《土壤学》 第一章绪论

目的要求：

使学生了解土壤在人类农业生产和自然环境中的重要性、土壤学的任务与土壤学和相关学科的关系；掌握土壤及土壤肥力的内涵。

第一节土壤在人类农业生产和自然环境中的重要性

土壤不仅是人类赖以生存的物质基础和宝贵财富的源泉，而且是人类最早开发利用的生产资料。

一、土壤是人类农业生产的基地

民以食为天，食以土为本

（一）土壤是植物生长繁育和生物生产的基地

1.土壤的营养库作用：是陆地生物所需营养物质的重要来源；2.土壤在养分转化和循环中的作用；无机物的有机化，有机物的矿质化；3.土壤的雨水涵养作用：是一个巨大的水库；4.土壤对生物的支撑作用；

土壤中拥有种类繁多，数量巨大的生物群；

5.土壤在稳定和缓冲环境变化中的作用（缓冲库）。（二）植物生产、动物生产和土壤管理关系二、土壤是最珍贵的自然资源

1.数量的有限性和固定性

地球表面形成1cm厚的土壤，约需要300年或更长时间。2.质量的可变性（土壤肥力的可更新性）治之得宜，地力常新3.土壤空间位置的固定性

三、土壤是地球陆地生态系统的基础

1.保持生物活性、多样性及生产性；2.对水和溶质流动起调节作用；

3.对有机、无机污染物具有过滤、缓冲、固定和解毒作用；4.具有贮存并循环生物圈及地表的养分作用和其它元素的功能。四、土壤是地球表层系统自然地理环境的重要组成部分（一）土壤圈(Pedosphere)的概念

地球表层系统五大要素：大气圈、生物圈、岩石圈、水圈、土壤圈

土壤圈是覆盖于地球和浅水域底部的土壤所构成的一种连续体或覆盖层，它是地圈系统的重要组成部分，它处于地圈系统（气圈、水圈、生物圈、岩石圈）的交界面，既是这些圈层的支撑者，又是它们长期共同作用的产物。

1.土壤圈涵义

（1）永恒的物质与能量交换（2）最活跃与最富生命力的圈层（3）记忆块的功能（4）时空限制特征（5）仅部分为可再生资源2.土壤圈功能（1）对生物圈

支撑和调节生物过程，提供植物生长的养分、水分与适宜的物理条件，决定自然植被的分布与演替。但土壤圈的各种限制因素对生物也起不良影响。

（2）对水圈

影响降水在陆地的重新分配，影响元素的生物地球化学行为，影响水分平衡、分异、转化及水圈的化学组成。

（3）对岩石圈

作为地球的“皮肤”，对岩石圈具有一定的保护作用，以减少其受各种外营力破坏，同时与岩石圈进行物质交换与地质循环。（二）土壤圈在全球变化中的作用

1.通过土壤圈与其它圈层的物质交换，影响土壤的全球变化2.通过全球土被在时空上的演变，引起土壤全球变化

3.通过人为活动对土壤圈的强烈作用，对全球土壤变化以至生存环境发生影响（1）人为砍伐森林，加剧水土流失；（2）对土壤资源利用不当导致土壤退化严重；（3）水稻田、沼泽地及湖泊产生痕量温室气体。（三）土壤圈的研究方向与内容

1.研究方向

土壤圈研究的总方向是研究土壤圈物质的组成、性质和物质与能量的循环及其对人类生存环境的影响。

（1）研究土壤圈与生物圈之间养分元素的交换与平衡，土壤圈与水圈之间的水分循环与物质运动，土壤圈与大气圈之间的大量气体及痕量气体的交换与平衡，以及土壤圈与岩石圈之间元素迁移与转化；

（2）研究土壤圈物质和能量循环与地球生命、人类生存条件、自然环境及全球变化之间的关系。

2.研究任务

（1）土壤资源的开发利用与保护

研究低耗土壤资源的节约型开发利用；综合治理和集约经营耕地；土壤资源承载能力；防止土地退化和提高土地质量；土地动态监测及土地数字化数据库(SOTER)。

（2）土壤肥力调节与农业持续发展

研究不同生态条件下土壤肥力演变;施肥技术与提高肥效;持续稳定的土壤肥力培育的研究;农业持续发展的理论与战略;农业持续发展中高效适度技术的管理、对策与合理布局；不同地区农业持续发展模式。

（3）土壤生态环境的建设

研究农业生态系统中土壤生态环境演替规律，土壤生态环境建设的研究；防止土壤污染。

（4）土壤圈物质循环及全球变化

①土壤圈与大气圈大量与痕量气体交换与平衡；②土壤圈与水圈的水循环；③土壤圈与岩石圈元素迁移；

④土壤圈与生物圈养分元素交换与平衡；⑤土壤圈物质组成、性质、类型及时空变化规律；

⑥全球土被演变及土壤退化(土壤侵蚀、沙漠化、肥力退化、盐渍化、酸化、沼泽化)的时空变化，形成机理及预测预控；

⑦人类活动对土壤全球变化及人类环境变化的影响。（四）土壤圈的地位

第二节土壤及土壤肥力的概念

一、土壤(soil)能产生植物收获的地球陆地表面的疏松层次。二、土壤肥力

土壤具有肥力是其最本质的特征，是其区别于其它事物的标志。

土壤肥力：在植物生活全过程中，土壤供应和协调植物生长所需水、肥、气、热的能力。

(一）土壤肥力类型

1.自然肥力和人为肥力

自然肥力：指土壤在自然因子（气候、生物、地形等）综合作用下所具有的肥力。人为肥力：土壤在人为条件熟化(耕作、施肥、灌溉等)作用下所表现出来的肥力。

2.潜在肥力与有效（经济）肥力

潜在肥力：土壤肥力在生产上没有发挥出来产生经济效益的部分。有效（经济）肥力：土壤肥力在当季生产中表现出来产生经济效益的部分。（二）基本观点

1.肥力因素的全面观点水、肥、气、热

全面分析、综合评定

2.肥力因素的供应和协调观点供应、协调

3.土壤肥力与生产力统一的观点

土壤肥力的发挥与环境条件、社会经济条件、科学技术条件密切相关。三、近代土壤学的发展及主要观点

1.农业化学土壤学派2.农业地质土壤学观点3.土壤发生学派4.土壤学发展的新观点5.我国土壤学的发展概况

第三节土壤学科体系、研究内容和方法

一、分支学科及研究内容（一）土壤物理

研究土壤中物理现象和过程的土壤学分支。主要研究土壤水、气、热运动及其调控的原理，其研究内容包括土壤水分、土壤质地、土壤结构、土壤力学性质、土壤溶质移动及土壤—植物—大气连续体(SPAC)中的水分运行和能量转移等。（二）土壤化学

研究土壤化学组成，性质及其土壤化学反应过程的分支学科。重点研究土壤胶体的组成、性质，及土壤固液界面发生的系列化学反应。为开展土壤培肥、土壤管理、土壤环境保护提供理论依据。（三）土壤微生物

研究土壤中微生物区系、多样性及其功能和活性的土壤学分支。研究内容：1.土壤微生物生态；

2.土壤微生物与土壤物质循环（陆地N,P,S,C素循环）;3.土壤酶活性;

4.土壤微生物与土壤固氮作用;5.根际微生物与菌根;6.土壤微生物之间的相互作用;7.农业措施对微生物的影响;8.土壤微生物与土壤的污染防治;9.有益微生物的农业应用。（四）土壤生物化学

研究土壤中的有机质组成，结构及生物化学转化过程的土壤学分支学科，主要的研究内容包括：

1.土壤腐殖质形成，特性、及其对土壤肥力的影响；

2.土壤碳、氮、磷、硫的生物转化（有机碳、氮矿化作用和腐殖化作用）；3.土壤酶活性；

4.有机生物制剂包括有机农药、杀虫剂、除草剂的生物降解及其对环境污染的影响等。（五）土壤地理学

研究土壤发生、演变、分类、分布规律及其与地理环境之间关系的土壤学分支科学，是由土壤学与自然地理学交叉发展而成的边缘学科。主要研究内容包括:

1.土壤发生和分类：

土壤发生学是土壤地理的核心，重点研究土壤形成与自然成土因子和人为活动的复杂关系，回答地球表层系统多样性土壤的形成特点和机理，并在此基础上，根据土壤的发生发育过程、土壤诊断学属性进行土壤分类。

2.土壤分布规律：

土壤是一个时间上处于动态、空间上具有垂和水平方向上分异性的三维连续体，搞清土壤和土被结构在地面空间上的分布规律，可以为因地制宜合理利用和保护土壤资源，搞好农业区划及生产布局，改善生态环境提供科学依据。

3.土壤调查制图和土壤质量评价；

主要研究内容是应用现代新技术（如3S技术），建立土壤数据库和土壤信息系统；研究土壤质量评价标准、指标体系和退化土壤的恢复重建技术与措施。二、土壤学与相邻学科的关系

1.土壤学与地质学、水文学、生物学、气象学有着密切的关系。

土壤作为地球表层系统的重要组成部分，它的形成、发育与地质，水文、生物和近地表大气息息相关。

2.土壤学与农学、农业生态学有着不可分割的关系。

土壤是绿色植物生长的基地，农学中的栽培学、耕作学、肥料学、灌溉排水等，都以土壤学为基础的，土壤学是农业基础学科的一部分。

3.土壤学与环境科学联系密切。

土壤不仅是一种资源，还是人类生存环境的重要组成要素。土壤除能生产绿色植物外，还具有对环境污染物质的缓冲性、同化和净化性能，在稳定和保护人类生存环境中起着极重要的作用。三、土壤学的任务（一）合理利用土壤

水土流失、土壤沙化、土壤次生盐渍化、土壤酸化、土壤污染（农药和三废）、土壤盐碱化、土壤潜育化等。（二）中低产土壤改良

中低产田土面积约占一个地区土壤面积的三分之二

（三）基础理论研究

1.土壤温室气体形成机理、变化规律与减缓途径的研究（重点是CH4、NxOy、CO2）。

2.土壤污染发生类型、形成规律与防治途径研究。

3.土壤退化时空变化、形成机理、调控对策。重点是荒漠化（西北）、盐渍化（黄淮海）、沼泽化（东北）、土壤酸化（西南及东南）、肥力减退（南方）及土壤污染（经济发达区）。

4.土壤质量演变机制、评价体系及恢复重建的研究。5.经济快速发展地区土壤环境演变机制与调控研究。6.不同地区土壤生态环境建设及其治理途径的研究。7.土壤与环境问题有关基础应用与开发项目的研究。四、土壤学的研究方法（一）宏观研究和微观研究（二）综合、交叉研究

（三）野外调查与实验室研究结合（四）新技术的应用

五、21世纪土壤科学所面临的挑战

来自人口膨胀的挑战——如何保证粮食的持续增产；

来自全球生态环境的挑战——如何保持土壤的生态健康功能，建立良好生态环境；来自土壤学自身发展的挑战——加强基础研究，加速新技术在土壤学领域内的应用；社会对土壤学认同的挑战——强化土壤资源在国民经济中的战略地位；立足于为解决人类的吃饭问题和环境健康问题服务。

第二章

目的要求：

地学基础

使学生了解矿物、岩石的基本性质；各种内外力地质作用和它们形成的地形；几种成土母质的基本特点。

第一节矿物

矿物：指地壳及上地幔中的化学元素在各种地质作用下形成的具有一定的化学组成和物理性质的单质或化合物。

原生矿物：由地壳深处岩浆冷凝而形成的矿物。

次生矿物：由原生矿物风化演变而形成的新矿物。又称次生粘土矿物。一、矿物的物理性质

颜色、条痕、光泽、解理、断口、硬度等。

1、颜色矿物的颜色是其重要的特征之一。一般地说，颜色是光的反射现象。矿物的颜色，根据其发生的物质基础不同，可以有自色、他色和假色。

自色—矿物本身所含的化学成分中，具有的色素表现出来的颜色，如石英的白色。他色—矿物因为含有外来的带色素的杂质而产生的颜色，如无色透明的石英(水晶)因锰的混入被染成紫色。

假色—矿物表面、解理面及裂缝因氧化而产生氧化膜产生光的干涉效应而呈现出的颜色。2、条痕矿物粉末的颜色。将矿物在无釉瓷板上擦划，（注意矿物硬度小于瓷板）所留在瓷板上的颜色即为条痕。条痕对有色矿物具有鉴定意义。可以消除假色、减弱他色而显现自色。

3、光泽矿物表面对入射光线的反射能力称光泽，按其表现可分为：金属光泽—如黄铁矿。半金属光泽—如赤铁矿。

非金属光泽—玻璃光泽：如石英晶面。油脂光泽：如石英断口面。丝绢光泽：如石棉。珍珠光泽：如白云母。土状光泽：如高岭石。

4、硬度矿物抵抗摩擦或刻划的能力。决定硬度时，常常用二个矿物相对刻划的方法即得出其相对硬度。表示硬度的大小，以摩氏硬度计的十种矿物作标准，从滑石到金刚石依次定为十个等级，其排列次序是：

矿物滑石石膏方解石萤石磷灰石正长石石英黄玉刚玉金刚石硬度12345678910

5、解理矿物受击后沿一定方向裂开成光滑平面的性质称为解理，矿物破裂时呈现有规则的平面称为解理面，按其裂开的难易、解理片之厚薄、大小及平整光滑程度，一般可有下列等级。

极完全解理—解理面极平滑，可以裂开成薄片状，如云母。

完全解理—解理面平滑不易发生断口，住往沿解理面裂开成小块，其外形仍与原来的晶形相似，如方解石。

中等解理—在矿物碎块上，既可看到解理面，又可看到断口。如长石、角闪石。不完全解理—在矿物的碎块上，很难看到明显的解理面，大部分为断口，如磷石。无解理一矿物碎块中除晶面外，找不到其他光滑的面，如石英。

6、断口矿物受击后，产生不规则的破裂面，称为断口。在解理不发达以及非结晶矿物受击后，容易发生断口。形状有：贝壳状(石英的断口)。参差状(自然铜)，平坦状(磁铁矿)等。

同一矿物，解理与断口表现出互为消长的关系，如极完全解理的云母，则不易见到断口。二、常见矿物种类主要的造岩矿物及其特性：

1、石英(quartz)：一般为白色透明，含有杂质时呈其他颜色。石英是最主要的造岩矿物，分布最广，为酸性岩浆的主要成分，在沉积岩和变质岩中也常见。石英在岩石中常呈不透明或半透明晶粒状，烟灰色，油脂光泽。石英的伴生矿物是云母、长石。石英硬度大，化学性质稳定，不易风化，岩石风化后，石英形成砂粒，含砂粒多的土壤，含盐基少，形成的母质养分一般贫乏，酸性也较强。

2、正长石(orthoclase)KalSi3O8：晶体短柱状，肉红色、浅黄色、浅黄红色等，玻璃光泽，完全解理，硬度6.0。正长石在岩石中呈晶粒，长方形的小板状，板面具有玻璃光泽。伴生矿物为石英、云母等。正长石易风化，风化后形成粘土矿物高岭石等，可为土壤提供大量K养分。正长石类矿物一般含氧化钾16.9％。

3、斜长石(plagioclase)Na（AlSi3O8）·Ca（Al2Si2O8）：常呈板状和柱状晶体。白色或灰白色。玻璃光泽，完全解理，硬度6.0～6．5。在岩石中多呈晶粒，长方形板状，白色或灰白色，玻璃光泽。伴生矿物主要是辉石和角闪石。斜长石比正长石容易风化，风化产物主要是粘土矿物，能为土壤提供K、Na、Ca等矿物养分。4、黑云母(biotite)KH2（Mg，Fe）3AlSi3O12：深褐色或黑色，其他性质同白云母。

黑云母主要分布在花岗岩、片麻岩和结晶片岩中，伴生矿物是石英、正长石等。黑云母较白云母易于风化，风化物为碎片状。

5、白云母(muscovite)KH2Al3Si3O12：常见片状、鳞片状。白云母无色透明或浅色（浅黄、浅绿）透明。极完全解理，薄片具有弹性，珍珠光泽，硬度2．0～3．0。白云母较难风化，风化产物为细小的鳞片状，强烈风化后能形成高岭石等粘土矿物。6、普通角闪石(hornblende)Ca（Mg，Fe）3Si4O12：角闪石呈细长柱状，深绿至黑色，玻璃光泽，完全解理，硬度5.0～6.0,角闪石主要分布在岩浆岩和变质岩中的片麻岩和片岩中。在岩石中呈针状或纤维状。伴生矿物为正长石、斜长石和辉石，角闪石易风化，风化产物为粘土矿物。

7、辉石(pyroxene)Ca（Mg，Fe）Si2O6：呈短柱状、致密块状，棕至暗黑色，条痕灰色，中等解理，硬度5．5。辉长岩和玄武岩中，在岩石中多呈晶粒状。伴生矿物为角闪石、斜长石、辉石等，较角闪石难风化，风化物为粘土矿物，富含Fe。8、橄揽石(olivine)（Mg，Fe）2SiO4：橄榄石呈粒状集合体出现，橄榄绿色，玻璃光泽或油脂光泽。橄榄石为超基性岩的主要组成矿物，伴生矿物为斜长石、辉石，不与石英共生，易风化，风化产物有蛇纹石、滑石等。

蛇纹石呈污绿色，玻璃光泽或油脂光泽，断口上有时呈蜡状光泽，比重2.5，硬度2.0～4.0。

9、方解石(calcite)CaCO3：方解石为次生矿物，呈菱形，半透明，乳白色，含杂质时呈灰色、黄色、红色等，完全解理，玻璃光泽。与稀盐酸反应生成CO2气泡。无色透明者称冰洲石。方解石分布很广，是大理岩、石灰岩的主要矿物，常为砂岩、砾岩的胶结物，也可在基性喷出岩气孔中出现。方解石的风化主要是受含CO2的水的溶解作用，形成重碳酸盐随水流失，石灰岩地区的溶洞就是这样形成的。

10、白云石(dolomite)CaCO3·MgCO3：白云石是由方解石、菱美矿结合而成，呈弯曲的马鞍状、粒状、致密块状等，灰白色，有时带微黄色，玻璃光泽，性质与方解石相似，但较稳定，与冷盐酸反应微弱，只能与热盐酸反应，粉末遇稀盐酸起反应，这是与方解石的主要区别。白云石是组成白云岩的主要矿物，也存在于石灰岩中。风化物是土壤Ca、Mg养分的主要来源。

11、石膏(gypsum)CaSO4·2H2O8：石膏呈板状、块状、无色或白色。玻璃光泽或丝绢光泽。硬度2．0，是干旱炎热气候条件下的盐湖沉积。常作土壤改良剂。12、水晶(Irishdiamond：水晶英文名称为Rockcrystal，别名晶石、水晶石。古代希腊人称水晶为Krystallos，意思是“洁白的冰”。

13、水晶是结晶完好的透明石英晶体，常呈无色透明状，当含有某些金属元素等杂质时，可呈现出紫色、蔷薇色、金黄色、黑色或褐色等。根据水晶颜色的不同可分为：紫晶、黄晶、蔷薇水晶、烟水晶、茶晶、墨晶等。紫晶最为珍贵，其次是黄晶、烟晶。

水晶的应用范围相当广泛。作为药物，用它“慰目，除热泪”，李时珍用它作“入点目药，穿串吞咽中，推引诸硬物”。水晶是光学仪器材料，可用来制作眼镜片、放大镜、显微镜和照相机镜头等。水晶制品从外表上看和玻璃相差不多，但是普通玻璃杯子加热后扔到冷水中，杯子很容易炸裂，如果是水晶杯子，就不会出现炸裂现象。

14、红宝石(ruby)：红宝石的英文名称为Ruby，源自拉丁文，意思是红色。属于刚玉族矿物，三方晶系。因其成分中含铬而呈红到粉红色，含量越高颜色越鲜艳。血红色的红宝石最受人们珍爱，俗称“鸽血红”。

红宝石质地坚硬，硬度仅在金刚石之下。其颜色鲜红、美艳，可以称得上是“红色宝石之冠”。瑰丽、华贵的红宝石是宝石之王，是宝中之宝，其优点超过所有的宝石。有的古书中认为红宝石是“上帝创造万物时所创造的十二种宝石中最珍贵的。”

人们钟爱红宝石,把它看成爱情、热情和品德高尚的代表,光辉的象征。传说佩戴红宝石的人将会健康长寿、爱情美满、家庭和谐。相传昔日缅甸的武士在身上割开一个小口，将一粒红宝石嵌入口内，他们认为这样可以达到刀枪不入的目的。国际宝石界把红宝石定为“七月生辰石”，是高尚、爱情、仁爱的象征。

世界上最大的星光红宝石是印度拉贾拉那星光红宝石。该宝石重达2457克拉，具有六射星光，圆顶平底琢型。1991年，我国山东省昌乐县发现一颗红、蓝宝石连生体，重量67.5克拉，被称为“鸳鸯宝石”，称得上是世界罕见的奇迹。国际宝石市场上把鲜红色的红宝石称为“男性红宝石”，把淡红色的称为“女性红宝石”。缅甸曼德勒市东北部的抹谷(Mogok)附近地区是优质红宝石的主要产区。

第二节

由一种或多种矿物组成的集合体。按组成岩石矿物种类分：单矿岩、复矿岩。按岩石形成方式分：岩浆岩、沉积岩、变质岩

一、岩浆岩：岩浆岩是地球内部岩浆侵入地壳或喷出地表冷凝形成的岩石。

岩石

岩浆岩的结构:指岩石中矿物的颗粒大小、结晶程度与结合方式。

岩浆岩的构造:指岩石各组成矿物的排列方式和填充方式所赋予岩石的外貌特征。二、沉积岩：沉积岩是由地壳表面早期形成的岩石经风化、搬运、沉积、压实、胶结硬化而形成的岩石。一般分为机械沉积岩、化学沉积岩和生物沉积岩三类。沉积岩的结构：指沉积颗粒的大小和形状。

以颗粒大小分为:砾状结构(如砾岩),粒状结构(如砂岩),中粒状结构(如粉砂岩)以颗粒形状分为:角砾状结构，颗粒有棱角(如角砾岩)，圆滚状结构，颗粒无棱角(如砾岩)

沉积岩的构造指沉积物空间分布的相互关系。主要有层理构造，层面构造等主要的沉积岩:角砾岩,砾岩,砂岩页岩,石灰岩

三、变质岩：原来存在的岩石在新的地壳变动或岩浆活动产生的高温、高压下，使岩石的矿物重新结晶，重新排列，改变其结构、构造和化学成分，而形成的新岩石，称变质岩。变质岩的结构:主要有斑状变晶结构、粒状变晶结构、鳞片状变晶结构。变质岩的构造：

块状构造，岩石中的矿物无定向排列，均匀分布在岩石中形成不规则的块状体，如石英岩；片理构造，片状矿物受力的作用而平行排列，并沿平行方向易于裂开，如各种片岩；片麻状构造，片状矿物与粒状、块状矿物呈断续的平行相间排列，如片麻岩。

第三节地质作用与地形

地球的陆地表面由各种各样的地形地貌构成，如高山、峡谷、平原、盆地、丘陵等。自然界为什么出现千奇百怪，各种各样的地形地貌呢？

地质作用根据能力的来源不同，分内力作用和外力作用两类，或称内、外营力。一、内力地质作用和地形

内力作用主要表现为地壳的升降运动，地壳的褶皱和断裂运动，火山的喷发和地震等。内力作用的结果，造成了地表高低崎岖的地形和岩层的各种构造形态。（一）地壳的升降运动(luffing)地壳长期地进行着缓慢地上升或下降的垂直运动，这种运动经常导致了海陆轮廓的改变。（二）地壳的褶皱运动(foldmovement)褶皱运动是一种使原来水平或近乎水平层位的岩层，变成褶皱并且隆起成为山脉的运动。褶皱变动的基本单位是褶曲(refractionation)，褶曲就是岩层的一个弯曲。褶曲的基本形式是背斜(anticline)和向斜(syncline)，每一个背斜或向斜就是一个褶曲。背斜在外形上是一个中部向上拱起的一个弯曲，向斜是一个中部向下拗陷的弯曲。（三）地壳的断裂变动

地壳表面的岩层当受到力的作用之后，除去发生褶皱运动以外，还伴随着产生了断裂和错动现象，致使岩层的连续完整性受到破坏。

断裂变动分两大类，一类是没有发生位移的断裂，另一类是沿着裂隙有显著位移的断裂。前一类叫节理(joint)，后一类叫做断层(fault)，地壳的断裂变动主要是断层造成的。断层根据上盘与下盘相对位移的实质，断层可分为三种：正断层(normalfault)上盘下降，下盘上升。逆断层(reversefault)上盘上升，下盘下降。

平移断层(wrenchfault)上下盘只在水平方向上的错动，无垂宜的移动。（四）常见的内力作用地形1、平原(plain)平原是指的那种地面起伏微弱的广阔的平地。

（1）高原(plateau)地面的海拔高程在600米以上，如我国的黄土高原、青藏高原等．（2）高平原(highplain)地面海拔高程约200—600米，如四川西部的成都平原海拔约500—600米。

（3）低平原(lowplain)地面海拔高程约0—200米，如我国东部的松辽平原、华北平原、长江中下游平原等。

（4）洼地(depression)地面绝对高程在海平面以下，如新疆的吐鲁番低地。2、山地(mountains)山地是四周都被平地环绕的孤立高地，在山地与周围平地的交界部分，有一明显的坡度转拆地段。

山是由山顶、山麓和山坡三个部分组成的。山的最高处称为山顶，山顶的形态有平的、圆的和尖的。山的最下部，即与平原的交界处，一般称为山麓。自山顶到山麓的倾斜地面，则称为山坡，山坡的形态有平直的、凹形的、凸形的，或者是复式的。

山岭(serra)是具有陡峭的山坡和明显分水线的，成线状延伸的山地。山岭的顶部称为山脊。

山脉(mountainrange)是若于条走向平行的山岭组成的山地系统称为山脉。如我国的阴山山脉、秦岭山脉、喜马拉雅山脉等。

山系(mountainsystem)包括若干条山脉的山地系统，称为山系。如天山山系。山地依据其海拔高程，又可将其划分为极高山、高山、中山及低山等类型。丘陵主要以相对高程为准则，只要相对高程在100米以下者，都称为丘陵(hill)。二、外力地质作用和地形

地质的外力作用是向着与内力作用相反的方向进行，各种外营力均在雕刻着地表，侵蚀着和破坏着地势高低的基本形态和地壳构造。外力作用的总的趋势是要削平大山和高原，并且将破坏它们所产生的物质，搬到低的地方堆积起来，以消弥地球表面高低崎岖的地形。外力作用主要是通过流水、冰川、风和海流等作用进行的。（一）流水的地质作用和地形

由地表流水所形成的各种地形，统称为流水地形。地表流水是最主要的形成地形形态的作用力之一。它在流动过程中，不仅能侵蚀地表，形成各种侵蚀沟谷，同时又把被侵蚀的物质沿途堆积，形成各种各样的堆积地形。

地表流水主要来自大气降水。此外，地下水、溶雪或溶冰等也能补给。1、斜坡水流的侵蚀作用和地形（1）片状水流(sheetflow)（2）股流

2、暂时洪流的侵蚀作用和地形

在干枯无水的沟谷中，仅暴雨或大量积雪迅速溶化后，于转瞬间方有洪流通过，此种水流即称为暂时洪流。

3、地表暂时性水流和侵蚀沟(erosiongroove)地表暂时性水流即在降雨和溶雪、溶冰后于地表形成的水流。地表水流沿斜坡低凹地形汇集流动时，则水流的流量增大，流速加快，侵蚀、破坏能力加强，结果在坡地上便形成了无数的小沟。

地表暂时性水流所冲蚀成的大小冲沟通称为侵蚀沟。4、河流的地质作用和地形

（1）河流的概念及其侵蚀作用(aggressiveaction)经常性的流水沿着地表的线状凹地流动者称为河流．河流普遍地分布于不同的自然地带，是改造地表地形的最主要的地质营力。

