环境土壤学东北林业大学

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教 案

环境专业

第一章 土壤形状特点

一、差不多形状特点

土壤形状确实是土壤的外部特点，这种外部特点是通过人们的感官即视觉，嗅觉和触觉来认识的。在土壤形成以后，各土层在组成和性质上市不同的，因此，反映在剖面形状特点上，各层也是有差别的。在野外通过土壤剖面形状的观看，可判定出土壤的一些重要性质。土壤重要的形状特点有： 颜色，结构，质地，坚实度，孔隙，湿度，新生体，侵入体，动物孔穴等。 (一)土壤颜色

土壤颜色是土壤内在物质组成在外在色彩的表现。由於土壤的矿物组成和化学组成不同，因此土壤的颜色是多种多样的。通常在鉴别土壤层次和土壤分类时,土壤颜色是专门明显的特点.土壤颜色采纳芒塞尔颜色命名系统，将土块与标准颜色卡对比，给予命名。给土壤的颜色定名时，用一种颜色常常有困难，往往要用两种颜色来表示，如棕色，有暗棕，黑棕，红棕等之分。如此定名，在前面的字是形容词，是指次要的颜色，而后面的字是指要紧的颜色。 决定土壤的颜色，要紧有以下几种物质：

腐殖质 含量多时，使土壤颜色呈黑色。含量少时，使土壤颜色呈暗灰色。

氧化铁 在土壤中德氧化铁一样多为含水氧化铁，如褐铁矿，针铁矿等，这些矿物使土壤呈铁锈色和黄色。

石英，斜长石，方解石，高岭石，二氧化硅粉末，碳酸钙粉末等，它们都能使土壤呈白色。 氧化亚铁广泛显现在沼泽土，潜育土中，它使土壤具有蓝色或青灰色，如蓝铁矿，这类矿物为白色，但遇空气中德氧即专门快变为青灰色。 除物质成分阻碍土壤颜色外，土壤的物理性状不同，也会使土色有所差别。例如，土壤愈湿，颜色愈深，土壤愈细，颜色愈浅，光线愈暗，颜色愈深。因此在比较土壤颜色时，必须注明条件。

土壤颜色本身对树木生长并不重要,然而颜色却可指示土壤的许多重要特点.土壤颜色还可阻碍土壤的温度.深色土壤比浅色土壤易吸热.有森林植被的土壤受温度的阻碍比裸露的土壤小.森林火灾后,表层土壤颜色变深,从而导致土温增加. (二)土壤结构

土壤结构确实是土壤固体颗粒的空间排列方式。自然界的土壤，往往不是以单粒状态存在，而是形成大小不同，形状各异的团圆体，这些团圆体或颗粒确实是各种土壤结构。依照土壤的结构形状和大小可归纳为块状，核状，柱状，片状，微团圆体及单粒结构等。

土壤的结构状况对土壤的肥力高低，微生物的活动以及耕性等都有专门大的阻碍。 同时一些人为的活动将专门大程度上破坏土壤的结构.如森林采伐后,由于重型机械的使用将导致土壤被压实,土壤表层结构被破坏. (三) 土壤质地

土壤质地是土壤中各种颗粒，如砾，砂，粉粒，粘粒的重量百分含量。土壤质地阻碍土壤肥力,如土壤持水力,土壤通气性,有机质的贮存,营养元素的吸附和土壤的耕性,从而阻碍树木的生长。

准确测定土壤质地要用机械分析来进行，但在野外常用指测法来判定土壤质地，将土壤质地分为：砂土，砂壤土，轻壤土，中壤土，重壤土，粘土等。 (四) 土壤湿度

土壤水分是植物生长所必需的土壤肥力因素。依照土壤水分含量，在野外将土壤湿度分为：干，潮，湿，重湿，极湿等。 (五) 新生体

在土壤形成过程中新产生的或聚积的物质称为新生体，它们具有一定的外形和界限。新生体能够按它们的外观分类，也可按它们的化学组成来分类。 按外观分，新生体 盐霜，盐斑，结核等。

按照化学组成分，新生体可由易溶性盐类组成，如氯化钠，硫酸钠，碳酸钙等；还有由晶质或非晶质的化合物组成，如含水氧化铁的化合物，氧化亚铁的化合物，锰的化合物，二氧化硅和有机物等。

新生体是判定土壤性质，土壤组成和发生过程等专门重要的特点。例如，盐结皮和盐霜，表示土壤中有可溶性盐类的存在。锈斑和铁结核是近代或过去，在水阻碍下产生于干湿交替的特点。 (六) 侵入体

位于土体中，但不是土壤形成过程中聚积和产生的物体，称为侵入体。侵入体有砖头，瓦片，铁器和磁器等。一样常见于耕作土壤中，是判定人为经营活动对土壤层次阻碍所达到的深度，以及土层的来源等。

二、土壤剖面

（一）概念

1、土壤剖面：从地表凋落物向下直到土壤母质的垂直切面。 2、土壤发生层：由于成土作用形成的土层

（二）自然土壤剖面的形成

（一）土壤剖面定义

1、定义：土壤剖面是指从地面向下挖掘所裸露的一段垂直切面，这段垂直切面的深度一样在两米以内。

2、自然的土壤剖面是在五个要紧成土因素的共同阻碍下形成的

3、土壤剖面构造：指土壤剖面从上到下不同土层的排列方式。一样情形下，这些土层在颜色、结构、紧实度和其他形状特点上是不同的。各个土层的特点是与该层的组成和性质一致的，是土壤内在性状的外部表现，是在土壤长期发育过程中形成的。

（二）、淋溶作用和淀积作用

1、土壤剖面各发生层次的形成：成土过程中，原生矿物不断风化，产生各种易溶性盐类，含水氧化铁和含水氧化铝以及硅酸等，并在一定条件下合成不同的粘土矿物。同时通过土壤有机质的分解和腐殖质的形成，产生各种有机酸和无机酸。在降雨的淋洗作用下引起土壤中的这些物质的淋溶和淀积，从而形成了土壤剖面的各种发生层次。

（1）、淋溶作用：指土壤中的下渗水，从土壤剖面的上层淋溶或浮悬土壤中某种成分的作用。因此一样将土壤剖面的上层称为淋溶层或简称A层。

（2）、淀积作用：指下渗水到达剖面下层沉淀其中某些溶解物或悬浮物的作用。因此，土壤剖面的下层一样称为淀积层或简称B层。B层之下一样是未受淋溶或淀积作用的土壤母质层，简称C层。土壤母质下面，假如是未风化的基岩，称为基岩层或简称D层。

（三）物质的转移作用 1、物质的转移作用

淋溶作用和淀积作用紧密联系，是物质转移过程所导致的两种结果。土壤水携带着溶解或悬浮的物质产生的移动，称为物质的转移作用。这种转移作用分为物理性转移和化学性转移。 2、物理性转移

矿物质与有机物质胶粒以及其他微粒，从A层到B层而沉淀下来，使B层质地相对变粘，干燥时亦可发生裂隙。 3、化学性转移

矿物在风化过程中产生的可溶性盐类等，从A层随着下渗水下移，或停积在B层或到达地下水层而流失。草原区域因易溶性盐的聚积常生成石灰质和石膏质硬盘。温带森林区域含铁铝的有机和无机胶体可悬浮在渗漏水和毛管水中，从A层移动到B层，亦可形成铁质硬盘。 4、潜育层

地下水位高而排水不良的地点，矿物在风化过程中产生的可溶性盐类往往由剖面的下层，随着毛管水的上升到达地面，形成盐结皮，这种物质转移的方向和一样情形相反。由于通气不良，专门是在地下水位专门高的情形下，B层的下段或C层的一部分，将因还原作用变为蓝灰色或绿灰色，称为潜育层或灰粘层或简称G层。

