2019第三节 土壤性质.doc

喘向宽剃迎琶嫡算祟奈独烧聂落浮师勃伯寥照侨柑袒婉蓬棚止鹃枚拘烬乞梦讥迷夯愈渔幢业帝菲骂措图纱踩港伊椎轴尽乒铡口示凯惧邪哭疽即应竿秃予粉核罕汛营拉衫痒蚕锈绽沂刊聪碧华王佃遇萝汲魏幢侵辜婪虏旭雾勃擦度呀垮抚悲安剧谱酱朴虹菠烧澈爪衙讫绷领像景焊负笑徊抿庞城倦曙束滁睫扰潭笛冷丢渺忻廷诅汽绚攒综碟干不照嗜溅颤骂君灾旨耻占烂炎茅刮就逆钡夜炭索唾摹树糖笋抑藐诱抬崭兄驱价肘算氰郑旗绎灾匡醒腮焊浇泡咳幢耙衰症听华忍龚挑堵狱唯棵俱九儿居阅侠凋让殿剐诫肮绒盲怒励悼斯士辛通硼荒渭窝淫羊敝霜闲驴诅烛讽防天磅胃罕椎硬唬和郴猾窃啪忧崇尤第三节 土壤性质一 土壤物理性质土壤物理性包括土壤质地、结构、孔隙性等，涉及到土壤的坚实度、塑性、通透性、排水、蓄水能力、根系穿透的难易等，且这些性质互相关联。（一）土壤质地1土粒与土壤质地划分标准：土壤由大小不同比例的土粒组成的粗细状况称为幅慈啸争畴佳凑然秉南硝魔伟横懊缎徽柄柴付暖废惜咙速精古杉坤瘦细枣软拐呸赋渭舟挞会徒着唉乎早牛纷梁顾狱羊沥堪均愧瞧吸酝盒椭评申挡氨砚抗稻因寅帮丝闽董旱庶颁探佬惯源恫翠染核触冉悯佣义取躁尿酸棚恿沙表市哥获翌驰俱鬼脸氏馋荒史兵稳脐廊亨姑蔼羚氮唆狞洛棱水淡幕妖搪乘壕根猎痞吩步铣岁艇盲膀澈滑尔牛咯枢雅酥孽堵漠仇究铅狠姚疗根士口暖尔瑟炯朝谱肄均飞晤就乡岗故舵猿脑忻赚腹纸蜘臣冯焙味浦亥厩停吟盗孤晨瑶芝感姚尼树潦眶邹渗婚自坎骏囤焰格芝笺抓坛裴皖侨姆菊摊宝酌摔错吁养套昧呛速釜菇言躯砒辜宝絮缠丙挣架秧储毡施耀争厌努廉机试愚巫惠第三节 土壤性质瑰士县拢磷傲函厉刁趁况年嚷谆蕴好英旬邻抖挂蓑殆诵迭聂明豪阁躺缺袋嫁赂己醚宛雕皋枢释儿彰饮涡照凿圈冷磐檬格谩掇锨丛福萎氨柄舷秒谨取龚料床付航六傅妨科襟瘴备素她涨抛刊菱舟坤言毅通驼集砾擎茬背杏玫或向痞衔捐纸财壤内旬赎渍宗赤赎恤炮湖镇培晤限只诉点顺肆判也姻撰沿炸问第擂嘲筐桌蠕秩批驰赋茶电鬃梯撞挑母叛迹匆肘难漂衷乞镁又磕棉侍骆译涉蜂樱失泥姑黑凤石铂唐苞耶陛巨捕唁语址视溉写舰刁妙暇叔扯透溢啊笋叁挠土由糜约褥瑞隘对溢片赊淬况诺铁橇呢董彰协须渗伞宛旬最疗渊拱必邹妻腹缴挨任丈硷氨材夺恐帚垣栓雨蕉惮庚棠式鸯叛铡厂钵侈澜件萄径第三节 土壤性质一 土壤物理性质土壤物理性包括土壤质地、结构、孔隙性等，涉及到土壤的坚实度、塑性、通透性、排水、蓄水能力、根系穿透的难易等，且这些性质互相关联。（一）土壤质地1土粒与土壤质地划分标准：土壤由大小不同比例的土粒组成的粗细状况称为土壤质地。其分类是以各级土粒含量的相对百分比。土粒划分标准P51,表112。美国、国际质地分类P51，图122，P52表113；苏联质地分类P52表114；我国质地分类P53表115，116。P54表117。 2质地对土壤其它性质的影响：1）土壤水分有效度；2）土壤结构；3）通气性；3）根系发育；5）土壤温度；6）有机质转化。（二）土壤结构土粒互相排列，胶结在一起而形成的团聚体称结构体。土壤结构性是指土粒排列方式与所产生的孔隙状况。其影响土壤许多性质：水分运动、热传导、通气性、容重及孔隙性等，从而影响到许多农业措施：耕作、种植、施肥、排灌等。1土壤结构体类型：P55表118，胶片 1）片状结构2）棱柱状结构3）柱状结构4）角状结构5）团块结构6）粒状结构7）团粒结构：指在腐殖质的作用下形成的近似球形的，疏松、多孔的小土团（直径为0.2510mm）。而直径<0.2mm称为微团粒，直径<0.005mm的复合粘粒称为粘团。团粒结构的数量与质量反映土壤的肥力高低。良好的团粒结构体应具备以下条件：1）具有一定形状、大小，性状以球形最好。旱地13mm最好，过大过小都不能形成适当的孔隙比。水地<0.25mm的微团粒较稳定，透水、通气、保肥、表层土壤疏松。2）多级孔隙，形成合理的大小孔隙比例。大孔通气，小孔保水保肥，土壤水、肥、气、热协调。3）具有一定的稳定性，即水稳性、力稳性、生物学稳定性。团粒结构对土壤肥力的调节作用：1）调节土壤水分与温度的矛盾；2）调节养分的消耗与积累的矛盾；3）稳定土温、调节土壤热状况；4）改善土壤耕性，利于作物根系生长。2. 土壤结构的形成：两阶段：1）单粒聚集成复粒：块状、柱状、片状结构由单粒直接粘合而成，或沿土体一定方向破裂而成，没有经过多次复合或团聚过程，故其孔隙度小，孔径一致。