

壤圈物质循环是指土壤圈内

部的物质迁移转化过程及其

与地球其他圈层之间的物质

交换过程，如图1-3所示。

土壤圈：是覆盖于地球陆

地表面和浅水域底部的土壤

所构成的一种连续体或覆盖

层。

土壤圈在地球系统中的

地位示意图

1.3 土壤圈演化与人类社会的发展

对人类社会发展的直接影响包括：土壤为植物光合作用提供并协调水分、养分、温度、空气等营养条件，以此向人类和陆生动物提供食物、纤维物质；土壤形成发育过程可以分解、净化各种污染物，是人类生存环境的净化器。

土壤肥力：是指土壤为植物生长发育供应、协调营养因素（水分和养分）和环境条件（温度和空气）的能力。

土壤自净能力：是指土壤对进入土壤中的污染物通过复杂多样的物理过程、化学过程及生物化学过程，使其浓度降低、毒性减轻或者消失的性能。

1.4 土壤地理学简介

土壤地理学是以土壤及其与地理环境系统的关系为研究对象，它是研究土壤的发生发育、土壤分类及时空分异规律，进而为调控、改造和利用土壤资源提供科学依据的学科，是自然地理学与土壤科学之间的交叉学科，也是一门综合性和生产性很强的学科。

土壤地理学的研究内容：

土壤发生发育、诊断特性与系统分类

土被结构和全球土壤-地形数字化数据库(SOTER)

土壤调查、制图和土壤资源评价的研究

地理环境、人类活动与土壤圈相互作用

土壤资源保护及被污染土壤的修复技术。

土壤地理学研究方法：

分析区域文献资料并通过野外观察对成土环境、土壤剖面及其诊断特性、土壤利用进行研究，运用地理比较法和相关分析法，把握区域土壤地理分异规律，绘制区域土壤图，采集土壤标本、分析样品。

1.5 土壤地理学的发展简史

土壤地理学是土壤科学中发展历史最悠久的一个重要基础性分支学科，它最早可追溯到人类农耕的起始阶段。18世纪以后在西欧逐渐形成了近代土壤地理学。

对土壤科学发展产生了巨大推动作用的土壤地理学派有：以化学家李比希(1803－1873)为代表的农业化学土壤学派；以地质学家法鲁(1794－1877)为代表的农业地质土壤学派；以土壤学家库比纳(1897－1970)为代表的土壤形态发生学派。

现代土壤地理学奠基人俄国科学家道库恰耶夫于1883年发发表了《俄国的黑钙土》。

第2章土壤固相组成及其诊断特性

2.1 土壤矿物（分析土壤组成、掌握矿物类型与风化序列）

2.2 土壤有机质（掌握土壤有机质转化土壤圈物质循环特征）

2.3 土壤固相的物理诊断特性（掌握土壤诊断特性及其测量方法）

教学重点

1.掌握土壤固相物质组成及其诊断特性

2.了解土壤矿物类型及其风化特征

3.认识土壤矿物空间分异规律

4.了解土壤生物群落组成对土壤的影响

5.掌握土壤有机质转化与土壤圈物质循环特征。

土壤是由固相、液相、气相和土壤生物体四部分组成。适于植物生长的典型壤质土壤的体积组成为土壤孔隙占50％，内含水分和空气；土壤固体占50%，其中矿物质占

45％，有机质占5%；

土壤生物体均生活

在土壤孔隙之中，如

图2-1所示。

图2-1 最适宜植

物生长的壤质土壤

表土的体积组成

2.1 土壤矿物

土壤矿物主要

来自成土母质或母

岩，是土壤的主要组

成物质。土壤矿物构

成了土壤的“骨骼”，

它对土壤组成、性状和功能具有巨大的影响。按照发生类型可将土壤矿物划分为原生矿物、次生矿物、可溶性矿物三大类。

硅酸盐及铝硅酸盐类矿物是土壤中最主要的原生矿物；云母风化是植物钾素的最重要来源；黄铁矿是地壳最为常见硫化物。

原生矿物 (primary mineral)直接来源于母岩特别是岩浆岩。其中包括铝

硅酸盐类、长石类矿物、云母类矿

物、橄榄石类矿物、辉石与角闪石

类矿物、氧化物类、硫化物类和磷

灰石类，如图2-2所示（土壤矿物

的风化及稳定性序列图）。原生矿

物的风化过程不仅在时间上有阶

段性，在空间上也有地带性，如图

2-3所示（中国地表风化壳及风化

类型分异断面图）。

(T为年均气温/℃，R为年均降水

量/mm)