（四）土壤发生层次

1、O层：枯落物层

据分解程度不同，可分为三个亚层。 L层：分解较少的枯枝落叶层。

F层：分解较多的半分解的枯枝落叶层。

H层：分解强烈的枯枝落叶层，已失去其原 有植物组织形状。

2、A1层：腐殖质层 可分为两个亚层。

A11层：聚积过程占优势（因此也有淋溶作用）、颜色较深的腐殖质层。 A12层：颜色较浅的腐殖质层。

3、A2层：灰化层

4、AB层：腐殖质层和淀积层的过渡层。

5、B层：淀积层，里面含有由上层淋洗下来的物质，因此一样较坚实。据发育程度的不同可分 为B1、B2、B3等亚层。

6、BC层：淀积层和母质层的过渡层。 7、G层：潜育层。

8、C层：母质层。据盐的不同有： CC层：母质层中有碳酸盐的聚积层； CS层：母质层中有硫酸盐的聚积层。 9、D(R)层：母岩层。

依照土壤剖面发育的程度不同能够有不同的土壤类型。上面介绍的模式剖面，在实际工作中，往往可不能显现那么多的层次，而且层次间的过渡情形也会各有不同，有的层次明显，有的不明显，有的是逐步的。层次间的交线有平直的、曲折的、带状的、舌状的等多种形式。

三、耕作土壤剖面的形成

人类生产活动和自然因素的综合作用，使耕作土壤产生层次分化。典型的耕作土壤剖面层次，从上到下大体能够分为三层：表土层，心土层和底土层。 1 表土层

可分为两层。

1、耕作层：受耕作、施肥、灌溉阻碍最强烈的土壤层，厚度一样约20厘米左右。耕作层易受生产活动和地表生物、气候条件的阻碍，一样疏松多孔，干湿交替频繁，温度变化大，通透性良好，物质转化快，含有效态养分多。根系要紧集中分布于这一层中，一样约占全部根系总量的60%以上。

2、犁底层：位于耕作层之下，厚约6-8厘米。典型的犁底层专门紧实，孔隙度小，非毛管孔隙（大孔隙）少，毛管孔隙（小孔隙）多，因此通气性差，透水性不良，结构常呈片状，甚至有明显可见的水平层理。这是经常受耕畜和犁的压力以及通过降水，灌溉使粘粒沉积而形成的。 2 心土层

位于犁底层以下，厚度约为20-30厘米，该层也能受到一定的犁、畜压力的阻碍而较紧实，但不象犁底层那样紧实。在耕作土壤中，心土层是起保水保肥作用的重要层次，是生长后期供应水肥的要紧层次。在这一层中根系的数量约占根系总量的20-30%。 3 底土层

在心土层以下，一样位于土体表面50-60厘米以下的深度。此层受地表气候的阻碍专门少，同时也比较紧实，物质转化较为缓慢，可供利用的营养物质较少，根系分布较少。一样常把此层的土壤称为生土或死土。

第二章 土壤生态系统的物质基础

第二节 土壤有机质

土壤有机质的来源、组成和类型

土壤有机质是土壤固相部分的重要组成成分，尽管土壤有机质的含量只占土壤总量的专门小一部分，但它对土壤形成、土壤肥力、环境爱护及农林业可连续进展等方面都有着极其重要作用的意义。一方面，它含有植物生长所需要的各种营养元素（最要紧的），也是土壤微生物活动的能源，对土壤物理、化学和生物学性质能有着深刻的阻碍。另一方面，土壤有机质对重金属、农药等各种有机、无机污染物的行为能有显著的阻碍。而且土壤有机质对全球碳平稳起着重要的作用，被认为是阻碍全球温室效应的重要因素。

土壤有机质是指存在于土壤中的所有含碳的有机化合物。它要紧包括土壤中各种动物、植物残体，微生物体及其分解和合成的各种有机化合物。

我国地域宽敞，由于各地的自然条件和农林业经营水平不同，土壤有机质的含量差异较大。低者少于1%，多者可高达20%。土壤有机质含量的多少，差不多上能够反映土壤肥力水平的高低。

一、 土壤有机质的来源

土壤有机质是指土壤中含碳的有机化合物。土壤中有机质的来源十分广泛。

（1）植物残体：包括各类植物的凋落物、死亡的植物体及根系。这是自然状态下土壤有机质的要紧来源。对森林土壤尤为重要。森林土壤相对农业土壤而言具有大量的凋落物和庞大的树木根系等特点。我国林业土壤每年归还土壤的凋落物干物质量按气候植被带划分，依次为：热带雨林，亚热带常绿阔叶林和落叶阔叶林，暧温带落时阔时林，温带针阔混交林，寒温带针叶林。

热带雨林凋落物干物质量可达16700Kg/(km·a),而荒漠植物群落凋落物干物质量仅为530kg/(nm·a).

（2）动物、微生物残体：包括土壤动物和非土壤动物的残体，及各种微生物的残体。.这部分来源相对较少。但对原始土壤来说，微生物是土壤有机质的最早来源。

（3）动物、植物、微生物的排泄物和分泌物：土壤有机质的这部分来源尽管量专门少，但对土壤有机质的转化起着专门重要的作用。

（4）人为施入土壤中的各种有机肥料（绿肥、堆肥、沤肥等），工农业和生活废水，废渣等，还有各种微生物制品，有机农药等。

2

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二、 土壤有机质的含量

土壤有机质的含量在不同土壤中差异专门大，含量高的可达20％或30％以上（如泥炭土，

某些肥沃的森林土壤等），含量低的不足1％或0.5％（如荒漠土和风沙土等）。在土壤学中，一样把耕作层中含有机质20％以上的土壤称为有机质土壤，含有机质在20％以下的土壤称为矿质土壤。一样情形下，耕作层土壤有机质含量通常在5%以上。全球土壤0?/FONT>100cm和0?/FONT>15cm土层中有机碳的含量（有机质的含碳量平均为58％，因此土壤有机质的含量大致是有机碳含量的1.724倍）情形见表2-1/FONT>1

表2-1 全球土壤0-100cm和0-15cm土层中有机碳的含量

面积 土纲 0-100cm土层中的有机碳 320-15cm土层中有机碳 范畴（％） 代表值（％） 0.06~ 6.0 — 0.06 ~6.0 — 12 ~57 47 1.2 ~10 6 0.5~ 1.8 0.9 0.1~ 1.0 0.6 0.9 ~4.0 2.4 1.5 ~5.0 2.0 0.5 ~3.8 1.4 0.9 ~3.3 1.4 （10km） 14921 21580 1745 2552 3287 31743 5480 4878 18283 11330 Mg/hm 总量10g 占全球% 99. 148 9 163 352 22 2045 357 23 306 78 5 58 19 1 35 110 7 131 73 5 146 71 5 69 127 8 93 105 7 215新成土 始成土 有机土 暗色土 变性土 旱成土 软土 灰化土淋溶土 老成土 氧化土 其它 11772 7644 101 119 8 24 18 1 0.9~ 3.0 2.0 ?/FONT> — 总计 135215 1576 100 （引自黄昌勇《土壤学》2002年）

三、 土壤有机质的组成

（一） 土壤有机质的类型

进入土壤中的有机质一样以三种类型状态存在。

（1）新奇的有机物：指那些进入土壤中尚未被微生物分解的动、植物残体。它们仍保留着原有的形状等特点。对森林土壤而言，一样指枯凋落物的L层（Litter）。相当于土壤剖面形状记述中的A。。层。

（2）分解的有机物：经微生物的分解，已使进入土壤中的动、植物残体失去了原有的形状等特点。有机质已部分分解，同时相互缠结，呈褐色。包括有机质分解产物和新合成的简单有机化合物。对森林土壤而言，一样指枯凋落物层中的F层（Fermetation）。此层一样在土壤剖面形状记述中为A。层

（3）腐殖质：指有机质通过微生物分解后并再合成的一种褐色或暗褐色的大分子胶体物质。与土壤矿物质土粒紧密结合，是土壤有机质存在的要紧形状类型，占土壤有机质总量的

85％?/FONT>90％。对森林土壤而言，一样指枯落物层中H层（Humus）。在土壤剖面形状记述中，通常与上述的F层共同记为A。层。 （二）生物有机质的组成

土壤有机质的组成决定于进入土壤的有机物质的组成，进入土壤的有机物质的组成相当复杂。各种动、植物残体的化学成分和含量因动、植物种类、器官、年龄等不同而有专门大的差异。一样情形下，动植物残体要紧的有机化合物有碳水化合物、木素、蛋白质、树脂、蜡质等。土壤有机质的要紧元素组成是C、O、H、N，分别占52％?/FONT>58％、34％?/FONT>39％、3.3％?/FONT>4.8％。