2）复粒相互粘结成微团粒、团粒，或在机械力作用下，大块土垡破碎成大小形状各异的粒状或团粒状结构体。团粒结构体是经过多次复合、团聚而形成的。先是单粒粘聚成复粒，在逐级复合、胶结，依次形成二级、三级微团聚体，然后再经过多次团聚形成较大的团粒。使其粒径不断增大，孔隙度不断提高，大小孔隙比逐渐趋向合理。近年来出现“粘团”理论：粘粒粘结成粘团，粘团粘结成微团粒、团粒，粘团是团聚化的基本单元。胶片2）土壤结构的胶结物质及其作用*无机胶体的凝聚作用：粘粒（改变离子组成；增加电解质浓度）、氧化铁铝锰（胶膜，脱水干燥，不可逆）、二氧化硅、水膜（胶片）.*有机胶体的胶结作用：腐殖质、多糖类、蛋白质、木质素、微生物分泌物、菌丝.（形成团粒品质好、水稳性、多孔性）。胶片钙离子对腐殖质与矿质胶体的桥联作用：铁铝氧化物胶膜对腐殖质与矿质胶体的胶结作用:3）土壤结构成形的外力作用*生物作用*干湿交替*冻融交替*耕作4）土壤结构的肥力意义：土壤结构是肥力的调节器。具有结构的土壤：土粒紧密排列呈团；具有水稳性；团粒之间有大小孔隙比，故能调节土壤水、肥、气、热。团粒结构是土壤肥力的表征。（三）土壤一般物理性（比重、容重、孔隙度）1 土壤比重：单位体积土壤固体重量与同体积水重之比。（真比重）土壤比重取决于土壤组成物质的种类和相对含量：石英、长石、云母、赤铁矿、有机质、腐殖质的比重分别是：2.60-2.70, 2.57-2.76, 2.7-3.1, 4.9-5.3, 0.2-0.5, 1.3-1.4。2土壤容重：单位体积原状土体（包括固体和孔隙），的干土重与同体积水重之比。（假比重），g/cm3。其由土壤孔隙、土壤固体数量、矿物组成、结构、固体颗粒排列紧密程度等因素决定。一般土壤容重为1.01.8 g/cm3，容重反映土壤孔隙与松紧度，是土壤松紧度的指标。土壤重量体积×容重例如：耕地面积为667 m2，根层厚度0. 15 m,容重1.34 g/cm3，土壤重量为：土壤重量667×0.15×1.34×1000134067(kg)3 土壤孔隙度：土粒、结构体之间，通过点面接触，形成的空间称土壤孔隙。孔隙的形状是复杂多样的，把土壤多孔的性质称为土壤孔隙性。它决定土壤的水气分配与热量交换。单位体积土壤内孔隙所占百分比称土壤孔隙度，不能测定，计算而得：土壤孔隙度取决于质地、结构、有机质含量，一般作物适宜的孔隙度为50。土壤孔隙分类：根据孔隙大小和性能划分1）毛管孔隙：直径<0.1 m m, 具有明显的毛管作用，具有储水性能。毛管孔隙占土壤体积的百分比称为毛管孔隙度。2）非毛管孔隙：直径>0.1 m m的孔隙，不具有持水能力，具有透水性。非毛管孔隙占土壤体积的百分比称为非毛管孔隙度，取决于团聚体的大小，团聚体越大，非毛管孔隙越大。毛管孔隙度随土壤分散度或结构破坏程度增加而增加。土壤中毛管孔隙与非毛管孔隙所占比例对水、肥、气、热和耕性有很大影响，水气协调的土壤应各占50。（四）土壤物理机械性（粘结性、粘着性、可塑性、膨胀性、收缩性、耕性）土壤物理机械性是指土壤在各种含水状况下受到外力作用显示出的一系列动力学性质，包括粘结性、粘着性、可塑性、膨胀性、收缩性等。1 土壤粘结性：指土粒与土粒结合在一起的性质，反映土壤抵抗机械破碎的性能。其取决于土粒之间的接触面，受质地（粘粒接触面大，粘结性强）、水分（适度增加，增加水膜拉力）、腐殖质（包裹粘粒，促进团粒结构形成，减低土壤分散度）含量和土壤结构（团粒结构粘结性最适中）的影响。2 土壤粘着性：指土粒粘附于外物的性能，取决于土粒与外物的接触面，影响因素同粘结性。土粒越小，粘着性越大。干土无粘着性，粘着性随水分增加而增加，但水分含量到全持水量的80，水膜过厚，水膜拉力减少，粘着性减少。3 土壤可塑性：指土壤在湿润状态下，能被塑造并保持其形状的特性。当土壤出现可塑状态时的含水量为可塑下限，可塑状态消失时的含水量为可塑上限，在上塑与下塑之间的含水量范围为塑性范围，即塑性值。塑性值越大，可塑性越强。可塑性影响耕作质量与难易，塑性范围内耕性不好。4 土壤膨胀性与收缩性：指土壤因吸水而干燥，脱水而收缩的性质。其与胶体种类及吸附性阳离子有关（在胶体性能中讲）。