原生矿物在风化和成土过程中新形成的矿物称为次生矿物，它包括简单盐类、次生氧化物和铝硅酸盐类。它们是土壤矿物中最细小的部分，具有活动的晶格、呈现高度分散性，并具有强烈的吸附代换性能、能吸收水分和膨胀，因而具有明显的胶体特性，又称为黏土矿物。

化学风化：

矿物化学风化作用表现最突出的是溶解、水化和水解。矿物溶解作用是指在极性水分子作用下，矿物颗粒表面阴阳离子进入水体形成水离子的过程。

土壤矿物溶解程度的大小主要与矿物本身的组成、结晶构造和水溶液的温度有关。衡量矿物溶解程度的定量指标主要有溶解度和溶解积。

溶解度是指在一定温度下，矿物在100g溶剂中达到饱和状态时所溶解的克数，通常是在室温20℃下矿物溶解度在

0.1g/g以上：易溶矿物

0.10—0.01g/g：可溶矿物

0.01—0.0001g/g：微溶矿物

小于0.0001g/g：难溶矿物

水化作用：矿物晶体表面离子在与水化合形成结构不同、易碎散的矿物。

水解作用：是指水电解离出的H﹢对矿物的分解作用，它是化学分解的主要过程，可使矿物彻底分解。

根据矿物在水解过程中的分解顺序可划分为：脱盐基阶段，即H﹢交换出矿物中的盐基离子形成可溶盐而被淋溶的过程；脱硅阶段，即矿物中硅以游离硅的形式被析出，并开始淋溶的过程；富铝化阶段，即矿物被彻底分解、硅酸继续淋溶而氢氧化铝相对富集的过程。

土壤矿物的风化过程不仅在时间上具有明显的阶段性，在空间上也表现出一定的地带性：

极端寒冷、干旱南极大陆寒漠地区土壤矿物风化以物理风化、溶解过程为主，地表以硅铝型风化物为主；

在热带、亚热带干旱荒漠地区土壤矿物风化、溶解过程为主，地表以碳酸盐、

石膏等风化物为主；

在温暖湿润的温带的温带地区土壤矿物风化以水化、脱盐基过程为主，地表以碎屑状硅铝风化壳为主；

在湿热的热带、亚热带地区土壤矿物风化以脱硅、富铝化过程为主，地表则以硅铁质硅铝质风化壳为主。

影响土壤矿物风化的因素：

土壤矿物的组成、结晶构造及其理化性质是影响其风化过程和程度的内在因素。一般来说，矿物化学成分愈复杂（如含盐基离子较多）的矿物，较易于物理风化，化学分解也比较复杂；原生矿物自熔岩依稳定的冷却而逐渐结晶析出，其愈先结晶的矿物愈易被风化。

在地理环境中水分和温度，以及环境介质的PH值和EH值是影响风化过程的外在因素。

土壤矿物风化强度指数

硅铁铝率：即土体或土壤黏粒部分中的SIO2/R2O3摩尔数比率。

土壤次生矿物

原生矿物在风化和成土过程中新形成的矿物称为土壤次生矿物，它包括各种简单盐类、次生氧化物和硅铝酸盐类矿物。

次生矿物是土壤矿物中最细小的部分。具有明显的胶体特性所以被称为粘土矿物。

次生矿物的类型：易溶盐类；次生氧化物类；次生铝硅酸盐类。

根据次生硅铝酸盐矿物晶体内所含硅氧四面体层（硅氧片）和氧铝八面体层（水铝片）的数目和排列方式，可以将其划分为1:1型和2:1型两大类。其中1:1型矿物主要有高岭石类矿物，2:1型矿物主要有蒙脱石类、水云母和蛭石类矿物。

次生矿物分布的地带性：

我国新疆、甘肃西部和内蒙古西部的荒原与半荒漠地区

（以水云母为主的的带）

在内蒙古中部、黄土高原北部和东北西部等半干旱草原地区

（以水云母—蒙脱石为主的地带）

在黄土高原东南部、华北平原大部分等半湿润地区（以水云母—蛭石为主的地带）

在我国北亚热带湿润地区（以水云母—蛭石—高岭石为主的地带）

在中国江南丘陵、四川盆地及云贵高原北部的中亚热带湿润区

（以高岭-水云母为主的地带）

在我国华南及云南南部广大地区南亚热带、热带湿润区

（以高岭石为主）

土壤质地

土壤矿物质是由风化与成土过程中形成的不同大小的矿物颗粒组成。其直径相差很大，从10-1~10-9 m不等，不同大小土粒的化学组成、理化性质差异巨大。据此可将粒径大小相近、性质相似的土粒归为一类，称为粒级。世界各国对土壤粒级的划分标准不尽一致。

