第三部分 土壤的基本性质(终)

第三部分

土壤的基本性质第一章、土壤的吸附性能土壤吸附现象：土粒（特别是粘粒和腐殖质）的表面，能将与其接触的土壤溶液或土壤空气中某些物质分子和离子吸附在表面上，使其本身的表面自由能降低而趋于稳定。

分为五种类型；

具有多孔体系的土壤，能够机械的阻拦进入土壤的比其孔隙大的固体颗粒，保留而不致流失的作用，叫做机械吸收；土壤能保留分子态物质的作用叫物理吸收；土壤能保留离子态物质的作用叫做物理化学吸收，土壤溶液中阴、阳离子相互作用形成难溶性沉淀化合物的作用叫做化学吸收生物吸收营养物质的作用叫做生物吸收。一、土壤胶体的类型胶体：在土壤中，粒径小于1000nm，特别是20nm到1000nm的颗粒，高度分散在土壤水溶液，称为土壤胶体分散体系(soilcolloidaldispersionsystem)或土壤胶体(soilcolloid)。根据土壤胶体的结构特点，土壤中胶体物质按化学成分和来源，大致可将土壤胶体分为无机胶体、有机胶体和有机无机复合胶体三种类型。第一节土壤胶体无机胶体又称矿质胶体。有机胶体包含腐殖质和微生物胶体。

有机无机复合胶体又称有机矿质复合体或粘粒腐殖质复合体，由无机胶体与有机胶体通过离子间的库仑引力和表面分子间的范德华引力紧密缔合而成。土壤中以此类胶体居多。二、土壤胶体的比表面和表面积(一)土壤胶体的表面积土壤中常见粘土矿物的比表面积（m2·g-1）胶体成分内表面积外表面积总表面积蒙脱石蛭石水云母高岭石埃洛石水化埃洛石水铝英石700-750400-7500-500400130-40015-1501-5090-1505-4010-4525-30130-400700-850400-80090-1505-4010-45430260-800我国几种主要土壤的比表面积：砖红壤60－80m2g-1

红壤100－150m2g-1

黄棕壤200－300m2g-1

(二)比表面积的测定方法1、仪器法2、吸附法氮气、甘油、乙二醇醚等总之：2：1型粘土矿物和有机质的含量越高，土壤的比表面积越大。胶核界面电荷扩散层本体溶液1、液相介质中胶体结构的描述（1）胶体颗粒；（2）界面电荷层；（3）扩散层；（4）本体溶液带电离子在溶液中受到两个力的作用：一是受胶体表面上电荷的吸引；二是热运动；当静电引力与热扩散相平衡时，在带电胶体表面与溶液的界面上，形成了由一层固相表面电荷和一层溶液中相反符号离子所组成的电荷非均匀分布的空间结构，称为双电层。三、土壤表面电荷和电位2、表面（界面）电荷及其来源表面或界面上存在大量电荷是胶体构造中的一个重要特点。表面或界面电荷主要来自三个方面：

1）、胶核形成过程中电荷平衡的破坏。如：粘土矿物形成过程中的同晶替代作用是土壤电荷的重要来源。

同晶替代(isomorphousreplacement)：矿物晶体形成过程中，晶体中的中心离子被电性相同、大小相近的离子所取代，取代的结果晶型不变，但电荷可能失去平衡。常见的同晶替代，比如：Al代Si，Mg代Al,Fe(2+)代Al等。因同晶替代作用产生的电荷是永久电荷，一般带负电。

永久电荷(permanentcharge)：电荷性质和电荷数量都不随环境pH值的改变而改变的电荷称永久电荷。如同晶替代产生的电荷。

土壤中的永久电荷胶体主要是2:1型粘土矿物胶体，如蒙脱石、伊利石等。高岭石有少量永久电荷。2）、表面羟基与质子间的反应：OHOH-O-+H2OH2+H+

可变电荷（variablecharge）：表面电荷性质和电荷数量随溶液pH值的变化而变化，这种表面所带的电荷称可可变电荷。

电荷零点（zeropointcharge）:可变电荷表面上正负电荷的数量相等时的pH值是电荷零点。

土壤中的可变电荷胶体（凡是表面含羟基的胶体）包括：各种氧化物的水合物，有机大分子，高岭石。3）、表面上的配位吸附（专性吸附）：OO-OPbOH+POO

常见的配位吸附离子：阴离子主要是磷酸根离子，它往往增加表面的负电荷数量；阳离子主要是一些重金属离子，它增加表面正电荷数量。

发生配位吸附的表面往往也是羟基化表面，如氧化物及其水合物表面、有机大分子表面等。3、表面电荷密度与表面电位

表面电荷密度：单位面积颗粒表面的电荷数量，一般用C/m2来表示。

CEC:阳离子交换量，即每公斤干土吸附的全部阳离子折合成一价离子的厘摩尔数，用cmolc/kg.S:比表面积，m2/kg.