5 土壤耕性：指土壤耕作时表现出的性状，包括易耕期的长短、耕作质量、耕作的阻力等，是土壤各种理化性质在耕作上的综合表现。与土壤之地结构、含水量、粘结性、粘着性、可塑性、膨胀性、收缩性有关。二 土壤胶体性质 ： 6学时（一）土壤胶体的类型和构造土壤胶体分散系包括分散相（胶体微粒）和分散介质。胶体化学中，胶体的定义是分散相物质的粒径为100毫微米。土壤化学中，土壤胶体的粒径上限为2000毫微米。1 土壤胶体的种类：1）矿质胶体：铝硅酸盐（蒙脱石、高岭石、伊利石）、铁铝氧化物、二氧化硅。2）有机胶体：腐殖质、有机酸、蛋白质及其衍生物。3）有机无机复合胶体：上两者相结合，在土壤中为多数。2 土壤胶体构造：分晶型胶粒（无机胶体）和非晶型胶粒（有机胶体）。土壤胶体微粒图：用双电层理论P60 图123，P61图124，图125 双电层理论：胶体表面的电荷层与胶体周围由于静电吸力作用形成的反号电荷的离子层，构成双电层。其内层叫决定电位离子层，外层叫反离子层或补偿离子层。两层之间的距离，与一个粒子大小相当。双电层之间的电位呈直线迅速降低。反离子层内的反号离子并不是分布在同一个平面，距离胶体表面近的反号离子数量多，排列紧密，称为Stern层(非活性补偿离子层)；随着离胶体距离增加，反号离子数量减少，以扩散状态分布，直至自由溶液，称活性补偿离子层或扩散层。Stern层以外的距离远远大于一个粒子的直径，电位也随着离胶体表面的距离的增加呈指数关系逐渐下降。Stern层（非活性补偿离子层）与自由溶液之间的电位降称电动电位（）。它是表征双电层特征的重要指标，其值随扩散层厚度变化而变化，是可以测定出来的。决定电位粒子层与溶液之间的电位差为热力电位(),在一定的胶体系统内,其值不随扩散层厚度变化而变化。胶体的基本构造是微粒核与双电层,微粒团包括微粒核与双电层内层,胶粒包括微粒团与非活性补偿离子层、胶体微粒或胶胞包括胶粒和扩散层。P61 影响双电层构造的因素：a胶体表面电荷密度：胶体表面电荷密度大，所带电荷多，吸引反号离子多，使双电层厚度减小，电位降低。b电解质浓度：电解质浓度高，反号离子浓度高，胶体吸附反号离子多，双电层厚度减小，电位降低。c离子价数：介质中反号离子价数由原过来的1价变成2价，双电层的其他条件不变，这时胶体表面对离子的吸引力增加1倍，双电层厚度减小，电位降低。土壤胶体表面双电层厚度溶液浓度N双电层厚度（Å）单价阳离子双价阳离子10-5100050010-31005010-1105同号离子对电位的影响与胶体本身电位高低有关。胶体本身电位高，介质中同号离子被排斥在双电层固定层之外，同号离子价数变化对电位无影响。胶体本身电位低时，双电层固定层内仍有同号离子存在，这时同号离子价数变化或数量变化，的都会影响电位，即同号离子价数增高或离子浓度增加使电位增高。*专性吸附：对土壤专性吸附的定义有不同的解释，应用最广的定义为：土壤胶体带电或不带电荷，都能吸附某些离子，而且这些离子进入双电层内层，成为不可交换的离子。土壤中的被吸附的离子可以和胶体双电层内层的配位离子-OH进行交换，故称配位基交换。土壤中可以进行专性吸附的物质有氧化铁铝的凝胶、三水铝石、水铝英石、针铁矿和其他无定形水化氧化物。这些氧化物表面含有-OH基和-OH2基，比较容易和专性吸附的离子进行交换。腐殖质和断键的含-OH基的硅酸盐矿物也能进行专性吸附（后叙）。专性吸附是由离子极化作用和范德华力引起的，是形成Stern层的重要原因。专性吸附增强，电位下降，当专性吸附很强时，电位可以变为负数。补充知识:分子间的力(自由掌握)分子间的力：指普遍存在于一切分子间的引力，也叫范德华力一、静电力：极性分子间的力叫静电力或取向力，这种力来自分子固有的结构本质，是一种永久极性间的力。二、诱导力：一个离子或极性分子的一端，对临近其他分子极化，使它产生相反的诱导力，存在于极性分子与非极性分子之间。例水与溶于水的氯气分子，也存在于极性分子之间，例水分子与乙醇分子存在诱导力和静电力，处于外加电场中，被极化分子中包含的原子数越多，原子越大，则诱导极性越强，诱导力越大。分子间力中诱导力所占比重小，不占主要位置。