一般来说，土粒

愈少，而Al2O3、

Fe2O3等含量愈

多。随着粒径的减

小，孔隙度、吸湿

量、持水量、比表

面面积、膨胀潜

能、吸附性能、塑

性和粘结性将增

加，而土壤通气

性、透水性、密度

将降低，如图

2-10所示。土壤

颗粒粒级与理化

性状的关系图式植物在生长发育过程中需不断地从土壤中吸取大量矿质元素，如C、H、O、N、P、K、S、Mg、Ca、Fe等；需要量较小的元素有Mn、Zn、Cu、Mo、B、Se等；还

有一些元素是生物生长发育不需要的，如Pb、Hg、Cd等，如图2-11所示。

图2-11 必需元素、非必需元素缺乏与过量对生命体的影响图

A:生命必需元素如Cu、Zn； B:非生命必需元素如Cd、Pb

自然土壤的矿物是由大小不同的土粒组成的，各个粒级在土壤中所占的质量百

分数，称为土壤质地(soil texture)。土壤质地分类及划分标准世界各国不一，

当今国际土壤学界常用的是美国土壤质地分类标准，如图2-12所示。

中国的土壤质地分类是按砂土、壤土和粘土分类。

土壤质地的适宜性：

砂土：通气性、透水性强，但保水蓄水保肥性能弱。

砂土的热容量小，故温度变化剧烈，易受干旱和寒冻威胁。但在春季砂土升温较快发苗早，故称为暖性土。

由于砂土通气性良好，土壤有机质分解快而不易积累，砂土的肥力相对贫瘠。但它又有易耕作、供肥快等特点。对砂土施肥必须“少吃多餐”，多施有机肥，以免造成过多养分流失增加农业成本增加，并加重农业面源对地表水体的污染。土壤透水性差，但保水蓄水及保肥性能强，有机质分解缓慢有利于积累，故土壤养分含量丰富；粘土的热容量大、温度变化迟缓，特别是春季升温慢影响幼苗发展，有“冷性土”之称。

同时粘土不易耕作、其地表易形成超渗地表径流，造成严重的水土流失。壤土由于土壤中砂粒、粉粒和黏粒含量比较适中的优点。另外土壤质地构型对于农业生产、水土流失也具有重要的影响，一般来说丄砂下黏的土壤有利于耕作、发苗，又脱水保肥，被称为“蒙金地”。相反上砂下黏，既不利于耕作，又漏水漏肥，因此，还会因此区域严重的生态环境问题。

2.2 土壤有机质

2.2.1土壤有机质的来源和组成

它可分为两大类：非特异性土壤有机质和土壤腐殖质。生物残体及其代谢产物是土壤有机质的重要来源，如图2-13所示。

土壤有机质是土壤中重要的固相成分之一，是土壤肥力、缓冲及净化功能的物质基础，也是土壤形成发育的主要标志。

1.土壤非特异性有机质

一般来说，从低等植物地衣、草本植物、阔叶树到针叶树，植物体灰分含量依次降低。但不同的地理环境中生长的植物其体内灰分的含量差异巨大，在冰沼地生长的的植物灰分质量分数仅为1.5%到2.5%，在温带草原区生长的植物灰分质量分数在2.5%到5.0%，在亚热带荒漠区生长的旱生植物灰分质量分数可高达10%以上，生长在盐碱土及滨海盐土上的盐生植物灰分质量分数可高达30%以上。植物组织中所含的化合物主要有碳水化合物、蛋白质、木质素、脂肪、蜡质、鞣酸、嘧啶、树脂、色素等。

碳水化合物主要由碳、氢、氧构成。包括单糖、双糖、多糖。占土壤有机质的15—27%，是非特异性有机质的主要组成部分。易被微生物分解，也是土壤微生物活动的主要能源物质。