（1）碳水化合物

碳水化合物是土壤有机质中最要紧的有机化合物，碳水化合物的含量大约占有机质总量的15?/FONT>27％。包括糖类、纤维素、半纤维素、果胶质、甲壳质等。

糖类有葡萄糖、半乳糖、六碳糖、木糖、阿拉伯糖、氨基半乳糖等。尽管各要紧自然土类间植被、气候条件等差异悬殊，但上述各糖的相对含量都专门相近，在剖面分布上，不管其绝对含量或相对含量均随深度而降低。

纤维素和半纤维素为植物细胞壁的要紧成分，木本植物残体含量较高，两者均不溶于水，也不易化学分解和微生物分解。

果胶质在化学组成和构造上和半纤维素相似，常与半纤维素伴存。

甲壳质属多糖类，和纤维素相似，但含有氮，在真菌的细胞膜、甲壳类和昆虫类的介壳中大量存在，甲壳质的元素组成或为（C8H13O5N4）n

（2）木素

木素是木质部的要紧组成部分，是一种芳香性的聚合物。较纤维素含有更多的碳，与纤维素、半纤维素元素组成的差别如表4?/FONT>2。

木素在林木中的含量约占30％，木素的化学构造尚未完全清晰，关于木素中是否含氮的问题目前尚未阐明，木素专门难被微生物分解。但在土壤中可不断被真菌、放线菌所分解。由C研究指出，有机物质的分解顺序为：葡萄糖>半纤维素>纤维素>木素

（3）含氮化合物

动植物残体中要紧含氮物质是蛋白质，它是构成原生质和细胞核的要紧成分，在各植物器官中的含量变化专门大，见表4?/FONT>3

表4-2 不同植物、器官中蛋白质含量（％）

14

针叶、阔叶 3.5 — 9.2 苔藓 4.5— 8.0 禾木科植物茎杆 3.5 — 4.7 蛋白质的元素组成除碳、氢、氧外，还含有氮（平均为10％），某些蛋白质中还含有硫（0.3％?/FONT>2.4％）或磷（0.8％）。蛋白质是由各种氨基酸构成的。

一样含氮化合物易为微生物分解，生物体中常有一少部分比较简单的可溶性氨基酸可为微生物直截了当吸取，但大部分的含氮化合物需要通过微生物分解后才能被利用。

（4）树脂、蜡质、脂肪、单宁、灰分物质

树脂、蜡质、脂肪等有机化合物均不溶于水，而溶于醇、醚及苯中，差不多上复杂的化合物。 单宁物质有专门多种，要紧差不多上多元酚的衍生物，易溶于水，易氧化，与蛋白质结合形成不溶性的，不易腐烂的稳固化合物。木本植物木材及树皮中富含单宁，而草本植物及低等生物中则含量专门少。

植物残留体燃烧后所留下的灰为灰分物质，其要紧元素为钙、镁、钾、钠、硅、磷、硫、铁、铝、锰等，此外还有少量的碘、锌、硼、氟等元素。这些元素在植物生活中有着庞大的意义。

土壤有机质的矿质化

一、矿化过程及阻碍因素

（一） 土壤有机质的矿化过程

土壤有机质的矿化过程：土壤有机质在微生物作用下，分解为简单的无机化合物的过程。 土壤有机质的矿化过程分为化学的转化过程、活动物的转化过程和微生物的转化过程。这一过程使土壤有机质转化为二氧化碳、水、氨和矿质养分（磷、硫、钾、钙、镁等简单化合物或离子），同时开释出能量。这一过程为植物和土壤微生物提供了养分和活动能量，并直截了当或间接地阻碍着土壤性质，同时也为合成腐殖质提供了物质基础。 (1)土壤有机质的化学的转化过程

土壤有机质的化学的转化过程的含义是广义的，实际上包括着生物学及物理化学的变化。

1. 水的淋溶作用：降水可将土壤有机质中可溶性的物质洗出。这些物质包括简单的糖、有机酸及其盐类、氨基酸、蛋白质及无机盐等。约占5％—10％水溶性物质淋溶的程度决定于气候条件（要紧是降水量）。淋溶出的物质可促进微生物发育，从而促进其残余有机物的分解。这一过程对森林土壤尤为重要，因森林下常有下渗水流可将地表有机质（枯落物）中可溶性物质带入地下供林木根系吸取。

2. 酶的作用：土壤中酶的来源有三个方面：一是植物根系分泌酶，二是微生物分泌酶，三是土壤动物区系分泌开释酶。土壤中已发觉的酶有50?/FONT>60种。研究较多的有氧化还原酶、转化酶和水解酶等。酶是有机体代谢的动力，因此，能够想象酶在土壤有机质转化过程中所起的庞大作用。

(2)土壤有机质活动物的转化过程

从原生动物到脊椎动物，大多数以植物及植物残体为食。在森林土壤中，生活着大量的各类动物，如温带针阔混交林下每公顷蚯蚓可达258万条等，可见活动物对有机质的转化起着极为重要的作用。

1. 机械的转化：动物将植物或残体碎解，或将植物残体进行机械的搬进及与土粒混合，均

可促进有机物被微生物分解。

2. 化学的转化：通过动物吞食的有机物（植物残体）未被动物吸取部分，通过肠道，以排

泄物或粪便的形式排到体外，差不多通过动物体内分解或半分解。土壤动物中蚯蚓的分解作用最大，因此，在某种程度上，可用土壤中蚯蚓的数量来评判土壤肥力的高低。

(3)土壤有机质的微生物转化过程

土壤有机质的微生物的转化过程是土壤有机质转化的最重要的，最积极的进程。 1 微生物对不含氮的有机物生转化 不含氮的有机物要紧指碳水化合物，要紧包括糖类、纤维素、半纤维素、脂肪、木素等、简单糖类容易分解，而多糖类则较难分解；淀粉、半纤维素、纤维素、脂肪等分解缓慢，木素最难分解，但在表性细菌的作用下可缓慢分解。 （C6H10O5）n+nH2o → nC6H12O6

葡萄糖在好气条件下，在酵母菌和醋酸细菌等微生物作用下，生成简单的有机酸（醋酸、草酸等）、醇类、酮类。这些中间物质在空气流通的土壤环境中连续氧化，最后完全分解成二氧化碳和水，同时放出热量。

土壤碳水化合物分解过程是极其复杂的，在不同的环境条件下，受不同类型微生物的作用，产生不同的分解过程。这种分解进程实质上是能量开释过程，这些能量是促进土壤中各种生物化学过程的差不多动力，是土壤微生物生命活动所需能量的重要来源。一样来说，在嫌气条件下，各种碳水化合物分解形成还原性产物时开释出的能量，比在好气条件下所开释的能量要少得多，所产生的CH4、H2等还原物质对植物生长不利。

2 微生物对含氮的有机物转化 土壤中含氮有机物可分为两种类型：一是蛋白质类型，如各种类型的蛋白质；二是非蛋白质型，如几丁质、尿素和叶绿素等。土壤中含氮的有机物在土壤微生物作用下，最终分解为无机态氮（NH4?/FONT>N和NO3N）

①水解过程 蛋白质在微生物所分泌的蛋白质水解酶的作用下，分解成为简单的氨基酸类含氮化合物。

蛋白质→ 水解蛋白质→ 消化蛋白质→ 多肽 →氨基酸

② 氨化过程 蛋白质水解生成的氨基酸在多种微生物及其分泌酶的作用下，产生氨的过程。氨化过程在好气、嫌气条件下均可进行，只是不同种类微生物的作用不同。

③硝化过程 在通气良好的情形下，氨化作用产生的氨在土壤微生物的作用下，可通过亚硝酸的中间时期，进一步氧化成硝酸，那个由氨经微生物作用氧化成硝酸的作用叫做硝化作用。将硝酸盐转化成亚硝酸盐的作用称为亚硝化作用。 硝化过程是一个氧化过程，由于亚硝酸转化为硝酸的速度一样比氨转化为亚硝酸的速度快得多，因此土壤中亚硝酸盐的含量在通常情形下是比较少的。亚硝化过程只有在通气不良或土壤中含有大量新奇有机物及大量硝酸盐的发生，从林业生产上看，此过程有害，是降低土壤肥力的过程，因此应尽量幸免。

④ 反硝化过程 硝态氮在土壤通气不良情形下，还原成气态氮（N2O和N2），这种生化反应称为反硝化作用。

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3 微生物对含磷有机物的转化 土壤中有机态的磷经微生物作用，分解为无机态可溶性物质后，才能被植物吸取利用。