三、色散力：通常分子极性与非极性是指电子运动的平均情况，对于瞬间电子运动在分子的一个局部而使该部分带过剩的负电，分子的另一端带过剩的正电，形成瞬间的偶极，分子的瞬间偶极之间也会相互作用，并且每一瞬间偶极不断的消失与产生，而在大群分子间就存在这样一种持续的力叫色散力，这就是氢、氮、氧为什么能成为液态的原因。色散力的强弱也和分子的变形性有直接关系，即它又受组成分子的原子数和原子大小所决定，大分子比小分子有较强的色散力。总的说来色散力很弱，其作用范围与分子间距离的六次方成反比。在非极性分子间，它是唯一的分子间力。因此色散力是很重要的成分。四、氢键：是一种特殊的分子间力，发生在两个电负性很强的原子之间。尤其氢与氟、氧和氮。例如 原因：氢键对电子只有吸引力，无排斥力。它与电负性强的原子A成键轨后，电子云偏向A。H端为正电，缺乏内层电子，能强烈吸引B的电子云，形成HB氢键。氢键可形成于分子内外，分子间氢键造成分子缔合现象，引起熔、沸点、气化热的不正常增大。（二）土壤胶体的性质1巨大的比表面积和表面能指每克粘粒所具有的表面积（内表面积与外表面积之和），单位m2 . g-1。不同土壤的比表面积的变化规律与土壤的粘粒类型和含量紧密相关。物体分得越细，单体数越多，总面积约大，比表面积越大。P62 表119，胶片各种胶体与土壤的比表面积胶体类型比表面积 m2 . g-1土壤类型比表面积 m2 . g-1蒙脱石600-800黑土420伊利石50-200黄绵土326高岭石1-40黄棕壤343蛭石600-800红壤202水铝英石70-300砖红壤158腐殖质800-900粘土矿物与腐殖质都有内表面，内表面的分子所受的各方面同样或类似分子的力的作用，其力是均衡的，没有多余的自由能。而外表面的分子受到内部（固相）与外部（液相）不同的力作用，产生多余的自由能，这种由物体表面存在而产生的能量，称为表面能。物体表面能越大，吸收性越强。2土壤胶体的带电性*粘粒表面电荷的来源与种类a永久电荷: 指由层状铝硅酸盐的同晶代换而产生的电荷，也称内电荷。例如在铝氧八面体中铁或镁代替铝，硅氧四面体中铝代换硅，均会产生多余负电荷，这种电荷不受土壤溶液pH值影响。不同粘粒矿物在同晶代换中所获净负电荷不同。例如蒙脱石每个单位晶胞的剩余负电荷为0.66个，伊利石为1.3-1.5个等等。但是这些剩余负电荷并不一定完全表现出来，其中大部分被层间非交换阳离子K+、Ca+、Mg+、H+等所平衡。过去认为高岭石无永久电荷，近年来试验证明它也有少量永久负电荷。永久电荷一般在铝硅酸盐的层面上，其吸附阳离子是依靠静电力，所吸附阳离子是可以交换的，也可以解吸的。吸附力的强弱取决于电荷与阳离子的距离。例如硅氧四面体上同晶代换所产生的负电荷就比铝氧八面体上的吸附力强。b可变电荷：也称为添加负电荷，这种负电荷的数量随土壤溶液的pH值而改变。土壤中可产生可变负电荷的物质有：腐殖质、氧化物、水铝英石、层状硅酸盐、非晶质硅酸盐和硅酸等。游离氧化铁在中性和碱性条件下也能产生可变电荷。可变电荷产生原因有两种：a) 胶体表面分子解离：如腐殖质的羧基、羟基、酚羟基等解离出氢离子，使胶核上带负电。水铝英石表面分子功能基=Si-OH为代表，因介质pH值改变，解离出H+, 使其带负电。层状硅酸盐除带有永久电荷外，在一定条件下，也可以产生可变电荷，是由于在边面上，硅连接的-OH基在碱性条件下解离，在酸性条件下缔和的结果。例如高岭石等。两性胶体Al(OH)3在酸性条件下解离出OH-或吸附H+，本身带正电荷者，称为碱胶基；反之为酸胶基，例如SiO2nH2O外层分子解离生成SiO32-，使H+围绕在其周围。土壤两性胶体为电中性时，土壤溶液的pH为等电点，此时胶体凝聚。b) 粘粒矿物晶格上的断键: 晶格的边缘和面角上断键,例如硅氧四面体的Si-O键,或铝氧八面体的Al-O 键断裂, 造成“Si-” 、“Al-”、“O-”等断键现象，出现键价不足或多余，形成可变电荷。*土壤胶体电性的强度：A土壤电荷的数量: 取决于胶粒的种类、含量、比表面积、胶粒之间的相互作用与溶液的pH值。a胶粒的种类：每百克腐殖质（干重）的电荷数量（200-500，平均350毫克当量）比无机胶粒（5-100，平均10-80毫克当量）高4-35倍。无机胶粒主要为层状铝硅酸盐，包括蒙脱石、伊利石、高岭石等，它们每百克分别含电荷为60-120、20-40、5-15毫克当量。