土壤表面电荷密度一般为0-0.4C/m2.表面电位：土壤固体颗粒分散在土壤溶液中形成的固液界面上的电位，一般用mV,V等表示。人们通常把扩散层起始面上的电位也称表面电位。土壤表面电位一般为0-400mV，主要与pH和电解质浓度有关。

表面电位与表面电荷密度之间的关系：1、土壤电荷主要集中在胶体部分。80%以上主要集中在土粒小于2微米的胶体部分。

2、胶体组成成分是决定其电荷数量的物质基础。3、有机胶体和无机胶体的电荷具有非加和性。4、土壤的电荷数量***影响土壤电荷数量的因素主要有：C.pH值主要影响可变电荷的数量。B.土壤胶体的种类土壤质地完全相同的两种土壤，它们所带的电荷数量可以完全不同。A.质地土壤的质地越粘，土粒越细，其电荷总量也越多。第二节土壤中的阳离子交换吸附1、阳离子交换吸附的概念：依赖于静电引力吸附的任何阳离子都可能被溶液中的其它阳离子交换而重新回到溶液中。自然土壤一般带净负电荷，这些电荷形成的电场将因静电力作用而使阳离子吸附在土壤颗粒周围。由于此静电作用力的强度一般较低，所以吸附的这些离子很容易被其它离子代换而重新回到溶液中。注意几点：1）吸附态离子以什么状态分布在颗粒周围；（2）这种分布与土壤含水量和温度有什么关系；（3）近表面的强静电力作用与离表面较远距离的弱静电力吸附；（3）水化离子的静电力吸附；（5）非水化离子的静电力吸附与离子键。2阳离子交换吸附的机制Na++K+K++Na+注意：交换吸附态离子的实际状态扩散层（吸附态）本体溶液3阳离子交换吸附的特点阳离子交换吸附是一种可逆反应：交换吸附态阳离子可以被溶液中其它阳离子彻底交换下来进入溶液。阳离子交换反应满足电中性法则；Ca2++2K+2K++Ca2+注意电中性法则和交换吸附选择性之间的区别：电中性法则是指交换过程；而交换吸附选择性是针对交换平衡而言，常用选择系数来表征。选择性决定某交换过程能否发生，也决定发生的程度的大小。比如，按特殊离子效应，向一个K/Na平衡体系中加入一个Na（NaCl），则这个Na就可能交换不出一个吸附的K,交换不会发生（涉及能否发生的问题）。但是如果向该平衡体系加入3个Na(NaCl)，则有可能发生一次交换使一个新加的Na去交换一个吸附的K（涉及发生限度的问题）。这就是交换吸附选择性。上述例子中，加入三个NaCl,只有一个Na发生交换。但这个交换过程一定是按这样的方式发生的：这一个Na只能交换一个K,而不能交换多个，即这个交换过程一定满足电中性法则。3）阳离子交换能力与离子价数和离子的水化半径相关???离子交换能力强弱顺序（Hofmeister序列的一种）

Fe3+>Al3+>H+>Ca2+>Mg2+>K+,NH4+>Na+但最近研究表明，同价离子间的交换能力差异并非水和半径差异，而是离子外层电子量子涨落强弱的差异决定的。4）阳离子交换符合质量作用定律：提高本体溶液中某离子浓度，可以提高该离子的代换能力。比如，当Na+浓度相对较高时，Na+同样可把吸附的Ca2+交换进入溶液。4阳离子交换量（CEC）土壤所能吸附和交换的阳离子的容量，用每千克干土的1价离子的厘摩尔数表示，单位为cmol（+）/kg。影响交换离子有效度的因素（1）盐基饱和度

离子的饱和度越大，被解吸的机会就越大，有效度就越大（1）盐基离子与致酸离子***

第一类是氢离子和铝离子，它们是致酸离子，与土壤的酸度有密切关系。

第二类是其他的一些金属离子，如Ca+2、Mg+2、K+、NH4+……等，在古典化学上，它们都称为盐基离子。（2）盐基饱和度(basesaturationpercentage)BSP

在土壤胶体所吸附的阳离子中，盐基离子的数量占所有吸附的阳离子的百分比，叫盐基饱和度***。盐基饱和的土壤具有中性或碱性反应；而盐基不饱和的土壤则具有酸性反应，为酸性土壤；

100%

（2）土壤中的互补离子效应（3）粘土矿物类型的影响（4）由交换性离子变为非交换性离子的有效度问题影响交换离子有效度的因素第四节土壤中的专性吸附1专性吸附的概念：在高浓度碱金属过碱土金属离子存在时，土壤对某些微量或痕迹量离子的吸附作用。因此，专性吸附主要指化学键吸附（配位键等），除此之外还应包含与ofmeister效应相关的作用力。2专性吸附与离子交换吸附的区别

（1）吸附条件不同，静电吸附只对与表面电荷符号相反的离子产生吸附，而专性吸附；离子可以再带任何电荷和不带电的表面上发生吸附。

（2）吸附力不同。

（3）吸附结果不同，静电吸附不影响表面电荷性质与电量，但专性吸附可能引起表面电荷性质与电量的变化。3那些离子在土壤中的那些胶体上可发生专性吸附

（1）阳离子：重金属离子，过渡金属元素，有d轨道的元素；

（2）阴离子：磷酸根是最常见的发生专性吸附的阴离子，此外还有硫酸根，F-,Cl-,最不易发生专性吸附的离子是硝酸根。OO-OCu+POOOCuOH

第五节土壤酸碱性与缓冲性一土壤酸、碱性的形成一、土壤酸性（一）土壤酸化过程

土壤胶体上吸附的盐基离子被活性H＋交换进入土壤溶液后被淋失，胶体上的交换性H＋不断增加，并出现交换性铝，形成酸性土壤。1、土壤中H+的来源

(1)水的解离

(2)碳酸解离

(3)有机酸的解离

(4)酸雨：我国每年排放SO2约1.7×106～7吨

(5)其它无机酸

2、土壤中铝的活化

土壤交换性H+的饱和度达到一定限度，就会破坏硅酸盐粘粒晶体结构，其水铝片中Al转化为活性Al3+，取代交换性H而成为交换性Al3+。因此，矿质酸性土以交换性Al3+占绝对优势。（二）土壤酸的类型1、土壤活性酸扩散于土壤溶液中的氢离子所反映出来的酸度。土壤pH值和酸碱性分级