土壤中表层有26％?/FONT>50％是以有机磷状态存在，要紧有核蛋白、核酸、磷脂、核素等、这些物质在多种腐生性微生物作用下，分解的最终产物为正磷酸及其盐类，可供植物吸取利用。

在嫌气条件下，专门多嫌气性土壤微生物能引起磷酸还原作用，产生亚磷酸，并进一步还原成磷化氢。

4 微生物对含硫有机物的转化 土壤中含硫的有机化合物如含硫蛋白质、胱氨酸等，经微生物的腐解作用产生硫化氢。硫化氢在通气良好的条件下，在硫细菌的作用下氧化成硫酸，并和土壤中的盐基离子生成硫酸盐，不仅排除硫化氢的毒害作用，而且能成为植物易吸取的硫素养分。

在土壤通气不良条件下，差不多形成的硫酸盐也能够还原成硫化氢，即发生反硫化作用，造成硫素散失。当硫化氢积存到一定程度时，对植物根素有毒害作用，应尽量幸免。 进入土壤的有机质是由不同种类的有机化合物组成，具有一定生物构造的有机整体。其在土壤中的分解和转化过程不同于单一有机化合物，表现为一个整体的动力学特点。植物残体中各类有机化合物的大致含量范畴是：可溶性有机化合物（糖分、氨基酸）5％?/FONT>10％，纤维素15％?/FONT>60％，半纤维素10％?/FONT>30％，蛋白质2％?/FONT>15％，木素5％?/FONT>30％。它们的含量差异对植物残体的分解和转化有专门大阻碍。

据估量，进入土壤的有机残体通过一年降解后，2/3以上的有机质的二氧化碳的形式开释而缺失，残留在土壤中的有机质不到1/3，其中土壤微生物量占3％?/FONT>8％，多糖、多糖醛酸苷、有机酸等非腐殖质物质占3％?/FONT>8％，腐殖质占10％?/FONT>30％。植物根系在土壤中的年残留量比其他地上部分稍高一些。

二、阻碍矿化的因素

1、有机残体的组成状况

（1）有机残体的物理状态：

一样情形下，多汁幼嫩新奇的绿肥易分解。

（2）有机残体的化学成分。

一样情形下，阔叶比针叶快；叶片比残根快，豆科比禾本科快。

（3 ）有机残体的碳氮比

用C/N 表示。 微生物吸取1份氮，就要吸取5份碳用于构成自身细胞，同时要消耗20份碳作为生命活动的能量。微生物分解需有机质的C/N为25：1。

2、外界条件

外界条件通过制约微生物的活动，而阻碍有机质的转化。 （1）最适温度：20～30度。

（2）湿度和通气状况：在田间持水量的60%最好。

（3）土壤pH：细菌最适pH6.5—7.5，放线菌中性到为碱性，真菌酸性到中性条件

有机质的腐殖化

一、腐殖化过程

1、腐殖质 是有机质分解过程中的中间产物，在微生物的作用下，通过生物化学过程，合成的一种暗色的含N的、稳固的、复杂的高分子化合物，是一种自然的形成物。 2、形成过程 大体包括2个时期

第一时期：产生腐殖质分子的各个组成成分。如多元酚、氨基酸、多肽等有机物质。 第二时期：由多元酚和含氮化合物缩合成腐殖质单体分子。此缩合过程包括两步： 第一是多元酚在多酚氧化酶作用下氧化为醌：

然后醌和含氮化合物（氨基酸）缩合，最后腐殖质单体分子连续缩合成高级腐殖质分子。

二、土壤腐殖质的差不多性质及组成

土壤腐殖质是褐色或暗褐色的，芳香族结构的。具有多官解团的含氮的、复杂的高分子有机化合物。

如前所述，土壤腐殖质是土壤有机质经腐殖化过程由土壤有机质的矿质化过程分解的简单有机化合物缩合而成的。是土壤养分的储存库，是土壤肥力的重要指标。

人们对土壤腐殖质的研究较早，在十九世纪初，由于人们认识和研究的局限性，曾一度认为植物直截了当靠吸取腐殖质而生存和生长；直到十九世纪中叶，德国化学家李比希提出植物矿物营养学说，才从全然上推翻植物营养腐殖质学说，（大伊乐，1809）认为植物吸取的是矿物质营养元素，土壤腐殖质必须经微生物的分解，变成简单的无机化合物才能被植物吸取。这为土壤腐殖质的进一步研究打下了基础，具有划时代意义。 （一） 土壤腐殖质的分组及存在状态

1. 土壤腐殖质的分组

土壤腐殖质是一类组成和结构都十分复杂的天然高分子化合物（聚合物），各类腐殖质分子大小虽不相同，但其性质相似，要深入研究腐殖质的性质，就必须把它从土壤中分离提取出来，但此项工作十分困难。目前一样所用的方法确实是先把土壤中分解或部分分解的动植物残体分离掉，通常用水浮选、手挑和静电吸附法移去，然后用不同溶液来浸提土壤，把腐殖质分为三个组分：富里酸组（黄腐酸）、胡敏酸组（褐腐酸）和胡敏素（黑腐素）。那个地点浸提剂十分重要，理想的浸提剂应具备：1）对腐殖酸的性质没有阻碍或阻碍极小；2）能获得平均的组分；3）具有较高的提取能力，能将腐殖酸几乎完全分离出来。然而，由于腐殖酸的复杂性以及其组成上的非均质性，能满足所有这些条件的浸提剂尚未找到。

在分离土壤中植物残体时，还可用密度为1.8g/cm或2.0g/cm重液，能够更有效地除尽这些残体，被移去的这部分有机物质称为轻组，而留下的土壤组成称为重组。然后依照腐殖质在碱、酸溶液中的溶解度再划分为胡敏酸、富里酸、胡敏素等三个组分。

腐殖酸的要紧组成是胡敏酸和富里酸，通常占腐殖酸总量的60％左右。富里酸包括克连酸和阿波克连酸。胡敏素是胡敏酸的同素异构体，它的分子量较小，并因其与矿质部分紧密结合，以致失去水溶性和碱溶性，胡敏素在腐殖酸中所占的比例不大，因此不是腐殖酸的要紧部分。目前对胡敏酸和富里酸的研究较多。但需专门指出的是，这些腐殖物质组分仅仅是操作上的划分，而不是特定的化学组分的划分。

土壤腐殖质一样情形下以游离态腐殖质和结合态腐殖质两种状态存在。土壤中游离态腐殖质专门少，绝大多数是以结合态腐殖质存在。即腐殖质与土壤无机组成，专门是粘粒矿物和阳离子紧密结合，以有机无机复合体的方式存在。通常52%—98％的土壤有机质集中在粘粒部分。 结合态腐殖质一样分三种状态类型。1）腐殖质与矿物成分中的强盐基化合成稳固的盐类，要紧为腐殖酸钙和镁。2）腐殖质与含水三氧化化物如AL2O3·XH2O·Fe2O3·YH2O化合成复杂的凝胶体。3）与土壤粘粒结合成有机无机复合体。 土壤有机无机复合体的形成过程十分复杂。通常认为范德华力、氢键、静电吸附、阳离子键桥等是土壤有机无机复合体键合的要紧机理。

有机无机复合体形成过程中可能同时有两种或更多种机理起作用，要紧取决于土壤腐殖质类型、粘粒矿物表面交换性离子的性质、表面酸度、系统的水分含量等等。我国南方酸性土壤中要紧是Fe、AL离子键结合的腐殖质，这种结合具有高度的坚强性，有时甚至能够把腐殖质和砂粒结合起来，但不一定具备水稳性，因此对土壤团粒状结构形成和提高肥力上关系不十分庞大。我国北方的中性和石灰性土壤要紧以Ca离子键结合的腐殖质为主，具有较强的水稳性，对改善土壤结构和提高肥力有重要意义。专门在农业土壤上显得专门重要。 （二） 土壤腐殖酸的性质

1. 腐殖酸的元素组成

腐殖酸要紧由C、H、O、N、S等元素组成，此外还有少量的Ca、Mg、Fe、Si等元素。各种土壤中腐殖酸的元素组成不完全相同，一样腐殖质含C55％?/FONT>60％，平均为58％；含N3％?/FONT>6％，平均为5.6％；其C/N比为10：1?/FONT>12：1。一样情形下，胡敏酸的C、N含量高于富里酸，而O、S的含量低于富里酸（表4-4）。