河床(riverbed)平水期河水所占据的谷底，或称河槽。河漫滩(floodplain)洪水期方能淹没的浅滩。谷坡(valleyside)河谷两侧的岸坡。

砂洲(sandbank)由松散沉积物构成，常年出露在河水之上的河心洲岛。

阶地(terrace)古河谷底部所构成的沿河平台，常年性的洪水巳不能淹没，河流的侵蚀作用是通过下切侵蚀、向源侵蚀及侧方侵蚀作用三个方向进行的。（2）平原河流地形及冲积物

平原常为新构造运动的下沉地区，平原河流多以堆积作用为主，河流在其自身堆积的松散冲积层中发育，水流得以自由摆动以塑成适应其水力和泥沙条件的河床形态。①弯曲型河流②微弯型河流③游荡型河流

（3）山地河流地形及冲积物

在山地和丘陵地区，由于复杂的地质构造和坚硬的岩层的影响，河床的演变不再单纯地由水流和泥沙因素所控制。①河谷地形宽谷与峡谷

宽谷与峡谷是山间河谷的主要形态特征之一，二者于沿河是呈交替状态分布的。

②山间河流的冲积物

上部的河漫滩常是砂土，下部的河床常是砾石层（4）河流阶地(riverterrace)阶地(terrace)是在河谷谷坡上发育的一种阶梯状地形，它高出于河漫滩(floodplain)，洪水时河水也不能淹没。

河流阶地的存在说明河流曾经在阶地面上流过，阶地面曾经是河谷的谷底，由于地壳的隆起，河床抬高，坡降增大，致使河流下切，并把原有的谷底抬升到一般的洪水位之上，形成阶地。由下往上分为一级、二级、三级等阶地。（二）地下水的地质作用和地形1、地下水的一般概念和地下水类型

地下水是指存在于土壤和各种基岩孔隙、裂隙或洞穴等空间里的水。地下水的主要来源是大气降水（雨、雪等），大气降水降落到地表以后，通过土壤的孔隙，岩石的裂隙、洞穴等通道，保存或渗到地下形成地下水。

地下水主要类型为:包气带水(waterofaerationzone)、层间水(interstratifiedwater)和潜水(phreaticwater)2、地下水的溶蚀作用与岩溶地形（喀斯特地形）

(chemicalerosionandkarstfeature)地下水是地质作用的重要地质营力之一，它存在于岩石的孔隙或裂隙之中。（1）溶沟和石芽(karren)流水沿着易溶岩石的表面或裂隙流动，使岩石表面形成石质的沟槽，即溶沟。（2）溶蚀漏斗(ablationfunnel)地表水沿着岩石的裂隙向下流动，使裂隙逐渐扩大而成漏斗状的地形，称溶蚀漏斗。（3）落水洞(sinkhole)落水洞是联接地表水流和地下暗河的垂直管道。一般深约数米至数十米，最深的可达100米以上。

（4）溶蚀洼地(ablationfunnel)溶蚀洼地是指溶蚀作用所形成的小型封闭洼地，面积一般数平方公里至数十平方公里，平面形态多呈圆或椭圆形，其长轴常沿构造线而发育。（5）溶洞(solutioncavity)溶洞是大型的地下管道，多沿层面裂隙、断层或其他构造裂隙发育，它常是水平循环带的产物，是地下暗河的水平通道。

3、地下水的沉积作用与沉积物(sedimentationandsediments)当地下水通过疏松物质或裂隙，其物理条件发生改变以后，如温度和压力降低，CO2气体即逸出，其所含钙质便由地下水溶液中析出，而填充在疏松岩石的空隙或致密岩石的裂隙中，并将其胶结成坚硬的岩石。形成物常见的有方解石脉与石英脉。地下水的沉积物最常见的是钙质沉积物，多以石钟乳。（三）冰川的地质作用和地形1、冰川的一般概念

冰川又称冰河，是雪线以上地带大量降雪聚集而成。冰川受上部重力作用就沿山坡向下运动，冰川过了雪线，厚度逐渐减小，最后即行消失。冰川运动一般很慢，每年从几米到几十或几百米，也有较快的，如喜马拉雅山的几条大冰川，每年可以运动700一1000米。冰川流动对地面有很大的挖掘力，对河床有很大的磨削力。2、冰川地形(glacialfeature)（1）冰川侵蚀地形(glaciererosionlandform)①冰斗(cirque)在冰冻风化作用下形成的低凹地形，三面为悬崖所包围，似罗圈椅状，称冰斗谷。②冰川谷(glaciervalley)冰川沿河谷流动所形成的槽，呈“U”字形，谷底平缓，两壁陡削，称冰川谷。（2）冰川堆积地形(glacierconstructionallandform)由冰川直接聚集起来的堆积物，称为冰碛。另有冰水沉积物。（四）风的地质作用和风成地形1、风的地质作用(geologicfunction)风的地质作用表现为气流沿着地表活动时，对地面物质的吹蚀、磨蚀、搬运和堆积的作用，这些作用统称为风的地质作用。（1）风蚀作用(windabrasion)风蚀作用包括吹蚀作用和磨蚀作用。（2）风的搬运作用

地面的碎屑物质在风的作用下不断地发生悬移、跃移和蠕移运动，使部分物质由原地转移至它处的作用，称为搬运作用。（3）风的堆积作用(accumulation)风所搬运的碎屑物质，由于条件的改变而发生的堆积过程，就是风的堆积作用。2、风蚀地形(aeolianlandform)（1）岩漠(rackydesert)干旱地区，地势较高的地带，因风的剥蚀及物理风化和洪流的侵蚀作用，形成基岩裸露、地面起伏不平、植物稀少的地区，称之岩漠。（2）石漠(stonydesert)又称砾漠，蒙语称戈壁。它是干旱地区，地势起伏平缓，地表几乎全部为粗大的砾石和石块所覆盖的地带。

3、风积地形(winddepositionlandform)由于风的堆积作用所形成的风积地形上构成的地形称为风积地形。地表在大范围内被风积砂所覆盖的地区，称为砂漠。（1）新月形砂丘(barehane)（2）砂垄(sandridge)（五）黄土和黄土地形

(loessandloesstopography)1、黄土的概念

黄土是我国北方劳动人民长期以来对当地黄渔土状堆积物的惯用名称。一般认为，黄土是由风力搬运、堆积形成的，以粉砂为主，质地均一，含钙质结核，无层理，具大孔隙，垂直节理显著，是没有被固结的黄色堆积物。2、黄土地形(loesstopography)黄土广泛地分布在山前低地或盆地内，由于黄土的堆积减缓了基底地形的起伏，构成了平原或高原地形，再经流水的侵蚀则演变成黄土丘陵。

此外还发育着各种次一级的地形形态。按其成因可分为黄土侵蚀地形和黄土溶蚀地形两种基本类型。

第四节风化作用

地壳表层的岩石在大气和水的作用及温度变化和生物活动的影响下所发生的一系列崩解和分解作用。一、物理风化1、概念

指岩石在外界因素作用下机械地破裂成碎屑，只改变其大小而不改变其化学成分的过程。2、影响岩石物理风化的因素

（1）矿物的差异性胀缩；（2）水的冻融作用；（3）矿物的水分与结晶膨胀作用3、物理风化结果

增大了岩石与空气的接触面积，为化学风化创造了条件。二、化学风化

指岩石在水、二氧化碳、氧气等外界因素的影响下，改变其化学成分，产生新物质的过程。1、水的作用

（1）溶解作用；（2）水化作用2、二氧化碳的作用3、氧化作用三、生物风化

指生物及其生命活动对岩石、矿物所产生的破坏作用。包括物理的和化学的。

第五节

一、残积母质

指岩石风化形成土壤母质后未经搬运而残留于原地。1、分布：山区比较平缓的高地。2、特点：（1）粗骨性；（2）浅薄。二、运积母质（一）流水沉积母质1、坡积物

（1）分布：山坡中下部；

（2）特点：厚度较大，颗粒较细，是山区果树和经济林木的主要林业用地。2、洪积物

（1）分布：山谷出口处，呈扇状分布；（2）特点：具有一定的分选性，顶部粗、边缘细。

3、河流冲积物

（1）分布：河流两岸；（2）特点：上游粗、下游细；近河岸粗、远河岸细；具有二元结构。(二)、湖积物

特点：颗粒细腻、质地粘重、有机质含量高，比较肥沃。三、冰碛物

冰川携带的物质风化而成。特点：泥砾混杂、大小不一。

第三章

目的要求：

土壤矿物质

流水搬运沉积

风化产物的母质类型

使学生了解土壤矿物质组成和化学组成，层状铝硅酸盐粘土矿物、非硅酸盐粘土矿物的主要性状及其分布。

第一节土壤矿物质的矿物组成和化学组成

一、元素组成

1.几乎包括元素周期表中所有元素；

2.O、Si、Al、Fe为主，四者共占88.7%以上；3.植物必需营养元素含量低，分布不平衡。二、矿物组成(一)原生矿物

1.原生矿物以硅酸盐和铝硅酸盐为主；

以氧化硅和硅酸盐矿物占绝对优势。常见石英、长石、云母、辉石、角闪石等。2.原生矿物类型和数量决定于矿物的稳定性；石英最稳定，是粗土粒的主要成分；白云母和长石较稳定，在粗土粒中较多；黑云母、角闪石、辉石等暗色矿物易风化。3.原生矿物是植物养分的重要来源。üCa、Mg、K、P、S等。（二）次生矿物

1.原生矿物分解转化形成的矿物。

2.以粘土矿物为主，又以结晶层状硅酸盐矿物为主；3.此外有Si、Al、Fe的氧化物及其水合物。

第二节粘土矿物

一、层状硅酸盐粘土矿物

(一)构造特征1.基本结构单位

(1)硅氧四面体（SiO44-→Si2O52-→Si4O104-）

(2)铝氧八面体(AlO69-→Al4O1212-→Al4（OH）8O44-)2.单位晶片硅氧四面体硅层铝氧八面体铝层3.单位晶层

（1）1:1型一层硅层与一层铝层重叠而成（2）2:1型两层硅层中间夹一铝层

（3）2:1:1型2:1型基础上增加一铝层(或镁层)4.同晶替代

指硅酸盐矿物的中心离子被电性相同、大小相近的其它离子所代替而矿物晶格构造保持不变的现象。

发生同晶替代后，硅酸盐矿物产生负电荷。(二)硅酸盐矿物的种类

1.高岭(石)组（1:1型）：包括高岭石、埃洛石、珍珠陶土等。特点：

（1）单位晶胞（层）化学式为Al4Si4O10(OH)8，硅铝铁率为2；

硅铝铁率：土壤粘粒部分的SiO2和Fe2O3、Al2O3（R2O3）含量的分子比。硅铝率：土壤粘粒部分SiO2和Al2O3的分子。硅铁率：土壤粘粒部分SiO2和Fe2O3的分子比

例：某土壤粘粒部分SiO2含量为41.89%，Al2O3含量33.27%，Fe2O3含量11.85%，计算其硅铝铁率、硅铁率。

解:SiO2的分子含量＝41.89/60＝0.698Al2O3的分子含量＝33.27/102＝0.326Fe2O3的分子含量＝11.85/160＝0.074SiO2/R2O3＝0.689/(0.326+0.074)＝1.75意义：

①硅铝铁率可以反映土壤母质的化学风化程度；②硅铝铁率还可以反映土壤的成土过程和保肥能力。(2)膨胀性小

晶层间距约0.72nm,硅片和铝片之间存在氢键(3)电荷数量少同晶替代极少

(4)颗粒较大（有效直径0.2～2μm），可塑性、粘结性、吸湿性、粘着性弱。2.蒙脱石组：包括蒙脱石、绿脱石、蛭石等。特点：(1)2:1型

单位晶胞的理论化学式：Al4Si8O20(OH)4·nH2O蒙脱石理论硅铝率SiO2/Al2O3=8/2=4(2)膨胀性大

晶层以分子引力联结，晶层间距：蒙脱石0.96～2.14nm蛭石0.96～1.45nm(3)电荷数量大同晶替代现象普遍

(4)颗粒较细，呈片状，可塑性、粘结性、吸湿性、粘着性显著，对耕作不利。蒙脱石在我国北方土壤分布较广，蛭石分布在风化不太强而排水良好的土壤中。3.水化云母(伊利石)组（又称2:1型非膨胀性矿物）特点：

(1)2:1型

单位晶胞化学式：K2(Al·Fe·Mg)4(Si·Al)8O20(OH)4·nH2OSiO2/Al2O3:3～4(2)非膨胀性

晶层之间吸附的K+的强吸附力，层间距1.0nm。(3)电荷数量大

同晶替代现象普遍，主要发生在硅片，电荷量较大，但部分被层间K+中和，有效电荷量少于蒙脱石。

(4)可塑性等性质介于高岭组和蒙脱组之间。

伊利石主要存在于我国北方干旱地区土壤中。四川盆地紫色土和河流冲积土一般以伊利石为主。

4.绿泥石组（以绿泥石为代表，富含镁、铁）特点：(1)2:1:1型

三八面体，化学式为Mg·Fe·Al)12(Si·Al)8O20(OH)16(2)同晶替代现象普遍

硅片、水铝片和水镁片上均有发生，硅片中Al3+代Si4+、铝片中Mg2+代Al3+产生负电荷，水镁片中Al3+代Mg2+产生正电荷，两者相抵为净负电荷，介于伊利石与高岭石之间。

(3)颗粒较小可塑性、粘结性、吸湿性、粘着性居中土壤中绿泥石大部分来自母质遗留，沉积岩和沉积物中较多。二、非硅酸盐粘土矿物1.氧化铁

（1）氧化铁的类型

针铁矿(α-FeOOH)：晶体较大者为黄色，较小者为棕色，存在于湿润土壤有较高氧化性的亚表层，锈纹锈斑，铁结核。

赤铁矿(α-Fe2O3)：红色，存在于干燥的氧化性表土层及胶膜。纤铁矿(γ-FeOOH)：棕橙色，存在于排水不良而富含有机质土壤。磁赤铁矿(γ-Fe2O3)：暗红棕色，存在于高度风化且有机质少的表土。磁铁矿（Fe3O4）：棕黑色，多存在于母质中,有时与磁赤铁矿共存。无定形铁（Fe(OH)3）：棕色，胶膜，锈水。（2）氧化铁的形态及转化

土壤铁的游离度（%）=Fed/Fet×100土壤铁的活化度（%）=Feo/Fed×100土壤铁的络合度（%）=Fep/Fed×100无定形→隐晶质→晶质2.氧化铝

硅酸盐矿物彻底分解产物

土壤中常见:三水铝石[Al2O3·3H2O，Al(OH)3]。粘土矿物:湿热强度风化——脱硅富铝化的指标之一。我国北纬30度以南土壤（红壤、砖红壤等）中才出现。花岗岩风化土壤中较多。山地土壤中也有三水铝石存在

无定形铁铝氧化物比表面大，包被土粒，改变表面性质可吸附固定H2PO4-等阴离子，减低其有效性。

3.氧化硅（粘粒）（结晶质和非晶质）

晶质以α—石英为主；非晶质为蛋白石(SiO2·nH2O)，脱水结晶为玉髓、石英、方石英、鳞石英等变体。

土壤中部分蛋白石来源于有机体,其含量常与有机质含量有关。可作为古土壤埋藏表层的指示性矿物。4.水铝英石

非晶质硅酸盐矿物，火山灰土壤的主要粘土矿物,Si/Al变化在1-2之间。比表面较大，带较多负电荷，数量决定于水化程度和溶液pH。三、粘土矿物的形成和分布规律1.粘土矿物形成途径

风化和成土过程中形成的次生矿物,有两种形成途径。（1）原生矿物风化淋溶直接演变+H2O，-K-K-Mg-Si-Si

云母类——→伊利石—→蛭石—→蒙脱石—→高岭石—→三水铝石（2）风化沉淀（自然合成）学说原生矿物彻底风化产物重新组合沉淀而成。

SiO2·nH2O：土壤pH条件下带负电荷，酸胶基。

Al2O3·nH2O，Fe2O3·nH2O：带正电荷，碱胶基。

盐基离子Ca2+、Mg2+、K+、Na+等，决定溶液pH，并参与矿物形成。正负电荷胶体相互中和沉淀组成新矿物。沉淀—→老化、结晶

溶胶—→凝胶（非晶质）—→结晶质

当溶胶SiO2/Al2O3＞3，可形成2:1型矿物；

当溶胶SiO2/Al2O3＜3，可形成1:1型矿物及氧化铝矿物

风化液pH与盐基淋溶有关，并影响胶体的正、负电荷数量和沉淀凝胶中正负电荷胶体的比例。

盐基离子Mg2+、K+等直接参与新矿物合成，分别形成富钾（伊利石）、富镁（蛭石、绿泥石）等矿物。2.粘土矿物的形成条件

粘土矿物形成与气候等成土条件密切相关。

南方热带砖红壤、亚热带红壤矿物风化程度高，粘土矿物以1:1型为主，并有三水铝石，粘粒硅铝铁率为2左右，属铁铝土。

北方温带地区，粘粒矿物为各种2:1型(伊利石、蒙脱石等)，粘粒硅铝铁率多在3以上。风化度低，属硅铝土。3.我国土壤粘土矿物分布规律：全国分为7个分布区。

北方以水云母（伊利石）为主的1、2、3区；

秦岭、长江中下游水云母、蛭石、高岭石交错分布区(4区)；南方西部蛭石和高岭石为主的分布区（5区）；南方以高岭石为主的6、7分布区。

西北和青藏高原水云母区(1区)，土壤风化程度最低；华南高岭区（7区）土壤风化程度最高。

第四章土壤有机质

目的要求：

要求学生掌握土壤有机质的概念、来源、含量与组成，土壤有机质分解与转化，土壤有机质的主体腐殖质的形成与性质，土壤有机质在土壤肥力上和生态环境方面的作用与管理。

第一节土壤有机质的来源、含量及组成

一、土壤有机质来源森林土壤：枯枝落叶草原土壤：草、根系

耕作土壤：作物残茬(一般占籽实产量的35－40%)、施用的有机肥。

作为土壤有机质最主要来源的各种植物残体，其化学组成和各种成分的含量，因植物种类、器官、年龄等的不同而有很大差异。从而导致土壤有机质的差异。森林土壤：酸性有机质草原土壤：中性有机质

二、土壤有机质的含量及组成1.含量

土壤学中，一般把耕层含有机质20%以上的土壤,称为有机质土壤，在20%以下的土壤，称为矿质土壤,但耕作土壤中，表层有机质的含量通常在5%以下。

土壤有机质含量与气候、植被、地形、土壤类型、农耕措施密切相关。不同土壤中含量差异很大。

目前，我国土壤有机质含量普遍偏低。总体而言,北方土壤有机质含量高于南方土壤。

四川土壤有机质含量（%）

OM%＞4.003.01－4.002.01－3.001.01－2.000.61－1.00＜0.60

水田%1.296.1939.951.990.630.004旱地%3.145.5218.7246.2624.661.10

2.元素组成（水%＝75，干物质%＝25）干物质

CHON＋灰分元素

%448408C/N大约为10左右。3.化学组成

成分纤维素半纤维素木质素蛋白质脂肪、树脂等

%2－100－230－5028－351－8

4.土壤腐殖质（humus）

土壤腐殖质：是除未分解和半分解动、植物残体及微生物体以外的有机物质的总称，由非腐殖物质（Non-humicsubstances）和腐殖物质（Humicsubstances）组成，通常占土壤有机质的90%以上。

第二节

一、简单有机化合物的分解和转化

矿质化：指复杂的有机质在微生物的作用下，转化为简单的无机物的过程。

土壤有机质的分解和转化

(一)碳水化合物的矿质化

在低温、嫌气条件下,有机酸变为CO2和H2O的过程受到阻碍,产生有机酸的累积,从而造成植物根系萎缩、腐烂。如：甲酸3.2×10-3M、乙酸4.6×10-3M、正丁酸7×10-4M，就会对植物根系产生较严重的危害。

解决办法：排水晒田、施草木灰（中和酸、补充K素）有机肥施用前进行堆沤。（二）含N化合物的矿质化

N素生物固定与有效化过程与有机物C/N比密切相关。C/N＞25时，产生N素生物固定；C/N＜25时，产生N素有效化。

豆科绿肥（三叶草等）C/N小，施入土壤后能提供N素（N素有效化）。禾本科作物秸秆C/N大，直接还田易造成M与作物争夺N素，造成N素的生物固定。

秸秆还田应配施化学N肥：一般亩施秸秆300－400kg,需要配施化学纯N3－4kg。(三)脂肪、树脂、蜡质、单宁的矿质化

这类有机物的矿质化过程与碳水化合物基本相同，不同之点是在嫌气条件下产生多酚化合物，这是形成腐殖质的基本材料。（四）木质素的矿质化

木质素是芳香性聚合物，含碳量高，在土壤中真菌和放线菌作用下缓慢的转化，最终产物是CO2和H2O，但往往只有50%可形成最终产物，其余仅为降解产物，作为形成腐殖质的原始材料。

土壤有机质因矿质化作用每年损失的量占土壤有机质总量的百分数称为有机质的矿化率，一般在1%～3%。由于土壤有机质的矿化率与有机氮的矿化率同步，因而可通过测定土壤有机氮的矿化率来代表有机质的矿化率。二、植物残体的分解和转化

1.可溶性有机化合物以及部分类似有机物入土壤后的头几个月很快矿化。

2.残留在土壤中的木质素、蜡质以及第一阶段未被矿化的植物残体碳相对缓慢分解。三、土壤腐殖物质的分解和转化

1.腐殖质经过物理化学作用和生物降解，使其芳香结构核心与其复合的简单有机物分离，或是整个复合体解体。

2.释放的简单有机物质被分解（矿化）和转化，酚类聚合物被氧化。3.脂肪酸被分解，被释放的芳香族化合物（如酚类）参与新腐殖质的形成。四、影响土壤有机质分解和转化的因素1.温度

25－35℃条件下，M活动最为旺盛，利于OM矿质化分解，提供作物所需养分。2.土壤湿度和通气状况

好气：水少气多,M活动旺盛,OM矿质化分解,释放养分嫌气：水多气少,M活动受抑制,OM腐殖化合成腐殖质3.干湿交替

一方面增加土壤呼吸作用，破坏土壤结构体，利于OM的矿质化分解，另一方面干燥时引起M死亡，又不利于OM分解。4.有机残体特性

(1)物理状态：多汁、幼嫩绿肥易于分解，磨细粉碎易于分解(2)C/N

大，不易分解小，易于分解

一般耕作土壤表层有机质的C/N在8:1到15:1，平均在10:1到12:1之间，处于植物残体和微生物C/N之间。

(3)硫、磷等元素缺乏也会抑制土壤有机质分解。

激发效应(作用)：土壤中加入新鲜有机物质会促进土壤原有有机质的降解，可以是正、也可以是负。5.土壤特性

（1）pH中性条件下利于OM分解

（2）质地质地愈粘重，腐殖化系数愈高，愈难分解

第三节土壤腐殖质的形成和性质

一、土壤腐殖质形成

1.腐殖化作用

腐殖质：土壤腐殖质是土壤中一类性质稳定，成分、结构极其复杂的高分子化合物。腐殖化作用：进入土壤中的有机质转化形成腐殖质的过程。2.腐殖质的形成过程

（1）植物残体分解产生简单的有机碳化合物；

（2）通过微生物对这些有机化合物的代谢作用及反复的循环，增殖微生物细胞；（3）通过微生物合成的多酚和醌或来自植物的类木质素，聚合形成腐殖物质。3.腐殖质的形成途径

二、土壤腐殖质-粘土矿物复合三、土壤有机质的分组四、土壤腐殖酸性质（一）物理性质1.分子量、形状、颜色①分子量

很大。分子量大小与单体和聚合度有关；②形状

球形结构，疏松多孔，似海棉；③颜色

分子量愈大，颜色愈深（HA分子量大，褐色；FA分子量小，呈淡黄色）2.溶解性与吸收性①溶解性

FA、HA都溶解于碱，HA不溶于酸，而FA溶解于酸。②吸收性

亲水胶体，吸水能力强，吸水量可达其重量的500%。

（二）化学性质1.元素组成

C、H、O、N、P、S为主

C：N：P：S＝100：10：1：1～120：10：1：1含C量为55～60%，平均58%，100/58＝1.724

实验测定土壤有机质时，测出含C量后×1.724即得土壤有机质含量1.724

OM%＝C%×

2.功能团：含有－COOH、－OH及酚羟基等多种功能团，能团的解离导致腐殖酸带电（三）分子结构特征

分子结构极其复杂的有机高分子化合物。单体中有芳核结构物质，芳核上有多种取代基

第四节土壤有机质的作用及管理

一、在土壤肥力上的作用1.养分较完全

含有植物生长所需各种养分。

N：80～97%，平均95%；P：20～76%；S：38～94%为有机态，由有机质提供。

2.促进养分有效化

OM矿质化过程中产生的有机酸，腐殖化过程中产生的腐殖酸，一方面促进土壤矿质养分溶解释放养分；另一方面可以络合金属离子，减少金属离子对P的固定，提高P的有效性。3.提高土壤保肥性

土壤腐殖质是一种有机胶体,有巨大的表面积和表面能,吸附能力大于矿质胶体,从而大大提高土壤保肥性。

胶体对阳离子吸附能力比较（cmol/kg）

胶体类型有机胶体

吸附力

4.提高土壤緩冲性

高岭石

蒙脱石

150～450(平均350)3～580～100

①腐殖质含有多种功能团,遇OH－时,电离出H＋与之作用生成水对碱緩冲;②遇H＋时则由于带负电荷而吸附H＋对酸緩冲;

③由于腐殖质胶体带负电荷,可吸附土壤溶液中盐基离子,对肥料起緩冲作用。5.促进团粒结构的形成，改善土壤物理性质粘结力：砂＜有机胶体＜粘粒

因此，有机质能改变砂粒的分散无结构状态，又能改善粘粒的粘重大块结构，促进土壤良好结构的形成，从而改善土壤的通透性等物理性质。二、有机质在生态环境上的作用1.络合重金属离子，减轻重金属污染；

2.减轻农药残毒：腐殖酸可溶解、吸收农药，如DDT易溶于HA；3.全球C平衡的重要C库（含C平均为58%）。三、其它方面作用1.为M提供C源和N源；

2.OM含有多种生理活性物质，有利于植物生长；3.腐殖酸在一定浓度下能促进M和植物的生理活性。四、土壤有机质的管理我国土壤有机质含量普遍偏低

腐殖化系数：单位重量的有机碳在土壤中分解一年后残留的碳量，常作为有机物质转化为有机质的换算系数。1.大量施用有机肥；

2.大力提倡秸秆还田（沃土计划）

目前四川还田秸秆不到20%，川中丘陵区不到10%。(1)直接还田

秸秆直接还田时注意配施速效性化学氮肥。

(2)过腹还田

适应农业产业结构调整，发展蓄牧业。

第五章土壤生物

目的要求：

通过本章的学习使学生掌握土壤生物的多样性及其生存环境和功能。

土壤生物活性(biologicalactivity)和肥力直接或间接地与土壤生物有关。土壤生物是土壤具有生命力的主要成分，在土壤形成(soilformation)和发育过程(developmentporocess)中起主导作用(theleadingeffects)。也是评价土壤质量(soilquality)和健康状况(healthlevel)的重要指标之一。本章重点阐述土壤微生物的多样性及其功能。

第一节土壤生物多样性

一、土壤生物类型的多样性（一）后生动物(metazoa)

后生动物由小的土居性的多细胞动物，主要包括线虫、蠕虫、蚯蚓、蛞蝓、蜗牛、千足虫、蜈蚣、轮虫、蚂蚁、螨、环节动物、蜘蛛和昆虫等混合组成。（二）原生动物(protozoa)

原生动物为单细胞真核生物，简称原虫。原生动物在土壤中的作用有：①调节细菌数量；②增进某些土壤的生物活性；③参与土壤植物残体的分解。（三）微生物(microbe)

土壤中微生物分布广、数量大、种类多，是土壤生物中最活跃的部分。它们参与土壤有机质分解，腐殖质合成，养分转化和推动土壤的发育和形成。

1公斤土壤可含5亿个细菌，100亿个放线菌和近10亿个真菌，5亿个微小动物。二、土壤微生物种群的多样性（一）原核微生物(procaryotes)1、古细菌(archaea)2、细菌(bacteria)