土壤pH<4.54.5-5.5

5.5-6.5

6.5-7.5

7.5-8.5

>8.5

极强酸性强酸性微酸性中性碱性强碱性2、土壤潜性酸

潜性酸—土壤胶体吸附的H+、Al3+离子，在被其它阳离子交换进入溶液后，才显示酸性。土壤活性酸与潜性酸处于动态平衡：

潜性酸

活性酸

(1)强酸性土

交换性Al3+与溶液Al3+平衡,溶液中Al3+水解显示酸性：Al3++3H2OAl(OH)3+3H+

强酸性土中，Al3+大大多于交换性H+,是活性酸（溶液H+离子）的主要来源。

如：pH＜4.8的红壤，交换性Al3+占总酸度的95%以上解吸吸附(2)酸性和弱酸性土盐基饱和度高，交换性铝以Al(OH)2+、Al(OH)2+等形态存在。其代入溶液后同样水解产生H+离子：Al(OH)2++2H2OAl(OH)3+2H+

土壤交换性H+的离解也是溶液的H+来源。可见土壤活性酸与潜性酸的关系：

先有活性酸，再转化为潜性酸；酸性强弱决定于潜性酸，主要是交换性Al3+；活性酸是潜性酸的表现。

强酸性土—以交换性Al3+和以共价键紧缚的H+及Al3+占优势酸性土—致酸离子以羟基铝离子为主。中性、碱性土—交换性阳离子则以盐基离子为主。

用水浸提，得到的pH值反应土壤活性酸的强弱。用KCl浸提，得到的pH值除反映土壤溶液中的氢离子外，还反映由K+交换出的氢离子和铝离子显出的酸性。

pH水>

大于pH盐

pH水与pH盐差值可反映土壤盐基饱和度，盐基饱和度高的土壤，pH水与pH盐的差值小；盐基饱和度低的土壤，pH水和pH盐的差值就大。测定土壤pH值时的水土比，按国际土壤学会推荐用2.5:1，水土比大时，测出的pH值稍偏大。二、土壤碱性的形成

1、土壤碱性的形成机理土壤中碱性物质主要是Ca、Mg、Na、K的碳酸盐及重碳酸盐，以及土壤的交换性Na+。碱性物质的水解反应是碱性形成的主要机理。(1)碳酸钙水解

CaCO3+H2O+CO2Ca2++HCO3-

+OH-(2)碳酸钠水解

Na2CO3+2H2O2Na++H2CO3-

+2OH-

(3)交换性钠的水解当土壤胶体的交换性Na+积累到一定数量，土壤溶液盐浓度较低时，Na+离解进入溶液，水解产生NaOH，并进一步形成碳酸盐Na2CO3、NaHCO3。碱化土形成必需具备：A、有足够数量的钠离子与土壤胶体表面吸附的钙、镁离子交换。B、土壤胶体上交换性钠解吸并产生苏打盐类。2、影响土壤碱化的因素

(1)气候因素(干湿度)

碱性土分布在干旱、半干旱地区。在干旱、半干旱条件下，蒸发量大于降雨量，土壤中的盐基物质，随着蒸发而表聚，使土壤碱化。

(2)生物因素

Na、K、Ca、Mg等盐基生物积累。一些植物适应在干旱条件下生长，有富集碱性物质的作用。

如:海蓬子含Na2CO33.75%，碱蒿含2.76%，盐蒿含2.14%，芦苇含0.49%。(3)母质碱性物质的基本来源。基性岩、超基性岩富含碱性物质，含盐基物质多，形成的土壤为碱性。

(4)施肥和灌溉施用碱性肥料或用碱性水灌溉会使土壤碱化。如都江堰水质偏碱，长期用都江堰水灌溉的水稻田土壤pH有所提高。二土壤酸度的指标

一、土壤酸度的强度指标

1、土壤pHpH=-lg(H+)（土壤平衡溶液）中性溶液：(H+)=(OH-)=10-7mol/L，

pH=pOH=7

土壤pH表示法：pH(H2O)—水浸提；

pH(KCl)—中性盐1mol/LKCl溶液浸提。一般土壤pH(H2O)＞pH(KCl)。地理分布。我国土壤大部分pH在4.5~8.5之间。“南酸北碱，沿海偏酸，内陆偏碱”的地带性特点。2、石灰位土壤酸度主要决定于胶体吸附的致酸离子H+、Al3+，其次决定于致酸离子与交换性盐基离子(以Ca2+为主)的相互比例，即盐基饱和度。在交换性阳离子以Ca2+为主的土壤溶液中，为一定值，取负对数为pH-0.5pCa，定义为石灰位，将H+与Ca2+数量联系起来，既是酸度指标，又是钙的有效度指标。

pH-0.5pCa是Ca(OH)2(石灰)的化学位的简单函数，称钙的养分位，比pH更全面和更明显地反映土壤酸度。二、土壤潜性酸度的容量指标1、交换酸土壤胶体吸附的氢离子或铝离子通过交换进入溶液后所反映出的酸度。