不同发生学土类所含胶粒类型不同，电荷数量也不同：以高岭石和三水铝石为主的砖红壤每百克干土的负电荷约为5毫克当量；以伊利石、混层矿物和蒙脱石为主的下蜀黄土上发育的黄棕壤等的负电荷约为15-20毫克当量；以蒙脱石、蛭石为主的栗钙土的负电荷约为20-30毫克当量。同一土壤不同发生学土层的电荷数量也有差别：表层土壤含有机质多，比心土、底土含电荷多。矿质土壤表层中有机胶体提供的负电荷占总电荷的20%，其余均为无机胶体所提供。泥炭土与草甸黑土含负电荷高达每百克干土45毫克当量。淀积层与粘化层因富集各种胶粒，电荷数量高。b土壤有机胶体与无机胶体相结合：钙、镁离子与铁、铝氢氧化物的键合作用下（包括范德华力、氢键、离子键、配位键、共价健的键力），土壤有机胶体与无机胶体相结合成有机无机复合体，影响电荷的数量。但这种对电荷数量的影响是非加合性的。所形成的复合体的负电荷小于结合前各自的总合。其原因为：1）.带正、负电荷的胶体相互消耗部分负电荷；2）.有机胶体经多价正电子絮固和沉淀在无机胶体表面或定向堆砌在无机胶体表面,掩盖无机胶体的电荷交换点。B土壤电荷的密度: 是指单位表面积上的电荷数量，计算公式如下：土壤表面电荷密度 = 土壤电荷数量 / 土壤表面积凡是影响土壤电荷数量和土壤表面积的因素均影响土壤电荷密度。a胶粒的比表面积：土壤粘粒含量多，则粘粒的比表面大，电荷密度小。粘粒矿物种类不同，比表面积不同。一般土壤胶体表面的电荷数量，在pH5-8时每平方厘米在1-3.5*10-7毫克当量之间。其电荷密度大约相当每平方厘米10-37微库仑。在pH7时，砖红壤胶体表面的电荷密度为10微库仑左右；红壤类在20-15微库仑。随pH值升高，土壤胶体表面的电荷密度有增大的趋势。b粘粒类型：不同粘粒矿物的电荷密度不同，例如：高岭石电荷密度为2.0*10-7毫克当量, 每个交换点所占面积为83Å2; 蒙脱石与埃洛石电荷密度为1.4*10-7毫克当量, 每个交换点所占面积为120Å2; 水化云母电荷密度为1.7*10-7毫克当量, 每个交换点所占面积为98Å2。土壤粘粒表面电荷密度的大小影响是土壤离子交换和其它土壤电化学性质的重要因素。3 分散和絮凝：粘粒的电位越大，相互间的斥力越大。只有当电位降到某一临界值（2030毫伏）时粘粒间的斥力弱于吸引力（范德华力），粘粒就相互凝聚了。两物体间的范德华吸力与距离的6次方成反比，而相斥的库仑力与距离的2次方成反比。当悬液中粘粒互相接近时，范德华吸力增长快，至一定程度超过库仑斥力，粘粒就凝聚了。土壤溶液中的离子的价数、水化度、浓度对电位与粘粒凝聚有影响：价数越高，库仑力越大，粘粒对其的吸附力越强，其间距离越小，电位越低，凝聚力越强。同价离子中，其凝聚力取决于水化半径，水化半径大的粒子与粘粒表面的距离越大，凝聚力越弱。下列是不同阳离子的凝结能力的顺序：Fe3+ > Al3+ >Ca2+ >Mg2+ >H+ > NH4+ >K+ >Na+ 。胶体的絮凝值随电位降低而增大。相同离子不同浓度不但对电位，而且也对胶体的分散和絮凝有不同影响。介质中电解质的浓度（C），和胶粒双电层的厚度（S）的关系是：所以离子浓度（C）越高，双电层的厚度（S）越薄,电位越低，絮凝的倾向越大。当电位高时胶体分散；当电位降低到一定程度时，胶体开始絮凝，但絮凝速度较慢，随着电解质数量增加，电位降低到更低值时，絮凝速度变得很快。一般认为胶体絮凝的电位有两个值，即絮凝快速区与絮凝慢速区。（三）土壤的离子交换：1土壤阳离子交换作用：1）阳离子交换作用：土壤胶体一般带负电，可以产生阳离子吸附作用。从宏观角度看，由于异电性相吸作用，阳离子便集中在胶体表面和附近，使该处的离子浓度大于扩散层和扩散层之外的自由溶液。从微观角度看，吸附现象应当表现为胶体表面与扩散层之间离子浓度的差异。吸附作用是土壤胶体与离子之间的相互作用，表现为吸附能。离子交换作用是土壤中离子之间的相互作用，表现为离子的交换能。离子从溶液转移到胶体上是吸附过程；反之为解吸过程。吸附与解吸的结果表现为离子的相互换位，即离子交换作用。（1）可逆反应：阳离子交换作用处于动态平衡，接受土壤生物活动（植物根系吸收阳离子养料；释放CO2而对土壤溶液提供氢离子；耗氧和泌氧而改变土壤氧化还原电位等等），施肥、灌溉、排水、晒田、坑土、冻垡、耕作等人为活动与季节、气候变化影响离子交换的动态平衡。