木质素多存于较老的植物组织中，难被分解。

2.土壤腐殖质

土壤腐殖质(soil humus)是土壤特异有机质，也是土壤有机质的主要组分，约占有机质总量的50％~65％。它是一种结构复杂、抗分解性强的棕色或暗棕色无定形胶体物，是土壤微生物利用植物残体及其分解产物重新合成的高分子化合

物。土壤腐殖质可为胡敏酸、富里酸、棕腐酸和胡敏素。

土壤腐殖质主要由胡敏酸和富里酸组成。

土壤腐殖质的性质：

土壤腐殖质分子的基本组成单元为直径9—12nm的球体。这些球体又相互聚合形成扁平、伸展、多支的细丝状或线状纤维素的聚合体，其直径在20—100nm。胡敏酸具有胶体特性。对土壤结构体、保水保肥性能的形成起着重要的作用。富里酸对促进土壤矿物风化和矿质养分的释放都有重要的作用

2.2.2 土壤生态系统及其有机质的转化

1.土壤生态系统

土壤生态系统是指自然界特定地域的土壤与生活在其中的生物群落之间相互作用、相互制约的动态平衡的综合体。土壤生物主要是指土壤中的植物、动物和微生物，以及地上部分的动植物，它们以最紧密的方式和各种生物的生命活动联系在一起。

土壤生物包括：土壤动物和土壤微生物

根据土壤微生物有机体的组织及其生理特性可分为：细菌、真菌、放线菌和藻类四大类。

2.土壤有机质的矿质化：

土壤动植物残体及土壤腐殖质在微生物作用下，分解成简单的有机化合物，以至最终彻底分解为无机化合物，如CO2 ,CO,H2O,NO2，NH3，N2,等的过程，被称为土壤有机质矿质化过程。

O=nC6H12O6(单碳水化合物的分解：微生物的水解过程：（C6H10O5)n(多糖）+nH

2

糖）+ 热能

嫌气性酵母菌的分解：C6H12O6(单糖）=2C2H5OH（乙醇）+ 2CO2♂+ 热能

C2H5OH（乙醇）+ O2=CH3COOH(乙酸）+ H2O+ 热能

CH3COOH(乙酸）+ 2O2=2CO2♂+ 2H2O+ 热能

好气性细菌的分解：C6H12O6(单糖）+ 3O2=3CO2♂+ 6H2O + 热能

嫌气性细菌的分解：C6H12O6(单糖）= 3CO2♂+ 3CH4♂+热能

氮有机物的分解

土壤中含氮有机物转化主要有三个相连而又各异的过程，即氮化、硝化和反硝化的过程。

硝化过程发生的条件是：土壤pH为6—9，通气良好，且土壤有机质C/N小于20，在酸性土壤中施用适量石灰有利于硝化过程的进行。

反硝化过程：当土壤的通气状况不良，如土壤淹水或土体紧实而透气较差时，则发生反硝化过程，如果土壤中的pH较高且C/N比值过大，则易进行反硝化过程。

5C6H12O6(单糖）+ 24KNO3+ 反硝化细菌= 24KHCO3+ 12NO2♂+ 18H2O

3.土壤腐殖质的形成

土壤有机物在微生物作用下进行分解转化的同时，其部分分解产物又在微生物

的作用下重新聚合形成腐

殖质，如图2-16所示。有

关土壤腐殖质形成的生物

化学过程归纳起来有3种

学说：①木质素－蛋白质聚

合学说；②生物化学合成

学说；③化学催化聚合学

说。

4.影响土壤有机质转化的

因素：

土壤有机质的种类：

土壤有机质的种类、组

成及堆积方式是影响有机

质转化的重要因素；

土壤有机质的C/N比值（微生物在分解有机质时最适宜的比值是25）

有机质灰分的含量（中和有机酸，高灰分含量有利于有机质的转化）

土壤环境方向：

土壤通气状况通过影响微生物种群及其活动来决定有机质转化的速度和方向。调节土壤通气状况对于增加土壤有机质含量、提供土壤肥力有重要的作用。土壤水热状况是影响土壤有机质转化的重要因素，时间观察表明：土壤温度在0—35℃范围时，随着温度的升高微生物活动明显加强，但温度高达40℃时，其活动即受到抑制；当土壤温度为30℃时，土壤湿度保持在田间持水量的60—80%时，有机质分解强度最大；土壤温度、湿度过高或过低都会减弱有机质的分解强度。