Al3++3H2OAl(OH)3+3H+

用1mol/L的KCl(pH5.5～6.0)处理土壤，K+交换出氢离子或铝离子，通过滴定得到的酸度。交换性酸是酸度的容量因素，单位Cmol/kg。2、水解酸

具有羟基化表面的土壤胶体，通过解离氢离子后所产生的酸度。

CH3COONa+H2OCH3COOH+NaOH

水解酸的测定是用1mol/L的CH3COONa(pH8.3)处理土壤。

交换酸和水解酸的实质是不同的，水解酸的实际测定，因用pH

8.3的CH3COONa，既测定出羟基化表面解离的H+，也测出了因Na+交换出的氢离子和铝离子产生的交换酸度，还包括了土壤溶液中的活性酸，因此测定结果是土壤总酸度。三、土壤碱性指标

1、总碱度土壤溶液中CO32-和HCO3-的总量，cmol(+)/L。土壤碱性是由CO32-和HCO3-的水溶性强碱(Na、K、Ca、Mg)盐的水解产生的：

CO32-+H2O

HCO3-+OH-

HCO3-+H2O

H2CO3+OH-

CaCO3、MgCO3溶解度很小，产生的碱度有限。在正常pCO2下，石灰性土壤pH一般不超过8.5。Na2CO3

、NaHCO3及Ca(HCO3)2为水溶性盐类,在土壤溶液中产生的碱度高，导致很高的pH。

2、碱化度——钠碱化度或钠化率土壤交换性钠占CEC的百分率

(ExchangeableSodiumPercentage—ESP)

ESP5%~10%10%~15%＞15%

轻度碱化土中度碱化土强碱化土盐土—土壤表层可溶性盐(以NaCl、Na2SO4等中性盐为主)超过一定含量(6~20g/kg)。盐化作用—盐分表聚。碱土—土壤碱化度达到一定程度，而可溶性盐含量较低，总碱度高，呈强碱性反应，并形成土粒高度分散、物理性质极差的碱化层。土壤碱化度分级

我国碱土定义：碱化层碱化度＞30%，表层含盐量＜5g/kg，pH＞9.0四、影响土壤酸度的因素1、气候高温多雨地区，风化淋溶较强，特别是降雨量大而蒸发势较弱地区，矿物岩石风化所产生的盐基物质大量淋失，使土壤酸化。我国大陆以北纬30°为界，形成“南酸北碱”局面，与气候条件有密切相关。2、生物植物根系和微生物通过呼吸作用产生CO2，有机质矿质化也产生CO2，CO2溶解于水成碳酸。

土壤中专性微生物如硫化硝化细菌，将含硫含氮有机物转化成硫酸和硝酸，增强了土壤酸度。3、施肥和灌溉施用酸性肥或生理酸性肥，导致土壤酸化。4、母质母质中含酸性物质使土壤酸化。5、酸雨6、土壤空气的CO2分压石灰性土壤pH随Pco2增大而降低，变化于7.5~8.5之间(田间)。

CaCO3-CO2-H2O体系：pH=6.03-2/3lgPco2

7、土壤水分含量土壤pH测定时的稀释效应，应控制土水比(一般1:2.5)。8、土壤氧化还原条件土壤淹水还原pH向中性点趋近，即酸性土pH升高，碱性土pH降低。酸性土还原pH升高，由于Fe2O3、MnO2还原溶解度增大，显示碱性，有机质加快还原过程。碱性土还原pH下降，主要由于在嫌气条件下有机酸和CO2的积累过程及其综合作用。

四土壤缓冲性一、土壤缓冲性概念土壤中加入酸性或碱性物质后，土壤具有抵抗变酸和变碱而保持pH稳定的能力，称土壤缓冲作用，或缓冲性能。二、土壤酸碱缓冲性

1、土壤酸、碱缓冲原理

(1)土壤中有许多弱酸——碳酸、硅酸、磷酸、腐殖酸等，当这些弱酸与其盐类共存，就成为对酸、碱物质具有缓冲作用的体系。如Hac+NaAc体系当加入HCl：NaAc+HClHAC+NaCl当加入NaOH:HAC+NaOHNaAc+H2O(2)土壤胶体交换性阳离子对酸碱的缓冲作用更大胶体—交换性H+、Al3+—弱酸，缓冲碱性物质胶体—交换性盐基—弱酸盐，缓冲酸性物质根据弱酸平衡原理，弱酸用碱中和形成盐，pH与中和程度之间的关系如下：

pH＝pKa+lg[盐]／[酸]pH＝pKa+lg[盐基]／[H+、Al3+]