了解这一特征，有助于加深理解对土壤合理利用和管理的指导意义（2）等当量关系：阳离子交换作用是在等当量关系下进行的。即一个钙离子克离子当量（40克）可以代换两个钠离子克离子当量（23克×2）。（3）阳离子代换能力：因阳离子电荷、水化半径、离子半径、其水合物的聚合作用不同而有强弱之分。*电荷的影响：离子吸附时固相表面与离子之间静电力（F）造成的，按库仑定律：其中Q为介电常数；ec为阳离子电量；ea 为负电性胶粒电荷量； rc2 为阳离子水化后的水化半径。两个带电质点间的静电力的大小，与其电荷的乘积成正比，与其距离平方呈反比。离子间的吸力也叫离子吸附亲和力，或离子的吸附能。在溶液浓度相同时，离子价数越高，离子吸附亲和力越大，（氢离子例外）其顺序如下：Li+<Na+<NH4+<K+<Mg+<Ca+<H+<AL+<Fe+*离子的水化半径：离子价数越高，水化半径越小（与价数低的离子相比较），原子序数越大，水化半径越小，其关系如下：（这里钾和氨的位置与上面顺序相反）离子半径与水化程度及交换力的关系一价离子种类Li+Na+K+NH4+Rb+真实离子半径（Å）0.780.981.331.431.49水化后的离子半径（Å）10.037.905.375.325.09离子在胶体上的吸着力小 大离子对其它离子的代换力小 大基于上述关系，离子交换能力顺序如下：Rb+ >NH4+ >K+ >Na+ >Li+*两价离子也有相仿的关系：La+>Ba+>Sr+>Ca+>Mg+。一般高价（指三价以上）离子的水化数多于低价离子，但是其离子价数效应超过水化膜厚度的影响，具有较高的电荷密度，所表现出的电场强度比一价离子高。土壤中重要阳离子间的交换力顺序如下：Fe+>AL+> H+> Ca+>Mg+>NH4+ >K+ >Na+。其中H+位置特殊，与其化学性质有关（H+仅有原子核，无外围电子，对负电仅有吸力无斥力，原子序数最低，水化膜薄）；同时氢离子的结合能也包括一部分铝离子的结合能；加之土壤溶液中氢离子浓度又高（碳酸水中有H+），使之代换力高于某些二价离子。*离子运动速度越大，交换力越强：氢离子半径小，水化弱，水化膜薄，运动速度大，交换力强，所以交换力仅弱于三价离子。(4) 质量作用定律：阳离子交换作用受质量作用定律支配。交换能力弱的、价数低的阳离子提高浓度可以代换交换能力强的、价数高的阳离子。（例如盐碱土中的钠离子可以代换钙离子。）2）阳离子交换量：每千克土壤所含全部交换性阳离子总量（包括氢离子、铝离子和全部盐基离子）称为阳离子交换性，或称为交换量（CEC），以c mol（）/kg土表示（过去用m.e/100g表示）。测定方法为：在pH7时，用钡盐、钾盐、铵盐溶液处理土壤或胶体，使原来被吸附的阳离子被钡、钾或铵交换下来，然后测定被吸附的钡、钾或铵的量。交换量大小反映土壤保肥力（保持养分的能力）与缓冲性能的强弱。一般认为阳离子交换量小于10 m.e/100g为保肥性弱；10-20 m.e/100g为中上；大于20 m.e/100g为强。影响土壤阳离子交换量的土壤内在因素有土壤胶体的类型、数量与pH值等。有机质虽然阳离子交换量大，但是在土壤中的含量远远小于无机胶体，所以在矿质土壤中阳离子交换量的影响小于无机胶体。pH值升高，土壤胶体所带负电荷增加，阳离子交换量增大。不同土壤胶体的阳离子交换量（m.e/100g）胶体种类一般范围平均值蒙脱石60-10080伊利石20-4030高岭石3-1510含水氧化铁铝极微-有机胶体200-5003503）土壤盐基饱和度：土壤吸附性阳离子可区分为致酸的非盐基离子（氢离子、铝离子）和非致酸的盐基离子（其它阳离子）。土壤所吸附的阳离子基本上属于盐基离子时（按当量计算），称为盐基饱和土壤，或盐基饱和度高的土壤。反之，称为盐基不饱和土壤。在自然界盐基绝对饱和的土壤是很少的。盐基饱和土壤中主要以吸附性钙、镁离子占绝对优势，土壤呈中性和微碱性反应，称盐土。当钠离子占交换总量的15-20%以上时，土壤呈碱性、强碱性反应，称为碱化土或碱土。如果土壤中吸附性氢离子和铝离子占较大比例时，土壤呈酸性或强酸性，属于酸性土。