土壤pH值通过调节土壤微生物活动而影响有机质的转化

pH小于6.5，真菌活动加强，活动产物富里酸增加

pH大于6.5，细菌和放线菌活动加强，活动产物胡敏酸为主。

2.2.3土壤圈物质循环

土壤圈物质循环主要是指土壤圈内部的物质迁移转化过程，以及土壤圈与地球其他圈层之间的物质交换过程。其中土壤营养元素(如N、C、P、S等)循环是当今研究的重点，土壤中的营养元素是维持生物体生理代谢过程所必需的化学元素。

氮素循环

土壤中氮素循环由以下5个过程来完成：氮素输入、氮素存留与转化、生物吸收、生物归还、氮素失散。

土壤的矿化过程：土壤微生物分解有机态氮而释放为无机态氮素的过程。活化同化过程：无机态氮素转化为有机态氮素的过程。（固定）

土壤氮素失散过程：主要是指土壤氮素向水圈的失散和向大气的失散。

碳素循环

是指自然界中的碳素在各类生物的作用下，在有机态和无机态之间不断的

发生转化和循环，借以保持自然界生态平衡的过程。

全球土壤有机物质（腐殖质及土壤生物量）所包含的碳素大约是陆地植物体内的所含碳量的三倍。

磷素循环

富营养化

硫素循环

酸雨

2.3土壤固相物理诊断特性

土壤固相组成的物理诊断特性主要包括土壤结构、密度、孔隙度、土壤颜色和土壤质地，它们是土壤发生的重要标志，也是影响土壤与环境间热量、水分、养分和气体交换，以及土壤中物质迁移转化的重要因素，因此，成为土壤分类和土壤资源开发利用的重要依据。

2.3.1土壤结构

土壤固相颗粒很少呈单粒存在，它们经常是相互作用而聚积形成大小不同、形状各异的团聚体(aggregate)，这些团聚体的组合排列称为土壤结构(soil structure)。土壤结构是成土过程的产物，故不同的土壤及其发生层都具有一定的土壤结构，如图2-22所示。

土壤结构是描述和鉴定土体分异、土壤变化的重要形态指标。

土壤结构的类型有：

单粒状结构、粒状结构、块砖结构、柱状结构、片状结构、大块结构

2.3.2土壤结构的形成：

土壤结构形成的机理：土壤结构形成的基本条件是具有胶结物质和促使土壤颗粒胶结的作用力，其形成过程包括两个阶段：土壤粘土矿物、腐殖质颗粒之间通过氢键、或静电引力、或表面吸附力、或植物根系挤压力、或冻融挤压力而相互黏结、凝聚成原生团聚体；团聚体再通过黏粒、或碳酸钙、或铁锰胶膜、腐殖质、菌丝体、土壤动物代谢物等的固结而成为水稳性团聚体。

衡量土壤结构结构状况的指标是土壤团聚体的稳定性和孔隙性。

通常用水筛后留下的0.25mm的团聚体含量作为水稳性指标这是因为只有0.25mm团聚体对提高土壤肥力及农业生产最有价值。

高质量的土壤结构是高度水稳性和高孔隙度的结合。

团粒结构在土壤肥力中的作用：在农业生产上最有价值的土壤结构是水稳性的团粒结构，其主要原因是：具有团里结构的土壤的总孔隙度可高达55%，孔隙的比例较为适宜。有效地解决了土壤透水性和蓄水性的矛盾；能够较好的调节土壤热导性、热容量状况，是土壤温度变化较为稳定和适度；有机质和各种养分的含量较为丰富；团粒结构的土壤粘着性、粘结性和可塑性均较小，有利于耕作。

影响土壤结构形成的因素:

促进团聚体形成的因素：如植物的穿插作用、冻融交替、干湿交替、土壤动物挤压及耕作措施，均可促进不同土壤颗粒的相互接触和聚合以形成团聚体

促进团聚体固结的因素：土壤腐殖质及腐植酸盐类、次生粘土矿物，碳酸钙及铁锰胶膜、生物分泌物等对于土壤团聚体胶结即团粒化与稳定性的形成均起着重要的作用，土壤胶体表面吸附的交换性阳离子对团聚体的稳定性也有重要的影响。（吸附的交换性钙、胺、镁、铁离子能通过絮凝作用强化团聚体的稳定性，