（1）节杆菌属（Arthrobacter）（2）芽孢杆菌属（Bacillus）（3）假单胞菌属（Pseudomonas）（4）土壤杆菌属（Agrobacterium）（5）产碱杆菌属（Alcaligenes）（6）黄杆菌属（Flavobacterium）3、放线菌(actinomyces)

4、蓝细菌（Cyanobacterium）是光合微生物，行光能无机营养，过去称为蓝（绿）藻，由于原核特征现改称为蓝细菌，与真核藻类区分开来。5、粘细菌(myxomycota)

（二）真核微生物(eukaryoticmicroorganisms)1、真菌(eumycota)2、藻类(alga)3、地衣(lichens)

（三）非细胞型生物即分子生物—病毒(virus)三、土壤微生物营养类型的多样性

根据微生物对营养和能源的要求，一般可将其分为四大类型。（一）化能有机营养(chemoorganotrophy)型

化能有机营养型又称为化能异养型，需要有机化合物作为碳源，并从氧化有机化合物的过程中获得能量。

（二）化能无机营养(chemolithotrophy)型

化能无机营养型又称化能自养型，以CO2作为碳源，从氧化无机化合物中取得能量。（三）光能有机营养(photoorganotrophy)型

光能有机营养型又称光能异养型，其能源来自光，但需要有机化合物作为供氢体以还原CO2，并合成细胞物质。

（四）光能无机营养(photolithotrophy)型

光能无机营养型又称光能自养型，利用光能进行光合作用，以无机物作供氢体以还原CO2,合成细胞物质。

四、土壤微生物呼吸类型的多样性

(一)好氧性微生物的有氧呼吸(aerobicrespiration)土壤中大多数细菌如芽孢杆菌、假单胞菌、根瘤菌、固氮菌、硝酸化细菌、硫化细菌等以及霉菌、放线菌、藻类和原生动物等属好氧性微生物。(二)厌氧性微生物的无氧呼吸(anaerobicrespiration)厌氧性微生物如梭菌、产甲烷细菌和脱硫弧菌等，在缺氧的环境中生长发育，进行不需氧的呼吸过程，基质的氧化不彻底，产生一些比基质更为还原的终产物，释放的能量也少。（三）兼厌氧性微生物兼性呼吸

兼厌氧性微生物能在有氧和无氧环境中生长发育，但在两种环境中呼吸产物不同。典型的例子就是酵母菌和大肠杆菌。

第二节影响土壤微生物活性的环境因素

一、温度

温度是影响微生物生长和代谢最重要的环境因素。微生物生长需要一定的温度，温度超出最低和最高限度时，即停止生长或死亡。二、水分及其有效性

水是微生物细胞生命活动的基本条件之一。水分对微生物的影响不仅决定它的含量，更重要决定水的有效性。水分的微生物有效性，用水的活度（a）表示。三、pH

大多数细菌、藻类和原生动物的最适宜的pH值为6.5～7.5，在pH4.0～10.0也可以生长。

四、氧气和Eh值

通气状况或氧化还原电位（Eh值）的高低对微生物生长有一定影响。因此，结构良好、通气的旱作土壤中有较丰富的好氧性微生物生长发育。五、生物因素

1、土壤中微生物按照来源不同可分为：土居性(土生土长的)和客居性(外来的)两种类型。

2、土居性微生物(edaphon)由于长期生活在土壤中，对土壤环境有较强的适应性，当土壤环境变恶劣时，能存活下来，环境好转时又重新繁殖。六、土壤管理措施

（一）土壤耕作(soiltillage)

常规耕作、覆盖减耕和免耕(zerotillage)等耕作措施对土壤微生物的影响程度是不同的。

（二）杀生剂和其他化学制剂(chemicals)

大田施用的除草剂(herbicide)和叶面杀虫剂(insecticide)的剂量很少会使土壤达到足以直接伤害土壤微生物。第三节土壤微生物区系的发生和分布一、不同类型土壤中微生物的数量和分布

不同土壤类型、肥力水平，土壤微生物的数量和分布有很大差异。

一般来说，我国不同土壤微生物总数，呈如下变化趋势：黑钙土>棕壤>灰壤>水稻土>砖红壤

二、土壤剖面中微生物的数量和分布

在土壤的不同层次中，由于水分、养分、通气、温度、pH等因素的差异及不同微生物的特异性，致使微生物在土壤剖面中的分布不均。

一般来说，表土层微生物数量最多，随层次加深，数量减少。三、土壤团聚体中微生物的分布

各种团聚体(cluster)是微生物在土壤中生活的微环境。团聚体内外的条件不同，微生物的分布也不一样。

四、微生物与植物根的联合

（一）根圈微生物(rhizospheremicroorganisms)（二）菌根(mycorrhiza)

（三）共生固氮(symbioticnitrogenfixation)（四）联合固氮(associativenitrogenfixation)

第四节土壤生物活性及表征

一、土壤酶

(一)土壤酶种类和功能P61-63(二)酶在土壤中存在状态及特性

(三)环境条件对土壤酶活性(soilenzymeactivity)的影响1、土壤物理性质(soilphysicalproperties)的影响2、土壤化学性质(soilchemicalproperty)的影响3、耕作管理的影响二、生物活性物质植物激素(phytohormone)植物毒素(phytotoxicant)

维生素和氨基酸(vitaminandamionacid)多糖(polysaccharide)

第六章土壤质地和结构

目的要求：

使学生掌握土壤的密度、容重、孔隙度与三相组成，土壤机械组成与质地分类，不同质地土壤肥力特点与利用改良；土壤结构的概念及类型，团粒结构的形成过程与其肥力意义。

第一节土壤三相组成

土壤固、液、气三相容积比，反映土壤水、气关系。一、土壤的密度和容重（一）土壤密度1.概念

单位容积固体土粒(不包括粒间孔隙)的质量。(g/cm3)2.影响土壤密度的因素矿物组成、有机质含量、土壤质地土壤密度一般取平均值2.65g/cm3。

土壤比重：土壤密度与4℃时纯水密度之比。一般取2.65。（二）土壤容重1.概念

单位体积自然状态土壤体(含粒间孔隙)的重量。（g/cm3）2.土壤容重作用(1)计算土壤孔隙度

孔隙度＝（1－容重/比重）×100%(2)计算工程土方量

土壤重量=土壤体积×土壤容重(3)估算各种土壤成分储量

设耕层厚度0.2m，容重1.3t/m3，有机质含量15g/kg=0.015t/t，全氮量0.75g/kg=0.00075t/t。

1hm2（104m2）0.2m土层计：土壤=10000×0.2×1.3=2600t有机质储量=2600×0.015=39.0t

全氮储量=2600×0.00075=1.95t(4)计算土壤储水量及灌水（或排水）定额

设土层厚度1m，土壤含水量25%，容重为1.3t/m3。

1hm2的1m土层储水量=10000m2×1m×1.3t/m3×25%=3250m3/hm2=325mm3.浸水容重

反映土壤在浸水条件下的结构状态和紧实度。4.影响土壤容重的因素

质地、结构、有机质含量、紧实度等，主要通过影响孔隙而影响容重。二、土壤三相和孔度1.土壤孔度

土壤全部孔隙容积占土体容积的百分率。水和空气共存并充满于土壤孔隙中。2.土壤三相组成及孔度计算总孔度＝(1－容重/比重)×100%固相＝(容重/比重)×100%液相＝(水分重量百分率×容重)×100%气相＝(总孔度－液相)×100%土壤三相比＝固相:液相:气相3.土壤三相组成的适宜范围

多数旱地作物适宜的土壤固、液、气三相比为：0.5∶0.25～0.3∶第二节土壤质地

一、土粒和粒级1.土粒：

0.15～0.25

土壤颗粒——土粒，通常专指矿物颗粒。

土粒大小以粒径为标准，土粒形状大多不是球形，只能用当量粒径（即与其静水沉降速度相同的圆球直径）代替之。

土壤＜1mm(卡氏制)或＜2mm部分(国际制、美国制)

2.土粒的大小划分—粒级：分级标准：国际制、美国制、卡庆斯基制及中国制。二、各级土粒的组成和性质（一）矿物组成

(1)砂粒以原生矿物为主，最多的是石英；

(2)粉粒除原生矿物外,还有一些风化后形成的次生矿物；(3)粘粒则以次生矿物为主。（二）化学组成

(1)随粒径由大到小，SiO2含量由多到少；

(2)R2O3(即Fe2O3与Al2O3的总称)与SiO2相反，随粒径由大到小，R2O3含量由少到多；

(3)CaO、MgO、P2O5、K2O随土粒由大到小，含量增加。（三）各级土粒的物理性质

土粒由大到小，保水能力增加，但通透性降低。随着土粒由大到小,土壤湿胀性和可塑性增加，对耕作带来不利影响。三、土壤机械组成和质地1.土壤机械组成

土壤中各级土粒的百分含量，又称土壤颗粒组成。2.土壤质地概念

按土壤颗粒组成进行分类，将颗粒组成相近而土壤性质相似的土壤划分为一类并给予一定名称，称为土壤质地(Soiltexture)。

划分土壤质地的目的在于认识土壤的特性并合理利用土壤和改良土壤。3、土壤质地分类制

（1）国际制

①根据粘粒含量将质地分为三类即：粘粒含量小于15%为砂土类、壤土类；粘粒含量15%—25%为粘壤土类；粘粒含量大于25%为粘土类。

②根据粉砂粒含量，凡粉砂粒含量大于45%的，在质地名称前冠“粉砂质”。③根据砂粒含量，凡砂粒含量大于55%的，在质地名称前冠“砂质”。（2）美国制

等边三角形的三个边分别表示砂粒、粉粒、粘粒的含量。根据土壤中砂粒、粉粒、粘粒的含量，在图中查出其点位再分别对应其底边作平行线，三条平行线的交点即为该土壤的质地。

（3）卡庆斯基制：卡庆斯基质地分类可归纳为以下几个步骤：

①根据物理性粘粒含量，将土壤分为三大质地类型九种质地，通过查表4-6确定。②根据砂粒（砂质）、粗粉粒（粗粉质）、中细粉粒（粉质）、粘粒含量（粘质），进一步划分质地，确定质地详细名称。第二优势粒级＋第一优势粒级＋质地名称

③根据石砾含量，查下表，冠在质地详细名称之前。大于1毫米的石砾含量%石质程度<0.5非石质土0.5—5.0轻石质土5.0—10.0中石质土>10.0重石质土

川农大农场几种类型土壤的颗粒组成及详细质地命名（卡氏制）

土壤名称颗粒组成（%）质地名称

物理性粘粒砂粒粗粉粒中细粉粒粘粒石砾

白鳝泥（苹果园）62.410.926.728.833.60粉粘质轻粘土黄泥小土(张家坪)43.838.218.031.012.80粉砂质中壤土白鳝泥（张家坪）49.524.226.331.318.20粉质重壤土半泥砂（沙湾）38.029.033.018.020.00粗粉质中壤土

石骨子土(老板山)31.056.412.619.211.830重石质粉砂质中壤土

注：详细质地名称命名时，若优势粒级为粗粉粒和中细粉粒，则以第一优势粒级冠在质地名称前，不再加第二优势粒级，如举例中的川农张家坪白鳝泥。若优势粒级为砂粒和粗粉粒，也以第一优势粒级冠在质地名称前，不再加第二优势粒级，如举例中的半泥砂土。(4)中国制：分为砂土、壤土、粘壤和粘土4组共22种质地。四、不同质地土壤的肥力特征和利用改良（一）不同质地土壤的肥力特征1.砂质土类（1）水

粒间孔隙大，毛管作用弱，透水性强而保水性弱，水气易扩散，易干不易涝；（2）气

大孔隙多，通气性好，一般不会累积还原物质；（3）热

水少气多，温度容易上升，称为热性土，有利于早春作物播种；（4）肥

养分含量少，保肥力弱，肥效快，肥劲猛，但不持久，易造成作物后期脱肥早衰；（5）耕性松散易耕。2.粘质土类

（1）水

粒间孔隙小，毛管细而曲折，透水性差，易产生地表径流,保水抗旱力强，易涝不易旱；（2）气

小孔隙多，通气性差，容易累积还原性物质；（3）热

水多气少，热容量大，温度不易上升，称冷性土，对早春作物播种不利；（4）肥

养分含量较丰富且保肥力强，肥效缓慢，稳而持久，有利于禾谷类作物生长，籽实饱满。早春低温时，由于肥效缓慢易造成作物苗期缺素；（5）耕性耕性差，粘着难耕。3.壤质土类

土壤性质兼具粘质土和砂质土的优点，而克服了它们的缺点。耕性好，宜种广，对水分有回润能力，是较理想的质地类型。（二）土壤质地层次组合1.粘盖砂2.砂盖粘

不良组合优良组合

（三）土壤质地改良1.客土法

客土是质地改良中通常采用的方法。粘质土掺砂改良，砂质土掺粘改良，由于粘或砂是搬运来的，故称“客土”。2.改良土壤结构

改良土壤结构是改善土壤不良质地状况的有效方法。土壤中各级土粒如果不是分散存在而是形成团聚体，可从根本上改善分散砂粒形成的砂质土或分散粘粒形成的粘质土的特性，协调土壤中水气状况，使肥力提高。改良土壤结构的最好方法是大量施用有机肥，通过有机质胶结作用，便使土粒团聚。

第三节土壤结构

一、土壤结构体（一）土壤结构体概念1.土壤结构性

土壤中单粒、复粒的数量、大小、形状、性质及其相互排列和相应的孔隙状况等综合特性，称为土壤结构性。2.土壤结构体

土粒在胶结物（有机质、碳酸钙、氧化铁等）的作用下，相互团聚在一起形成大小、形状、性质不同的土团称为土壤结构体。

（二）土壤结构体种类(根据全国第二次土壤普查)1.块状结构(cloddystructrue)

立方体型，即结构体的纵轴和横轴大体相等，边面不明显，内部紧实。熟化度较低的表层土壤或缺乏有机质而粘重的底土多为块状结构。根据其大小可进一步划分为：大块状结构，直径大于10cm；小块状结构直径5～10cm。

形状与块状相似，但较块状结构小，略呈圆形，表面不平的称为团块状。按其大小进一步划分为：大团块结构，直径5～3cm；团块状结构，直径3～1cm；小团块状结构，直径小于1cm。

2.核状结构(nuttystructure)

立方体型，边面明显的多棱角碎块，内部紧实，泡水后不易散碎。在粘重的心土层或由氢氧化铁胶结土粒后形成核状结构。根据其大小进一步划分为：大核状，直径大于1cm；核状，直径7～10mm；小核状，5～7mm。3.柱状(columnarstructure)

侧面，横断面形状不规则。柱状结构是碱化土壤的标志特征，常在干旱半干旱地带的底土出现。根据横断面的直径进一步划分为：大柱状结构，大于5cm；柱状结构，3～5cm；小柱状结构，小于3cm。

4.棱柱状结构(primaticstructure)

形状同柱状结构，不同之处在于棱角尖锐明显，横断面略呈三角形。粘重土壤的底土，由于干湿交替频繁形成棱柱状结构。根据横断面的直径进一步划分为：大棱柱状结构，大于5cm；棱柱状结构，3～5cm；小棱柱状结构，小于3cm。5.片状、板状结构(platystructure)

横轴远大于纵轴，呈扁平状结构体。在雨后土壤表面结壳或老耕作土壤的犁底层多形成这种结构体。根据其厚度划分，大于3mm者为板状，小于3mm者为片状。6.团粒状结构(granularstructure)

近似于球形，疏松多孔的小土团称团粒结构，是含有机质丰富肥沃土壤的标志特征。团粒结构的大小一般为0.25～10mm，小于0.25mm者称微团粒，水稻土中多为微团粒结构。

二、土壤结构体的形成

形成结构的过程可分为两个阶段，第一阶段是土粒在自身的粘结、凝聚或和外物胶结作用下粘聚形成次生复粒（微团聚体）或致密土体；第二阶段是团聚体进一步粘结形成结构体或致密土体在外力作用下破碎成型。1.土粒的粘聚

（1）阳离子的凝聚作用

土壤胶粒通常带有负电荷，带负电荷的土壤胶粒在阳离子作用下，发生相互凝聚。阳离子凝聚能力的大小与阳离子的价数有关，通常是高价离子凝聚能力大于低价离子。同价离子的凝聚能力取决于离子的水化半径，水化半径大的离子与胶粒表面的距离大，凝聚能力弱，反之则较强。根据阳离子的凝聚能力可排列成以下顺序：Fe3+>Al3+>Ca2+>Mg2+>H+>NH4+K+>Na+

在农业生产实践中，常通过施用石灰或石膏（用于碱性土），利用Ca2+的作用促进土粒凝聚。

增加介质中电解质浓度也可促进胶粒凝聚。在农业生产实践中，常采用排水晒田、晒垄、冻垄等措施，提高土壤溶液中电解质的浓度，促进土壤胶粒凝聚。（2）水膜的粘结作用

土粒在水膜的作用下，粘结在一起形成土团。在土粒接触处形成弯月面，由于弯月面内侧的负压，把相邻的土粒团聚在一起。但必须指出，水膜粘结作用形成的土团是没有水稳性的，水分增多，会造成土粒分散。

（3）胶结作用

土壤中很多物质都具有胶结作用，使土壤形成结构。胶结物质主要有：①简单的无机胶体

土壤中的Fe2O3·xH20、Al2O3·YH20、SiO2·ZH20等，常以胶膜形态包被在一起。由于凝胶的不可逆性，由此形成的结构体也具有相当程度的水稳性。但这样形成的结构，往往是致密紧实的结构体，如核状结构，对协调水肥的能力极差。②粘粒

粘粒具有巨大的表面积，粘结力很强，同时可通过带正电和带负电边面的静电引力使其团聚。③有机质

土壤中的腐殖质、多醣类、蛋白质、木质素以及许多微生物的分泌物和菌丝均有团聚作用。其中以腐殖质，特别是胡敏酸的胶结作用，对结构形成的作用较大。2.土壤结构的成型

在上述土粒互相粘聚的基础上，或在有机质的作用下进一步团聚，通过多级团聚形成团粒结构；或者在致密土体的基础上，再通过外力作用下破碎成型。这些外力作用主要有以下几种：

(1)干湿交替作用

土壤具有湿胀干缩的性能，而各组成部分的湿胀干缩程度又有差异，如蒙脱石类的膨胀收缩性强，而水云母类和高岭石类的膨胀收缩性则较弱。当干湿交替时，由于胀缩性的差异使土体产生不等的变形而依脆弱线开裂成小块。在土体吸水时还由于孔隙中闭蓄的空气所产生的压力，使土体破碎。土块越干，骤然灌水湿润，这种作用愈明显，有如“爆破”一样。促使土体破碎形成结构。（2）冻融交替作用

水分结冰时体积膨胀增大约9%，对周围的土体产生压力而使土壤崩裂。不同孔径大小的孔隙内，水分的冰点有差异。孔径愈小，结冰的温度愈低。这样会造成膨胀压力的差异使土体产生裂痕，一旦融化，土壤就会沿裂痕酥散。(3)生物的作用

植物根系的穿插挤压，可使土体破碎形成结构。具有垂直主根的豆科植物和具有强大须根的禾本科配合种植，效果则更好。此外土壤中的蚯蚓、昆虫、蚁类等对土壤结构形成均有一定作用。(4)土壤耕作

通过合理耕作，在机械压力的作用下，土体破碎形成结构。同时耕作使土肥相融、促进良好结构的形成。

三、团粒结构在土壤肥力上的意义

团粒结构是疏松的小土团，具有小水库、小肥料库、空气走廊的作用，协调水气状况能力强，因而是理想的结构体。1.小水库

团粒结构的小水库作用主要表现为透水性好，可接纳大量雨水和灌溉水，而团粒内部保水性强，天旱时还可防止水分蒸发，这是由于天旱时表层蒸发失水后，土体收缩切断与下层毛管连通性，水分不会由大孔隙流向小孔隙而蒸发损失。2.小肥料库

团粒结构的小肥料库作用是由于团粒结构的土壤，通常有机质含量丰富，这是供应养分的物质基础。团粒结构表面为好气作用，有利于有机质的矿质化，释放养分。团粒内部则有利于腐殖化，保存养分。3.空气走廊

空气走廊作用是由于团粒之间的孔隙较大，有利于空气流通。四、土壤良好结构体的培育1.大量施用有机肥；2.实行合理耕作；3.施用石膏或石灰；4.施用结构改良剂

第四节土壤孔性

一、土壤孔性与孔度

土壤总孔度、大小孔隙分配、孔隙在土体中分布。（一）土壤总孔度和孔隙比1.总孔度

所有孔隙体积的总和占整个土壤体积的比例2.孔隙比（二）土壤孔度分级

1.当量孔径：与土壤水吸力相当的孔隙直径称为当量孔径。T=3/D

D为孔隙直径（毫米）。T为水吸力，可理解为土壤对水的吸力，单为厘米或百帕（hpa）2.孔度分级

(1)非活性孔隙：又称无效孔隙，孔径<0.002mm（<0.0002mm）。

水分水吸力T=3/0.002=1500百帕，土壤对水的吸力很强，水分对植物基本无效。(2)毛管孔隙

孔径0.02(0.06)—0.002(0.0002)mm。

水分水吸力在T=3/0.06=50百帕至T=3/0.002=1500百帕之间，对植物是有效的，而且植物的根系和微生物都可在其中生长和活动。(3)通气孔隙

孔径＞0.02(0.06)mm，透水通气，通常有空气存在其中，同时植物根毛、根系和微生物均可在通气孔隙中活动。二、团粒结构的多级孔度模型

1.初级团聚体（复粒）：孔度24.5%～47.7%

2.次级团聚体（微团粒）：孔度43%(最紧)——60%(中间)——72%(最松)3.多级团聚体（团粒）：三、四级团聚体三、土体构造

1.耕层构造

耕层三相比和上下层紧实状况，人为耕作活动创造对生产有利的耕层构造。2.质地剖面

剖面质地层次组合情况。（1）上砂下粘（上松下紧）（2）上粘下砂（上紧下松）（3）砂夹粘或粘夹砂（夹层型）（4）特殊夹层型红壤铁结核层和铁盘层（5）均一的砂土型或粘土型（松散型或紧实型）3.结构剖面：与质地剖面关系密切。

耕层结构受人为活动影响大，心土、底土结构主要是自然过程的产物，改良难度大。（1）淹育层（A层）（2）渗育层（P层）（3）潴育层（W层）（4）潜育层（G层）

4.孔度剖面：主要决定于质地剖面和结构剖面。作物适宜的土壤孔度剖面：上虚下实。

耕层上部(0～15cm),总孔度50～56%,通气孔度10～15%耕层下部(15～30cm),总孔度50%左右,通气孔度10%左右

南京土壤所研究表明：高产水稻田种麦（旱作）期间，耕层总孔度55%以上。在田间持水量时，通气孔度8%

第七章土壤水

目的要求：

要求学生掌握土壤水分的来源和类型，水分的有效性与水分测定、表示方法，土壤水分运动状况。土壤空气与热状况以及水、气、热与作物生长的关系。

第一节土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定

一、土壤水的类型划分及有效性（一）土壤水的类型划分

土壤能保持水分是由于土粒表面的吸附力以及毛管孔隙的毛管力。根据水分被土壤保持的力，将水分划为不同类型。1.吸湿水

土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分称为吸湿水。特点：

吸附力很强，对水汽分子的吸附可达31至10000个大气压，因而水的密度增大，可达1.5g/cm3，无溶解能力，不移动，通常是在105°C～110°C条件下烘干除去。对植物无效。

只含有吸湿水的土壤称为风干土；除去吸湿水的绝对干土称为烘干土。

风干土重

烘干土重=———————

1+吸湿水%

风干土重=烘干土重×（1+吸湿水%）

土壤吸湿水含量受土壤质地的影响，粘质土吸附力强，保持的吸湿水多，砂质土则吸湿水含量低。

吸湿水含量还受空气湿度的影响，空气相对湿度高，吸湿水含量也高，反之则吸湿水含量低。2、膜状水

土粒吸附力所保持的液态水，在土粒周围形成连续水膜，称为膜状水。特点

保持的力较吸湿水低，6.25～31大气压，水的密度较吸湿水小，仍粘滞而无溶解性；移动缓慢，由水膜厚的地方往水膜薄的地方移动，速度仅0.2～0.4毫米/小时。膜状水对植物有效性低，部分有效。3.毛管水

存在于毛管孔隙中为弯月面力所保持的水分称为毛管水。毛管水又分为两类：①毛管上升水

与地下水有联系，随毛管上升保持在土壤中的水分。②毛管悬着水

与地下水无联系，由毛管力保持在土壤中的水分，象悬在土壤中一样，故称毛管悬着水。4.重力水

受重力作用可以从土壤中排出的水分称为重力水，主要存在于通气孔隙中。（二）土壤水分常数

土壤中某种水分类型的最大含量，随土壤性质而定，是一个比较固定的数值，故称水分常数。1.吸湿系数

吸湿水的最大含量称为吸湿系数，也称最大吸湿量。

吸湿水的含量受空气相对湿度的影响，因此测定吸湿系数是在空气相对湿度98%(或99%)条件下，让土壤充分吸湿(通常为一周时间)，达到稳定后在105°C～110°C条件下烘干测定得到吸湿系数。土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。土壤紫色土黄壤潮土砂土质地粘土重壤中壤砂土吸湿系数（%）7.534.112.520.82.凋萎系数

植物永久凋萎时的土壤含水量称为凋萎系数。

土壤凋萎系数的大小，通常用吸湿系数的1.5～2.0倍来衡量。质地愈粘重，凋萎系数愈大。3.田间持水量

田间持水量是毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反映土壤保水能力大小的一个指标。

计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下渗后抬高地下水位。4.毛管持水量

毛管上升水达最大量时的土壤含水量。

毛管上升水与地下水有联系，受地下水压的影响，因此毛管持水量通常大于田间持水量。毛管持水量是计算土壤毛管孔隙度的依据。5.饱和持水量

土壤孔隙全部充满水时的含水量称为饱和持水量。（三）土壤水的有效性

土壤水的有效性是指土壤水能否被植物吸收利用及其难易程度。不能被植物吸收利用的水称为无效水，能被植物吸收利用的水称为有效水。有效水的范围是凋萎系数至田间持水量的水分。二、土壤水含量的表示方法1.重量百分数(水w%)

土壤样品水分重量（Mw）占干重（M5）的百分数。

Mw

水w%=—×100

Ms

计算土壤含水量时，是以干土重为计算基础，这样才能反映土壤的水分状况。2.容积百分数(水v%)

土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分数。容积百分数是根据土壤容重计算出来的，即：水v%=水w%×土壤容重

根据水分的容积百分数可算出土壤中空气含量并进而算出土壤固、液、气三相的比例。3.水层厚度（水mm）

即在一定厚度的土层中，水分的厚度毫米数。计算公式为：水mm=水v%×土层厚度用水层厚度（水mm）来表示土壤含水量的优点在于与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便于互相比较和互相换算。

例：容重为1.2克/立方厘米的土壤，初始含水量为10%，田间持水量为30%，降雨10mm，若全部入渗，可使多深土层达田间持水量？解：先将土壤含水量水w%换算为水v%初始含水量水v%=10%×1.2=12%田间持水量水v%=30%×1.2=36%因水mm=水v%×土层厚度

故土层厚度=水mm/水v%=10/(0.36-0.12)=41.7（mm）4.水贮量(方/亩)

1亩地土壤水贮量(方/亩)的计算公式为：方/亩=2/3水mm

公式来源为：方/亩=水mm×1/1000×10000/15=2/3水mm

这种水分表示方法的作用在于与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。例：一容重为1克/立方厘米的土壤，初始含水量为12%，田间持水量为30%，要使30厘米土层含水量达田间持水量的80%，需灌水多少（方/亩）？解：田间持水量的80%为：30%×80%=24%30厘米土层含水达田间持水量80%时