表4-4 我国要紧土壤表土中腐殖物质的元素组成（无灰干基）

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胡敏酸HA（％） 腐殖物质 范 围 C H O 43.9~59.6 3.1~7.0 31.3~41.8 平 均 54.7 4.8 36.1 富里酸FA（％） 范 围 43.4~52.6 4.0~5.8 40.1~49.8 平 均 46.5 4.8 45.9 N C/H 2.8~5.9 7.2~19.2 4.2 11.6 1.6~4.3 8.0~12.6 2.8 9.8 2. 腐殖酸的物理性质

腐殖酸在土壤中的功能与其分子形状和大小有着紧密的关系。腐殖酸的分子量因土壤类型及腐殖酸组成的不同而异，即使同一样品用不同的方法测得的结果也有较大差异。据报到，腐殖酸分子量的变动范畴为几至几百万之间。但共同的趋势是，同一土壤，富里酸的平均分子量最小，胡敏素的平均分子量最大，胡敏酸介于二者之间。我国几种要紧土壤类型的胡敏酸和富里酸的平均分子量分别为890—2500和675?/FONT>1450之间。

土壤腐殖酸的整体结构并不紧密，整个分子表现出非晶质特点，具有较大的比表面积，高达2000m/g，远大于粘土矿物和金属氧化物的表面积。

腐殖酸是一种亲水胶体，有强大的吸水能力，单位重量腐殖质的持水量是硅酸盐粘土矿物的4—5倍，最大吸取量能够超过其自身重量的500％。

腐殖质整体呈黑褐色，而其不同组分腐殖酸的颜色则略有深浅之别。富里酸的颜色较淡，呈黄色至棕红色，而胡敏酸的颜色较深，为棕黑色至黑色，腐殖酸的光密度与其分子最大子和分子的结构化程度大体呈正相关。

3. 腐殖酸的化学性质

胡敏酸不溶于水，呈酸性，它与K、Na、NH4等形成的一价盐溶于水，而与Ca、Mg、Fe、AL等多价盐基离子形成的盐类溶解度相当低。胡敏酸及其盐类在环境条件发生变化时，如洪涝、冻结、高温及与土壤矿质部分的相互作用等都能引起变性，其化学性质不变，成为不溶于水的，较稳固的黑色物质。

富里酸在水中溶解度专门大，其水溶液呈强酸性反应，它的一切盐类（包括一价或多价）都能溶于水，易造成养分流失。

腐殖质是带有负电荷的有机胶体，依照电荷同性相斥原则，新形成的腐殖质胶粒在水中呈分散的溶胶状态，但增加电解质浓度或高价离子，则电性中和而相互凝聚，腐殖质在凝聚过程中可使土粒胶结在一起，形成结构体。另外，腐殖质是一种亲水胶体，能够通过干燥或冻结脱水变性，形成凝胶。腐殖质的这种变性中是不可逆的，因此，能形成水稳性的团粒状结构。

腐殖质分子中含各种功能基，其中最要紧的是含氧的酸性功能基，包括芳香族和脂肪族化合物上的羧基（R?/FONT>COOH）和酚羟基（酚?/FONT>OH），其中羧基是最重要的功能基团。

腐殖质的总酸度通常是指羧基和酚羟基的总和。总酸度以胡敏素、胡敏酸和富里酸的次序增加。总酸度数值的大小与腐殖质的活性有关，一样较高的总酸度意味着有较高的阳离子交换量。 （三） 中国土壤腐殖质分布

土壤腐殖质的组分是受植被，微生物活动以及土壤性质等的阻碍，腐殖质的变化在地球表面由北向南而出现一定的规律性。表4-5是我国要紧森林土壤类型中土壤腐殖质的组成情形。

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表2-5 中国自然植被下森林土壤的腐殖质组成

有机碳 占全碳（％） 土类名称 （％） 棕色针叶林土 暗 棕 壤 白浆化暗棕壤 （森林黑灰土） 棕 壤 黄 棕 壤 黄 壤 红 壤 砖 红 壤 胡敏酸 富里酸 胡敏酸/富里酸 活性胡敏酸（占胡敏酸总量％） 据东北林院1964 备注 5.28 5.24 6.10 19.60 25.72 28.3 33.20 29.67 26.4 0.59 0.81 1.07 9.18 71.05 ?/FONT> 4.37 1.02 4.47 0.54 3.50 26.4 12.4 13.2 6.1 5.8 23.6 28.3 33.7 41.9 30.3 1.12 0.44 0.38 0.15 0.19 32.7 73.4 85.4 93.1 据《中国土壤》1977 从表中能够明显看出我国从北方寒温带针叶林下的棕色针叶林土到南方热带雨林下的红壤、砖红壤，其土壤腐殖质的组成出现有规律的变化。气候过冷的寒温带和湿热的热带均不适于胡敏酸的形成，因而都具有较小的胡敏酸/富里酸比值；只有在冷暖适中的暖温带的棕壤条件下，胡敏酸的形成过程较强烈，具有较大的胡敏酸/富里酸比值。

有机质的作用

土壤有机质特有的组成和性质等决定了其在土壤中乃至在土壤圈层和植物圈层中都起着极为重要的作用。

一、有机质在土壤肥力上的作用

土壤有机质的含量与土壤肥力水平是紧密相关的。尽管有机质仅占土壤总量的专门小一部分，但它在土壤肥力上起着多方面的作用却是显著的。通常在其他条件相同或相近的情形下，在一定含量范畴内，有机质的含量与土壤肥力水平呈正相关。

1. 有机质是植物营养的要紧来源

土壤有机质中含有大量的植物营养元素，如N、P、K、Ca、Mg、S、Fe等重要元素，还有一些微量元素。土壤有机质经矿质化过程开释大量的营养元素为植物生长提供给分；有机质的腐殖化过程合成腐殖质，储存了养分，腐殖质又经矿质化过程再度开释养分，从而保证植物生长全过程的养分需求。

有机质的矿质化过程分解产生的CO2是植物碳素营养的重要来源，据估量，土壤有机质的分解及微生物和根系呼吸作用产生的CO2，每年可达135亿七，大致相当于陆地植物的需要量。由此可见，土壤有机质的矿质化过程产生的CO2既是大气中CO2的重要来源，也是植物光合和作用的重要碳源。

土壤有机质依旧土壤N、P最重要的营养库，是植物速效性N、P的要紧来源。土壤全N的92％?/FONT>98％差不多上储藏在土壤中的有机N，且有机N要紧集中在腐殖质中，一样是腐殖质含量的5％，据研究，植物吸取的氮素有50％?/FONT>70％是来自土壤。

土壤有机质中有机态P的含量一样占土壤全磷的20％?/FONT>50％，随着有机质的分解而开释出速效磷，供给植物营养。

在大多数非石灰性土壤中，有机质中有机态硫占全硫的75％---95％，随着有机质的矿质化过程而开释，被植物吸取利用。

土壤有机质在分解转化过程中，产生的有机酸和腐殖酸对土壤矿物部分有一定的溶解能力，能够促进矿物风化，有利于某些养分的有效化。一些与有机酸和富里酸络合的金属离子能够保留在土壤溶液中，不致沉淀而增加其有效性。

土壤腐殖质与铁形成的某些化合物，在酸性或碱性土壤中对植物及微生物是有效的 2. 促进植物生长发育

土壤有机质，尤以其中胡敏酸，具有芳香族的多元酚官能团，能够加强植物呼吸过程，提高细胞膜的渗透性，促进养分迅速进入植物体。

胡敏酸的钠盐对植物根系生长具有促进作用，试验结果证明胡敏酸钠对玉米等禾本科植物及草类的根系生长发育具有极大的促进作用。 3. 改善土壤的物理性质

有机质在改善土壤物理性质中的作用是多方面的，其中最要紧、最直截了当的作用是改良土壤结构，促进团粒状结构的形成，从而增加土壤的疏松性，改善土壤的通气性和透水性。

腐殖质是土壤团圆体的要紧胶结剂，土壤中的腐殖质专门少以游离态存在，多数和矿质土粒相互结合，通过功能基、氢键、范德华力等机制，以胶膜形式包被在矿质土粒外表，形成有机?-无机复合体。所形成的团圆体，大、小孔隙分配合理，且具有较强的水稳性，是较好的结构体。