土壤BS＝50%时，对酸碱的缓冲能力最大。缓冲能力随弱酸及盐的总浓度或土壤CEC增加而增大。

2、土壤酸碱缓冲体系

(1)碳酸盐体系:石灰性土壤的缓冲作用主要决定于

CaCO3-H2O-CO2体系pH＝6.03-2/3LogPco2

(2)硅酸盐体系：对酸性物质的缓冲作用。

(3)交换性阳离子体系：对酸、碱物质的缓冲作用

(4)铝体系：对碱性物质缓冲作用(pH＜5.0)(5)有机酸体系：有机酸及其盐对酸碱物质缓冲作用3、土壤缓冲性的影响因素

(1)土壤无机体的类型

蒙脱石＞伊利石＞高龄石＞水合氧化铁、铝

(2)土壤质地粘土＞壤土＞砂土

(3)土壤有机质含量

第六节土壤氧化还原反应一、土壤氧化还原体系土壤中同一物质可分为氧化态(剂)和还原态(剂)，构成相应的氧化还原体系

。1、土壤空气中Ｏ２是主要氧化剂在通气良好的土壤中，氧体系控制氧化还原反应，使多种物质呈氧化态，如NO3-、Fe3+、Mn4+、SO42-等。

2、土壤有机质特别是新鲜有机物是还原剂，在土壤缺Ｏ２条件下，将氧化物转化为还原态。

3、土壤中氧化还原体系可分为无机体系和有机体系。无机体系的反应一般是可逆的，有机体系和微生物参与条件下的反应是半可逆或不可逆的。

4、土壤氧化还原反应不完全是纯化学反应，很大程度上有微生物参与。如:NH4+→NO2-→NO3-分别在亚硝酸细菌和硝酸细菌作用下完成。

5、土壤是不均匀的多相体系，不同土壤和同一土层不同部位，氧化还原状况会有不同差异。

6、土壤氧化还原状况随栽培管理措施特别是灌水、排水而变化。

二、土壤氧化还原指标１、强度指标

(1)氧化还原电位(Eh)：单位为伏(V)或毫伏(mV)(2)电子活度负对数—pe(3)Eh与pH的关系土壤氧化还原反应总有H+参与，H+活度对氧化还原平衡有直接影响。

2、氧化还原强度指标与数量因素的关系土壤还原性物质包括有机和无机还原性物质，还原性物质总量可测定，但很难直接与Eh联系起来。当然土壤还原性物质浓度仍与Eh有密切的统计相关性。三、影响土壤氧化还原的因素

1、土壤通气性

2、微生物活动

3、易分解有机质的含量

4、植物根系的代谢作用

5、土壤的pH第七节土壤酸碱性和氧化还原状态与生物环境一、生物对土壤酸碱性和氧化还原状态适应性

1、植物适宜的酸碱度大多数植物适宜pH范围6～8，即微酸至微碱性有的植物能适应较宽pH范围，有的只能在一定的pH范围生长，可作为土壤酸碱性的指示植物。

酸性指示植物——马尾松、油茶、茶、映山红铁芒箕、石松等。钙质指示植物——柏树、蜈蚣草等。盐碱指示植物——盐蒿、碱蓬等。

不同植物对土壤酸碱性的适应性是长期自然选择的结果，差别在于：

(1)生理适应性，与遗传性有关。

(2)营养生理病，如酸性土缺钙引起梨的黑心病。

(3)营养菌害病，如马铃薯的疮痂病为生链霉菌引起的，对锰敏感，酸性土壤中有效锰较多，能抑制这种病菌，故马铃薯适宜于酸性土。

2、土壤Eh值范围和植物生长

土壤中发生的一系列氧化还原反应都在水的氧化还原稳定范围内进行的。

体系pH=0pH=4pH=9EOpeOEOpeOEOpeOO2—H2O1.2320.80.9916.80.7011.8H+—H200－0.24－4－0.53－9

氧体系（O2-H2O）EO为1atmO2时的Eh，代表氧化极限。氢体系（H+-H2）的EO为1atmH2时的Eh，代表还原极限。土壤pH一般在4～9之间，Eh有相应的变化。

土壤—水环境中Eh（V）和pe的变化范围土壤氧化性和还原性一般作如下区分：

(1)Eh＞400mV

氧化性，O2占优势，各种物质呈氧化态，如NO3-、MnO2、Fe2O3、SO42-等对旱作有利，对水稻不太适宜。如果Eh＞750mV，有机质好气分解过旺，Fe、Mn等处于高度氧化态，有效性低。

(2)Eh400～200mV

弱还原性O2、NO3-、Mn4+发生还原，水稻生长正常，旱作开始受影响。

(3)Eh200~－100mV

中度还原性，Fe3+和SO42-发生还原，出现有机还原物质。旱作发生湿害。

(4)Eh在－100mV以下强度还原性，CO2、H+被还原，土壤积累多量还原性物质，可使水稻受害3、土壤pH、Eh与土壤微生物活性

土壤细菌、放线菌适于中性和微碱性环境，pH＜5.5强酸性土中活性下降。真菌适应酸性土。土壤微生物呼吸需要O2，Eh值高，微生物活性强，活动消耗O2，使Eh值降低。在土壤通气性一致条件下，Eh值可反映微生物活性。二、土壤酸碱性和氧化还原状况对养分有效性影响