而吸附的交换性钠离子，则会引起土壤团聚体的分散，阻碍土壤结构的形成，导致土壤呈粒状分散结构如：盐碱地和滨海盐土）

2.3.2土壤物理特性

土壤固相物质组成、土壤质地和土壤结构是决定土壤许多重要物理特性的物质基础，而土壤颗粒密度、土壤密度、孔隙度、土壤磁性和土壤颜色则是反映土壤物质组成和土壤发生条件的重要定量指标。土壤颜色采用国际通用的蒙氏颜色卡来表示。

1.土粒密度

土粒结构：土粒结构决定于土壤矿物组成、土壤矿物和有机质的相对含量，一般来说土粒密度的平均值为2.65g/cm3，含铁矿物较多的土壤其土粒密度可大于3.0g/cm3，而含有机质丰富的土壤其土粒密度可小于2.40g/cm3.

2.土壤密度主要由土壤空隙以及土壤固体的数量来决定。是估算土壤水分、盐分和养分总量的必需参数。

3.土壤孔隙度：土壤空隙度的大小与土壤质地、结构和有机质含量密切相关：一般土壤的孔隙度为40%-60%，随着土壤质地的变细，孔隙度也会增加；土壤有机质含量高，土壤孔隙度也高，如泥炭土壤的孔隙度可达70%以上，而一些砂质土壤心土层或底土层的孔隙度一般只有25%-30%。

在实际研究与农业生产过程中，将土壤空隙﹤0.10mm的孔隙称为毛管孔隙，土壤毛管孔隙才使得土壤具有持水能力；孔隙≧0.10mm的孔隙称为非毛管孔隙，非毛管孔隙不使土壤具有持水能力，但能使土壤具有通气透水性。故土壤空隙度可分解为土壤毛管孔隙和土壤非毛管孔隙。土壤非毛管孔隙的大小主要取决于团聚体的大小，土壤团聚体愈大，非毛管孔隙就愈大；土壤孔隙度则随着土壤分散度或结构体被破坏程度的增加而增大。土壤空隙度及其孔隙组成直接影响土壤的水、热及通气状况，也影响土壤中物质转化的速度和方向。

4.土壤磁性:是指土壤在弱外磁场中产生的感应磁化强度与此外磁场强度之比，是反映土壤磁化难易和磁化强弱的一个指标。土壤中的主要磁性矿物包括反铁磁性矿物（如磁铁矿、针铁矿）、顺磁性矿物（如纤铁矿等）和亚铁磁性矿物（如磁铁矿、磁亚铁矿）。母岩是土壤中磁性矿物的重要来源。成土母岩的磁化率顺序为:基性岩浆岩＞中性岩浆岩＞酸性岩浆岩＞变质岩＞沉积岩。中国黄土-古土壤剖面中的磁化率变化很大，并认为黄土-古土壤中磁化率分布可以作为古气候的代用指标。

第3章土壤流体组成及其诊断特性

3.1 土壤空气及其运动（掌握土壤流体物质组成及其主要诊断特性)

3.2 土壤热量状况(了解土壤空气及其运动、掌握土壤热量状况)

3.3 土壤水分及其特性(认识土壤水类型、土水势及土壤水分状况)

3.4 土壤分散系及其特征(理解土壤分散系及其中物质转化过程)

3.5 土壤肥力与生态环境功能(掌握土壤肥力与生态环境功能)

3.1 土壤空气及其运动

3.1.1土壤空气的来源及组成

土壤空气是土壤的重要组成成分，它和土壤水分共同存在于土壤孔隙之中，是

影响土壤肥力与土壤自净能力的因素之一。土壤空气的组成与大气层中空气的组成有明显的不同。

土壤空气的成分在很大程度上取决于土壤有效孔隙的数量、土体中生物化学反应速度和气体交换速度和气体交换速率。

3.1.2土壤空气交换过程

土壤中不断进行的动植物呼吸作用和微生物对有机质物的生物化学分解作用，使得土壤空气中O2不断消耗和CO2逐渐累积，其结果是土壤空气中O2、CO2浓度与近地层大气中O2、CO2浓度之间差异的扩大，这样必然引起O2、CO2气体分子扩散的发生。

土壤呼吸作用：土壤与近地大气之间O2、CO2扩散过程。近地大气层空气的湍流运动也会引起土壤与大气之间的空气交换，这种气体交换只发生在土壤表土层之内。土壤与近地大气层之间气体交换已具备两个基本条件：一是土壤固体物质部分由足够的孔隙，容许气体的进入和排除；二是必须具备促使气体进入或排除这些空隙的原动力，即土壤空气与近地大气层之间不同的浓度梯度、近地大气层空气的湍流运动。