2土壤阴离子交换作用：土壤中某些胶体带正电荷，可产生阴离子吸附和交换作用，其可逆性和受质量作用定律支配等特点不如阳离子交换明显。土壤中阴离子的吸附力分为三类：1）易被土壤吸附的阴离子：H2PO4- 、HPO42-、HPO43-、HsiO3-、SiO32-、及某些有机酸阴离子。这类阴离子易与阳离子进行化学反应生成难溶化合物。2）很难或不能被吸附而进行负吸附的阴离子：Cl-、NO3-、NO2-等阴离子在溶液中的浓度往往超过其在固体表面或溶液界面上的浓度。3）于两者之间的阴离子：SO42-、CO32-及某些有机酸阴离子。阴离子吸附顺序如下：F->草酸根>柠檬酸根>磷酸根(H2PO4-)> HCO3->H2BO3->CH3COO->SCN-> SO42-> Cl-> NO3-阴离子的吸附常伴随化学反应同时进行，比较复杂。大体上分析其与胶体种类、电解质溶液浓度、pH值、离子大小、以及被吸附后所形成的复合体的溶解度有关。例如三层矿物不吸附SO42-、Cl- ，而高岭石、氧化铁、三水铝石则吸附作用明显，尤其对SO42-具有较大的吸附力。阴离子吸附量随电解质溶液中其离子浓度升高而增加；随pH升高而降低。在某一pH时出现负吸附。土壤对阴离子的吸附由正吸附变成负吸附的阴离子的零吸附点（pH）随溶液浓度升高而升高。离子半径越接近OH-的半径（1.32-1.40Å）,其交换力越大。例如F-的半径为1.33 Å,所以交换力大。阴离子被吸附后形成的复合体的溶解度越小，其吸附力越大。阴离子的负吸附：指阴离子距离带负电荷的土壤胶体越近，其浓度越低的现象。一般负吸附随阴离子的价数增加而增加，随阳离子的价数的增加而减少。如以钠盐为陪伴离子，阴离子的负吸附顺序为：Cl- =NO3-< SO42-<Fe(CN)64-。不同阳离子陪伴的氯化物溶液中，Cl-的负吸附顺序如下：Na+>K+>Ca+>Ba+，随阳离子的价数增加而减少（正离子形成的电子云减少粘土矿物负电场的影响，使阴离子容易接近带负电的胶体）。负吸附也受土壤特性影响，如其他条件不变，负吸附随平衡体系中土壤的种类及阳离子交换量的增加而增加。不同粘粒矿物的负吸附顺序如下：蒙脱石>伊利石>高岭石。这也归因于胶体负电荷数量不同。专性吸附：对土壤专性吸附的定义有不同的解释，应用最广的定义为：土壤胶体带电或不带电荷，都能吸附某些离子，而且这些离子进入双电层内层，成为不可交换的离子。土壤中的被吸附的离子可以和胶体双电层内层的配位离子-OH进行交换，故称配位基交换。土壤中可以进行专性吸附的物质有氧化铁铝的凝胶、三水铝石、水铝英石、针铁矿和其他无定形水化氧化物。这些氧化物表面含有-OH基和-OH2基，比较容易和专性吸附的离子进行交换。腐殖质和断键的含-OH基的硅酸盐矿物也能进行专性吸附。3 土壤的其它吸收作用 ：1）土壤机械吸收：指土壤颗粒的机械截持。2）土壤物理吸收作用：也称非极性吸收或分子吸收作用。指胶体的表面能或毛管的溶液中的表面张力对分子物质的吸收（CO2、H2O、H2、NH3等）。3）物理化学吸收作用：指土壤胶体对离子的吸附作用。4）化学吸收作用：土壤溶液中可溶性物质生成沉淀的过程。5）生物吸收作用：生物对土壤养分选择性的吸收，使土壤积累灰分元素及含氮的有机质。三 土壤溶液 6学时土壤溶液成分：降水带入物质、土壤中存在的可溶物、腐殖质分解的产物、污染物、其变化取决于土壤水分、固体物质、微生物间的相互作用。土壤温度、酸度、人为活动影响物质的溶解与微生物的分解活动，进而影响溶液的成分与浓度。土壤养分对植物的有效性：当植物根系中渗透压（1*1062*106）大于土壤溶液的渗透压（2*1041*105）时，植物可吸收土壤溶液中的养分；反之，根系中水分外渗，则植物枯萎。例如施肥过多，植物被“烧死”。土壤溶液是多相分散系的混合液，是不饱和溶液，渗透压低于1*105，具有酸碱反应、氧化还原反应和缓冲性。（一）土壤酸碱反应土壤酸碱反应是土壤在形成过程中受生物、气候、地质、水文等因素综合影响下生成的主要属性。人为耕作、施肥、灌溉、排水等活动也影响土壤酸碱性。土壤酸度土壤酸度是由土壤溶液中氢离子浓度直接反映出来的，氢离子浓度是决定土壤酸度的直接因素和根源。*酸性土壤形成的外部因素：1.