1、土壤酸碱性对养分有效性的影响

土壤养分有效性与pH有密切关系。

(1)土壤pH6.5时，各种养分的有效性都较高。

(2)在微酸至碱性土壤中，氮、硫、钾的有效性高。

(3)pH6~7土壤中，磷的有效性最高。

pH＜5时，土壤活性铁、铝增加，易形成磷酸铁、铝沉淀。

pH＞7时，易形成磷酸钙沉淀。

(4)pH6.5~8.5土壤中，有效钙、镁含量高，强酸和强碱性土中，其含量低。

(5)Fe、Mn、Cu、Zn有效性在酸性土中高在pH＞7土壤中明显降低，常出现Fe、Mn供给不足。

(6)Mo在酸性土中有效性低，当pH＞6时，其有效性增加。B在强酸性土和石灰性土中有效性较低，在pH6~7和pH＞8.5的碱性土中有效性较高，表现较复杂的情况。2、土壤氧化还原状况对养分有效性的影响

主要影响变价元素的有效性。

Fe3+、Mn4+还原成Fe2+、Mn2+后溶解度和有效性增加。

此外氮的形态：Eh＞480mV时，以NO3--N为主，适于旱作吸收。

Eh＜220mV时，以NH4-N为主，适于水稻吸收。

SO42-→S2-，形成硫化物。几种硫化物的溶解度：MnS＞FeS＞ZnS＞CuS

造成土壤Zn、Cu的有效性降低。三、土壤酸碱性和氧化还原状况与有毒物质积累

1、强酸性土的铝锰胁迫与毒害在pH＜5.5酸性土中，锰、铝易被活化。大田作物幼苗期对Al3+很敏感，当游离Al3+达到0.2cmol/kg土时可使作物受害。

施用石灰使pH升至5.5~6.3，大部分或全部Al3+被沉淀，铝害消除。交换性Mn2+达到2~9Cmol/kg土或植株干物质含锰量超过1000mg/kg时产生锰害。豆类易产生锰害，禾本科抗性较强。施石灰中和土壤至pH＞6时，锰害可全部消除。2、氧化还原状况与有毒物质积累在长期淹水强还原性土壤中，往往有Fe2+和S2－等还原物质大量积累。

(1)亚铁主要呈沉淀状态，在偏酸性土壤中水溶性Fe2+可高达400mg/kg，如锈水田，可毒害水稻根系。(2)H2S

在土壤富铁条件下形成FeS，但如土壤缺铁或在pH＜6的条件下，出现较多H2S对水稻发生毒害。(3)有机酸水田在大量施用新鲜有机肥时可积累较多的丁酸等有机酸，抑制水稻根系呼吸和养分吸收。

H2S(＞0.07mg/L)和丁酸(＞10-3mol/L)对水稻吸收养分抑制程度的顺序为：

H2PO4-、K+＞Si4+＞NH4+＞Mg2+、Ca2+四、土壤酸碱性的调节

1、酸性土的改良

施用石灰CaO、Ca(OH)2、CaCO3

石灰需要量计算：可用土壤交换性酸为基础进行计算根据酸性土的缓冲滴定曲线计算石灰物质换算系数:Ca(OH)2/CaO=74/56=1.32CaCO3/CaO=100/56=1.79

在施用CaO或Ca(OH)2时，不易与土壤混合均匀，使局部土壤pH上升过高，影响植物生长，应乘以经验数值0.5得出实际施用量。若用CaCO3(石灰石粉)，作用缓和，经验数值一般为1.3。2、碱性土的改良——改良pH＞8.5的碱性土

施用石膏(CaSO4•2H2O)、硅酸钙等。施用硫磺粉和FeS2粉(同时补铁)

施用有机肥，产生CO2提高土壤空气CO2浓度五、土壤氧化还原状况的调节

重点在水田土壤，核心是水、气关系。

(1)水分过多的下湿田、深脚烂泥田，排水不畅，渗漏量过小，还原性强，Eh为负值，还原性物质大量积累，导致作物低产。加强以排水、降低地下水为主的水浆管理，改善土壤通气条件。

(2)缺水、漏水的水稻田，氧化性过强，对水稻生长不利，应蓄水保水和增施有机肥，促进土壤适度还原。

第八节土壤孔性和结构性一、土壤总孔度

----在固体土粒之间，构成大小和形状不同的孔隙。所有孔隙体积的总和占整个土壤体积的比例。47.46%24.51%“理想土壤”的总孔度土壤总孔度的变化范围砂土：30%~45%壤土：40%~50%粘土：45%~60%当量孔径***：

相当于一定的土壤水吸力的孔径，单位为毫米。土壤的真实孔径往往无法实际测定。非活性孔隙<0.002mm毛管孔隙0.06-0.002mm通气孔隙>0.06mm孔隙类型二、土壤孔性根据茹林公式计算可得d=3/h非活性孔隙*：当量孔径<0.002mm的孔隙，根毛和微生物不能进入此孔隙。毛管孔隙*：当量孔径为0.06～0.002mm的孔隙,植物细根、原生动物和真菌不能进入毛管孔隙中，但根毛和细菌可在其中生活。通气孔隙*：当量孔径>0.06mm的孔隙,其中>0.2mm的粗孔植物的细根可伸入其中；0.2∽0.06mm的中孔是原生动物、真菌和根毛的栖身地。适宜的孔隙状况：

耕层土壤（015cm）的总孔隙度为5060%，其中通气孔隙度为1520%，底层土壤（1530cm）分别为50%(总）和10%（气）。二、土壤结构体***（一）土壤结构的概念