影响气体交换过程的因素：1.近地层大气的气压、风速、温度和土壤温度的变化，它们是土壤交换的原动力，是影响土壤空气交换的主要因素；2.土壤质地、结构和土壤空隙状况，则是影响土壤空气运动和交换的重要因素；3.土壤水分状况直接影响土壤中容许空气进出孔隙的多少，影响土壤与近地大气层间气体交换的速度；4.土壤有机质含量及施用有机肥状况，会直接消耗土体内O2的总量，并增加土体内CO2的总量，引起土壤与近地大气层之间O2浓度梯度和CO2浓度梯度的增大，从而加速土壤空气交换过程。

土壤中氧扩散速率是指每分钟有近地大气层扩散进入每平方厘米土壤O2的微克数。氧扩散速率随着土壤深度的增加而降低。。

土壤调控的基本原则是：设法促进对土壤中的O2供应量，并排出土层中过多的CO2及其他有毒有害气体。

3.2 土壤热量状况

3.2.1土壤热量来源与热量平衡

土壤热量状况是土壤的重要物理性状之一。影响土壤热量状况的主要因素有：①土壤吸收的净热量；②使土壤温度变化所需热量；③土壤水相态转化及其扩散所需热量；④土壤物质迁移转化所消耗或释放的热量。

土壤观测中应该考虑土壤水分含水量、土壤颜色及土壤表面坡度的影响。

土壤活动面的热量平衡和水分平衡是决定土壤热量状况及其温度变化的主要因素。

3.2.2土壤热学性质

1.土壤热容量包括质量热容量和容积热容量。

土壤质量热容量：是指单位质量的土壤温度每升高或降低1开氏度所吸收或释放的热量。

土壤容积热容量：是指单位体积的原状土壤温度每升高或降低1开氏度所吸收或释放的热量。

土壤水分含量、腐殖质含量是决定土壤热容量的主要因素。干燥的沙质土壤温度变化剧烈，故称之为“暖性土".

水分含量高的泥炭土及粘土温度变化剧烈，称之为“冷性土”

在农业生产过程中，针对春季过湿的土壤常采用排水、耕作散墒的方法以降低土壤热容量，尽快提高土壤温度。

2.土壤导热率：是指单位截面、垂直截面的单位距离土壤温度相差1开氏度、单位时间内所传导的热量。

土壤导热率：固态大于液态大于气态

影响土壤导热率的主要因素有土壤紧实度、土壤孔隙状况和土壤空隙含量。土壤越紧实，孔隙度越小、水分含量越高其导热率越高。

3.土壤热扩散率：是指给特定土壤施加一定的热量，并通过扩散的形式传送热量至土壤其他部分，所引起的土壤温度随时间的变化速率。

3.2.3土壤温度状况

1.土壤温度变化

土壤热量日变化：白天表土接受太阳辐射及大气逆辐射的总速率超过表土向大气发送长波辐射速率时，表土将出现热量的净增加，这样表土层的热量将通过热传导、热扩散等方式向心土层和底土层传送；如果夜间土壤表面接受的大气逆辐射小于表土向大气发送的长波辐射时，表土将出现热量亏损，心土层和底土层将会出现有热量向表土层输送，这就引起了不同深度土壤层次土壤温度的日变化。

太阳辐射能是土壤热量最主要的来

源，地球表层土壤表面能量平衡模

式，如图3-2所示。一般来说0—15cm

表土年均温高于当地年均气温值。

与同时期的气温相比，心土层和底

土层温度在秋冬季高于气温，而在

春夏季低于气温，如图3-3所示。

2.由于土壤温度状况差异巨大，故美国土壤系统分类将土壤温度状况划分为6大类，如表3-4。该方案已被许多国家的土壤科学研究者所采用。中国土壤科学家参照上述划分方案，并考虑中国土壤形成的环境条件，制定了中国土壤土壤温度状况划分体系，如表3-5所示。（即上图）

3.3 土壤水分及其特性

水分是土壤的重要组成部分之一，土壤水分含量对土壤形成发育过程及肥力水平高低都有重要的影响作用。土壤水分状况及其运动规律是土壤地理学、资源环境科学的重要研究内容之一。全球水循环模式与土壤水分类型，如图3-4、3-5、3-6和表3-6所示。