水mm=（0.24-0.12）×1×300=36(mm)2/3×36=24(方/亩)5.相对含水量

相对含水量是指土壤自然含水量占某种水分常数的百分数。一般是以田间持水量为基数，土壤自然含水量占田间持水量的百分数为相对含水量。

通常相对含水量的60%至80%，是适宜一般农作物以及微生物活动的水分条件。三、水分含量的测定1.经典烘干法

在105～110℃条件下，烘至恒重，为烘干土重，以此为基础计算水分重（蒸发损失量）的百分比（%）。

此法费事，不便定位测定。改进快速法——红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精烘干法、酒精烧失法等。2.中子法

简便、较精确。但只能用于较深土层水分测定，不能用于土表薄层土。有机质中的氢也会影响H2O的测定结果。3.TDR法（时域反射仪法）

第二节土壤水的能态

一、土水势及其分势1.土水势

土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值称为土水势。标准状态水是指：纯水，即无溶质；自由水，即无束缚力；1个大气压；一定高度和温度。以标准状态水的自由能为零，土壤水的自由能与其比较的差值一般为负值。差值大，表明水不活跃，能量低；差值小，表明土壤水与自由水接近，活跃，能量高。2.土水势分势

使土壤水的自由能发生变化的各种力，就构成了土水势的分势，主要有：①基模势Ψm

基模势也称基质势，是由土粒吸附力和毛管力所产生的。在土壤水不饱和的情况下，非盐碱化土壤的土水势以基模势为主。②溶质势Ψs

溶质势又称渗透势，是由溶质对水的吸附所产生的。土壤水不是纯水，其中有溶质，而水分子是极性分子，与溶质之间可产生静电吸附，产生溶质势。③重力势Ψg

由重力作用产生的水势。如果土壤水在参照面之上，则重力势为正，反之，重力势为负。④压力势Ψp

标准状态水的压力为1个大气压，但在土壤中的水所受到的压力，在局部地方就不一定为1个大气压。

如果土壤中有水柱或水层，就有一定的静水压；悬浮于水中的物质也会产生一定的荷载压。若存在上述状况则Ψp为正值。

土水势是这些分势的总和，即Ψt=Ψm+Ψs+Ψg+Ψp二、土壤水吸力

土壤水承受一定吸附力情况下的能态，但不能简单理解为土壤对水的吸力。水吸力只相当于土水势的基膜势和溶质势，数值相等，符号相反。

基膜势和溶质势一般为负值，使用不方便，故将其取为正数，定义为吸力（S），分别称为基质吸力和溶质吸力。

在土壤水分的保持和运动中，不考虑ψs，故一般所说的水吸力是指基质吸力，其值与ψm相等，符号相反。溶质吸力只在根系吸水（有半透膜存在）时才表现出来。三、水分能量的表示方法

土水势或水吸力的表示方法，以使用水柱高度的厘米数来表示最简便，最易理解。pF：水柱高度厘米数的对数。

1大气压(atm)=1033cm水柱=pF3.0≈1bar=1000mbar

标准压力单位为帕(Pa)，常用百帕(hPa),兆帕(MPa=106Pa)=10bar

1Pa=1.02×10-2cm水柱，1bar=1020cm水柱1bar=1020cm水柱=105Pa=103hPa=10-1MPa1mbar=1hPa=1.02cm水柱四、土水势的测定方法

①张力计，又名负压计或湿度计，测定水不饱和土壤的基质势或基质吸力。张力计适用范围800/850hPa以下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失效。旱地作物可吸水的吸力范围多在1000hPa以下，故张力计有一定实用价值。②压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力1~20bar。五、土壤水分特征曲线

土壤水分特征曲线是土壤水的能量指标（水吸力）与数量指标（含水量）的关系曲线。随着土壤含水量的减少其水吸力增大，基质势降低，植物根系吸水难度增大，水分有效性降低。土壤水吸力（S）与含水量的经验公式：S=aθb或S=a(θ/θs)bS=A（θs-θ）n/θm

式中：S——水吸力（Pa）；θ——含水量（%）；θs——饱和含水量（%），a、b、A、n、m为相应的经验常数。（一）土壤水分特征曲线的影响因素1.土壤质地

假定土壤水吸力为300cm（水柱高），各种质地的对应土壤的含水量（容积%）约为：细砂土8%，砂壤土15%，壤土34%，粘土42%。2.土壤结构和紧实度（容重）

在同一吸力值下，容重愈大的土壤，含水量愈高。3.温度

影响水的粘滞性和表面张力。土温升高，水的基质势增大，有效性提高。4.水分滞后现象

土壤吸湿（水）过程中，水吸力随含水量增加而降低的速度较快。土壤脱湿(水)过程中，水吸力随含水量减少而增大的速度较慢。同一土壤的两种水分特征曲线不重合。砂质土的滞后现象比粘质土更明显。（二）土壤水分特征曲线的应用1.用于土壤水吸力与含水量之间的换算

不同土壤的水吸力相同，水分有效性相同，但含水量不同，因而有效水的数量不同。2.用于各级孔径、孔隙及其容积（V，%）的计算D=3/T

3.计算水容量（又称比水容）

指水吸力变化1个单位土壤吸入或释出的水量(ml/bar·g)，即水分特征曲线的斜率（dθ/ds），可作为土壤供水能力的指标。

第三节土壤水的运动

第一阶段是在下渗过程中被土粒和毛管吸收，直到饱和为止，这一阶段叫渗吸，实际上是水分的不饱和流动；此后如果水分继续增加，水分将向下渗透补充地下水，这一阶段叫渗透（渗漏），即土壤水的饱和流动。水分在土壤中的运动可用达西定律来表示：q=-kdh/dx

式中q单位时间通过单位断面的水的容积，可理解为速度。dh/dx水压梯度

k导水率，即单位压力梯度下水的流量；

-负号表示水流方向，因水流由0→x，dx=0-x为负，前面加“-”则正。一、土壤水的饱和流动

饱和流的推动力是重力和静水压力。饱和流中出现三种情况：

一是垂直向下的饱和流，发生在雨后或稻田灌水以后。

二是水平饱和流，如发生在灌溉渠道两侧的侧渗，水库的侧渗，或在不透水层上的水分沿倾斜面的流动等水平饱和流。

三是垂直向上的饱和流，发生在地下水位较高的地区，或因不合理灌溉抬高了地下水位，就会引起垂直向上的饱和流，这是造成土壤返盐的重要原因。饱和导水率k是单位水压梯度下的流量。k主要受孔径大小的影响。影响孔径大小的因素一是质地；二是结构；三是土壤吸附的阳离子种类。

在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若k值过小，造成透水通气差，还原有害物质易在土壤中积累，易造成地表径流。若k值过大则造成漏水漏肥现象。二、土壤水的不饱和流动

土壤水不饱和时，推动其流动的力主要是基模势梯度，也有一定的重力作用。不饱流的流量仍用达西定律反映。与饱和流比较，不饱和流具有两个特点，一是不饱和流推动力（h）包括基模势和重力势；二是不饱和流的k值不是一个常数，而是一个变量，受含水量的影响。含水量高，水势高则k值大，含水量低，水势低则k值小。同时k值受土壤中水分存在状态的影响。若水分是连续的，则随着土壤含水量减少，k值逐渐降低；若水分是不连续的，则k值随着含水量降低后急剧下降。

不饱和流在土壤中具体的流动方向就是由水膜厚的地方向水膜薄的地方移动；由曲率半径大的孔隙向曲率半径小的孔隙移动；由温度高处向温度低处移动。三、土壤中的水汽运动1.水汽运动的方式

土壤中水汽运动的主要方式是扩散，即由水汽压高的地方向水汽压低的地方扩散移动。土壤水汽的扩散系数低于大气。2.影响水汽压梯度的因素

水汽压梯度是水汽运动的主要推动力，它受土水势和温度两个因素的影响，而又以温度的影响为主。

温度引起的水汽压变化，使白天水汽由温度较高的表层向底层移动，有利于防止蒸发；夜晚则由温度较高的底层向表层移动，有利于土壤回润。四、土面蒸发1.土面蒸发的条件

(1)有足够热量达到地面满足水的汽化热；

(2)水汽从地面移走。例如风、乱流的作用，将土面的水汽带走；

(3)土壤水传导至地面。当地表由于蒸发损失水分以后，能得到下层水分的供应，则蒸发可以持续进行。2.土面蒸发的三个阶段

(1)大气蒸发力控制（蒸发率不变）阶段

这一阶段控制土面蒸发的因素是大气蒸发力，包括太阳辐射、温度、空气湿度、风力等。要求土壤的导水率大于蒸发力，则蒸发损失的水分可以得到源源不断的补充，蒸发率不变。这一阶段蒸发损失的水分多。但若大气蒸发力很强，蒸发率大，土壤含水量降低得快，不能长久维持蒸发失水与导水补给的平衡，则此阶段维持的时间短；反之，若蒸发率小，则此阶段维持的时间长。(2)土壤导水率控制阶段

这一阶段控制土面蒸发的因素是土壤导水率，发生的条件是土壤水分流向土表的流量小于大气蒸发力，因而只能导来多少水，才能蒸发多少水，蒸发量降低。随着蒸发失水使土壤含水量减小，导水率越来越低，蒸发量也随之降低。(3)扩散控制阶段

通过以上两个阶段土壤蒸发失水，土壤表层变干，导水率几乎降为零，水分不能以液态运行到地表，而是在干土层下先汽化为水汽，再散发到大气中，这一阶段蒸发量减小。五、土壤水的入渗和再分布

雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。1.入渗阶段

土壤供水期间的渗吸和渗透过程，一般是地面供水，水自上而下垂直运动。（1）渗吸——土壤吸水，直至毛管孔隙水饱和，入渗速度随含水量增加而降低。当供水强度小时(喷灌、滴灌、小雨等)，入渗速度主要取决于供水。当供水强度大时(大水漫灌、大暴雨)，入渗速度主要取决于土壤的入渗能力。入渗能力又取决于土壤的干湿度和孔隙状况(与质地、结构、紧实度有关)。

干燥的粗质土和结构良好的土壤的入渗能力强，反之则弱。

入渗能力是决定地表径流的土壤因素，以入渗速率表示，mm/h，cm/d。（2）渗透——水分通过大孔隙下渗

饱和水流，速度恒定——最后入渗速率，反映土壤的渗水能力，称渗透系数。地面供水期，土壤入渗水自上而下形成饱和层→延伸层→湿润层（毛管水）及湿润前锋2.土壤水的再分布

地面停止供水，入渗终止。土壤入渗水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动，称为土壤水的再分布。

土壤水的再分布，对研究植物从不同深度土层吸水有较大意义。某一土层水的损失，不完全是植物吸水所致，还与上、下层水的再分布有关。六、田间土壤水分平衡

土壤—植物—大气连续体(SPAC)(1)土壤水来源(收入)

降水(P)，灌水(I)，地表径流(R)上行水(U)(2)土壤损失(支出)

土面蒸发(E)，叶面蒸腾(T)，冠层截留(In)，下渗水(D)

以△W表示计算时段初、末土体储水量之差，土壤水分平衡表达式如下：△W=（P+I+U）?（E+T+R+In+D）△

蒸发和蒸腾合称蒸散（ET）。

地区水量平衡：收入—降水，支出—地面径流和蒸散，即P=R+ET

岷江上游流域年降水量850mm,径流量(深度)657mm,蒸散量193mm，径流系数

R/P=657/850=0.77。青衣江流域年降水量1667mm，径流深1326mm，径流系数0.80。七、土壤水的调节

1.搞好农田水利基本建设（1）河谷平原坝区

建立以引水为主和能灌溉能排的农田水利系统，旱涝兼治。渗漏过快的“漏水田”，因土种植或创造犁底层，维持适宜的渗漏量10～15mm/d(日本15～25mm/d)。下湿田，水旱轮作。旱季土壤湿害，结合区域排水，搞好田间排水，开“三沟”—背沟、十字沟和厢沟，以及环山排洪沟。（2）丘陵山区

建设集雨蓄水工程，拦洪保土蓄水，旱洪兼治。沉沙函、蓄水池、积肥池（山茅坑）“三池”配套。2.开发土壤蓄水功能，有效拦蓄雨水，开源节流（1）截留雨水径流，蓄水于土，以蓄调用

工程措施—坡改梯(增加入渗量)、薄改厚(增加贮水量)，熟化土壤，改良结构(增加田间持水量)，增大土壤接纳积蓄雨水能力。农耕措施—坡地等高耕作，沟、垄间套种植。

冬水田、下湿田——半旱式水稻栽培，半旱式(水厢)小麦等。（2）减少土壤水分蒸发，提高水分生产效率

人工覆盖（地膜、秸秆），植被覆盖（根不离土，土不离根），免耕，中耕松土，保水剂应用等。3.发展节水灌溉

智能化灌溉—灌水期（土壤临界含水量）、灌水定额（土壤蓄水能力）和灌水周期。节水灌溉技术——管道灌、喷灌、滴灌等。4.增加土壤有效水数量

提高田间持水量，降低凋萎系数。改良土壤质地、结构，增加孔隙度，减少无效孔隙，提高土温。

第四节土壤中的溶质运移

一、溶质的对流运移

对流：是指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程。

溶质通量：单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质量，通过对流运移的称溶质的对流通量。

二、溶质的分子扩散

溶质的分子扩散是由于分子的不规则热运动即布朗运动引起的，其趋势是溶质由浓度高处向浓度低处运移，以求最后达到浓度的均匀。三、溶质的机械弥散

机械弥散：溶质在随水流动过程中逐渐分散并占有越来越大的渗流区域范围的运移现象。四、溶质的水动力弥散

分子扩散与机械弥散综合，称为水动力弥散。

当土壤中的水流速度相当大时，机械弥散的作用会大大超过分子扩散作用，以致水动力弥散中只需考虑机械弥散作用；反之，当土壤溶液静止时，则机械弥散完全不起作用而只须考虑溶质的分子扩散了。

第八章土壤空气和热量状况

目的要求：

要求学生掌握土壤空气、热量的来源、土壤空气与大气的区别、土壤热性质、土壤空气与热状况以及水、气、热与作物生长的关系。

第一节土壤空气

一、土壤空气组成

土壤空气与近地表大气组成，主要差别：1.土壤空气中的CO2含量高于大气；2.土壤空气中的O2含量低于大气；3.土壤空气中水汽含量一般高于大气；二、土壤空气含量

水分和空气均存在于土壤孔隙中，空气存在于未被水所占据的孔隙内，因此土壤空气含量可由土壤总孔度减去水占孔隙而得到，即：

土壤空气含量（容积百分率）=总孔度-水分含量（容积百分率）三、土壤空气与作物生长1.土壤空气与根系

植物根系生长发育要求的氧气来自土壤，若土壤空气中O2的含量小于9％或10％，根系发育就会受到影响，O2含量低至5％以下时，绝大多数作物根系停止发育。O2与CO2在土壤空气中互为消长，O2含量减少意味着CO2增多，当CO2含量大于1％时，根系发育缓慢，至5～20％，则为致死的含量。土壤空气中的还原性气体，也可使根系受害，如H2S使水稻产生黑根，导致吸收水肥能力减弱，甚至死亡。2.土壤空气与种子萌发

植物种子在土壤中萌发，所需氧气主要由土壤空气提供，缺氧时，葡萄糖酒精发酵，产生酒精，会使种子受害。3.土壤空气与微生物活动

土壤空气影响微生物活动，从而影响有机质转化。通气良好有利于有机质矿质化，为作物生长提供速效养分。根系吸收养分，也需要通气良好条件下的呼吸作用提供能量。4.土壤空气状况与作物抗病性

植物感病后，呼吸作用加强，以保持细胞内较高的氧化水平，对病菌分泌的酶和毒素有破坏作用；呼吸提供能量和中间产物，以利于植物形成某些隔离区阻止病斑扩大；伤口呼吸显著增强，有利于伤口愈合，减少病菌侵染。四、土壤空气与大气痕量温室气体的关系

大气中痕量温室气体（CO2、CH4、N2O、氯氟烃化合物）导致的气候变暖，是人们非常关注的重大环境问题。土壤是大气痕量温室气体的源和汇。土壤向大气释放温室气体，因此说土壤是大气痕量温室气体的源。土壤对大气中温室气体的吸收和消耗，称为汇。五、土壤空气的运动1.土壤空气的对流

土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动，也称质流。对流由高压区流向低压区。总压力梯度的产生：

气压变化、温度梯度、土壤表层风力、降水或灌溉等。土壤对流公式：qv=-(k/η)▽p

qv—空气的容积对流量（单位时间通过单位横截面积的空气容积）；k—通气孔隙通气率；η—土壤空气的粘度；p—土壤空气压力的三维（向）梯度；负号表示方向。

从公式可见空气对流量随土壤透气率和气压梯度增加而增大。2.土壤空气的扩散

在大气和土壤之间CO2和O2浓度的不同形成分压梯度，驱使土壤从大气中吸收O2，同时排出CO2的气体扩散作用，称为土壤呼吸。是土壤与大气交换的主要机制。土壤中CO2和O2的扩散过程分气相、液相两部分。

气相扩散：通过充气孔隙扩散保持着大气和土壤间的气体交流作用液相扩散：通过不同厚度水膜的扩散两种扩散都可以用费克（Fick）定律表示：qd=-Ddc/dx式中：

qd—扩散通量(单位时间通过单位面积扩散的质量)；dc/dx—浓度梯度；D—在该介质中扩散系数(其量纲为面积/时间)

从公式可见，气体扩散通量(qd)与其扩散系数(D)和浓度梯度(dc/dx)或分压梯度(dp/dx)成正比。

浓度梯度是不易控制因素，所以只有调整扩散系数D来控制气体扩散通量。

扩散系数D值的大小取决于土壤性质，主要取决于通气孔隙状况及其影响因素(质地、结构、松紧程度、土壤含水量等)。

D=D0·S·l/le

式中：

D0—自由空气中的扩散系数；S—未被水分占据的孔隙度；l—土层厚度；le—气体分子扩散通过的实际长度。l/le和S的值都小于1。

结构良好的土壤中，气体在团聚体间的大孔隙间扩散，而团聚体内的小孔隙则较长时间保持或接近水饱和状态，限制团聚体内部的通气性状。所以紧实的大团块，即使周围大孔隙通气良好，在团块内部仍可能是缺氧的。所以通气良好的旱地也会有厌气性的微环境。六、土壤通气指标1.土壤孔隙度

总孔隙度50～55%或60%，其中通气孔度要求8～10%，最好15～20%。这样可以使土壤有一定保水能力又可透水通气。2.土壤呼吸强度

单位时间通过单位断面（或单位土重）的CO2数量。

土壤呼吸强度不仅可作为土壤通气指标，而且是反映土壤肥力状况的一个综合指标。3.土壤透水性

水田土壤适当的透水性可反映土壤透水通气状况。4.土壤氧化还原电位

第二节土壤热量

一、土壤热量来源（P122）1.太阳辐射能；2.生物热；3.地热

二、土壤表面的辐射平衡及影响因素三、土壤热量平衡

第三节土壤热性质

一、土壤热容量

重量热容量（Cp）：指单位重量土壤温度升高1度所需的热量（卡/克·度）。容积热量（Cv）：指单位容积的土壤温度升高1度所需的热量（卡/立方厘米·度）。

Cv=Cp×土壤容重

二、土壤导热率

单位厚度（1cm）土层，温差1℃，每秒经单位断面（1cm2）通过的热量卡数，称导热率λ。

水的导热率远大于空气导热率，当土壤含水量低时，由于空气导热率很小，因此土壤导热率小，特别是疏松孔隙多因而空气多的土壤，导热率小。若含水量低但土壤紧实，热量可通过土粒(矿物质)传导，导热率则较大。

第四节土壤温度

一、土壤温度年变化

升温阶段，一般为1月至7月，7月达最高；降温阶段，一般是为7月至次年1月，1月达最低。

土层愈深，最高温和最低温达到的时间落后于表层土壤，称为“时滞”。温度的变幅也随土层深度而缩小，至5～20米深处，土温年变幅消失。

在升温阶段，表土温度高，底土温度低，热量由表土向底土传导；降温阶段则相反。二、土温日变化

土表温度最高值出现在13～14时，最低温出现在日出之前。土温日变幅以表土最大，至40～100cm深处变化幅度小甚至消失。三、影响土温变化的因素1.纬度

纬度影响土壤表面接受太阳辐射的强度。随纬度由低到高，自南而北土壤表面接受的辐射强度减弱，土温由高到低。2.坡向

北半球以南坡接受太阳辐射最多，东南坡、西南坡次之，东坡、西坡、东北坡、西北又依次递减，北坡最低。3.坡度

北半球中纬度地区（30～600）的南向坡，随着坡度增加，接受太阳辐射增加。4.土壤因素

影响土温变化的土壤因素，包括土壤颜色、土壤湿度、地表状态及土壤水汽含量等。

第九章土壤形成与发育

目的要求；

掌握土壤形成影响因素及其在土壤中的作用，土壤形成过程的实质与主要成土过程，不同土壤的发育过程。

第一节土壤形成因素及其在土壤发生中的作用

一、土壤形成因素

五大自然成土因素：母质、生物、气候、地形、时间成土因素：五大自然成土因素、人为因素二、母质对土壤发生的作用母质影响土壤矿物质组成和性质

母质堆积类型的影响：残积物（粗、薄、瘦）坡积物（细、厚、肥）

1.母质类型的影响：四川盆地广泛分布紫色岩，以砂岩、泥岩、页岩为主。易发生淋溶酸化。2.母质影响土壤养分

①岩浆岩：花岗岩形成的土壤：富钾而缺磷；②玄武岩形成的土壤：缺钾而富磷；

③沉积岩：砂岩形成的土壤：盐基养分较贫乏；

④页岩形成的土壤：盐基养分较丰富。三、气候与土壤发生的关系(主要是水热条件)

水分和热量直接影响成土过程中的物理、化学、生物作用，影响土壤中的物理、化学、生物作用的强度和方向。

四、生物因素在土壤发生中的作用生物在土壤形成过程中起主导作用。

1.累积N素：固N生物、固N菌、三叶草、大豆等；2.富集养分：广泛分布的植物根系吸收、富集养分；

3.形成土壤结构：根系穿插、微生物合成腐殖质，从而促进土壤良好结构的形成。五、地形与土壤发生的关系

地形主要是影响水热条件及母质的再分配，进而影响土壤的形成。六、时间对土壤发育的影响1.土壤是一个历史自然体。

2.成土时间长，受气候、生物作用时间长，与母质、母岩差异大；3.成土时间短，受气候、生物作用时间短，与母质、母岩差异小。七、人类活动对土壤发生演化的影响1.定向干预土壤形成过程。

2.耕种熟化、改善自然条件，影响程度受科学技术水平和社会因素限制。

第二节

一、土壤形成实质

土壤形成实质是地质大循环和生物小循环的统一。1.地质大循环2.生物小循环

土壤形成过程

二、土壤发生中的基本成土作用三、主要的成土过程

土壤物理退化（坚实硬化、铁质硬化、侵蚀、沙化）、土壤化学退化（酸化、碱化、肥力减退、化学污染）、土壤生物退化（有机质减少、动植物区系减少）。

第三节土壤发育

一、土壤剖面和土体构型

1.土壤剖面————土壤的主要形态特征。概念

是从地面向下直到土壤母质的垂直切面，具有若干个大体与地面平行的土层。（1）是从地面向下直到土壤母质的垂直切面，具有若干个大体与地面平行的土层。（2）土壤剖面是土壤内在性质的外部表现，是成土因素长期作用的历史记录，是认土、用土、改土的主要依据之一。2.土壤发生层（土层）

土壤在成土过程中分化形成的层次。

发生层的区分：主要根据颜色、质地、结构、松紧度、新生体、石灰性和酸碱性等形态特征。

二、自然土壤发生层

1.枯枝落叶层（A0）：分解、半分解的有机物质积累的层次，木本植被下的森林土壤最为明显。2.淋溶层（A）

腐殖质层（A1）：由于腐殖质的累积，腐殖质和矿质养料含量丰富，且结合紧密，多呈良好的团粒结构，土色较深。

淋溶层（A2）：由于雨水的淋洗作用，土体中易溶性盐类及铁、铝水化物、腐殖质胶体受到淋失，向下移动，使该层腐殖质及养分含量减少，土色较浅。3.淀积层（B）：A层淋溶下移物质淀积而成，矿质养分含量丰富。

4.母质层（C）：位于淀积层之下，是未受淋溶和淀积作用，发育程度很低或未发育的岩石风化层。5.母岩层（D）三、旱地土壤发生层

1.耕作层（A）：受人为耕作、施肥、灌溉等影响，OM含量丰富，颜色较深，疏松多孔，结构良好。（20cm左右）

2.犁底层（P）：耕作层之下，由于长期受耕犁、机械挤压，粘粒下移，较紧实、粘重，起托水托肥作用。（6—8cm）

3.心土层（B）：犁底层之下，起保水保肥作用，对作物后期生长有一定影响作用。（20—30cm）

4.底土层（C）：未受耕作影响，保持母质或自然土壤淀积层原来面貌。四、水稻土发生层

1.淹育层（Aa）：即水稻土的耕作层，受人为活动影响最深刻，物质和能量交换最活跃。淹水季节表层呈氧化态，其余部分处于还原状态；干旱季节处于氧化状态。一般20—25cm。2.犁底层（Ap）：起托水托肥和调节水分渗漏作用。（10cm左右）。

3.渗育层（P）：由季节性淹灌水的渗淋作用发育而成。多为大棱柱状结构。有微弱锈纹锈斑或呈浅灰色、灰白色土层。

4.潴育层（W）：长期潴积水和地下水升降作用形成，多呈小棱柱状结构。含较多粘粒、有机物质、盐基和铁、锰等。

5.脱潜层（Gw）：沼泽或潜育型母土的潜育层经排水及实行水旱轮作后向潴育层的过渡层，有铁、锰斑纹。

6.潜育层（G）：长期渍水形成的还原层，一般呈青灰色或篮灰色。7.母质层（C）

第十章土壤胶体化学和表面反应

目的要求：

使学生了解土壤胶体的概念、种类与构造、性质；掌握阳离子交换量、阳离子交换作用、盐基饱和度的概念与计算，阳离子交换作用的特点，交换性阳离子有效度；了解土壤胶体对阴离子的吸附作用。

第一节土壤胶体的表面性质

一、土壤胶体表面类型

土壤胶体——无机胶体（粘粒）和有机胶体（腐殖质）。多呈有机—无机复合胶体。按表面位置可分为：

内表面—膨胀性粘土矿物的层间表面和腐殖质分子内的表面，其表面反应为缓慢的渗入过程。

外表面——粘粒的外表面和腐殖质、游离铁铝氧化物等包被的表面，表面反应迅速。按表面的化学结构特点，大致分为以下三类表面。1.硅氧烷型表面——硅氧片的表面

硅氧烷Si—O—Si。2∶1型粘粒的上、下两面，1∶1型粘粒1/2面。

非极性的疏水表面。主要电荷来源为同晶置换（Al3+→Si4+），少部分是边角断键。2.羟基化表面(R－OH)