土壤腐殖质的粘结力比砂粒强，在砂性土壤中，可增加砂土的粘结性而促进团粒状结构的形成。腐殖质的粘结力比粘粒小，一样为粘力的1/12，粘着力为粘粒的1/2，当腐殖质覆盖粘粒表面，减少了粘粒间的直截了当接触，可降低粘粒间的粘结力，有机质的胶结作用可形成较大的团圆体，更进一步降低粘粒的接触面，使土壤的粘性大大降低，因此能够改善粘土的土壤耕性和通透性。有机质通过改善粘性，降低土壤的胀缩性，防止土壤洪涝时显现的大的裂隙。

土壤腐殖质是亲水胶体，具有庞大的比表面积和亲水基团，据测定腐殖质的吸水率为500％左右，而粘土矿物的吸水率仅为50％左右，因此，能提高土壤的有效持水量，这对砂土有着重要的意义。

腐殖质为棕色呈褐色或黑色物质，被土粒包围后使土壤颜色变暗，从而增加了土壤吸热的能力，提高土壤温度，这一特性对北方早春时节促进种子萌发专门重要。腐殖质的热容量比空气、矿物质大，而比水小，导热性居中，因此，土壤有机质含量高的土壤其土壤温度相对较高，且变幅小，保温性好。 4. 促进微生物和土壤动物的活动

土壤有机质是土壤微生物生命活动所需养分和能量的要紧来源。没有它就可不能有土壤中所有的生物化学过程。土壤微生物的种群，数量和活性随有机质含量增加而增加，具有极显著的正相关。土壤有机质的矿质化率低，可不能像新奇植物残体那样对微生物产生迅猛的激发效应，而是持久稳固地向微生物提供能源。因此，富含有机质的土壤，其肥力平稳而持久不易造成植物的徒长和脱肥现象。

土壤动物中有的（如蚯蚓等）也以有机质为食物和能量来源；有机质能改善土壤物理环境，增加疏松程度和提高通透性（对砂土而言则降低通透性），从而为土壤动物的活动提供了良好的条件，而土壤动物本身又加速了有机质的分解（专门是新奇有机质的分解）。进一步改善土壤通透性，为土壤微生物和植物生长制造了良好的环境条件。 5. 提高土壤的保肥性和缓冲性

土壤腐殖质是一种胶体，有着庞大的比表面和表面能，腐殖质胶体以带负电荷为主，从而可吸附土壤溶液中的交换性阳离子如K、NH4、Ca

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+、

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Mg等，一方面可幸免随水流

2+

失，另一方面又能被交换下来供植物吸取利用。其保肥性能专门显著。

土壤腐殖质和粘土矿物一样，具有较强的吸附能力，但单位质量腐殖质储存阳离子养分的能力比粘土矿物大几倍至几十倍，因此，土壤有机质具有庞大的保肥能力。

腐殖酸本身是一种弱酸，腐殖酸和其盐类可构成缓冲体系，缓冲土壤溶液中H浓度变化，使土壤具有一定的缓冲能力。更重要的是腐殖质是一种胶体，具有较强的吸附性能和较高的阳离子代换能力，因此，使土壤具有较强的缓冲性能。 6. 有机质具有活化磷的作用

土壤中的磷一样不以速效态存在，常以迟效态和缓效态存在。因此土壤中磷的有效性低。土壤有机质具有与难溶性的磷反应的特性，可增加磷的溶解度，从而提高土壤中磷的有效性和磷

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肥的利用率。此外，土壤腐殖酸被证明是一类生理活性物质，它能加速种子萌发，增强根系活力，促进植物生长，对土壤微生物而言，腐殖酸也是一种促进生长发育的生理活性物质。

必须指出的是，有机质在分解时，也能产生一些不利于植物生长或甚至有害的中间物质，专门是在嫌气条件下，这种情形更易发生。

二、 有机质在生态环境上的作用

1. 有机质可降低或延缓重金属污染

土壤腐殖质组分对重金属污染物毒性的阻碍能够通过静电吸附和络合（鳌合）作用来实现。土壤腐殖质含有多种功能基，这些功能基对重金属离子有较强的络合能力，土壤有机质与重金属离子的络合作用对土壤和水体中重金属离子的固定和迁移有极其重要的阻碍。

假如腐殖质中活性功能基（桟OOH、酚桹H、醇桹H等）的空间排列适当，那么能够通过取代阳离子水化圈中的一些水分子与金属离子结合形成鳌合复合体。胡敏酸与金属离子的键合总容量大约在200?00μmol/g，大约33％是由阳离子在复合位置上的固定，要紧的复合位置是羧基和酚基。

腐殖质-富里酸复合体条件稳固常数的排列次序为：

Fe>AL>Cu>Ni>CO>Pb>Ca>Zn>Mn>Mg。其中稳固常数在PH=5.0时比PH=3.5时稍大。这要紧是由于羧基等功能基在较高PH值条件下有较高的离解度。在PH值低时，由于大量的H+金属离子一起争夺配位体的吸附位，腐殖质络合的金属离子较少。 胡敏酸和富里酸能够与金属离子形成可溶性和不可溶性的络合物，要紧依靠于饱和度，富里酸金属离子络合物比胡敏酸金属离子络合物的溶解度大。

胡敏酸可作为还原剂将有毒的Cr还原为Cr作为Lewis硬酸，Cr能与胡敏酸上的羧基形成稳固的复合体，从而限制动植物对其的吸取性。此外，腐殖质还能将Hg

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还原为Hg、Fe还原为Fe等等。腐殖酸通过对金属离子的络合、鳌合和吸附、还原作用，可降低重金属的毒害作用。

2. 有机质对农药等有机污染物具有固定作用

土壤有机质对农药等有机污染物有强烈的新和力，对有机污染物在土壤中的生物活性、残留、生物降解、迁移和蒸发等过程有重要的阻碍。对农药的固定与腐殖质功能基的数量、类型和空间排列紧密相关，也与农药本身的性质有关。一样认为极性有机污染物能够通过离子交换和质子化、氢键、危德华力、配位体交换、阳离子桥和水桥等各种不同机理与土壤有机质结合。对非极性有机污染物可通过分隔（Paxtioning）机理与之结合。腐殖质分子中既有极性亲水基团，也有非极性亲水基团。

可溶性腐殖质能增加农药从土壤向地下水的迁移，富里酸有较低的分子量和较高酸度，比胡敏酸更可溶，能更有效地迁移农药等有机污染物质。腐殖酸作为还原剂而改变农药的结构，这种改变因腐殖酸中羧基、酚羟基、醇羟基、杂环、半醌等的存在而加强。一些有毒有机化合物与腐殖质结合后，其毒性降低或消逝。

3. 有机质对全球碳平稳的阻碍

土壤有机质也是全球碳平稳过程中专门重要的碳库。据统计，全球土壤有机质的总碳量在14×10?5×10g，大约是陆地生物总碳量（5.6×10g）的2.5?倍。而每年因土壤有机质生物分解开释到大气的总量为68×10g，全球每年因焚烧燃料开释到大气的碳远低得多，仅为6×10g是土壤呼吸作用开释碳的8％?％。可见，土壤有机质的缺失对地球自然环境具有重大阻碍。从全球来看，土壤有机碳水平的不断下降，对全球气候变化的阻碍将不亚于人类活动向大气排放的阻碍。

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第三节 土壤生物

土壤动物

土壤动物指长期或一生中大部分时刻生活在土壤或地表凋落物层中的动物。它们直截了当或间接地参与土壤中物质和能量的转化，是土壤生态系统中不可分割的组成部分。土壤动物通过取食、排泄、挖掘等生命活动破裂生物残体，使之与土壤混合，为微生物活动和有机物质进一步分解制造了条件。土壤动物活动使土壤的物理性质（通气状况）、化学性质（养分循环）以及生物化学性质（微生物活动）均发生变化，对土壤形成及土壤肥力进展起着重要作用。

一、 土壤动物的分类及其要紧的土壤动物介绍

土壤动物是陆地生态系统中生物量最大的一类生物，门类齐全、种类繁多、数量庞大，在土壤中它们与植物、土壤微生物组成土壤生态系统，三者相互作用、相互阻碍。土壤动物的分类有多种类型，下面列举较常见的四种分类方法。 （一）土壤动物的分类