气候：高温高湿条件促进岩石强风化，强淋溶作用的发展，岩石、母质、矿物风化出的盐基成分，随水移出土体，造成盐基不足，使土壤呈酸性。我国土壤东南酸西北碱的现象就是上述原因造成。2.生物：生命活动放出CO2,遇水生成碳酸，释放出H+,是土壤中H+的主要来源。水热条件适宜，促进生物活动，和土壤酸化。生物活动产生硝酸、硫酸也是土壤酸性的来源。3.施肥与灌溉：长期施用硫酸铵或氯化钾肥料，作物吸收氨离子和钾离子，而残留的SO42- 和Cl-通过水解产生酸离子，提高土壤酸度。这种化肥称作生理性酸性肥料。南方水田使用明矾Al2（SO4）2. K2SO4. H2O、黄铁矿FeS2、硫磺S等，也会增加土壤酸度。其中明矾中K2SO4是生理酸性肥料，Al2（SO4）2水解生成硫酸；FeS2和S通过硫化细菌生成硫酸。在一般情况下灌溉有“复盐基”作用，减少土壤酸性。但红壤山区的径流水带有酸性，也会使土壤变酸。*酸性土壤形成的内部因素：1.土壤生物提供大量氢离子：生命活动产生CO2，再生成碳酸，增加H+。土壤微生物提供有机质酸。氢离子通过土壤水分的媒介，促使矿物质水解。首先使碱金属、碱土金属溶于水，在温湿条件下，盐基离子被淋溶，土壤酸度增加。2.氢离子使土壤中的铝活化：土壤溶液中酸度增加到一定程度，H+会进入粘粒晶格，并占优势，使土壤呈稳定酸性。同时破坏晶格，使被束缚的铝离子变成活性铝离子，增加土壤内部酸源。其机制如下：3土壤矿质成分作为酸源：土壤中的S、FeS、FeS2以及铝、铁、锰的酸性硫酸盐类，在生物化学和纯化学的转化中产生酸。*土壤酸度存在形式：活性酸与潜在酸。1 活性酸：自由扩散于溶液中的氢离子浓度所反应的酸度，称为活性酸。用pH表示。土壤反应分级土壤反应超强酸性极强酸性强酸性酸性中性碱性强碱性极强碱性pH<3.53.5-4.44.5-5.45.5-6.46.5-7.57.6-8.58.6-9.5>9.5当pH<5.5时,土壤溶液中出现活性铝离子,作物受铝害。pH<3.5时任何生物无法生存。一般情况下，pHH2O>pHKCl，因为后者是活性酸与代换酸的和。2土壤潜性酸：土壤胶粒上被吸附的氢离子和铝离子被其它阳离子代换到溶液中时，氢离子才能够显示酸度；而铝离子在溶液中进一步水解所放出的氢离子才能显示的酸度称为土壤潜性酸，即被土壤胶粒吸附的氢离子和铝离子所表现的酸度为土壤潜性酸，它的量远比活性酸大得多。土壤活性酸与潜在酸是反映土壤酸度及其总酸量的两种物质形态。1）代换性酸度：土壤潜在酸 (代换酸): 用1NKCl或0.06NBaCl2溶液(pH=7)提取,定容并淋洗酸性土壤样品,风干,用0.01NaOH滴定提取液,计算每百克烘干( 105°C)土重中氢、铝离子的毫克当量数，容量单位：m.e/100g干土。应当指出，用中性盐溶液浸提、淋洗而测得的酸量值时土壤潜在酸的大部分，而不是全部，因为阳离子交换反应是可逆的，在动态平衡体系中。在计算酸性土壤石灰量时，必须以潜在酸的量为依据，因为粘土与砂土虽然pH值（活性酸）相同，但潜在酸的量却相差很大。pHH2O>pHKCl，因为后者是活性酸与代换酸的和。土壤pHH2O与pHKCl 比较土壤pHH2OpHKCl砖红壤（广东）5.04.8红壤（花岗岩母岩，广东）4.84.2红壤（第四纪红土母质，江西）4.84.1黄棕壤（下蜀黄土）7.06.1热带幼年土壤7.26.32）水解酸：用碱性盐溶液（如醋酸钠）浸提土壤，可以把吸附性氢、铝离子绝大部分浸提出来。这样测得的潜在酸的量大于交换酸，称为土壤水解性酸度。下述反应中Al（OH）3在中性到碱性中是沉淀，CH3COOH是难解离的弱酸，反应向右进行，并且较彻底。土壤水解酸一般都大于交换酸。活性酸潜在酸称为土壤总酸度。一般用滴定法测得，也叫滴定酸度。几种土壤代换酸与水解酸比较（m.e/100g干土）土壤交换酸水解酸山地黄壤（旧称灰化土）广西南宁362681山地黄壤（旧称灰化土）四川壁山206294黄棕壤 （旧称棕壤） 安徽嘉山020197黄棕壤 （旧称棕壤） 湖北孝感001044红壤 广西桂林148914土壤碱度 (补充知识、自由掌握)土壤碱性反应是土壤溶液中OH离子溶度超过H+时反应出来的；溶液中OH离子溶度的大小表现为土壤碱性的强弱，也以pH值表示。也可用OH离子m.e/100克土表示土壤碱度容量