M（金属离子）—OH，铝醇Al—OH，铁醇Fe—OH，硅醇Si—OH等。水铝（镁）片，铁、铝氧化物及硅片边角断键。

极性的亲水表面。电荷来源为表面—OH基质子的缔合—OH2+或离解—OH→—O-+H+。可变电荷。3.有机物表面

腐质物质为主的表面，表面羧基、酚羟基、氨基等活性基团。离解H+或缔合H+产生表面电荷。可变电荷。二、土壤胶体的比面1.土壤胶体的表面积

比表面：单位重量（体积）物体的总表面积。物体颗粒愈细小，表面积愈大。

土粒直径（mm）总表面积（cm2）比面（cm2/cm3）

103.146131.42600.05628.3212000.0013141660000

①膨胀性2∶1型粘土矿物总表面积大，以内表面积为主；

②非膨胀性2∶1型和1∶1型粘土矿物总表面积小，一般以外表面为主（水化埃洛石例外）；

③水铝英石比表面较大，内、外表面各一半；

④铁、铝氧化物的比表面与其晶化程度有关，以外表面为主；⑤土壤有机质的比表面大，表观比表面可达700m2/g。2.比表面的测定方法（1）仪器法

先测粘土矿物颗粒的形状与大小，再计算其理论比表面。（2）吸附法

根据表面对指示物质的吸附量计算。三、土壤表面电荷1.电荷种类和来源（1）永久电荷

①来源于粘土矿物晶层中核心离子的同晶替代。②不受介质pH值的影响，也不受电解质浓度的影响。（2）可变电荷

在介质的酸碱度影响下产生的，其电荷类型和电荷数量均决定于介质的酸碱度，又称pH依变电荷。

①腐殖质产生可变电荷

腐殖质具有很多含氧功能团，这些功能团在介质pH值发生变化时，可解离而带电。羟基、酚羟基解离使腐殖质带负电，氨基质子化使腐殖质带正电荷。②层状铝硅酸盐产生可变电荷

1:1型粘土矿物的晶面特点是一面为硅氧烷型表面，另一面则为羟基化表面，后者在介质pH值发生变化时，吸附或释放一个H+，使表面带电。③氧化物带可变电荷

氧化物不带电时的pH值称为电荷零点，简称ZPC。介质pH＞ZPC时氧化物带负电，pH＜ZPC时，氧化物带正电。氧化物的电荷零点，与金属的价数有关。

④土壤中的铁、铝氧化物，一般为M2Ｏ3的形态，其ZPC大于6.5而小于10.4，故在酸性条件下，一般带负电很少，甚至带正电。2.影响土壤电荷数量的因素（1）土壤质地

土壤所带电荷的数量，80%集中在粒径小于2微米的部分，故粘粒数量愈多的粘质土，带电愈多。（2）胶体类型

①有机胶体带负电荷的量为150～450cmol/kg,平均为350cmol/kg，无机胶体为5～100cmol/kg，平均为10～80cmol/kg。

②2:1型粘土矿物带负电量大于1:1型粘土矿物，2:1型粘土矿物中蒙脱石类粘土矿物带负电量又大于水云母类粘土矿物带负电荷量。

③土壤中氧化物类胶体，由于电荷零点较高，因此一般带负电荷很少。甚至带正电荷。（3）土壤酸碱度

①土壤pH值大于胶体的电荷零点，则土壤带负电荷，大得愈多带负电荷也愈多；②土壤pH值小于胶体的电荷零点，则胶体带正电荷。（4）有机无机胶体的结合

土壤中的有机胶体和无机胶体往往结合在一起成为有机无机复合体。

有机无机复合胶体的带电量不是二者分散存在时带电量的加和而是负电荷减少，存在非加和性。原因：

①带负电荷的有机胶体与铁（铝）胶体结合后，消耗了有机胶体带负电荷的交换点；②有机胶体沉淀在无机胶体上，掩盖了无机胶体的交换点。（5）非交换性阳离子的影响

同晶替代所产生的永久电荷可能被粘土矿物晶层间所吸附的非交换性阳离子所补偿，使其带电量降低。

如：伊利石单位晶胞的负电荷比蒙脱石高，但由于伊利石硅层晶穴中所固定的钾离子（非交换性）补偿了同晶替代所产生的负电荷，故实际上伊利石所带负电荷低于蒙脱石所带负电荷。

（6）配位体交换的影响

土壤中氧化物类胶体表面的(-OH)或(-OH2)基，与阴离子进行配位体交换后可使土壤所带负电荷量增加。3.土壤胶体表面电位

扩散双电层。土壤带电胶体与溶液界面的双电层——胶体表面的（负）电荷层/紧靠表面溶液的反离子或补偿（阳）离子层。两者电荷数相等，符号相反，维持体系的电中性。静电引力使反离子靠近表面，热运动又使其脱离表面而形成具有扩散特征的反离子层，又称扩散层。其中反离子呈不均匀分布，如同地球的大气层。扩散层反离子分布和表面电位变化特征。

扩散层中反离子的不均匀分布可用Boltzmann方程表示：Cx＝COexp(-ZFψx/RT)

(CO—本体溶液反离子浓度；exp—以e=2.718282为底的指数函数)

㏑（CX/CO）＝–(ZF/RT)·ψx

双电层中距表面x处的反离子浓度CX是x处电位ψx的指数函数。不是直线而呈曲线降低。

ψx＝ψOexp（－κx）（ψO—表面电位）

κ常数与离子浓度、价数、介电常数和温度有关。在室温下，κ＝3×107ZCO1/κ（κ的倒数）为扩散双电层的厚度，主要受离子价Z和离子浓度CO的影响。κ值大，双电层压缩，动电位（ξ）＝0

第二节土壤的阳离子交换

一、基本概念1.阳离子交换作用

土壤溶液中的阳离子与土壤胶体表面吸附的阳离子互换位置。2.交换性阳离子

被土壤胶体表面所吸附，能被土壤溶液中阳离子所交换的阳离子。

交换性阳离子分为两类：一类是致酸离子，包括氢离子和铝离子两种；另一类是盐基离子，是除铝以外的金属离子。3.阳离子吸附

土壤溶液中的阳离子转移到土壤胶体表面，为土壤胶体所吸附。4.阳离子解吸

土壤胶体表面吸附的阳离子转移到土壤溶液中。二、阳离子吸附

土壤胶体一般带负电荷，通过静电力（库仑力）吸附溶液中的阳离子，在胶体表面形成扩散双电层。

阳离子静电吸附的速度、数量和强度，决定于胶体表面电位（电荷数和电荷密度）、离子价数和半径等因素。

表面负电荷愈多，吸附的阳离子数量就愈多；表面电荷密度愈大，阳离子的价数愈高,就吸附愈牢固。

不同价的阳离子与胶体表面亲合力的顺序：M3+＞M2+＞M+。

红壤、砖红壤和膨润土对阳离子吸附力的顺序：

Al3+＞Mn2+＞Ca2+＞K+。

胶体对同价阳离子的吸附力主要决定于离子的水合半径。水合半径较小的离子，与胶体表面的距离较近，彼此的作用较强。同价阳离子的吸附力：

NH4+＞K+＞Na+（随离子水合半径增大而减小）三、阳离子交换

（一）阳离子交换作用的主要特征1.可逆反应

阳离子交换作用是一种可逆反应。这种交换作用是动态平衡，反应速度很快。2.以离子价为基础的等价交换

二个一价的铵离子，交换一个二价的钙离子，即36g铵可交换40g钙；一个一价的铵离子可交换一个一价的钠离子，即18g铵可交换23g钠。3.受质量作用定律支配

溶液中某种离子浓度高时，其交换能力增大，既可以将交换能力弱的离子交换出来，也可将交换能力强的离子交换出来。土壤中常见阳离子的交换能力：

Fe3+、Al3+＞H+＞Ca2+＞Mg2+＞K+＞Na+H+例外，——半径小，水合度低，运动快，交换能力强。（二）阳离子交换量（cationexchangecapacity）1.概念

单位重量的土壤所含交换性阳离子(一价)的总量，简称CEC。单位是cmol/kg。阳离子交换量可作为土壤保肥能力的指标。

CEC（cmol/kg）<1010～20>20保肥力

弱

中等

强

四川紫色丘陵区由紫色砂页岩风化而形成的石灰性紫色土和中性紫色土CEC一般均大于20cmol/kg，酸性紫色土CEC为15cmol/kg，红壤、黄壤CEC一般在13cmol/kg，甚至更低。

2.影响土壤CEC的因素（1）土壤质地

质地由砂质向粘质变化，阳离子交换量逐渐增大。质地砂土砂壤土壤土粘土CEC(cmol/kg)1-57-87-1825-30（2）有机质含量

有机胶体所带负电荷量平均为350cmol/kg，较无机胶体大得多，因而有机质含量高的土壤其阳子交换量高，保肥力强。（3）无机胶体类型

一般2:1型粘土矿物阳离子交换量大于1:1型粘土矿物，1:1型粘土矿物大于氧化物，2:1型粘土矿物中蒙脱石类大于水云母类。（4）土壤酸碱性

带可变电荷的土壤胶体，酸碱性是影响其电荷数量的重要因素，进而影响土壤保肥能力。例如：砖红壤的pH值由自然条件下的5左右提高到7左右时，其负电荷量约增加70%。（三）土壤盐基饱和度（BaseSaturationPercentage）盐基离子占吸附阳离子总量(CEC)的百分数。交换性盐基总量

土壤盐基饱和度（BS）(%)=————————×100CEC

我国土壤盐基饱和度大致以北纬33°为界，以北盐基饱和度较高，一般达80%甚至100%，以南盐基饱和度均较低，一般只有20%～30%，有的甚至少于10%。

盐基饱和度高的土壤，交换性阳离子以Ca2+为主，其次是Mg2+，分别占80%和15%。盐基饱和度低的土壤，交换性阳离子以H+和Al3+为主。

BS≥80%肥沃土壤；BS50～80%中等肥力土壤；BS＜50%低肥力土壤（四）交换性阳离子的有效度

交换性阳离子对植物都是有效性的，但有效程度却不一样，主要受到下列因素的影响。1.离子饱和度

土壤吸咐某种交换性阳离子的数量，占土壤交换性阳离子总量的百分数，称该种离子的饱和度。离子饱和度愈高，其有效性愈高。2.互补离子效应

对某一指定吸附离子，其他并存的离子都是它的互补离子。

互补离子效应是由于各种阳离子被胶体吸着的能力不同所致。有的阳离子被土壤胶体吸着的力大，吸着很紧；有的阳离子被胶体吸着的力小，吸着松散。

一般说来，某离子的互补离子被土壤胶体的吸附力越强，该离子的有效度越高。3.粘土矿物类型

高岭石类粘土矿物，主要是外表面而无内表面，阳离子吸着于外表面上，容易解吸，有效性高；

蒙脱石类粘土矿物既有强大的外表面，又有内表面，吸着的阳离子有效性低于高岭石。水云母类粘土矿物由于硅层的晶穴对阳离子K+或NH4+产生固定作用，降低其有效性。

氧化物类胶体对阳离子产生专性吸收，使阳离子失去有效性。四、阳离子专性吸附1.阳离子专性吸附的机理

土壤铁、铝、锰等的氧化物胶体，其表面阳离子不饱和而水合(化)，产生可离解的水合基(—OH2)或羟基(—OH)，它们与溶液中过渡金属离子(M2+、MOH+)作用而生成稳定性高的表面络合物，这种吸附称为专性吸附(Specificadsorption)，不同于胶体对碱金属和碱土金属离子的静电吸附。

过渡金属（ⅠB、ⅡB族等），水合热较大，在水溶液中呈水合离子形态，并较易水解成羟基阳离子

M2+＋H2O→M（H2O）2+→MOH+＋H+

水解阳离子电荷减少，致使其向吸附胶体表面靠近的能障降低，有利于与表面的相互作用。若过渡金属呈M2+离子态被专性吸附，形成单配位基表面络合物（—O—M），反应后释放1个H+，并引起1个电荷变化。

若呈MOH+离子态被吸附，形成双配位基表面络合物（—O—M—OH），反应后释放2个H+，但表面电荷不变化。

专性吸附在胶体表面正、负、零电荷时均可发生，反应结果使体系pH下降。

层状硅酸盐粘土矿物边面上裸露的Al—OH基和Si—OH基与氧化物表面的羟基相似，也有一定的专性吸附能力。

专性吸附的金属离子为非交换态，不参与一般的阳离子交换反应。可被与胶体亲合力更强的金属离子置换或部分置换，或在酸性条件下解吸。2.影响阳离子专性吸附的主要因素（1）pH

金属离子水解和专性吸附反应均释放H+，pH升高有利于反应进行。（2）土壤胶体类型

对阳离子专性吸附的土壤胶体主要是氧化物。其中非晶质的氧化锰＞氧化铝＞氧化铁。非晶质＞结晶质。

土壤中铁、锰氧化物多，具有更大意义。3.阳离子专性吸附的实际意义

（1）对多种微量重金属离子的富集作用

在红壤、黄壤的铁锰结核中，Zn、Co、Ni、Ti、Cu、V等都有富集，其中Zn、Co、Ni与锰含量呈正相关，而Ti、Cu、V、Mo与铁含量呈正相关。在地球化学探矿上有实用价值。

（2）控制土壤溶液中重金属离子的浓度

通过专性吸附和解吸，控制土壤溶液中Zn、Cu、Co、Mo等微量重金属离子的浓度。从而控制其生物有效性和生物毒性。被Pb污染的土壤中加入氧化锰，可抑制植物对Pb的吸收，降低毒害。（3）净化与污染作用

土壤氧化物胶体对重金属污染离子的专性吸附固定，对水体起一定的净化作用。对植物从土壤溶液吸收和积累这些金属离子起一定的缓冲、调节作用。同时给土壤带来潜在的污染危险。

第三节土壤胶体对阴离子的吸附与交换

一、土壤中的阴离子吸收力

不同阴离子被土壤吸收的力不相同，可分为三类：1.易被土壤吸收的阴离子

磷酸根(H2PO4-、HPO42-、PO43-)，硅酸根(HSiO3-、SiO32-)，有机酸根(如C2O42-)以及F-。

阴离子被吸收的机制通常是化学吸收或专性吸收，如F-易被土壤中氧化物产生专性吸收，故土壤是F-的净化剂。2.吸收力弱或进行负吸收的阴离子

这类阴离子包括Cl-、NO2-、NO3-等，它们主要是被土壤负吸收，很容易从土壤淋洗出去。NO2-、NO3-的流失，不仅造成氮肥的利用率降低，而且造成水体污染。3.中间类型的阴离子

这类阴离子包括SO42-、CO32-，被土壤吸收力居于上两类之间。二、阴离子的静电吸附1.正吸附

土壤胶体带正电荷的表面对溶液阴离子（主要是Cl￣、NO3￣、ClO4￣）的吸附。交换性吸附。其特点和影响因素类似于负电荷表面对阳离子的静电吸附。

土壤中铁、铝、锰的氧化物是产生正电荷的主要物质。高岭石边缘或表面的羟基也可产生正电荷。有机胶体表面的胺基R—NH2＋H+→R—NH3+也可吸附阴离子。正电荷主要是可变电荷，受pH的影响。当pH＞7时，土壤胶体的正电荷基本消失，不发生阴离子的静电吸附。

2.负吸附

土壤胶体带负电荷的表面对阴离子的排斥作用，其斥力的大小，视阴离子距土壤胶体表面的远近，距离愈近对阴离子排斥力愈大，表现出较强的负吸附，反之负吸附则弱。2价阴离子（SO42￣）所受排斥力大于1价阴离子（Cl￣、NO3￣）。三、阴离子专性吸附——配位体交换吸附

阴离子作为配位体，进入粘土矿物或氧化物表面金属原子的配位壳，与其中的羟基或水合基交换而被吸附。发生在胶体双电层的内层。

发生专性吸附的阴离子有F￣和磷、钼、砷酸根等含氧酸根离子。

专性吸附的阴离子是非交换态的，不能被Cl￣、NO3￣离子置换，只能被专性吸附能力更强的阴离子置换或部分置换。

阴离子专性吸附主要发生在铁、铝氧化物表面，因此富含铁、铝氧化物的可变电荷土壤如砖红壤、红壤中，阴阳离子的专性吸附现象都普遍发生。

专性吸附既影响土壤的表面电荷、酸度等化学性质，又决定多种养分和污染离子在土壤中的存在形态、迁移和转化，制约它们对植物的有效性及其环境反应。

第十一章土壤酸碱性和氧化还原反应

目的要求：

要求学生掌握土壤酸碱性的成因、衡量土壤酸碱性的指标、影响土壤酸碱性的主要因素，土壤酸度类型与土壤的缓冲作用，土壤的氧化还原过程特点及其影响因素，土壤酸碱性、氧化还原状况与肥力的关系。

第一节土壤酸、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，土壤胶体上的交换性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(5)其它无机酸2.土壤中铝的活化

当土壤交换性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+。这种反应十分迅速。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<4.54.5-5.55.5-6.56.5-7.57.5-8.5>8.5

级别

极强酸性强酸性微酸性

中性

碱性强碱性

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。故pH水通常大于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。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。（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：

强酸性土中，交换性Al3+大大多于交换性H+，它是活性酸（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。（2）酸性和弱酸性土

盐基饱和度较高，交换性铝以Al(OH)2+、Al(OH)2+等形态存在。当其代入溶液后同样水解产生H+离子

可见土壤酸性起源：先有活性酸，再转化为潜性酸；酸性的强酸又决定于潜性酸，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+和以共价键紧束缚的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。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（2）碳酸钠水解

碳酸钠的来源：土壤矿物质中钠的碳酸化。风化产物硅酸钠与碳酸的作用（析出SiO2）。中性钠盐与CaCO3的相互作用（3）交换性钠的水解

当土壤胶体吸附的交换性Na+积累到一定数量，而土壤溶液的盐浓度较低时，Na+离解进入溶液，水解产生NaOH，并进一步形成碳酸盐Na2CO3、NaHCO3。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等盐基的生物积累。一些植物适应在较干旱条件下生长，而且有富集碱性物质的作用：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。

第二节土壤碱度的指标

一、土壤酸度的强度指标1.土壤pH

pH=－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－1/2pCa，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－1/2pCa是Ca(OH)2(石灰)的化学位的简单函数，称钙的养分位。它比pH更全面和更明显地反映土壤的酸度。二、土壤酸度的数量指标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

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，单位是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。

交换酸和水解酸从概念上讲其酸度的实质是不相同的，但水解酸的实际测定时,因用pH8.3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，因此测定的结果是土壤总酸度。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：

CaCO3、MgCO3溶解度很小，产生的碱度有限。在正常pCO2下，石灰性土壤的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）土壤碱化度分级：

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。碱化作用—盐分底聚。

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的地区，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”的局面，就与气候条件有关。2.生物

植物根系和微生物通过呼吸作用产生CO2，有机质的矿质化也产生CO2，CO2溶解于水则成碳酸。

土壤中的专性微生物如硫化细菌和硝化细菌，可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，是导致土壤酸化的因素。4.母质

母质中含酸性物质会使土壤酸化。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=6.03–2/3lgPco27.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，主要由于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。

第三节土壤氧化还原反应

一、土壤氧化还原体系

土壤中同一物质可区分为氧化态(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主要还原剂，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，在很大程度上有微生物的参与，例如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

土壤的氧化还原反应总有H+参与，H+的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，还原性物质总量可以测定，但很难直接与Eh联系起来。当然土壤还原性物质的浓度仍与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

第四节土壤缓冲性

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，称为土壤缓冲作用，或缓冲性能。二、土壤酸减缓冲性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。

（2）土壤胶体的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+]

当土壤BS＝50%时，对酸碱的缓冲能力最大。缓冲能力随弱酸及其盐的总浓度或土壤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：对碱性物质的缓冲作用

（5）有机酸体系：有机酸及其盐对酸碱物质的缓冲作用3.土壤酸碱缓冲容量和滴定曲线

缓冲容量(BufferingCapacity)——使单位(质量或容积)土壤改变1个pH单位所需的酸或碱量。用酸、碱滴定获得，绘制滴定曲线，称缓冲曲线。不同土壤的缓冲容量(曲线)不同，同一土壤的缓冲容量(曲线斜率)也有变化。

土壤胶体带负电荷，可看作酸胶基或弱酸，但H+饱和胶体的滴定曲线与强酸相似，而Al3+饱和胶体的滴定曲线则与弱酸相似，腐殖酸有羧基、酚羟基等解离度不同的多个酸基，其滴定曲线类似于多元酸。4.土壤缓冲性的影响因素

土壤缓冲容量与其CEC呈正相关。凡影响土壤CEC的因素都影响缓冲容量。主要有：（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）土壤有机质含量三、土壤氧化还原缓冲性

土壤加入少量氧化物质或还原物质，缓冲Eh变化的性能

设[Ox]＝X[Ox]＋[Red]＝A[Red]＝A－X

当[Ox]略有增加引起Eh增加dEh／dX，其倒数dX／dEh即可作为氧化还原缓冲性的指标。

表示使单位土壤的Eh提高1个单位所需加入的氧化物质量，此值愈大，缓冲指数愈大。若A值一定，在A＝2X即[Ox]／[Red]＝1时，体系的缓冲性最强，如右图，曲线两端Eh变化显著，曲线中间Eh变化接近于零。

土壤的情况复杂，理论推导难于简单应用，但可在实验一致条件下相对比较。

第五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的适应性1.植物适宜的酸碱度

大多数植物适宜的pH范围6～8，即微酸至微碱性。有的植物能适应较宽的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。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的强酸性土中活性明显下降。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。微生物活动消耗O2，使Eh值降低，在土壤通气性基本一致条件下，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的影响1.土壤酸碱性对养分有效性的影响土壤养分的有效性与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的土壤中，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；

（4）pH＞7时，易形成磷酸钙沉淀；

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

（6）Fe、Mn、Cu、Zn的有效性在酸性土中高，而在pH＞7的土壤中则明显降低，常出现Fe、Mn供给不足；

（7）Mo在酸性土中的有效性低，当pH＞6时，其有效性增加。B在强酸性土和石灰性土中的有效性较低，而在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，适于水稻的吸收。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的积累1.强酸性土的铝锰胁迫与毒害

在pH＜5.5的酸性土中，锰、铝易被活化。大田作物幼苗期对Al3+极为敏感，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

在长期淹水的强还原性土壤中，往往有Fe2+和S2－等还原物质的大量积累。（1）亚铁：主要呈沉淀状态，但在偏酸性土壤中，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，但如果土壤缺铁或在pH＜6的条件下，就可出现较多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石灰需要量的计算：

以潜性酸为基础，活性酸量很少；也可以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。

石灰物质的换算系数：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，致使局部土壤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。但若施用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，提高土壤空气中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，改善土壤的通气条件。

（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。

第十三章土壤分类和分布

目的要求：

了解土壤分类的概念和要求、目的和意义、原则，我国土壤的分布状况以及西南地区土壤的分布，土壤分布的水平地带性与垂直地带性。

第一节

一、土壤分类的目的、意义

土壤分类

土壤分类目的在于将外部形态和内在性质相同或相近的土壤并入相应的分类单元，纳入一定的分类系统，以反映它们的肥力和利用价值，为合理利用土壤、改造土壤和提高肥力提供依据。

二、土壤分类的发展阶段

从古代朴素的土壤分类阶段，经俄国道库恰耶夫土壤地理发生分类和50年代三派（地理发生分类、形态发生分类和历史发生分类）鼎立的阶段，目前已跨入了定量的系统分类阶段。三、土壤分类的理论基础

土壤分类应以土壤发生学理论为基础。但土壤分类必须根据土壤特性进行，不能根据成土条件的差别和推断的成土过程来分类。四、土壤分类的依据

土壤分类的依据可归纳为以下三个方面：1.分析成土因素对土壤形成的影响和作用；2.研究成土过程的特性特征；

3.研究土壤属性的差别，土壤属性是土壤分类的最终依据。五、我国土壤分类（第二次土壤普查）1.土壤分类的原则

土纲→亚纲→土类→亚类→土属→土种→变种，其中土纲、亚类、土类、亚类属高级分类单元，土属为中级分类单元，土种为基层分类的基本单元，以土类、土种最为重要。2.《中国土壤分类系统》包括：12个土纲，28个亚纲，61个土类，233个亚类的（详见P236－237表11-4）3.命名方法

中国土壤分类系统采用连续命名与分段命名相结合的方法。土纲和亚纲为一段，以土纲名称为基本词根，加形容词或副词前辍构成亚纲名称，即亚纲名称为连续命名，如铁铝土土纲中的湿热铁铝土是含有土纲与亚纲的名称；

六、美国土壤系统分类

美国土壤系统分类也遵循了土壤发生学思想，但其最大的特点是将过去惯用的发生学土层和土壤特性给予了定量化，建立了一系列的诊断层和诊断特性。

诊断层和诊断特性：是美国土壤系统分类中用来鉴定和命名土壤的主要依据。

诊断层：是指用于识别土壤分类单元，在性质上有一系列定量规定的特定土层。诊断特性：如果用于分类的目的不是土层，而是具有定量规定的土壤性质（形态的、物理的、化学的）则称为诊断特性。

诊断特性与诊断层的不同在于所体现的土壤性质并非一定为某一土层民特有，而是可出现于单个土体的任何部位。

第二节土壤分布

一、土壤的地带性

原因：成土条件在地球上分布有规律。主要是气候和生物→地带性土壤；地形、母质→非地带性土壤二、土壤水平地带性

平原地区与纬度或经度相平行的土壤带状分布规律。1.土壤纬度地带性

地带性土类大致与纬度平行，呈带状分布规律。（沿东西方向延伸，南北方向逐渐更替）

N：棕色针叶林土(针叶林)→暗棕壤(针阔混交林)→棕壤(落叶阔叶林)→黄棕壤(常绿落叶、阔叶混交林)→红黄壤(常绿阔叶林)→砖红壤(热带雨林)S2.土壤经度地带性

地带性土类大致呈带状，与经度平行，南北延伸，东西逐渐更替。温带：E：暗棕壤→黑土→黑钙土→粟钙土→棕钙土→灰漠土→灰棕漠土W暖温带E:棕壤→褐土→黑垆土→灰钙土→棕漠土W

三、土壤垂直地带性

山地土壤，随着海拔高度变化，土壤也呈带状变化（变化规律同水平地带性由北而南）。汶川映秀——卧龙——四姑娘山顶

黄壤(800-1500m)→黄棕壤[1500-1800(2000)m]→棕壤[1800-3000(3200)m]→暗棕壤[3000-3400(3500)]→棕色针叶林土[3400-3800(4000)m]→亚高山草甸土(3800-4200m)→高山草甸土[4200-4400(4500)m]→高山寒漠土(4000-5000m)。

第十三章土壤分类和分布

目的要求：

了解土壤分类的概念和要求、目的和意义、原则，我国土壤的分布状况以及西南地区土壤的分布，土壤分布的水平地带性与垂直地带性。

第一节

一、土壤分类的目的、意义

土壤分类目的在于将外部形态和内在性质相同或相近的土壤并入相应的分类单元，纳入一定的分类系统，以反映它们的肥力和利用价值，为合理利用土壤、改造土壤和提高肥力提供依据。

二、土壤分类的发展阶段

从古代朴素的土壤分类阶段，经俄国道库恰耶夫土壤地理发生分类和50年代三派（地理发生分类、形态发生分类和历史发生分类）鼎立的阶段，目前已跨入了定量的系统分类阶段。三、土壤分类的理论基础

土壤分类应以土壤发生学理论为基础。但土壤分类必须根据土壤特性进行，不能根据成土条件的差别和推断的成土过程来分类。四、土壤分类的依据

土壤分类的依据可归纳为以下三个方面：1.分析成土因素对土壤形成的影响和作用；2.研究成土过程的特性特征；

3.研究土壤属性的差别，土壤属性是土壤分类的最终依据。

土壤分类

五、我国土壤分类（第二次土壤普查）1.土壤分类的原则

土纲→亚纲→土类→亚类→土属→土种→变种，其中土纲、亚类、土类、亚类属高级分类单元，土属为中级分类单元，土种为基层分类的基本单元，以土类、土种最为重要。2.《中国土壤分类系统》包括：12个土纲，28个亚纲，61个土类，233个亚类的（详见P236－237表11-4）3.命名方法

中国土壤分类系统采用连续命名与分段命名相结合的方法。土纲和亚纲为一段，以土纲名称为基本词根，加形容词或副词前辍构成亚纲名称，即亚纲名称为连续命名，如铁铝土土纲中的湿热铁铝土是含有土纲与亚纲的名称；六、美国土壤系统分类

美国土壤系统分类也遵循了土壤发生学思想，但其最大的特点是将过去惯用的发生学土层和土壤特性给予了定量化，建立了一系列的诊断层和诊断特性。

诊断层和诊断特性：是美国土壤系统分类中用来鉴定和命名土壤的主要依据。

诊断层：是指用于识别土壤分类单元，在性质上有一系列定量规定的特定土层。诊断特性：如果用于分类的目的不是土层，而是具有定量规定的土壤性质（形态的、物理的、化学的）则称为诊断特性。