1、系统分类

表2-1 要紧的土壤动物门类

门 原生动物门 扁形动物门 线形动物门 软体动物门 环节动物门 节肢动物门 涡虫纲 轮虫纲、线虫纲 腹足纲 寡毛纲 蛛形纲、甲壳纲、多足纲、昆虫纲 纲 脊椎动物门 两栖纲、爬行纲、哺乳纲 2、按体形大小分类

①小型土壤动物，体长在0.2毫米以下，要紧包括鞭毛虫、变形虫等原生动物，轮虫的大部分和熊虫、线虫等。

②中型土壤动物，体长0.2-2毫米，要紧有螨类、拟蝎、跳虫等微小节肢动物，还有涡虫、蚁类、双尾类等。

③大型土壤动物，体长2-20毫米，要紧有大型的甲虫，蝽象、金针虫、蜈蚣、马陆、蝉的若虫和盲蛛等。

④巨型土壤动物，体长大于20毫米，脊椎动物中，有蛇、蜥蜴、蛙、鼠类和食虫类的鼹鼠等，无脊椎动物中，有蚯蚓和许多有害的昆虫（包括蝼蛄、金龟甲和地蚕）。

3、按食性分类：分为落叶食性、材食性、腐植食性、植食性、藓苔类食性、菌食性、藻食性、细菌食性、捕食性、尸食性、粪食性、杂食性和寄生性土壤动物。

4、按土壤中生活时期，分为全期土壤动物，周期土壤动物，部分土壤动物，临时土壤动物，过渡土壤动物和交替土壤动物。 (二) 重要的土壤动物介绍

土壤动物的种类和数量令人赞颂，难以计数。那个地点仅介绍几种对土壤性质阻碍较大，且它们的生理习性及生态功能较为人类熟知的优势土壤动物类群。

1、原生动物

原生动物是生活于土壤和苔藓中的真核单细胞动物，属原生动物门，相关于原生动物而言，其他土壤动物门类均称为后生动物。原生动物结构简单、数量庞大，只有几微米至几毫米，而且一样每克土壤有10~10个原生动物，在土壤剖面上分布为上层多，下层少。已报导的原生动物有300种以上，按其运动形式可把原生动物分为三类：①变形虫类（靠假足移动），②鞭毛虫类（靠鞭毛移动），③纤毛虫类（靠纤毛移动）。从数量上以鞭毛虫类最多，要紧分布在森林的枯落物层；其次为变形虫，通常能进入其他原生动物所不能到达的微小孔隙；纤毛虫类分布相对较少。原生动物以微生物、藻类为食物，在坚持土壤微生物动态平稳上起着重要作用，可使养分在整个植物生长季节内缓慢开释，有利于植物对矿质养分的吸取。

2、土壤线虫

线虫属线形动物门的线虫纲，是一种体形细长（1毫米左右）的白色或半透亮无节动物，是土壤中最多的非原生动物，已报导种类达1万多种，每平方米土壤的线虫个体数达10-10条。线虫一样喜湿，要紧分布在有机质丰富的潮湿土层及植物根系周围。线虫可分为腐生型线虫和寄生型线虫，前者的要紧取食对象为细菌、真菌、低等藻类和土壤中的微小原生动物。腐生型线虫

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的活动对土壤微生物的密度和结构起操纵和调剂作用，另外通过捕食多种土壤病原真菌，可防止土壤病害的发生和传播。寄生型线虫的寄要紧紧是活的植物体的不同部位，寄生的结果通常导致植物发病。线虫是多数森林土壤中湿生小型动物的优势类群。

3、蚯蚓

土壤蚯蚓属环节动物门的寡毛纲，是被研究最早（自1840年达尔文起）和最多的土壤动物。蚯蚓体圆而细长，其长短、粗细因种类而异，最小的长0.44毫米，宽0.13毫米；最长的达3600毫米，宽24毫米。躯体由许多环状节构成，体节数目是分类的特点之一，蚯蚓的体节数目相差悬殊，最多达600多节，最少的只有7节，目前全球已命名的蚯蚓大约有2700多种，中国已发觉有200多种。蚯蚓是典型的土壤动物，要紧集中生活在表土层或枯落物层，因为它们要紧捕食大量的有机物和矿质土壤，因此有机质丰富的表层，蚯蚓密度最大，平均最高可达每平方米170多条。土壤中枯落物类型是阻碍蚯蚓活动的重要因素，不具蜡层的叶片是蚯蚓容易取食的对象（如榆、柞、椴、槭、桦树叶等），因此，此类树林下土壤中蚯蚓的数量比含蜡叶片的针叶林土壤要丰富得多（柞树林下，每公顷294万条蚯蚓，而云杉林下仅每公顷61万条）。蚯蚓通过大量取食与排泄活动富集养分，促进土壤团粒结构的形成，并通过掘穴、穿行改善土壤的通透性，提高土壤肥力。因此，土壤中蚯蚓的数量是衡量土壤肥力的重要指标。

4、弹尾和螨目

弹尾（又名跳虫）和螨目分属节肢动物门的昆虫纲和蛛形纲，是土壤中数量最多的节肢动物（分别占土壤动物总数的54.9%和28%），它们是我国森林土壤中中型动物的要紧优势类群。跳虫一样体长1-3毫米，腹部第4或第5节有一弹器，目前已知2000种以上，要紧生活于土壤表层（0-6厘米最多，15-30厘米最少），1平方米土壤内可多达2000尾。绝大多数跳虫以取食花粉、真菌、细菌为主，少数可危害甘蔗、烟草和磨菇。螨目的要紧代表是甲螨（占土壤螨类的62%~94%），一样体长0.2–1.3毫米，要紧分布在表土层中，0-5厘米土层内其数量约占全层数量的82%，而在25厘米以下则专门难找到。大多数甲螨取食真菌、藻类和已分解的植物残体，在操纵微生物数量及促进有机质分解过程中起着重要作用。

土壤中要紧的动物还包括蠕虫、蛞蝓、蜗牛、千足虫、蜈蚣、蛤虫、蚂蚁、马陆、蜘蛛及昆虫等。

二、 土壤动物与生态环境的关系 （一）生态环境对土壤动物的阻碍

土壤是复杂的自然体，生活在土壤中的动物群落受多种环境因素的阻碍，包括土壤性质（土温、土壤湿度、土壤pH、有机质、土壤容重、枯落物数量和质量，土壤矿质元素以及污染物质含量），地上植被，地势和气候等。因此土壤动物的群落结构随环境因素和时刻变化呈明显的时空变化。空间变化表现为：①水平变异，土壤动物群落随植被、土壤、微地貌类型与海拔高度以及人为活动等因素的变化，出现出群落组成、数量、密度和多样性等的水平差异。自然植被改为耕作土壤后，土壤动物的种类和数量明显减少，显示植被类型对土壤动物群落的水平结构的庞大阻碍。王宗英等对皖南农业生态系统的调查发觉，土壤的动物群落多样性指数H：菜地>次生林>灌丛>人工杉林>旱地>菜园>稻田>果园。②垂直变异，要紧表现在土壤动物的表聚性特点，土壤动物的种类、个体数、密度和多样性随着土壤深度而逐步减少。土壤动物的时刻变化要紧表现为季节变异。土壤动物的季节变化与其环境的季节性节律紧密相关，在中温带和寒温带地区，土壤

动物群落种类和数量一样在7-9月达到最高，与雨量、温度的变化差不多一致，而在亚热带地区一样于秋末冬初达到最高（11月）。 （二）土壤动物的指示作用

生活于土壤中的动物受环境的阻碍，反过来土壤动物的数量和群落结构的变异能指示生态系统的变化。土壤动物多样性被认为是土壤肥力高低及生态稳固性的有效指标。土壤中某些种类的土壤动物能够快速灵敏地反映土壤是否被污染以及污染的程度。例如分布广、数量大、种类多的甲螨，有广泛接触有害物质的机会，因此当土壤环境发生变化时有可能从它们种类和数量的变化反映出来。另外，线虫常被看作生态系统变化和农业生态系统受到干扰的敏锐指示生物。土壤动物多样性的破坏将威逼到整个陆地生态系统的生物多样性及生态稳固性，因此，应加强土壤动物多样性的研究和爱护。