土壤结构是土粒（单粒和复粒）的排列、组合形式。这个定义，包含着两重含义：结构体和结构性。通常所说的土壤结构多指结构性（structurality）。土壤结构体或称结构单位，它是土粒（单粒和复粒）互相排列和团聚成为一定形状和大小的土块或土团。他们具有不同程度的稳定性，以抵抗机械破坏（力稳性）或泡水时不致分散（水稳性）。结构体

>10cm大块状

5-10cm小块状0.5-5cm碎块状团粒：10-0.25mm微团粒<0.25mm

>5cm大3-5cm中<3cm小土壤结构体形成过程***：胶体的凝聚作用；水膜、无机物质的粘结作用；有机物质的胶结作用；干湿交替；冻融交替；耕作措施；生物作用不良结构体：块状、核状、柱状、棱柱状和片状结构体总孔隙度小，主要是小的非活性孔隙，结构体之间大的通气孔隙，往往成为漏水漏肥的通道。植物根系很难穿扎，干裂时常扯断根系。良好结构体：团粒结构体不仅总孔隙度大，而且内部有多级大量的大小孔隙，团粒之间排列疏松，大孔隙较多，兼有蓄水和通气的双重作用。目前普遍接受的理论是“多级团聚学说”。团粒的多级聚合大的团聚体

更大的次生颗粒次生颗粒（复粒或微团聚体）原生土壤颗粒胶结

阳离子桥键以及范德华引力

团聚体形成的微观机制目前有关土壤团聚体形成机制的学说主要有三种：Emerson粘团学说Edwards和Bremner的微团聚体学说Oades和Waters的团聚体分级构建学说

经典理论认为：土壤中的有机（指大分子腐殖质或微生物）与无机物质(矿物质)主要通过分子引力的作用或高价离子的“桥键”作用结合在一起，而且这种作用在土壤团粒结构的形成和稳定中起着十分重要的作用。在这里，我们对这种作用机制提出如下几点疑问：1、较肥沃土壤中为什么普遍存在具有多级结构和多级孔隙的团粒结构体？2、这些理论都强调有机质（腐殖质）的作用，但都认为有机质就象“胶水”通过高价离子的“桥梁”作用一样把土粒粘结在一起？土壤矿物质表面的电荷密度：10000000000000个/平方厘米腐殖质（微生物）表面电荷密度：100000000000000个/平方厘米当矿物质与腐殖质相距50Å时的静电排斥压强约3atm，当矿物质与腐殖质相距50Å时的分子引力约

0atm。当矿物质与腐殖质相距25Å时的静电排斥压强约10atm，当矿物质与腐殖质相距25Å时的分子引力约2.5atm。只有当这个距离进一步缩短至20Å以内时，分子引力才可能超过静电斥力。

表明普通分子间的分子力作用效应不能直接用来描述土壤有机/无机相互作用问题一：土壤有机/无机相互作用中，必须同时考虑分子引力和静电斥力问题二：腐殖质与矿物之间不可能依赖高价离子的桥梁作用而结合在一起

在有机/无机相互作用中，静电力表现为斥力，范德华力才表现为引力，而热运动将使静电吸附态离子（如Ca）随机地出现在某个位置上，所以不可能出现右边这种作用方式。

每个矿物胶粒周围吸附可吸附Ca2+个数>10^5，可构成厚度约为150Å

的致密的离子雾，且因热运动每个Ca2+都不在一个固定的位置。每个腐殖质分子周围可吸附Ca2+个数>10^7，也可构成厚度约为150Å

的致密的离子雾，且因热运动每个Ca2+都不在一个固定的位置。核心问题：物质的尺度效应

前面两个疑点都涉及到物质的尺度效应问题：我们不能够从普通分子的相互作用效应去处理具有胶体或纳米尺度的物质的相互作用效应。在所有作用力中，胶体颗粒的分子引力、颗粒间静电斥力和系统的随机力三者是最重要的，而且几乎是同等重要的。而比胶体颗粒尺度大很多或小很多的物质，这三种力就成为次要的力或不是同等重要的力。

宏观上，一个胶体颗粒是非常小的，而在微观上一个胶体颗粒却非常大，大到可以把单个胶体颗粒看成一个系统。

如果同时考虑土壤有机（腐殖质或微生物）/无机物质之间的分子引力、静电斥力、非理想介质的耗散力和无序的热运动引起的随机力或涨落力的综合作用效应，我们发现土壤有机/无机相互作用所形成的复合体必定是分形结构体。而这种分形聚合体可能与土壤的肥力和生态功能密切相关。研究还发现，随机力是产生分形聚合的关键因素。土壤有机/无机复合体的分形聚合机制多级聚合过程团粒结构在土壤肥力上的意义***：团粒结构土壤的大小孔隙兼备团粒结构土壤中水、气矛盾的解决团粒结构土壤的保肥与供肥协调团粒结构土壤宜于耕作团粒结构土壤具有良好的耕层构造土壤结构的管理增施有机肥实行合理轮作合理的耕作、水分管理及施用石灰或石膏土壤结构改良剂：能够将土壤颗粒粘结在一起形成团聚体的物质，包括天然物质和人工合成的高分子物质第九节土壤热量(Soilheat)1、影响种子萌发不同作物适宜种子萌发的温度不同，在适宜温度内，温度越高，种子萌发速度越快。小麦、大麦1-2℃15-20天5-6℃6-7天9-10℃2-3天萌发谷子萌发温度：6-7℃玉米萌发10~12℃高梁12-14℃2、影响根系生长不同植物适宜根系生长土温不同小麦12-16℃玉米24-28℃豆类22-26℃水稻30-35℃