诊断特性与诊断层的不同在于所体现的土壤性质并非一定为某一土层民特有，而是可出现于单个土体的任何部位。

第二节土壤分布

一、土壤的地带性

原因：成土条件在地球上分布有规律。主要是气候和生物→地带性土壤；地形、母质→非地带性土壤二、土壤水平地带性

平原地区与纬度或经度相平行的土壤带状分布规律。

1.土壤纬度地带性

地带性土类大致与纬度平行，呈带状分布规律。（沿东西方向延伸，南北方向逐渐更替）

N：棕色针叶林土(针叶林)→暗棕壤(针阔混交林)→棕壤(落叶阔叶林)→黄棕壤(常绿落叶、阔叶混交林)→红黄壤(常绿阔叶林)→砖红壤(热带雨林)S2.土壤经度地带性

地带性土类大致呈带状，与经度平行，南北延伸，东西逐渐更替。温带：E：暗棕壤→黑土→黑钙土→粟钙土→棕钙土→灰漠土→灰棕漠土W暖温带E:棕壤→褐土→黑垆土→灰钙土→棕漠土W三、土壤垂直地带性

山地土壤，随着海拔高度变化，土壤也呈带状变化（变化规律同水平地带性由北而南）。汶川映秀——卧龙——四姑娘山顶

黄壤(800-1500m)→黄棕壤[1500-1800(2000)m]→棕壤[1800-3000(3200)m]→暗棕壤[3000-3400(3500)]→棕色针叶林土[3400-3800(4000)m]→亚高山草甸土(3800-4200m)→高山草甸土[4200-4400(4500)m]→高山寒漠土(4000-5000m)。

第十四章土壤耕作与管理

目的要求：

使学生掌握土壤耕作、各种土壤力学性质的概念，以及土壤物理机械性和耕性的意义。

第一节土壤耕作的概念及其基本操作

一、耕作的概念

耕作是在作物种植以前，或在作物生长期间，为了改善植物生长条件而对土壤进行的机械加工。

耕作的基本目的：1.改良土壤结构；

2.把作物残茬和有机肥料掩埋并掺和到土壤中去；

3.控制杂草或其它不需要的植株。二、耕作的基本作业1.犁耕

第十五章土壤污染与防治

目的要求：

要求学生掌握土壤污染、土壤背景值、土壤环境容量的概念与各种污染物的主要特征，及其农业污染、化学污染的机理与防治的措施。

第一节土壤污染概述

一、土壤污染的概念及特征1.土壤污染的概念

人类活动产生的污染物进入土壤并积累到一定程度，引起土壤质量恶化的现象。土壤被污染的程度主要决定于进入土壤的污染物的数量、强度和土壤自身的净化能力大小，当进入量超过净化力，就将导致土壤污染。2.土壤污染特性（1）土壤污染的隐蔽性（2）土壤污染的持久性

第十六章土壤退化与土壤质量

目的要求：

使学生了解土壤退化的概念、种类与退化的背景、态势；掌握土壤质量的内涵与其评价指标体系与方法；了解土壤退化的类型与防治。

第一节土壤退化的概念及分类

一、土壤退化的概念1.土壤（地）退化的概念

土地（壤）退化指的是数量减少和质量降低。

数量减少可以表现为表土丧失，或整个土体的毁失，或土地被非农业占用。质量降低表现在土壤物理、化学、生物学方面的质量下降。

（1）土壤（地）退化是一个非常复杂的问题，它是由自然因素和人为因素共同作用的结果。

（2）土壤（地）资源从数量上是无再生能力的，因而具有土壤（地）数量有限性的特点，但从质量上，可以改良培肥土壤，保持“地力常新”。

耕地土壤是人类赖以生存最珍贵的土壤（地）资源，是农业生产最基本的生产资料。2.土地退化与土壤退化（1）土地退化

是指人类对土地的不合理开发利用而导致土地质量下降乃至荒芜的过程。

包括森林的破坏及衰亡、草地退化、水资源恶化与土壤退化。土地退化的直接后果是：①直接破坏陆地生态系统的平衡及其生产力；②破坏自然景观及人类生存环境；

③通过水分和能量的平衡与循环的交替演化诱发区域乃至全球的土被破坏、水系萎缩、森林衰亡和气候变化（2）土壤退化

在自然环境的基础上，因人类开发利用不当而加速的土壤质量和生产力下降的现象和过程。二、土壤退化的分类1.土壤侵蚀2.土壤沙化3.土壤盐化4.土壤污染5.土壤性质恶化6.耕地的非农业占用

第二节我国土壤退化的背景与基本态势

一、我国土壤退化的自然社会条件制约1.土壤（地）资源短缺，空间分布不均（1）人均土壤资源占有率低

（2）土地资源空间分布不均匀，区域开发压力大（3）生态脆弱区，范围大

（4）耕地土壤质量总体较差，自维持能力弱2.人口增长与社会经济发展对土壤退化的制约3.水资源短缺对土壤退化的制约二、我国土壤退化的现状与态势1.土壤退化的面积广，强度大，类型多2.土壤退化的发展快、影响深远

第三节土壤退化主要类型及其防治

一、土壤沙化和土地沙漠化二、土壤流失

三、土壤盐渍化与次生盐渍化四、土壤潜育化与次生潜育化五、土壤肥力衰退和土壤污染防治

第四节土壤质量及评价

一、土壤质量的概念

土壤质量是土壤在生态系统界面内维持生产，保障环境质量，促进动物与人类健康行为的能力。土壤质量主要是依据土壤功能进行定义的，即目前和未来土壤功能正常运行的能力。（1）土壤的植物和动生物持续生产能力；

（2）土壤质量概念的内涵不仅包括作物生产力，土壤环境保护，还包涵食物安全及人类和动物健康。

（3）改善土壤质量的管理还应包括减低污染潜力的技术和方法。二、土壤质量评价参数与指标体系1.选择评价土壤质量参数指标的条件代表性、灵敏性、通用性、经济性2.土壤质量评价的指标（1）农艺与经济学指标（2）微生物学指标（3）碳氮指标（4）生态学指标三、土壤质量的评价方法1.土壤质量综合评分法2.土壤质量动力学方法3.土壤质量多变量指标方法

第十七章中国主要土壤类型简介

目的要求：

使学生了解我国主要类型土壤的分布，掌握主要类型土壤的主要成土条件、成土过程、土壤基本性质以及存在主要问题和如何合理开发利用。

第一节铁铝土

铁铝土：又称富铝土，是我国热带、亚热带湿润地区具有明显脱硅富铝化特征的土壤系列，包括热带的砖红壤、南亚热带的赤红壤、中亚热带的红壤和黄壤等4个土类。铁铝土由于它们分布在我国水热条件最优越的地区，所处地形又以低山、丘陵、台地为主，故其开发利用价值高，是我国极为重要的土壤资源。

共性：①都含有不同程度的氧化铁、铝，是不同程度富铝风化的产物；

②主导成土过程是脱硅富铝化。大多数具有多元发生，即形成于古老富铝风化壳。一、分布情况

呈三个土壤带分布于我过南方

北纬22°以南砖红壤广东雷州半岛、海南、滇南及台南等地

北纬22°—22°赤红壤南岭山脉以南（广东西部和东南部、广西西南部、福建东南部、台湾云南部分地区）

北纬22°—22°红壤和黄壤大巴山和长江以南地区其中：红壤—主要分布于江南丘陵和云贵高原黄壤—贵州高原和四川盆地二、形成条件

砖红壤：热带雨林、季雨林

赤红壤：南亚热带常绿阔叶林和季雨林

红壤和黄壤：中亚热带常绿阔叶林（红壤偏干，黄壤偏湿）三、基本成土过程（一）脱硅富铝化过程（1）脱盐基酸化，肥力下降

（2）铁铝相对富集，形成铁铝残余聚积层。表现为铁子、铁盘等结核。粘粒的硅铝率（Ki＝SiO2／Al2O3）和桂铝铁率（Saf=SiO2／R203）的不断降低，粘粒矿物由2:l型向1:1型和铁、铝氧化物简单化的矿物演变。

（3）形成大量的游离氧化铁（铁的游离度）：砖红壤：85%；红壤：50%-60%。进而使土壤染成不同颜色。赤铁矿赤褐铁矿针铁矿褐铁矿

Fe2O3Fe2O3.5H2OFe2O3H2OFe2O31.5H2OFe2O32-n_H2O

红色红棕色黄棕色黄棕色黄色

活性铁：pH3.2草酸缓冲液提取的无定性铁或无定性氧化铁。

游离氧化铁：强还原剂连二硫酸钠(0.5g/0.5-1g土)交换所得到的氧化铁。

（4）随着粘粒Ki值降低，粘粒矿物简单化，胶体品质变差，负电荷减少，并产生正电荷，净负电荷减少，保肥力减弱。CEC（cmol（+）／kg土）蒙脱石60-100高龄石3-15铁铝氧化物0-3

我国几种土壤的脱硅富铝化特征：

（1）我国大面积红壤具有深厚的红色土层，受到古气候的深刻影响，其粘粒Ki值较低。土类砖红壤赤红壤红壤黄壤

Ki值1.5-1.81.7-2.01.9-2.22.0-2.5

（2）脱硅富铝化程度不同，粘粒矿物的组成也不同砖红壤赤红壤红壤黄壤

主要为高岭石以高岭石和以高岭石为主，三水铝石，和三水铝石，埃洛石为主，占80～85％，次为高岭石并含多量的赤常有少量的赤铁矿5～10％和水云母，铁矿三水铝石伴有水云母，针铁矿褐铁矿三水铝石不常见

（二）养分的生物富集过程养分的循环迅速而强烈。体现：1、合成量大

热带雨林季雨林

有机质增长量（万斤/亩）1-30.82、分解速度快砖红壤赤红壤红壤黄壤有机质含量次高较次低多3、耕层富盐基作用

耕层富盐基作用（生物自肥作用）：植被将分散下移的养分集中地表而表土养分含量增高的过程。四、砖红壤（一）分布

主要分布在广东雷州半岛、海南、滇南及台南等地，大致在北纬220以南。（二）成土条件

气候：热带湿润季风气候，高温多雨、干湿季节变化明显。年均温22～25℃，最冷月（1月）均温＞18℃，≥10℃积温7500～9500℃；年降水量一般为1500～2000毫米，夏季雨量集中，冬季少雨多雾，季节分配不均。

植被：热带雨林、季雨林。主要树种有樟科、无患子科、大戟科、番荔枝科、茶科和山毛棒科等，林木层次复杂，附生及藤本植物很多。地形：多属丘陵台地。

成土母质：岩浆岩、沉积岩风化物和老冲积物。（三）基本性状1．土壤的剖面特征

土体构型：A0–A–B–BC–C厚度可达3米以上A0：枯枝落叶层，厚度2-3厘米；

A：腐殖质层，暗红棕色或灰棕色，厚度为15-30厘米，核状或团粒状结构，疏松而多根系；

B：铁铝氧化物聚积层，棕红色或赭红色、紧实粘重，厚度不一，多块状结构，结构面上有明显的暗色胶膜，下部有时出现铁质结核、铁盘或红黄色斑状网纹层（Pl:Plinthite）；BC：过度层；

C：母质层。暗红色或红色，夹半风化的母岩碎块。网纹层（Pl:Plinthite）网纹层的产生：

①质地粘重，土层深厚，水分沿着弯曲孔隙或根孔下渗而发生不均匀性移动。水流经多的地方，铁、锰还原溶解和移动强，土体发白；水流经少的地方，铁、锰还原溶解和移动弱，土体或红或黄；产生的杂色层次称网纹层。

②土壤局部酸度变化，如根际pH放生变化引起铁移动也可产生网纹层。2．土壤的理化性质

质地：粘重，多为粘土，剖面中粘粒有下移现象；粘粒硅铝率：1.5-1.8；

粘粒矿物：主要为高岭石和三水铝石，并含多量的赤铁矿。土体中游离铁的含量较高,而游离硅甚低（占全硅量的1.5％以下）；

有机质和全氮：在森林植被下，表层有机质的含量可达30-50g／kg，高者可达80-100g／kg；全氮可达1-2g／kg

土壤腐殖质：胡敏酸含量很低，无胡敏酸钙，HA/FA为0.1-0.4；酸度：呈酸性至强酸性反应，pH为4.5-5.5；

CEC和BS：CEC多＜10cmol(+)／kg土，交换性盐基总量也低，盐基饱和度多不超过30％，交换性钙镁仅2-310cmol(+)／kg，97%的交换酸为交换性铝离子。（四）砖红壤的分类

砖红壤：砖红壤亚类为砖红壤的典型亚类，主要分布在海南岛和雷州半岛南部，以及滇南和台南；

黄色砖红壤：主要见于云南河口和海南的东南部。其年降水量比一般砖红壤地区高500毫米左右。土壤黄化特征明显，B层呈黄棕色或黄色。土壤中游离氧化铁等矿物的水合度较

高，粘粒矿物以高岭石和针铁矿为主。其针铁矿含量较典型的砖红壤多15％，而赤铁矿含量则少20％左右。（五）利用和改良

我国热带生物资源的重要基地和橡胶主产区；农作物可一年三熟。钾、钙、镁等养分缺乏；无机磷以闭蓄态磷为主；有效硼、锌、铝等的含量低于临界值；酸度过大。五、赤红壤（砖红壤性红壤）（一）分布

主要分布在广东西部和东南部、广西西南部、福建东南部、台湾中南部、云南德宏及临沧地区西南部，大致在北纬22”（23”）至25”之间。（二）成土条件

气候：年均温20-23℃，＞10℃积温6500（6000）-7500℃；年降水量1200-2000毫米，季节分配较均匀，干湿季不甚明显

植被：南亚热带季雨林，沟谷内常有部分热带植物，其南缘植被以热带成分为主，代表的科属有苏木科、含羞草科、蝶形花科、番荔枝科、龙脑香科等，林内有攀援藤本及附生植物，种类复杂。

地形：多为低山丘陵，海拔多在1000米以下。成土母质：主要为花岗岩、流纹岩、砂页岩等风化物1．土壤的剖面特征

土体构型：A0–A–B–BC–C厚度可达3米以上A0：枯枝落叶层；

A：腐殖质层，灰棕色至灰色，厚度为15-20厘米,多较好的核状结构；

B：淀积层，红色及红棕色，厚度10-20厘米不等，多核块状结构，结构面上有胶膜，土体中常见铁锰结核和红黄等杂色的网状斑纹BC：过度层；

C：母质层。暗红色或红色，夹半风化的母岩碎块。2．土壤的理化性质

质地：酸性岩浆岩母质发育的土壤，质地较轻，第四纪红上母质发育者较为粘重；粘粒硅铝率：1.7-2.0；

粘粒矿物：以高岭石和埃洛石为主，常有少量的三水铝石；有机质：表层为17.8g/kg；土壤腐殖质：HA/FA小于0.5；全氮：0.87g/kg；

酸度：呈酸性至强酸性反应，pH为4.5-5.5；

CEC和BS：CEC低，交换性盐基总量也低。盐基呈高度不饱和状态，盐基饱和度多低于30％.

全磷量较低，盐基元素大量淋失，钙、钠只有痕迹，镁、钾也不多。（四）赤红壤的分类

赤红壤划分为赤红攘、黄色赤红壤和赤红壤性土３个亚类。（五）利用和改良

赤红壤是我国发展粮食和热带、亚热带经济作物的重要基地。其农作物可一年三熟，盛产茶、柑桔、荔枝、龙眼、香蕉、木瓜、甘蔗等，还可种植八角、芒果和洋桃等，在云南的赤红壤地区可种植紫胶、三七等，在局部地区还可栽培橡胶、咖啡等热带经济作物。六、红壤（一）分布

东部从长江以南至南岭山地，包括江西和湖南两省的大部分，福建、广东、广西等省区的北部和安徽、浙江等省的南部；西部包括云贵高原中、北部，即云南省北部和贵州省南部，以及四川的西南部，大致在北纬250～310之间。（二）成土条件

气候：中亚热带湿润季风气候。年均温16～20℃，≥10℃积温5000～6500℃，无霜期240～300天，年降水量1200～2500毫米，多集中在夏半年降落，干湿季明显植被：原生植被为亚热带常绿阔叶林，其中以山毛榉科的拷属、石栎属和冈栎属占优势，此外，还有樟科、茶科、冬青科、山矾科、木兰科等成分，其结构层次比砖红壤的植被简

单，很少藤本及附生植物。目前这类森林保存下来的不多，一般在低山丘陵上多为稀树灌丛及禾本科草类，少数为马尾松、杉、云南松等所组成的次生林。地形：一般为低山、丘陵和高原

成土母质：类型多样，主要有第四纪红色粘土和砂页岩、花岗岩、片麻岩、千枚岩以及少数石灰岩、玄武岩的风化物。1．土壤的剖面特征

土体构型：A0-A-B-C(Cpl)A0：枯枝落叶层，5厘米以下；

A：腐殖质层：厚度为20～30厘米或更薄，呈暗棕色，为核粒状结构腐殖质层；B：淀积层，0.5～1米，个别达2米以上，呈均匀的红色、棕红色或桔红色，粘重紧实，块状结构，结构面上多铁锰胶膜；

C(Cpl)：母质层。呈红、橙红、棕红等颜色。在深厚的粘土母质和受滞水、潜水的影响处，由于铁锰的还原性移动和氧化淀积，常出现黄、红、白色相间的网纹层（Cpl）。在侵蚀严重的地段，红壤的B层或C层往往出露地表，土壤肥力极度下降，植物生长困难。2．土壤的理化性质

质地：一般质地较粘重，尤其第四纪红色粘土发育的红壤，粘粒含量可达40％以上，且粘粒有淋溶淀积现象；粘粒硅铝率：1.9-2.2；

粘粒矿物：粘土矿物以高岭石为主，一般可占粘粒总量的80～85％，赤铁矿含量常在5～10％之间，伴有水云母，三水铝石则不常见。

有机质：表层有机质含量多在10～50g/kg之间，在侵蚀严重的地段，有机质含量低于10g/kg；

土壤腐殖质：HA/FA为0.3～0.4；

酸度：红壤呈酸性至强酸性反应，pH4.5～6.0，在剖面中自上而下变小，底土pH可低至4.0。交换酸中交换性铝离子占80%。

CEC和BS：CEC低，15～25cmol(+)／kg土。盐基饱和度在40％以下。

养分：有机质少,氮素缺乏；无机磷的闭蓄态磷占一半以上，而非闭蓄态磷以铁磷为主，因此有效性低，属于严重缺磷的土壤。0-PFe-PAl-PCa–P（%）50-8015-30极少极少

速效钾的含量一般属中等水平；盐基元素大量淋失，钙、镁不多。（四）红壤的分类（共5个亚类）1．红壤

为红壤的典型亚类。具有红壤最基本剖面特征和理化性质.2．棕红壤

棕红壤属红壤向黄棕壤的过渡类型，主要分布在红壤带北缘的低山丘陵区；粘粒硅铝率为2.5-3.0，粘土矿物以高岭石为主，伴生水云母；B层结构表面可见大量的胶膜淀积；土壤盐基饱和度在50％以下。3．黄红壤

黄红壤属红壤向黄壤过渡的类型，主要分布于红壤区中、低山平缓的坡地，所处水分条件较优；土体上部有黄化现象，以黄橙色或橙色为主，下部仍保持红壤的色调。4．山原红壤

山原红壤为云贵高原海拔1800-2500米的高原面上具残存富铝化特征的暗红色土壤。该亚类是深受古风化壳影响的红壤类型，其矿物风化度深，粘粒硅铝率为1.6-2.0，粘土矿物以高岭石为主，伴有三水铝石。土体内偶见铁盘，心上层结构表面有褐色胶膜淀积。由于受现代气候明显干湿季的影响，土壤盐基饱和度较高，约为70％，pH5.5-6.0，主要呈微酸性反应。5．红壤性土

红壤性土属于剖面发育差的幼年红壤，主要分布在红壤区的山地陡坡地段。其土壤侵蚀严重，往往心土、底土裸露地表，石砾多，质地偏砂，有机质和速效养分缺乏，肥力低下。（五）利用和改良

不仅种植粮、棉、油、蔗、烟等农作物，而且是亚热带经济林木、果树的重要产区，可以农林结合，发展亚热带经济果木，如茶叶、油茶、油桐、桑树、漆树、油橄榄、柑桔、抽子、枇杷等。

红壤地区雨量大，降雨集中，有时一次降雨可高达200-300毫米以上，当地面覆盖差时，暴雨就造成强烈的水土流失。

针对红壤有机质含量很低的情况，可种植绿肥，以提高土壤的有机质含量和氮素肥力。红壤速效磷普遍缺乏，增施磷肥，并提高其利用率是一项重要的农业增产措施。红壤施用石灰，一般均能收到良好的效果。

第二节淋溶土

包括黄棕壤、黄褐土、棕壤、暗棕壤、白浆土，棕色针叶林土、漂灰土和灰化土共8个土类。

共同特点：（1）与南方铁铝相比，风化程度明显减弱，粘土矿物以2:1型占主导地位；（2）土壤中石灰充分淋溶，呈酸性反应，有明显的粘粒淀积。一、成土条件及分布

寒温带灰化土漂灰土棕色针叶林土（针叶林）（中）温带暗棕壤白浆土（针阔混交林）暖温带棕壤（落叶阔叶混林）

北亚热带黄褐土黄棕壤（常绿和落叶阔叶混交林）二、形成特点

1、黄棕壤：①脱盐基酸化和弱脱硅富铝化，体现过度特点。

②粘化作用明显：形成大量粘粒并产生明显淋淀粘化，形成粘化层（Bt）。2、黄褐土：①弱脱硅富铝化，粘粒Sa(Ki)3.0左右，粘土矿物以水云母、蛭石为主，伴有蒙脱石，少量高岭石。

②粘化作用明显，强烈的淋淀粘化，形成Bt，甚至粘盘。3、棕壤：①强淋溶过程，酸化；②强粘化作用，形成明显的Bt。

③明显的生物富盐基过程，导致表层pH高于下层。

4、暗棕壤：①明显的腐殖质积累作用：林下草本生长繁茂，凋落物灰分富钙镁，因此，不仅有机质含量高，且HA/FA高，＞1.0。

②酸性淋溶（微酸）和弱粘化作用，无Bt形成。③部分发生漂洗。

5、白浆土：①明显的腐殖质积累作用（夏季温暖多雨，有利于植物生长，冬季寒冷，土壤产生冻层，且地势低平，水多，通气差，微生物活动弱。）②产生白浆化过程③部分发生漂洗。6、漂灰土和棕色针叶林土

①前者漂洗为主，兼有灰化，后者以酸性淋溶为主，微弱灰化和漂洗。7、灰化土：①灰化过程为主，兼有一定漂洗作用。三、黄棕壤（一）分布

属于红黄壤与棕壤之间的过渡性土壤。分布范围是：北起秦岭、淮河，南至大巴山和长江，西至青藏高原边缘，东抵沿海。长江中下游的江苏、安徽、湖北等地的低山丘陵区分布较集中。在南方诸省区的山地垂直带谱中亦有分布。（二）成土条件

气候：夏季高温多雨，冬季低温时期不长；年均温14-16℃，最冷月均温0-4℃，＞10℃积温4250-5300℃（220-240天）；平均年降水量800-1300毫米，年干燥度小于1.0，属于北亚热带湿润气候。

植被：常绿和落叶阔叶混交林，主要落叶树有栓皮栎、麻栎等，常绿树为耐寒的石栎、冬青、水青树等，还有马尾松、杉木等亚热带针叶林。地形：多低山丘陵区

成土母质：中酸性岩风化物及弱富铝风化的第四纪沉积物（三）基本性状1．土壤的剖面特征

土体构型：A0–A–Bts-C型A0：枯枝落叶层，厚度1厘米左右；

A：暗黄棕色或暗棕灰色，团粒状至小块状结构，厚度10～20厘米；

Bts：棕色或黄棕色的粘聚层，为黄棕壤剖面最醒目的形态特征，质地粘重，有铁铝氧化物的相对聚积，呈棱块状或块状结构，结构体表面覆盖棕色或暗棕色的铁锰胶膜，偶见铁锰结核；C：母质层。2．土壤的理化性质

质地：粘粒含量高，心土层可达20～30%。粘粒硅铝率：2.6～3.0。

粘粒矿物：主要为水云母、蛭石和高岭石。（处于脱钾和脱硅阶段，长石较快高岭化，云母脱钾转为蛭石，蒙脱石有向高岭石转变的趋势）。

有机质和全氮：含量变化大，自然植被下的表土层为20～40克／千克，耕地土壤表层一般仅10克／千克左右。

土壤腐殖质：自然土壤腐殖质组成以富里酸为主，熟化度高的耕地土壤以胡敏酸为主。酸度和BS：酸性至微酸性，pH4.5～6.0，盐基饱和度多在50％以上。CEC：10cmol(+)／kg土左右。（四）黄棕壤的分类

黄棕壤划分为黄棕壤、暗黄棕壤和黄棕壤性土共3个亚类。1、黄棕壤亚类：具有土类的典特征特性；

2、暗黄棕壤亚类：分布于南方山地垂直带。雨水充沛而热量偏低，生物积累和盐基淋溶酸明显增强；在自然森林植被下，土壤除表面有较厚的凋落物层外，A层的有机质含量高，可达100克／千克以上。土壤多呈酸性，盐基饱和度多在60％以下。此外，该亚类还具有山地土壤的一般特点，即粗骨性强，质地较轻，粘化作用不甚明显等；3、黄棕壤性亚类：低山丘陵区，发育程度较差。一般来说，其土体较薄，剖面为A-（B）-C构型。

（五）黄棕壤的利用和改良

肥力较高，水热条件亦较优越，适宜于多种作物生长。

地形平缓多为农耕地，山地黄棕壤则是用材林和经济林的重要生产基地。

利用上应注意多种经营和综合开发。低山丘陵荒地的上半坡土层浅薄，可栽植耐瘠的马尾松、刺槐、山杨和桦木等，下半坡和坡麓土层较深厚，可以发展栓皮栎、麻栎、杉木等，也可辟为茶园或栽植油茶、油桐、毛竹、棕榈等经济林木。

质地粘重，透水性差。易于发生水土流失和土壤滞水，干季产生大裂隙，注意深耕配合增施有机肥，轮种绿肥，坡地应进行综合治理，保持水土。四、黄褐土

黄褐土与黄棕壤处于同一生物气候带，具有相似的形成特点。

黄褐土由黄土状沉积母质发育的微酸性至中性的弱富铝化土壤。粘粒Ki为3.0左右。黄褐土主要分布于江淮和江汉丘陵岗地，由下蜀黄土母质发育而成。四川盆地西北部“成都粘土”母质发育的“姜石黄泥”亦属之。

下蜀黄土和其它黄土状沉积母质富含钙质，经淋溶脱钙作用，黄褐土剖面上部已无游离碳酸钙存在，且开始交换性盐基的淋溶而发生酸化，但酸化程度较黄棕壤弱，多呈微酸性反应，而在剖面下部有碳酸钙的聚积，在粘聚层之下出现石灰结核层即“砂姜层”。盐基饱和度高，呈中性、微碱性反应。A层：pH5.5～6.5，C层：pH在7.0以上。因此可以认为：黄褐土是在富钙的黄土性母质上发育的残余碳酸盐黄棕壤。

黄褐土的淋淀粘化作用强，粘聚层（Bt）厚，一般甚在50厘米以上，至形成粘盘层。由于粘聚层和母质粘重滞水，有利于铁锰的还原性移动和氧化聚积，容易形成铁锰结核甚至结核层。

黄褐土具有弱脱硅富铝化特征，粘粒的硅铝率在3.0左右，介于棕壤与黄棕壤之间。粘土矿物以水云母、蛭石为主，有蒙脱石伴生，少见高岭石。黄褐土的剖面构型：一般为A-Bt-C型。五、棕壤（一）分布

棕壤过去曾称棕色森林土，集中分布于我国暖温带湿润地区，纵跨辽东和山东半岛，在暖温带半湿润、半干旱和亚热带湿润地区的山地垂直带谱中也有棕壤分布。前一地区棕壤分布在褐土位置之上，后一地区则分布在黄棕壤之上。