2.3.2土壤水类型

1.土壤水类型的划分

土壤水包括土壤固态水、土壤液态水和土壤气态水。

土壤液态水包括：束缚水和自由水，土壤水中数量最多的是液态水。土壤液态水又可分为：

束缚水：是由土壤颗粒表面各种力的吸附作用而保持在土粒表面的膜状水层。（无效水）

毛管水：指在土壤毛管作用下保持和移动的液态水。它是土壤中移动较快而易为植物根系吸收的水分，是输送土壤养分至植物根际的主要载体。

毛管悬着水：在地下水较深的情况下，降水或灌溉水等地面水进入土壤，借助毛管力保持在土壤上层的毛管孔隙中，与来自地下水上升的毛管水并不相连，好像悬挂在上层土壤中一样。

毛管悬着水是地势较高处植物吸收水分的主要来源。

土壤中毛管悬着水的最大含量称为田间持水量。

毛管上升水：借助毛管力由地下水上升进入土壤中的水称为毛管上升水。从地下水面到毛管上升水所能到达的相对高度。

毛管上升水的高度和速度与土壤孔径的粗细有关。

地下水：指某些水成土壤中地下水位较高处于地表之上，或接近地面时的水分。土壤气态水是指存在于土壤空隙中的水汽，其移动取决于土壤剖面中的温度梯度和水汽压梯度，它也是影响土壤水分状况和植物生长发育的重要因子。

2.土壤水分的有效性：

凋萎系数：当植物发生永久凋萎时的土壤含水量。这是土壤有效水的下限。凋萎系数因土壤质地、盐分含量、作物和气候等不同而不同。一般土壤质地愈粘稠重，凋萎系数愈大。

一般把田间持水量视为土壤有效水分的上限，所以田间持水量与凋萎系数之间的差值即土壤有效水的最大含量。土壤水的有效性在很大程度上决定于土壤水吸力与植物根系根吸力的对比。

土壤有效含水量一般是指田间持水量至永久凋萎系数之间的含水量，即田间持水量减永久凋萎系数之差。

以土壤质地来说，沙质土壤的永久凋萎系数和田间持水量均较低，土壤有效含水量较低。沙质土壤的田间持水量虽然较大，但其永久凋萎系数亦较高，其土壤有效含水量也不高；唯有壤质土壤的有效含水量最高。

图3-6 不同质地土壤的有效水分含量图

3.土壤水分的测定方法可以归结为三大类：质量分析法、核技术法和电磁技术发。

3.3.3土水势

1.土水势的概念：土水势(soil water potential)是指单位水量从一平衡的土-水系统移动到与它同温度而处于

参比状态的水池时所作的功。土

壤-植物-大气的水分运移动态系

统，如图3-7所示。

土壤水总是从土水势高的位臵向

土水势低位臵迁移，在同一土壤

系统中，土壤湿度愈大，土壤所

具有的土水势也愈高，故土壤水

便从湿度大的区域向湿度小的地

方流动；但在不同的土壤系统中

由于土壤物质组成、性状的差异，

使土壤所受到的力也各不相同。

2.土水势的类型

土水势包括：基质势、压力势、

渗透势、重力势、总水势。

基质势：单位水量从一平衡的土-

水系统移动到没有基质的、而其

他条件都相同的另一个系统中所

做的功。它是由于土壤颗粒（基

质）通过吸附力、毛管力作用于

土壤水分的结果。在非饱和土壤的基质势为负值，而饱和土壤的基质势最大，即为零。

压力势：单位水量从一平衡的土-水系统移动到除压力不等于参比压力、而其他条件都相同的另一个系统中所做的功。它是由于压力场中的压力差而引起的。基准气压一般都选择标准大气压。标准大气压下，在地下水位下的单位质量的土壤水受静水压势产生的压力势为正值。当土壤水处于比大气压大的流体静力压力的时候，它的压力势是正值。在自由水面下的水压力势是正值。自由水面的压力势是零。

渗透势：单位水量从一平衡的土-水系统移动到没有溶质的，而其他条件都相同的另一个系统中所做的功。渗透势是负值。

重力势：单位水量从一平衡的土-水系统移动到处于参比位臵而其他条件都相同的另一个系统中所做的功。

重力势为正值，高度越高，重力势越大。

总土水势是指土壤中任一点的单位质量土壤水分的自由能和标准参比状态下自由能的差值，即为该点的总土水势。

（压力记、张力计、干湿计）