温度低，受冻害，呼吸作用弱，根生长受抑制，吸收养分能力低。温度高，呼吸作用旺盛，不利碳水化合物积累，根系发生本质化至根尖，根毛区减少，降低水分、养分吸收。

一、土壤热量状况对土壤肥力的作用3、影响微生物活动，影响有机质积累，适宜25-35℃4、土温高，岩石风化强烈，温度变化岩石破碎。

5、土壤温度变化影响土壤水分、空气的运动。一、土壤热量状况对土壤肥力的作用二、土壤热量的来源（一）太阳的辐射能垂直于太阳光下一平方厘米的黑体表面在一分钟内吸收的辐射能常数），称作太阳常数，一般为1.9k/(cm2·min)。

99％的太阳能包含在0.3-4.0微米的波长内，这一范围的波长通常称为短波辐射。当太阳辐射通过大气层时，其热量一部分被大气吸收散射，一部分被云层和地面反射，土壤吸收其中的一少部分。（二）生物热微生物分解有机质释放热量，土壤中有机质数量有限，少部分分解，生物热量有限，但生物热可被利用，例如春季为提高地温，可施用半腐熟马粪。据估算，含有机质4％的土壤，每英亩耕层有机质的潜能为6.28×109～6.99×109KJ，相当于20～50吨无烟煤的热量。（三）地球内热

地心温度高，向地表传导热，平均227J/cm2/年，对土壤热量影响不大，但在一些地热异常区，数量较大，可被利用。三、土壤表面的辐射平衡及影响因素（一）地面辐射平衡太阳的辐射主要是短波辐射，太阳辐射透过大气层时，少部分直接到达地表的太阳能称为太阳直接辐射（I）。被大气散射和云层反射的太阳辐射能，通过多次的散射和反射，又将其中的一部分辐射到地球上，一般称为天空辐射能或大气辐射（H）。太阳直接辐射和大气辐射都是短波辐射。

I+H之和为投入地面的太阳总短波辐射，又称为环球辐射

（二）影响地面辐射平衡的因素

1、太阳的辐射强度

日照角越大，坡度越大，地面接受的太阳辐射越多。

在中纬度地区，南坡坡地每增加一度，约相当于纬度南移100公里所产生的影响。同样，在中纬度地区，南坡比北坡接受的辐射能多，土温也比北坡高。坡度越陡，坡向的温差越大。坡向的这种差异具有巨大的生态意义和农业意义。2、地面的反射率太阳的入射角越大，反射率越低，反之越大。土壤的颜色、粗糙程度、含水状况，植被及其他覆盖物等都影响反射率。3、地面有效辐射

影响地面有效辐射的因子有：

（1）云雾、水汽和风：它们能强烈吸收和反射地面发出的长波辐射，使大气逆辐射增大，因而使地面有效辐射减少；（2）海拔高度：空气密度、水汽、尘埃随海拔高度增加而减少，大气逆辐射相应减少，有效辐射增大；（3）地表特征：起伏、粗糙的地表比平滑表面辐射面大，有效辐射也大；（4）地面覆盖：导热性差的物体如秸杆、草皮、残枝落叶等覆盖地面时，可减少地面的有效辐射。四、土壤的热量平衡土壤热量收支平衡可用下式表示：S=QPLE+RS为土壤在单位时间内实际获得或失掉的热量；

Q为辐射平衡；

L为水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加;P为土壤与大气层之间的湍流交换量；

R为土面与土壤下层之间的热交换量。五土壤热性质一、土壤热容量(soilheatcapacity,soilthermalcapacity)

土壤热容量是指单位质量（重量）或容积的土壤每升高（或降低）1℃所需要（或放出的）热量。C代表质量（重量）热容量(massheatcapacity)，单位是Jg-1℃-1。Cv代表容积热容量(volumeheatcapacity)，单位是（Jcm-3℃-1）。

请注意矿物质、有机质、水的两种热容量值。土壤的容积热容量（Cv）可用下式表示：

Cv=mCv·Vm+oCv·Vo＋wCv·Vw+aCv·Va因空气的热容量很小，可忽容不计，故土壤热容量可简化为：

Cv=1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw(Jcm-3C-1)表6-1不同土壤组分的热容量土壤热容量随土壤容重和含水量的增加而增大，对于一定土壤而其固相物质容重变化很小，而其含水量则变化很大，故水分对土壤热容量影响最大。砂土含水量一般比粘土小，而空气含量较高，所以其热容量一般较低。二、土壤导热率导热性:

土壤具有对所吸热量传导到邻近土层性质，称为导热性。导热性大小用导热率表示。导热率:heatconductivity,thermalconductivity

在单位厚度（1厘米）土层，温差为1℃时，每秒钟经单位断面（1厘米2）通过的热量焦耳数（）。其单位是J.cm-2.s-1.℃-1。

当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领，导热率就小。当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领，导热率增大。三、土壤的热扩散率

土壤热扩散率

是指在标准状况下，在土层垂直方向上每厘米距离内，1℃的温度梯度下，每秒流入1cm2土壤断面面积的热量，使单位体积（1cm3）土壤所发生的温度