（二）成土条件

气候：暖温带湿润季风气候，夏季暖热多雨，冬季寒冷干旱，年均温10～14℃，≥10℃积温3100～4500℃，最冷月均温-10～0℃，季节性土壤冻层深度为50～100厘米。年降水量为500～1200毫米，其中60％集中在夏季降落，冬季雨雪稀少，年干燥度0.5～1.0。

植被：原生森林植被早遭破坏，目前多为次生夏绿阔叶林和针阔交林，较稳定的树种有栎属和松属，主要有辽东栎、蒙古栎、麻栎、栓皮栎、沈阳油松和赤松等。有成片的苹果和梨树分布。

地形：低山丘陵，部分为平原。

成土母质：中酸性基岩风化物和非石灰性沉积物。（三）基本性状1．土壤的剖面特征

土体构型：A0–A–Bt-C型A0：枯枝落叶层，厚度2-3厘米左右；

A：灰棕色至暗棕灰色，粒状或团块状结构，厚度为10～20厘米；

Bt：粘聚层，最具有代表性特征的棕色粘化淀积层（Bt），厚度为30～40厘米或更厚，呈明显的棱块状结构，结构表面上暗色铁锰胶膜；C：母质层。2．土壤的理化性质

质地：粘粒在剖面中部（20～50厘米深度内）有明显的聚积，淀积层的粘粒含量可达上覆表层的2～3倍。粘粒硅铝率：3.2以上。

粘粒矿物：以水云母和蛭石为主，有时出现高岭石。

有机质和全氮：表层的有机质含量高，在自然植被下一般为50～90克／千克，向下急剧降低，耕垦后有机质大为减少。

土壤腐殖质：腐殖质组成以富里酸为多，胡敏酸与富里酸的比值为0.6～0.8，

酸度和BS：酸性至微酸性，pH5.0～6.5。近饱和至不饱和，表层的饱和度最高。CEC：12-28cmol(+)／kg土左右。（四）棕壤的分类

棕壤划分为棕壤、白浆化棕壤、潮棕壤和棕壤性土共4个亚类。（五）棕壤的利用和改良

自然肥力较高的土壤，适宜于发展多种经营。

山地丘陵边缘和山前平原的棕壤，宜于种植多种粮经作物。丘陵山地常用以发展林业和用作苹、梨、李、桃、葡萄等果园。

主要问题是防治旱涝和水土流失以及培肥地力。防旱治涝和水土保持山、水、田、林综合治理。

耕种棕壤的有机质含量较低增施有机肥，种植牧草和绿肥，培养地力。六、暗棕壤（一）分布

暗棕壤：是我国温带湿润地区针阔混交林下发育的有明显腐殖质积累和弱酸性淋溶的土壤。

分布在东北地区的长白山，大、小兴安岭和完达山等山地。在青藏高原东南部的边缘高山带和亚热带山地垂直带谱中也有分布。其分布特点是：向南或向下过渡为棕壤，向北或向上过渡为棕色针叶林土。（二）成土条件

气候：气候比棕壤地区的冷凉湿润，年均温-1～5℃，≥10℃积温1600～3400℃，最冷月均温-30～-10℃，冬季严寒而时间较长，土壤冻层深达1～2.5米，年降水量600～1100毫米，夏季多云雾，春旱不明显，年平均相对湿度为70～80％，干燥度小于1.0，属温带湿润气候。

植被：原生植被为针阔混交林，针叶树种有红松、冷杉、云杉等，落叶阔叶树种以桦类占优势，林下草灌繁盛。(四川称铁、槭、华林)地形：以山地为主。

成土母质：主要是花岗岩、玄武岩和各种变质岩等的残积、坡积物积物。（三）基本性状1．土壤的剖面特征

土体构型：A0–A–B-C型

A0：凋落物层：有较多的白色菌丝体（真菌）。A：棕灰色，厚度8～15厘米。

B：棕色，质地较粘，结构面常有铁锰胶膜。C：母质层。2．土壤的理化性质

质地：质地较轻，有粘粒移动，但未形成明显的粘粒淀积层。粘粒矿物：以水云母为主，伴有蛭石、高岭石。

有机质和全氮：表层有机质含量为60～150克／千克，最高可达200克／千克，向下明显降低。

土壤腐殖质：腐殖质组成以胡敏酸为主，HA/FA＞1.0，向下锐减。

酸度和BS：酸性、微酸性，pH5.0～6.5，以表层最高，表层盐基饱和度为60～80％，向下明显降低。表层以下有交换性铝，可达到6～9cmol（+）／kg土。（四）暗棕壤的分类和利用和改良

分类：暗棕壤划分为暗棕壤、灰化暗棕壤、白浆化暗棕壤、潜育暗棕壤和草旬暗棕壤等亚类（参考棕壤）。利用和改良：

我国最重要的木材产地，面积大、木材蓄积量高，材质优良。生长多种贵重的针阔叶树种，是红松的中心产地。地形平缓、腐殖质层较厚的地段垦殖农田和发展多种经营。暗棕壤适种大豆、玉米等作物。

七、白浆土

白浆土：是温带湿润地区森林草原下发育的具有明显白浆层（E层）的土壤。

分布：与暗棕壤同带，黑龙江、吉林等地的高河漫滩及河谷阶地，以及山间谷地或盆地以和山前洪积台地上亦有分布。以黑龙江、吉林境内的大小兴安岭、长白山以东降雨较多的季风气候区分布最为集中。形成过程及基本特点：明显的腐殖质积累过程

雨热同季，植物生长繁茂，植物生长量大，冬季寒冷漫长，土壤冻结，微生物活动弱，形成富含有机质表层，甚至出现泥炭。明显的白浆化过程

雨水充沛，有机质丰富，地形低缓，母质粘重（河、湖相沉积物）还原性离铁、离锰产生明显白浆化过程。

土体构型：A–E–B–C

A：有机质含量为80-100g/kg土，HA/FA为1.3-2.6呈暗灰色,粒状和团块状结构。

E：壤质偏砂，呈灰黄至灰白色，基本无结构。B：粘质，多暗棕或棕色，有明显铁锰胶膜或斑块。八、灰化土、漂灰土和棕色针叶林土

漂灰土、棕色针叶林土和灰化土都是冷湿针叶林下发育的土壤，以原始林居多，是我国针叶用材林的重要基地之一。灰化土：

主要仅散见于西藏喜马拉雅山南侧和东端察隅等地受印度洋暖湿季风强烈影响的高山、亚高山地带，分布在海拔3700-4300米的范围。

属寒温带湿润地区。植被为冷杉、云杉等阴暗针叶林，林下常为杜鹃灌丛，多有苔薛地被物。

灰化土以灰化过程为主，具有明显铁、铝螫合淋溶，同时具有一定的铁、锰还原性淋溶即漂洗作用。

剖面的层次分化明显，呈A0-A-A2-B-C构型。A2：淡灰色、灰白色，厚度10-20厘米。

B：腐殖质铁铝淀积层，呈暗红棕色、暗棕色，有明显的腐殖质和铁铝的淀积，厚20-35厘米，土壤呈酸性和强酸性，pH为4.0-5.5漂灰土：

集中分布在大兴安岭的北部地区，在青藏高原边缘的高山、亚高山垂直带中亦有分布。属寒温带湿润地区，冻结层厚度为2.5-3米。植被以明亮针叶林为主。大兴安岭以杜鹃一落叶松或樟子松林为主；青藏高原边缘山地则以杜鹃或箭竹－冷杉林为主，地表多有大量的苔薛。形成既有有机酸的螫合淋溶淀积即灰化过程，又有铁锰的还原性淋溶淀积即漂洗过程，但以后者为主漂灰土的剖面构型为A0–A–Ad–B-C型

Ad：漂灰层：厚5-10厘米，呈灰白或浅灰色，质地较其下的B层轻，多为片状结构，稍紧。

B：棕色或黄棕色，紧实而较粘重，厚度变化大,结构和石砾背面有铁锰胶膜和暗色腐殖质斑块土壤呈酸性和强酸性，pH为4.0-5.5。棕色针叶林土：分布与气候条件同。

以酸性淋溶为主。漂洗和灰作用均不明显。

剖面基本上呈棕色，层次分化不明显，为A0-A-AB-C构型；全剖面呈酸性反应，pH5.0-5.5。

第三节半淋溶土

包括燥红土、褐土、灰褐土、黑土和灰色森林土(灰黑土)共5个上类。共性：①湿润或半湿润条件；②植被为森林（旱生森林）；

③弱粘化，较弱淋溶作用，剖面中还保留一定量的游离CaCO3。一、燥红土

燥红土：是我国热带和南亚热带干热条件下形成的盐基饱和的红色土壤，过去曾将其称为热带稀树草原土。1978年定名为燥红土，并归入当时的富铝土纲，1984年后归入半淋溶土纲。（一）地理分布

主要分布于海南岛的西南部和滇南元江、南盘江及川滇交界的金沙江等深切峡谷区。(二)形成条件

气候：海南西南部，东南季风受五指山的阻隔，雨量较少而形成较干热的气候。元江、南盘江、金沙江等谷地，河流深切，造成干热“焚风”，形成温度高，雨量少，蒸发强的气候年降水量630-1000毫米。干湿季分明，干季长达6-7个月之久，年干燥度1.5以上。年均温20-25℃，≥10℃积温7500-9000℃植被：为热带稀树草原或稀树灌丛草原。灌木树种有刺篱木、刺针木、长韧木、酒饼勒刺毒木等，草本以旱生性的扭黄茅为主，也有仙人掌、露兜树、霸王鞭等极耐旱的植物出现，人工栽培的木麻黄已多成林。(三)形成特点及基本性质

有机质积累作用弱：季节性干旱，热带稀树草原，植被生长差，合成量少。凋落物与同地带的赤红壤、砖红壤比为：

1：2.9：3.5；O.M含量20-40g/kg；但HA/FA=0.5-1.0

弱富铝化作用：粘粒Ki大于2.0，粘土矿物多以水云母（伊利石）、蒙脱石、蛭石为主。在古老沉积物上发育者可有较多的高岭石和三水铝石，其富铝化程度较砖红壤、红壤大为减弱。

土壤淋溶作用较弱：矿物风化释放的盐基淋失少，盐基近于饱和，且由于季水分强烈蒸发和生物积累的影响，钙镁有向表层复积的趋势；部分石灰岩风化发育的土壤，还可有石灰结核出现。粘粒有下移趋势：（四）利用和改良

光热资源丰富，是其利用上的有利条件；存在的主要问题是干旱缺水；解决的办法是兴修水利，引水灌溉，集蓄雨水，发展雨养农业，以及种草植树，保持水土等。在水源未解决前宜种耐旱的剑麻、香麻等热带作物。二、褐土

（一）地理分布

主要分布在我国暖温带东部半湿润地区，如关中、晋东南、冀西、豫西等的丘陵盆地和燕山、大行山、吕梁山、秦岭等山地。在川西（甘孜、阿坝）、藏东、滇西北高山峡谷区的干暖河谷亦有褐土的变异类型分布。

在水平分布土，褐土东与棕壤相接，西北半干旱区的栗褐土相接，南与黄褐土相连。在垂直分布上则往往处于棕壤带之下（二）形成条件

气候：暖温带半湿润气候，冬干夏湿，雨热同季。

与棕壤带的不同之点是温度较高，降水较少，夏季较为炎热，有明显的干季。年均温10～14℃，最冷月均温低于0℃，≥10℃积温3100～4500℃。年降水量600～800毫米，50％以上的雨量集中于夏季降落；年干燥度1.0～1.5。

植被：以旱生森林和灌丛草原为主，常见树种有栎属及榆、槭、华树、山杨等阔叶树，灌丛由酸枣、荆条等组成。地形：山地、丘岗、洪积扇和高阶地成土母质：黄土等富含碳酸钙的物质。（三）成土过程1、脱钙过程

钙积型：土体上部碳酸钙显著下淋，但未完全淋失，通体石灰反应，钙积层发育明显而层位高；

淋溶钙积型：表层和粘化层的碳酸钙已被淋失，但下部仍有发育明显的钙积层；淋溶型：在1米剖面内碳酸钙已基本淋失而无钙积层，底层可有微量碳酸钙，但土壤盐基饱和，呈中性至微碱性反应。褐土的钙积特征表现为菌丝状、斑块状和结核状等的碳酸钙淀积。

2、明显的粘化作用

较棕壤的粘化弱，且以残积粘化为主，也有弱度淀积粘化。粘化层位于钙积层之上。淋溶型和淋溶钙积型褐土的粘化作用较强，钙积型则不太明显。3、人工覆盖作用

施用土粪，形成人工覆盖层，厚度达半米以上。（四）褐土亚类

褐土划分为褐土、石灰性褐土、淋溶褐土、潮褐土、楼土、燥褐土和褐土性土共7个亚类。

燥褐土——分布在川、滇、藏接壤的横断山脉中段峡谷区，包括金沙江、澜沧江及其支流海拔2000～2500米的干暖谷地。年降水量为300～500毫米，干湿季分明。植被以白刺花、小马鞍羊蹄甲等旱生灌丛为主。坡面侵蚀强，土体厚度一般不超过50厘米，多石砾，质地轻，干燥。土壤通体强石灰反应。

楼土：楼土是在原褐土的基础上，经长期耕作，特别是施用土粪堆积覆盖而形成的。主要分布在陕西关中和山西南部。其剖面：

耕层—犁敌层—古耕层—老粘化层—心土—底土褐土：

A–Bt–BCa–C石灰性褐土：A–B–BCa–C淋溶褐土：A–Bt––C（五）褐土利用和改良

褐土是我国北方重要的耕地土壤资源之一。褐土除用作农田外，还可用于发展水果，北方有名的苹果、梨、杏、柿、枣等即多产于此。搞好水土保持工作。注意适时耕作，增施有机肥和氮磷肥，扩种绿肥等以培肥土壤。三、灰褐土

灰褐土：是温带干旱、半干旱山区垂直带中积钙作用强的森林土壤，成土作用大致与褐土相似，但粘化作用较弱，积钙作用较强，剖面中下部常出现钙积层。具Ao–A-(B)-BCa–C构型。分布于内蒙大青山、乌拉山，宁夏贺兰山，新疆西部天山南北坡、帕米尔、西昆仑山，甘肃祁连山，西秦岭，以及六盘山、子午岭等山地。四、黑土

黑土：为一种富含腐殖质和植物营养元素的黑色土壤。（一）地理分布

主要见于黑龙江和吉林两省中部，集中分布在小兴安岭和长白山西侧的山前波状台地即松嫩平原，西与黑钙土为邻。（二）形成条件

气候：温带半湿润地区，年均温0.5～6℃，≥10℃积温2500～3000℃，夏季温暖，冬季漫长而严寒，无霜期90～140天。年降水量450～650毫米，90％以上的雨量集中于暖季（4～9月），冬季少雪。土壤冻结深度达1～2米以上。

植被：植被属于草原化草甸类型，以杂类草群落为主，当地称为“五花草塘”。其植物种类多，生长繁茂，一般高40～50厘米，覆盖度达80～90％；根系深达80～100厘米，但以表层20厘米最为集中。

地形：波状起伏的低山丘陵，又称为漫岗，相对高度5～10米。成土母质：更新统黄土状粘质沉积物为主。（三）形成特点

1、强烈的腐殖质积累过程

雨热同季，草甸植被生长繁茂，生成大量，冬季严寒漫长，微生物活动性差，形成大量腐殖质。草甸植被根系发达，扎根深深厚。2、彻底的脱钙过程

水分充分，碳酸钙淋溶强，通体无石灰反应3、轻度还原性离铁、离锰（四）基本性状1、黑土的剖面特征Ah–AhB–B–C

Ah：腐殖质层深厚，一般为30～70厘米；高者达100厘米以上，呈黑色或灰黑色，大部分为团粒状和团块状结构，结构水稳性高，土层疏松多孔，根系很多。AhB：过度层，Ah向下呈舌状延伸。

B：灰棕色或浅棕带黄色，一般厚度为30～50厘米，质地较粘重，核块状或块状结构，较为紧实，含有较多的铁锰小结核。田鼠和蚯蚓的洞穴、粪便较多。2、黑土的理化性质质地：质地多为重壤土至粘土

有机质和全氮：表层一般为30～60g/kg，高者达100g/kg以上。腐殖质沿剖面下延很深，在1～2米处的有机质仍可达10g/kg左右。土壤全氮丰富，C/N比10～14。土壤腐殖质：HA/FA为1.4～2.5。

酸度和BS：呈中性至微酸性，pH5.5～6.5。盐基饱和度一般为70～90％，交换性盐基以钙、镁为主。

CEC：腐殖质层可高达40cmol（+）/kg土。（五）利用和改良

黑土的自然肥力很高，养分丰富，结构良好，是我国最肥沃的土壤之一。

黑土处女地几乎没有土壤侵蚀，开垦为农地后，容易形成大量的地表径流，造成严重的土壤侵蚀，

五、灰色森林土（灰黑土）

灰色森林土简称灰黑土：是指发育在温带半湿润森林草原地区森林植被下具有深厚腐殖质层的土壤。主要分布在大兴安岭中南段；其次分布在新疆的阿尔泰山和准噶尔盆地以西山地等的垂直带中，并常与黑钙土构成复区。形成特点：

形成具有过度性：①较同地带暗棕壤干，但仍具有森林土壤的特点——即盐基淋溶和酸化作用；②与黑土相比，降水相近，但居山坡，积水、滞水不如黑土，但仍湿润，故同时具有草原土壤的特点——强腐殖质积累。

第四节钙层土

钙层土：是我国温带和暖温带半湿润、半干旱至干旱地区的草原土壤系列。

土类：温带的黑钙土、栗钙土、棕钙土和暖温带的栗褐土、黑垆土、灰钙土等6个土类。分布：小兴安岭和长白山以西、长城以北、贺兰山以东的广大地区。

变化：黑钙土、栗钙土和黑垆土是最典型的草原土壤。栗褐土是向旱生性森林土壤（褐土）过渡的土壤，棕钙土和灰钙土则是向荒漠土壤过渡的土壤。共同特点：

①所处气候条件较干旱，土壤的淋溶作用较弱，富含盐基物质，交换性盐基呈饱和状态，土体中有明显的钙积层发育；

②草原植被主要以根系在土壤中积累有机质，腐殖质剖面较深，其含量自表层向下逐渐减少；

③土壤呈中性至碱性反应。这些特点与铁铝土、淋溶土等森林土壤形成了鲜明的对照。一、黑钙土（一）地理分布

黑钙土：是我国温带半湿润草甸草原下形成的具有深厚腐殖质层和钙积层的土壤。分布：黑龙江和吉林省的西部。大兴安岭山地的东西两侧、松嫩平原中部及松辽分水岭地区。向西延伸到燕山北坡和阴山山地的垂直带上，其次在新疆以及甘肃等地的盆地及山地也有零星分布。（二）形成条件

气候：温带半湿润气候，夏季温和多雨，冬季寒冷干燥；年均温-1～-5℃，≥10℃积温1600～3000℃，年降水量350～450毫米，年干燥度0.9～1.2；土壤冻结深度达1.3米以上。

植被：草原和草甸草原，旱生菊科蒿类和禾本科草类为主的，覆盖度为60～90％。地形：平缓丘陵、坡地。

成土母质：黄土状沉积物和砂性淤积物等,较黑土粗。（三）形成特点

1、强烈的腐殖质积累，但弱于黑土2、明显的钙化过程（四）基本性质

土体构型：Ah-AB-BCa-C

Ah：腐殖质层，30-40厘米，呈黑色或黑灰色，多为粒状和团粒状结构。AB：过度层，腐殖质舌状下伸。

BCa：钙积层，多出现在50-90厘米处。碳酸钙淀积形态多呈粉未状、菌丝状或斑块状。理化性质：

有机质：一般为50-80克／千克。土壤腐殖质：HA/FA为1.5。酸度：中性至微碱性反应，pH6.5-8.5。

CEC：30-40cmol(+)／kg土，交换性盐基以钙、镁为主，盐基饱和度一般在90％以上。（五）黑钙土分类

分为：黑钙土、淋溶黑钙土、石灰性黑钙土、淡黑钙土、草甸黑钙土、盐化黑钙土和碱化黑钙土共7个亚类。二、栗钙土（一）地理分布

栗钙土：是我国温带大陆性半干旱草原地区具有栗色腐殖质层和灰白色钙积层的土壤。

分布：内蒙古高原的东南部、鄂尔多斯高原东部、呼伦贝尔高原西部、大兴安岭的东南麓和松嫩平原的西南部。(二)形成条件

气候：温带大陆性半干旱气候，年均温-2～6℃，≥10℃积温1700～3000℃，年降水量250～450毫米，年干燥度一般为1.0～2.0。

植被：典型的草原即干草原类型，由旱生性多年生草类组成，以丛生禾草类（针茅等）为主，灌木和半灌木也占有相当的比重；草层高度为5～30厘米，覆盖度达20～50％。地形：剥蚀高原、平原、丘陵、山地和山间盆地，但以平坦地形为主。

成土母质：各种母岩的风化物、黄土和黄土状物质、风成砂以及洪积、冲积、湖积物。（三）形成特点

具有草原土壤最典型的形成特点

腐殖质积累：与黑钙土相比，其腐殖质积累过程渐趋减弱。钙化过程：与黑钙土相比，钙化过程相对增强，钙积层位更高。粘化：粘化过程很微弱，而且不普遍。（四）基本性状

土体构型：Ah–BCa–C，层次分化明显。

Ah：腐殖质层，25-45厘米，栗色、暗栗色或灰棕色，腐殖质无舌状下伸。BCa：钙积层，灰白色，紧实而少根，具有多量的斑状、粉状、网纹状和菌丝状石灰淀积，有时也有少量的石灰结核，在土表以下30-50厘米处开始出现，厚度达30～70厘米。理化性质：

有机质：表层多在5-40克／千克。土壤腐殖质：HA/FA大于1.0。酸度：呈微碱性至碱性反应，pH7-9。（五）栗钙土的分类和利用和改良分类：

栗钙土分为暗栗钙土、栗钙土、淡栗钙土、草甸栗钙土、盐化栗钙土、碱化栗钙土和栗钙土性土7个亚类。利用和改良：

栗钙土是我国北方草原地区分布面积最大的土类之一。是我国主要的牧业基地之一，也是我国重要的旱作农区。

栗钙土地区春旱频繁，土壤缺水严重，应大力开发地表及地下水资源，扩大灌溉面积。三、黑垆土

黑垆土：是指我国西北黄土高原的一种古老耕种土壤，又是一种暖温带的草原土壤。土壤剖面呈Ah–BCa–C，它以具有深厚的黑色垆土层（Ah：厚50～80（100）厘米）而得名。土壤pH7.5～8.5，呈微碱性至碱性反应。

分布：黑垆土主要分布在陕北、陇东和陇中地区，在内蒙古和宁夏南部也有分布。四、棕钙土

棕钙土：是指温带草原向荒漠过渡地带的荒漠草原土壤。腐殖质积累过程较栗钙土减弱，而碳酸钙的聚积过程明显较栗钙土增强，即表现出强烈的钙化作用。土壤剖面呈Ah–BCa–C，土壤呈碱性至强碱性反应，pH8.0～9.5。

分布：主要分布在内蒙古高原和鄂尔多斯高原的中、西部，新疆准噶尔盆地北部、中部以及天山北坡山前洪积扇上部。五、灰钙土

灰钙土：是暖温带干旱地区的荒漠草原土壤。与棕钙土相比较，灰钙土的腐殖质积累稍强，而钙化过程有所减弱（黄土母质及强烈蒸发作用）。由于淋溶状况和生草化现象较为明显，灰钙土又有别于漠土的形成过程。

土壤剖面呈Ah–BCa–C，土壤呈碱性至强碱性反应，pH8.5～9.5。

分布：主要分布在黄土高原的西部、河西走廊东段、银川平原、湟水河中下游平原和伊犁河谷地。

第五节漠土

漠土又称荒漠土：是漠境地区的地带性土壤。

范围：我国漠境地区的面积很大，约占全国总面积的五分之一，包括新疆、甘肃、内蒙古、青海和宁夏等省区的一部分或大部分。

气候：极端干旱，年降水量一般在200毫米以下，甚至不足100毫米，从而形成植被十分稀疏的荒漠景观。

基本的形成特点：漆皮化、龟裂化、砾质化和碳酸盐表聚化以及石膏、易溶性盐分的积累。

共同特征：①地表多石砾，具有多孔状的漠境结皮；有机质含量低，通常在5（或3）克／千克以下；②碳酸钙含量高，而且表聚性强；③普遍含有石膏和较多的易溶性盐；④存在较明显的残积粘化和铁质化染色的红棕色紧实层，以及土体浅薄等。土类：我国的漠土包括灰漠土、灰棕漠土和棕漠土3个土类，归为漠土纲。灰棕漠土和棕漠土分别代表温带和暖温带典型漠境的土壤，灰漠土则为温带漠境边缘的过渡性土壤。

剖面：面包状结皮（其上有砾幂，砾幂上有漠境漆皮）——褐棕色或红棕色的紧实层——石膏和易溶性盐聚积层。一、灰漠土

灰漠土：是指我国温带漠境边缘棕钙土向灰棕漠土过渡的土壤。属干旱大陆性气候，其年降水量100～200毫米。植被为旱生、超旱生小半灌木和灌木荒漠类型，覆盖度一般在10％左右。

具有漠土形成的一些重要特点，又有某些草原土形成过程，如略有腐殖质积累，碳酸钙受到弱度的淋溶等。

表层（0～10厘米）有机质含量约为10克／千克，土壤呈碱性至强碱性反应，pH在8以上。

分布：主要主要分布在新疆天山北麓和甘肃河西走廊一带，内蒙古西部和宁夏也有分布，其分布区东西长达1～2千公里。二、灰棕漠土

灰棕漠土：系指温带极端干旱气候条件下由粗骨性母质发育的漠土类型。

表层有机质含量甚低，很少超过5克／千克，碳酸钙的含量以表层或亚表层最高，可高达70～100克／千克，土壤pH8.0～9.5,呈碱性至强碱性反应。

分布：广泛分布于内蒙古的西部和甘肃北部的阿拉善-鄂济纳高愿，河西走廊中、西段北山的山前砾质戈壁，新疆准噶尔盆地西部山前平凉和东部戈壁，青海柴达木盆地的西部山前戈壁，以及这些地区的部分干旱山区。三、棕漠土

棕漠土：系是我国暖温带极端干旱（年降水量极少，大部分低于50毫米）条件下具有明显盐盘层的漠土类型，常与砾质戈壁相联系。

有机质含量极低，多低于3克／千克；碳酸钙含量以结皮层最高，可达60～110克／千克，向下显著减少；表层易溶性盐含量在5克／千克左右以上，盐类组成以硫酸盐为主，并有较多的氯化物；土壤呈碱性反应，pH在8以上。

分布：广泛分布于甘肃河西走廊最西部、新疆东部（吐鲁番盆地、哈密盆地）和塔里木盆地等，以及盆地边缘的诸低山部分。

第六节初育土

初育土：是指剖面发育程度低、层次分化不明显的幼年性土壤，其性状受到母质岩性的深刻影响

土类：紫色土、石灰（岩）土、火山灰土、磷质石灰土、黄绵土、红粘土、风沙土、龟裂土、新积土、粗骨土、石质土共11个土类。重点介绍：紫色土

简述：石（灰）岩）土、新积土、粗骨土石质土等土类。一、新积土

分布：各地均有分布。近期堆积地形，如超河漫滩、新洪积扇、冲积堆。母质：新近冲积物、洪积物和塌积物。特点：（1）剖面无发生层，显沉积层，含砾石

（2）没有明显的腐殖质层，略呈A-C型利用：水源丰富，是山区重要的农业土壤资源之一。

二、石灰（岩）土

分布：热带、亚热带，石灰岩，广西、贵州、云南最多。

特点：脱钙不彻底，土层薄，土质粘重，有机质含量高（钙-腐殖质）。三、粗骨土和石质土

1、概念：系石质山区，土层非常浅薄的土壤类型。

2、石质土：A–R，A层小于10厘米，A层内岩石碎屑占30-50%。3、粗骨土：A–C，土体石砾量（容积）大于50%。问题：粗骨土和石质土与地带性幼年土有何区别？五、紫色土（一）地理分布

紫色土：是我国湿润热带、亚热带地区由紫色岩类风化而成的幼年岩性土。分布：

集中分布于四川盆地，也见于滇、黔、湘、鄂、浙、赣、闽、粤、桂等省区，与红壤、黄壤等地带性土壤呈复区分布。四川“赤色盆地”即由此而得名。四川集中分布于东部盆地海拔800米以下的丘陵，在川西南凉山也有一定分布。

川渝地区紫色土面积1.3亿亩，占总土地总面积的18.4%，位居第一。川渝地区紫色土垦殖率达46.8%，由紫色土形成的耕地为6091.3万亩，占该区旱地面积的62.1%，占耕地面积的36.4%，仅次于水稻土。

紫色土是川渝地区粮、棉、油、蔗、果的重要生产基地。是“天府之国”的重要组成部分

（二）形成特点

四川盆地主要红层的地质特征下第三系：

芦山组：棕红色泥岩为主，产石膏、芒硝。以芦山最多。

名山群：棕红色泥岩（上段）、粉砂岩（下段）互层，各40-60%。产石膏、硭硝。名山、眉山、天全等盆西地区。

白垩系：（P145：分布、产状、岩层组合、颜色、地貌）上统：

灌口组(Kgg)：夹关组(K2i)：下统：

城墙岩群(K1c)：

侏罗系：（P145：分布、产状、岩层组合、颜色、地貌）上统：

莲莱镇组(J3p)：遂宁组(J3s)：中统：

沙溪庙组(J2s)：

新田沟组(J2x)：下统：

自流井组(J1z)：三迭系：下统：

飞仙关组（T1f）：紫红色泥岩夹粉砂岩，含泥灰岩，富含石灰。1．快速物理崩解和频繁的侵蚀堆积作用原因：

胶结物：紫色岩胶结物多为钙质、泥质，少铁质、硅质；成分复杂：成分复杂且色深、差异吸热、差热崩解；特殊地形：

2．风化淋溶程度浅，基本保持母岩原色原因：

更新频繁：成土时间短，化学风化弱，保持母岩的基本成分；

特殊岩石：紫色岩颜色的形成至今未弄清。（如紫色土发育的水稻土）。3．母岩盐基物质丰富，淋溶损失少体现：①多富含钙质，多为中性和石灰性

②全量P、K、Na、Ca、Mg、Mo、B、Zn、Mn含量较高。3．生物循环强烈，有机质和氮素积累少

原因：①温度、水分有利于植物生长，有利于有机质合成；②土壤酸度、温度、水分有利于有机质分解。人为活动频繁。（三）基本性状1．土壤的剖面特征

土体构型：一般：A-AC-C型

平缓地段：A-B-C特点：①剖面发育不明显；

②土层浅薄，一般不足1米，多夹石骨；

③土壤剖面最醒目的特征是呈紫色基调。2．土壤的理化性质

质地：受母岩岩性影响，紫色土颗粒组成变化大，砂壤-轻粘。泥岩发育的紫色土——质地较重砂岩发育的紫色土——质地较轻有机质：有机质含量低，多在10～30g/kg之间。

土壤腐殖质：HA/FA为1.0左右，远大于同地带的黄壤。Ca-Humus较多，有利于形成良好结构。

CaCO3含量：10g/kg≤～≥100g/kg。酸度：酸性至碱性反应，pH5.5～8.5。BS：多在70%以上。

CEC：变化大，一般为10-29cmol(+)/kg土

水气状况：紫色丘陵顶部——蓄水能力极差，易旱；紫色丘陵下部——塘水，耕性差。川农农场紫色大土：雨后雨后一周

0-5cm15-20cm0-5cm15-20cm自然含水量21,836.512.336.3（%）(塘心)

养分状况:①有机质含量低，缺氮，耕地更缺；

②全量P、K、Na、Ca、Mg、Mo、B、N、Mn含量较高，但有效量较缺乏。（四）紫色土的分类

划分依据：碳酸钙和盐基的淋溶程度

亚类：石灰性紫色土、中性紫色土和酸性紫色土3个亚类。1、石灰性紫色土

剖面构型为AC-R或A-C-R型。

土壤通体强石灰反应，碳酸钙含量大于30克／千克，pH高于7.5。

土壤矿物风化微弱，铁的游高度多在35％粘土矿物以水云母或蒙脱石为主，与母岩的差别甚微。生物积累作用较弱。2．中性紫色土

母岩中碳酸钙较少或在成土过程中已明显淋溶。土壤中碳酸钙含量低于30克／千克，但盐基饱和度在70％以上，pH6.5～7.5。铁的游离度较石灰性紫色土略有增加,粘土矿物以蛭石、水云母或蒙脱石、水云母为主3．酸性紫色土

多形成于紫色砂岩，碳酸钙较少。土体已彻底淋溶脱钙，不含碳酸钙，并有部分交换性盐基淋失，盐基饱和度在70％以下，pH5.0～6.5。土壤铁的游离度多在40％以上,粘土矿物一般以蛭石、水云母为主，有时可有高岭石出现。紫色土的土属分类：

酸性紫色土：①红紫泥土（夹关组）②淋溶紫泥土（其它地层酸化）

中性紫色土：①灰棕紫泥土（沙溪庙组等）②暗紫泥土（自流井组）③变性紫色土

（酸性、石灰性紫色岩）石灰性紫色土：①红棕紫泥土（遂宁组、牛滚凼组紫色岩）②棕紫泥土（莲莱镇组）

③黄红紫泥土（城墙岩群）④砖红紫泥土（芦山组、名山群）

⑤原生钙质紫泥土（沙溪庙组、夹关组、飞仙关组）（五）紫色土的利用和改良

原则：合理利用，保持水土，绿化荒坡，建立良性生态循环。1．因土种植，合理利用

石灰性紫色土：宜种棉花、花生、豆类等喜钙作物；酸性紫色土宜种茶、油茶等；

粗骨性紫色土可种豌豆、甘薯等耐瘠作物。2．保持水土，以保促用

气候：雨水充沛，时空分布不均，降雨集中,旱、洪交替发生，干旱突出，春旱、夏旱、伏旱等旱灾频繁出现；

严重的水土流失：坡地、特殊土性、特殊气候加剧了旱、洪灾害，致使土壤肥力减退。蓄水防旱，减洪保土是稳定地提高紫色土生产力的关键环节。（1）工程措施

蓄水工程：根据紫色丘陵的集雨特点，按坡修建微型蓄水工程（蓄水池、窖等）和小型塘、库，分散拦蓄地表径流，蓄水与保土相结合。

坡地改梯地：加厚土层，增加土壤蓄水，减少水上流失。

实践证明：当坡面坡度控制在5-70以下，地宽10米，地边有埂，即可基本控制水土流失。

（2）生物措施

种草植树，绿化荒坡，增加植被覆盖率，护坡保土，涵养水源，调节小气候，提供有机肥源（黄荆、马桑、桤木等）（3）农业耕作措施横坡耕作种植；

土壤覆盖；

啄石骨（泥岩），加速母质熟化；传厢聚土，增厚土办法层等传统方法（乐至：传厢聚土较对照增产2.7倍);旱地聚土免耕立体种植技术(获得国家科技进步二等奖)。

第七节盐碱土

1、我国盐土的基本标准？

（0.2-2.0%：氯化物下限0.6%,硫酸盐下限2.0%，二者混合型下限为10%）2、盐土盐分的积聚特点与碱土有何不同？（盐土盐分表聚，碱土盐分底聚）3、盐土可分为几个土类？

4、什么是碱质化（钠质化）？什么是碱化度（钠化率，EPS）？

5、什么是碱土？什么是碱化土壤？（ESP＞20%）（ESP5-20%）6、什么是钠吸附比（SAR）？7、什么是土壤碱性化？什么是土壤总碱度？

第八节半水成土和水成土

半水成土和水成土：是指长期或季节性水分过度湿润或水分饱和的土壤。

半水成土：是指受地下水浸润，或土体滞水湿润和经草甸植被或旱耕熟化作用而成的土壤。半水成土包括草甸土、潮土、砂姜黑土、林灌草甸土和山地草甸土等土类。水成土：是指有地表积水，并受地下水浸润和沼泽植被作用所形成的土壤，包括沼泽土和泥炭土2个土类。

草甸土：草甸土是直接受地下水浸润，在草甸植被下发育，产生明显腐殖质积累过程和季节性氧化还原过程，土体呈A-W-C基本构型的半水成土。

山地草甸土:是指分布于海拔1200-2800米(四川1500-3000米)的山顶平洼地段，在草甸和灌丛草甸植被下，受低温和水分的影响，表层富积有机质，并产生弱潜育化，土体呈A0-Ag-B-C构型的土壤。

砂姜黑土：P162-163，黑的含义？砂姜？

潮土：概念：曾称为冲积土、浅色草甸土等，是指在近代河流沉积物（第四系全新统沉积物，即新冲积）上受地下水影响和经旱耕熟化而成的半水成土。土壤剖面为A-Ap-W-C型，多含CaCO3，pH7.0-8.5，耕作熟化程度高，且随区域和微地形变化而变化的一类土壤。

分布：广泛分布于我国东北三江平原、华北平原、洞庭湖平原、太湖平原、成都平原、珠江三角洲平原和钱塘江平原。（南方潮土多已转化为水稻土）。形成特点：①受母质深刻影响四川潮土的冲积母质主要有：

岷江流域的灰色冲积物；（石灰、云母）紫色丘陵区的紫色冲积物；（石灰、粘重）红、黄壤性冲积物；（富铝化特征，pH、BS?）灰棕冲积物。（上面以外的冲积物）②受地下水深刻影响产生潴育化过程——“W”形成返潮现象——“潮”③受耕作熟化深刻影响分类：共7个。

问题：利用程度高，培肥？污染？

沼泽土:是在地表积水和湿生沼泽植被条件下具有强烈有机质积累和还原（潜育）特征的水成土。

土壤剖面构型为AH-G型（AH为腐殖质泥炭层，H为泥炭层）。AH厚度小于50厘米，有机质含量较泥炭土低，为50～400克／千克之间。

泥炭土：剖面构型为H-G型。泥炭层（H）的厚度大于50厘米，有机质含量高达200～800克／千克。

利用及问题：①自然状态？放水农作？②泥炭利用？

第九节人为土

人为土纲：水稻土、灌淤土和灌漠土3个土类。一、水稻土（一）地理分布

水稻土：是指在植稻或以植稻为主的耕作制下，经长期水耕熟化而成的特殊耕种土壤，它既不同干旱耕土壤，也不同于自然积水条件下的沼泽土等。我国水稻栽培有7千多年的历史。

全世界有1/2的人口以大米为主食，西方国家对大米的消耗量也大。水稻土的分布遍及全国，南起热带的海南崖县（北纬18ο20′），北抵寒温带的黑龙江省漠河（北纬53ο20′）。

从季风区到内陆干旱区，从滨海平原到海拔2600米（？）的高原均有分布。90％以上的水稻土集中于秦岭-淮河一线以南和青藏高原以东的广大平原、丘陵和山区。尤以长江中、下游平原，四川盆地，珠江三角洲和台湾省西部平原最为集中。凡能保证温度、水分条件和具有能保水的地形条件，均种植水稻。四川盐源盆地——水稻分布2600米？

四川大巴山——水稻分布1200米？川渝水稻土6901.51万亩，占耕地面积的41.30%（二）形成条件

地形：有水源保证或易于积存雨水的各种地形条件。

母质：起源土壤即为水稻土的母质或母土。水文：三种类型：

①地表水型：见于地势较高、地下水埋藏深和排水良好的地段，如坡地、河谷高阶地等，土壤水分动态仅受地表水（雨水、灌溉水）的调节，漏水、漏肥是其肥力发展中的突出问题。常见的雷响田、望天田等。土壤剖面：A-Ap-P-C

②地下水型：所处地形低洼，泄水不畅，地下水位高，雨季可达到地表，如河谷平原的低洼地、丘陵槽沟田等。往往形成下湿田、烂泥田，湿、烂、毒、冷是土壤突出的生产问题。土壤剖面：Ag-G-C

③良水型：多处于河谷平原，地下水位适中，一般为1～2米，土壤水分动态同时受地表水和地下水的制约。良水型的水、气较为协调。土壤剖面：A-Ap-(P)-W-C④特殊水型：

滞水型：高阶地，土壤风化深，质地粘重，发生漂洗。土壤剖面：A-Ap-E-C积水型：冬水田土壤剖面：Ag–G–C或G–C气候：影响水源、母土风化程度和熟制等。（三）形成特点

水稻土的形成过程是淋溶作用和水耕熟化的矛盾统一过程。

（1）还原淋溶（包括溶解、络合淋溶）和氧化淀积，简称淋溶作用。体现：铁、锰和钙、镁、钾、钠及二氧化硅，在还原淋溶过程中遭致淋失，铁、锰氧化条件下又发生淀积；

（2）水耕条件下物质积累，简称水耕熟化。体现：

通过灌溉、施肥等给土壤带来矿物质和有机物质，以补充植物吸收和淋溶的损失。（四）水稻土的基本特性1、水稻土的物理特性

（1）水稻土的空气组成与耕层分化

土壤淹水后，土壤空气组成是O2的数量减少，趋于贫乏，而CO2则增加。产生的原因是：

①水层阻隔了土壤与大气之间的气体交换，大气中的O2难以进入土壤。②水层中溶解O2的数量又非常有限（6～8毫升／升）。

③O2在水中的扩散漫：D水/D空气=10-4

④土壤微生物的活动，使原来耕层中存在的O2很快消耗殆尽。⑤稻根泌氧能力有限且限于根际，仅能满足其自身需氧量的1／5左右。一般认为：淹水后6-12小时，O2趋于消失微生物群落：好气兼性厌气。（2）耕层分化

淹水后，有限的O2使耕层分化成两层。

氧化层：水-土界面水层中有限的溶解O2使耕层表面厚度约10毫米的土壤氧化成黄棕色氧化层。Fe、Mn、S、N以氧化态存在。

还原层：耕层10毫米以下。土壤青灰色，Fe、Mn、S、N以还原态存在。2、水稻土水热状况水的热容量大温度升降缓漫。秧田期：昼排夜灌。大田期：浅水灌溉。烂泥田：开沟排水。3、水稻土的耕性

（1）油性，又称糯性：有机质含量高，质地适中，团聚体发育，疏松多孔，渗漏适当，微生物活性强，供肥能力高，稻根易伸展。

（2）僵性，又称粳性：其质地粘重，有机质较少，结构系数不高，土体致密紧实，干耕硬，起大块，湿耕粘，起泥条。

（3）起浆性：质地粘重，结构系数低，易起浆，泥层浮烂，栽秧时易产生浮秧。（4）淀浆性和沉砂性，土壤的有机质和粘粒含量都低，而SiO2含量很高耕后易澄清，紧密板结，插秧困难，稻根不易伸展。4、水稻土的化学特性（1）土壤氧化还原状况

①氧化还原电位（Eh）：土壤的氧化还原电位是反映其氧化或还原程度的重要指标。

水稻土的Eh特点：

一是变化范围广，可从-200～-300毫伏变化至500～700毫伏；二是Eh值主要取决于水溶性氧化物质与还原物质的相对活度和溶夜的pH。土壤中大多数的氧化还原反应都有质子（H+）参加，反应式为：氧化剂+ne+mH+还原剂

Fe(OH)3+3H++eFe2++3H2O

②

氧化还原顺序性：

水稻土中各种氧化还原体系参加反应的顺序

氧化还原反应pH＝7时的Eo(V)实测Eh(V)O2+4H++4e=2H2O0.820.65～0.3NO3-+2H++2e=NO2-+H2O0.540.5～0.2MnO2+4H++2e＝Mn2++2H2O0.430.4～0.2FeOOH+3H++e＝Fe2++2H2O0.170.3～0.1有机体系-0.3～-0.20～-0.2

SO42-+9H++6e＝HS-+4H2O-0.160～0.152H++2e＝H20.414-0.15～-0.3甲烷发酵一-0.2～-0.3

土壤各氧化还原体系之间存在着顺序性给水稻土壤带来如下特性:

1）淹水切断土壤O2供应，随着土壤中有限O2的迅速消耗，Eh可迅速降至300mv以下，此时O2已消耗殆尽。在这样的情况下，O2-H2O体系已无力影响土壤Eh变化。实验证明，大约淹水后1天，O2就消灭。

2）NO3-—NO2-，在较高的En范围进行，在淹水还原过程中，还原层的NO3-会很快消失，并造成NO2-有毒物质积累，这也许就小麦湿害的机制之一。

3）Mn比Fe易还原，反过来又比Fe后氧化，结果是Mn移动性（还原Mn2+时间长）比Fe大，易被流失，造成缺Mn。如汉源、石棉小麦缺锰；另一方面，Mn又比Fe后氧

化，故土壤剖面中Mn沉淀在Fe的表面，试验还发现过量Mn可使Fe完全沉淀而造成缺Fe（包蔽作用）。如风梨缺Fe。

4）SO42-在Eh＜0时发生还原，即在很强的还原条件下还原。同时，若土壤En低而引H2S有毒物质产生时，除土壤含S特别多，土壤中往往有足量的Fe2+，发生FeS沉淀而自动解毒。另一方面，H2S和FeS又易氧化，一旦排水放干，就形成H2SO4，若Cu2+、Mg2+、K+、Na+存在不足，就导致土返酸。已返酸的土壤，即使再度淹水时，由SO42-在低Eh才还原，故酸性可以持续较长时间。

5）Fe2+的形成是在Eh300—100mv，比形成H2S的Eh高，因此，有利于排除H2S毒害，但若土壤缺Fe，或H2S过多，则可能出现H2S毒害。③水稻土氧化还原状况的分级

氧化还原状况：是指土壤Eh与作物生长关系的综合表现。

水稻土的氧化还原状况分级

氧化还原状况Eh范围反应作物生长

氧化400mV以上O2占优势，各物质以氧化态存在对旱作有利，水稻不太适宜弱度还原400-200mVO2、NO3、-Mn4+还原水稻生长正常，旱作受影响中度还原200--100mVFe3+还原，出现有机还原物及SO42-还原旱作发生湿害强度还原-100mV以下CO2、H+还原多量还原性物质可使水稻受害（2）水稻土土的pH变化及其机制（一般土壤）淹水后土壤pH变化，pH均向中性点趋近即：

酸性土中性点碱性土

例如：pH4.6酸性土淹水半月后，pH升高至6.0-6.5pH8.0碱性土淹水半月后，pH降至7.0±中性水稻土淹水半月后，pH无变化淹水后土壤pH变化的机制：

酸性土：淹水后pH升高是有机质分解和Fe、

Mn、O2、NO3-还原作用（消耗H+）的综合反映，总的结果是pH上升。OM有机酸+CO2（酸性物质）Fe(OH)3+3H++eFe2++3H2O碱性土、石灰性土：淹水后pH变化主要决定于有机质分解产生有机酸和CO2的积累。CO2+H2OH2CO35、水稻土的有机质及养分转化（1）水稻土的有机质转化1)淹水土壤有机质分解特点

第一：淹水期间，主要是兼性和专性厌气微生物参与，其呼吸消耗的能量远较好气性微生物少，同化和细胞合成作用弱，也即是：基质（有机质）的分解和消耗很缓慢，更多的有机质是通过微生物活动转化成腐殖质，逐渐积累起来。

通过水旱轮作，不仅能够提高水稻土的有机质含量，还能够改善有机质的品质，表现为HA/FA比值增高，有利于土壤结构形成。问题：试分析旱改水对红壤肥力的影响。

第二：淹水后，土壤有机质分解不彻底，容易产生有机还原物质和有机酸，这些物质，又容易使无机物发生还原，形成有机酸酸害和有毒的无机还原物质（Fe2+、H2S等）2)有机酸及其毒害

嫌气条件下，有机只分解产生低级脂肪酸挥发性有机酸，既甲、乙、丙、丁酸，它们可以进一步转化成CH4和CO2，所以，其存在是短暂的，是有机质分解的中间产物。这些有机酸也属于有机还原物质的一部分，当其积累过多时，且pH＜6，就会阻碍水稻生理代谢，造成毒害。

当有机酸浓度达到10-3M就可以产生毒害。丁酸毒性最大，而叶酸含量最大。危害症状：

稻根黄叶，枯萎，矮小，下叶枯死。根表皮脱落，根尖枯死，腐烂，一般发生在栽秧后的返青期。产生条件：

淹水后，必然产生有机酸。但发生毒害则是有机酸浓度积累达到致害浓度的结果。A.土壤大量施用有机质，特别是易分解有机质，如：绿肥（一次亩用量超过3000斤）。B.久遇低温后，突然高温，有机质分解快，有机酸骤然积累，也会引起毒害。C.pH＜6，也容易引起有机酸毒害。防治措施：

控制绿肥用量，或翻压2周整田栽秧；排水晒田，施用草木灰、石灰中和酸度。（2）水稻土中养分的转化

1）氮素：在渍水嫌气条件下，土壤中有机态氮的矿化过程停留在氨化阶段，呈铵态氮（NH4+）积累。

当Eh降至低于350毫伏的还原条件下，即发生反硝化作用，土壤中的硝态氮（NO3-）转化生成N2O和N2，造成脱氮损失。问题：为什么稻田氮肥要深施？为什么稻田不宜用硝酸盐氮肥？NH4+NO3-NO3-NO2-，N2N2O，NH2

2）磷素：淹水后土壤磷的有效性增高。

原因：A、酸性土中的铁、铝磷酸盐由于pH升高而水解；Fe(OH)2H2PO4+HOHFe(OH)3+H3PO4B、高铁磷酸盐还原成低铁磷酸盐而增加磷的溶解度；C、闭蓄性磷因包被的氧化，铁胶膜的还原性溶解而释放；

D、碱性土中的磷酸钙溶解度因淹水土壤Ph的下降而增大。问题：

为什么冬水田放干后应重视磷肥？

为什么水旱轮作田施用磷肥时，应掌握旱作重施、水稻轻施的原则？3）钾素：

在渍水还原条件下，土壤溶液中的Fe2+、Mn2+、NH4+离子增多，促使交换性钾更多地转入溶液，一则提高钾的有效度，二则增加钾的淋失。

4）微量营养元素：水稻土渍水后，Eh降低，由于铁、锰的还原，致使铁、锰的效性增大，锌、铜的有效性降低，而硼则不受渍水的影响。5、还原性物质的毒害(1)Fe的转化

淹水条件下发生铁还原是必然的，但产生Fe2+危害是Fe2+的积累达到致害浓度。南方水稻受害的水溶性亚铁临界浓度大约是50～100毫克／千克。土壤中Fe2+存在的形态复杂大致可分为：交换态水溶态沉淀及固相络合态

危害症状：下部叶片出现棕色斑点，从叶间向基部扩展；根无锈色，须状分枝，呈“狮子尾”；根内可检查出Fe2+。

发生条件：土壤还原性强，土壤活性铁含量高、有机质含量高、pH低。

防止措施：开沟排水，晒田，提高土壤氧化性；施用石灰除铁锈；补施钾肥，提高根的生命力，加强呼吸作用。(2)Mn的转化问题：

为什么土壤中铁的含量远比锰的含量高，而某些土壤剖面中锰斑常比铁斑多？为什么砂质两季田容易发生小麦缺锰？

(3)S的转化

发生条件：强烈淋溶，酸性较强，或大量施用新鲜绿肥，土壤中又缺Fe2+的情况下易发生H2S毒害。相反，一般中性土和含Fe2+较多的土壤不易发生H2S毒害。危害症状：

轻度黑根型——黑根不污手，且无明显臭味。严重黑根——大部根为黑色，污手，臭味。中度黑根——根呈半透明状，根内有H2S和少量FeS黑色物质。强烈臭味。

H2S致害的临界浓度：0.07mg/kg。

防止措施：排水晒田，据试验，黑根36.3%，晒田后黑根降至8.6%；未腐熟的有机肥不宜过量使用；控制S质大量进入田里；施入红土。问题：为什么施入红土能缓解H2S的毒害？为什么S引起的酸害在栽秧初期不能很快消失？5、水稻土剖面的层次发育

自表而下水稻土剖面的发生层可依次分为：

淹育层（Aa）：即水稻土的耕作层，是所有水稻土共有的特征层，也是剖面中受人为活动影响最深刻、物质和能量交换最活跃的土层。

在淹水季节，表层呈氧化态，其余部分处于还原状态，为不成型的泥浆；在干旱季节，随着排水落干后形成块状、碎块状或粒状结构，沿根孔、裂隙有锈纹锈斑。

犁底层（Ap）：厚度10厘米左右，由农机具挤压和粘粒等淀积而成，较上紧实，容重增大，多为片状或扁平块状结构，结构面有铁、锰斑纹。犁底层具有托水、托肥和调节水分渗漏等的作用。

渗育层（P）：位于犁底层之下，由季节性淹灌水的渗淋作用发育而成，此层多为大棱柱状结构，结构面上有腐殖质和粘粒淀积形成的灰色胶膜和少量的铁、锰斑纹。潴育层（W）：地下水升降作用而形成的土层，多呈小棱块状或小棱柱状结构，结构面上有暗灰色胶膜和多量的铁、锰斑纹，以及铁、锰结核。

脱潜层（Gw）：前身是沼泽或潜育型母土的潜育层，经排水疏干及实行水旱轮作后，原潜育层开始向潴育层过渡，初显棱块状结构，有铁、锰斑纹。

潜育层（G）：是长期渍水形成的还原层，一般呈青灰色或蓝灰色，游离铁的活化度高，无结构，状如泥浆。6、水稻土的分类

根据《中国土壤分类系统（1992）》，水稻土划分为如下8个亚类：（1）淹育水稻土

淹育水稻土主要分布于山、丘、岗坡地，一般为梯田，不受地下水的影响，属初期发育地表水型水稻土。犁底层已初步形成，以下土层维持原母土的特征。剖面构型为Aa-Ap-C或Aa-(Ap)-C型。（2）渗育水稻土

渗育水稻土多分布于平原中地势较高的部位及丘岗缓坡地。其地下水位较深，灌溉条件较好，受季节性灌水、雨水的影响，土壤通透性良好。有渗育层（P）发育，厚度在20厘米以上，以下土层维持母土的特征。剖面构型为Aa-Ap-P-C型。（3）潴育水稻土

潴育水稻土分布于开阔谷地、冲积和湖积平原的平田区，灌排条件好，多属良水型水稻土.剖面构型为Aa-Ap-(P)-W-(G)C型。（4）潜育水稻土

潜育水稻土分布于平原低洼地和山丘谷地雨水汇集区。其地下水位接近于地表或终年积水，还原作用强，全剖面Eh小于200毫伏，常有有毒的还原性物质积累，土性冷，水稻迟发。剖面构型Aa-Ap-G或Aa-(Ap)-G型。（5）脱潜水稻土

经开排水，降低地下水位，实行水、旱轮作，由潜育水稻土演变而成。剖面构型为Aa-Ap-GW-G型。（6）漂洗水稻土

分布于河谷高阶地或丘陵台地，不受地下水的影响，但土体透水性差或具不透水层，造成上层滞水侧渗漂洗，形成漂洗层（E）。剖面构型为Aa-Ap-(P)-E-C型。漂洗层为作物生长障碍层。

（7）盐渍水稻土

分布于盐渍土地区，母土多为含盐土壤，剖面构型为人Aa-Ap-Pz-Cz型。（8）咸酸水稻土

为酸性硫酸盐土起源的水稻土，处于脱盐和酸性中和阶段，剖面构型为Aa-Ap-Psu-Csu型。

7、肥沃水稻土的肥力特征

问题：肥沃水稻土应具有哪些肥力特征？8、肥沃水稻土的培育和管理

问题：怎样从环境治理，合理耕作和合理施肥等方面进行肥沃水稻土的培育和管理？9、低产水稻土的改良及利用

问题：我国常见的低产水稻土有哪些？怎样进行改良及利用?