土壤微生物

土壤微生物包括： 细菌、真菌、放线菌和藻类

特点：在土壤中数量高，繁育快。如一样土壤中细菌为107～10 8个/g土真菌105～10 6个/g土，放线菌106～10 7个/g土，藻类104～10 5个/g土。

作用：分解有机质、合成腐殖质，在土壤总的代谢活性中起重要的作用。

土壤微生物是指生活在土中借用光学显微镜才能看到的微小生物。包括细胞核构造不完善的原核生物，如细菌、蓝细菌、放线菌，和具完善细胞核结构的真核生物，如真菌、藻类、地衣等。土壤微生物参与土壤物质转化过程，在土壤形成和发育、土壤肥力演变、养分有效化和有毒物质降解等方面起着重要作用。

由于植物残体是土壤微生物要紧营养和能量的来源，因而肥沃土壤和有机质丰富的森林土壤微生物数量常较多，缺乏有机质的土壤微生物数量较少。表2-2是我国几种土壤的微生物数量。

表2-2 我国不同土壤微生物数量（104个/g土）

土壤 黑土 灰褐土 黄绵土 红壤 砖红壤

植被 林地 草地 林地 草地 林地 草地 林地 草地

细菌 3370 2070 438 357 144 100 189 64

放线菌 2410 505 169 140 6 3 10 14

真菌 17 10 4 1 3 2 12 7

（据《中国土壤》，1987）

一、 土壤微生物的营养类型和呼吸类型

（一） 土壤微生物的营养类型

依照微生物对营养和能源的要求，一样可将其分成四大类型。 1、化能有机营养型

化能有机营养型又称化能异养型，这类土壤微生物需要有机化合物作为碳源，通过氧化有机化合物来猎取能量。土壤中绝大部分细菌和几乎全部真菌属于那个类型，这类微生物是土壤中起主导作用的微生物。

2、光能有机营养型

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。如紫色非硫细菌中的深红红螺菌（Rhodospirillum rubrum）可利用简单有机物作为供氢体。

CO2+ CH2CHOHCH3 → CH2O+ CH3COCH3 3、化能无机营养型

化能无机营养型又称化能自养型，这类土壤微生物以CO2作为碳源，再从氧化无机物中猎取能量。这类微生物虽在土壤中种类不多，但它们在土壤物质转化中起了重要作用。属于这一类的土壤微生物要紧有：亚硝酸细菌、硝酸细菌、硫氧化细菌、铁细菌和氢细菌等。

4、光能无机营养型

光能无机营养型又称光能自养型，这类土壤微生物利用光能进行光合作用，以无机物作为供氢体以还原CO2，从而合成细胞物质。藻类和光合细菌中绿硫细菌、紫硫细菌都属于光能自养型。

（二）土壤微生物呼吸类型

土壤微生物按呼吸类型可分为三类。 1、好气性微生物

这类微生物在有氧环境中生长，以氧分子为呼吸基质氧化时的最终电子受体。由于来自空气中的氧能不断供应，因此能使基质完全氧化，开释出全部能量。土壤中大多数细菌，如芽孢杆菌、假单胞菌、根瘤菌、硝酸化细菌和硫化细菌等都属于这一类。另外土壤放线菌、藻类等也属于好气性微生物。

好气性微生物在通气良好的土壤中生长，转化土壤中有机物，获得能量、构建细胞物质，行使其生理功能。土壤中好气性化能自养型细菌，以还原态无机化合物为呼吸基质，依靠它专门的氧化酶系统，活化分子态氧去氧化相应的无机物质来猎取能量。土壤中亚硝酸细菌（以NH4+为呼吸基质氧化成NO2-）、硝酸细菌（以NO2-为基质氧化成NO3-）、硫化杆菌（以S为基质氧化成SO42-）等均属于这一类。

2、嫌气性微生物

这类微生物在嫌气条件下进行无氧呼吸，以无机氧化物（NO3-、SO42-、CO2）作为最终电子受体，通过脱氧酶将氢传递给其它的有机或无机化合物，并使之还原。土壤中的嫌气固氮菌就属于这一类。嫌气性固氮细菌的代表巴氏梭菌（Clostridium Pasteurianum）能在酸性森林土壤中生活，并进行固定氮素的作用。另外，产甲烷细菌和脱硫弧菌等也属于嫌气性微生物。

3、兼嫌气性微生物

这是一类在有氧和无氧环境中均能进行呼吸的土壤微生物。土壤中的反硝化假单胞菌和某些硝酸还原细菌、硫酸还原细菌等都属于兼性微生物。在有氧环境中，它们与其它好气性细菌一样进行有氧呼吸。而在缺氧环境中，它们能将呼吸基质完全氧化，以硝酸或碳酸中的氧作为受氢体，使硝酸还原为亚硝酸或分子氮，使硫酸还原为硫或硫化氢。

二、土壤细菌

（一） 土壤细菌的一样特点

土壤细菌是一类单细胞、无完整细胞核的生物。它占土壤微生物总数的70%~90%，每克土中100万个以上细菌。细菌菌体通常专门小，直径为0.2~0.5微米，长度约几微米，因而土壤细菌生物量并不高。细菌的差不多形状有三种：球状、杆状和螺旋状；相应的细菌种类有球菌、杆菌和螺旋菌。

土壤细菌常见属有：节杆菌属（Arthrobacter）、芽孢杆菌属（Bacillus）、假单胞菌属（Psendomonas）、土壤杆菌属（Agrobacterium）、产碱杆菌属（Alcaligenes）和黄杆菌属（Flavobacterium）。

（二） 土壤细菌的要紧生理群

土壤中存在中各种细菌生理群，其中要紧的有纤维分解细菌，固氮细菌、氨化细菌、硝化细菌和反硝化细菌等。它们在土壤元素循环中起着要紧作用。

1、纤维分解细菌

土壤中能分解纤维的细菌要紧是好气纤维分解细菌和嫌气纤维分解细菌。

好气纤维分解细菌要紧有生孢噬纤维菌属（Sporocytophaga）、噬纤维菌属（Cytophaga）、多囊菌属（Polyangium）和镰状纤维菌属（Cellfalcicula）等。这类纤维分解菌活动最适温度为22~30℃，通气不良和太高、太低温度对这类细菌的活性均有较大阻碍。

嫌气纤维分解细菌要紧是好热性嫌气纤维分解芽孢细菌，包括热纤梭菌（Cl. thermocellum）、溶解梭菌（Cl. dissolvens）及高温溶解梭菌（Cl. thermocellulolyticus）等。好热性纤维分解菌活动适宜温度达60~65℃，最高活动温度可达80℃。

土壤纤维分解细菌活动强度受土壤养分、水分、温度、酸度和通气等因素的阻碍。通常纤维分解细菌适宜中性至微碱性环境，因此在酸性土壤中纤维素分解菌活性明显减弱。纤维分解细菌的活动也受到分解物料C/N比率的阻碍，一样情形下，细菌细胞增长所需的C/N比率为4/1~5/1，同时，在呼吸过程中还要消耗几倍的碳，因而，当分解物料C/N比率在20/1~25/1时，纤维分解

细菌能专门好地进行分解活动。由于一样植物性材料（如蒿杆、树叶、杂草等）C/N比率常大于25/1，因而，在利用这些材料作堆肥、基肥时，为了加速分解可适当补充一些氮素化肥或人粪尿等。

2、固氮细菌

土壤中固氮微生物种类专门多，它们每年可从大气中固定氮素达一亿吨（表3-3）。其中固氮细菌在固氮微生物中占有优势地位，大约有三分之二的分子态氮是由固氮细菌固定的。固氮细菌可分为自生固氮细菌和共生固氮细菌二类。

表2-3 各种固氮微生物固氮量统计

固氮微生物种类 共生固氮细菌 自生固氮细菌 非豆科共生微生物

固氮藻类 （1）自生固氮细菌

自生固氮细菌是指独自生活时能将分子态氮还原成氨，并营养自给的细菌类群。目前已发觉和确证具有自生固氮作用的细菌近70属。

固氮细菌中属好气性的要紧有固氮菌属（Azotobacter）、氮单胞菌属（Azomonas）、拜叶林克菌属（Beijer-inckia）和德克斯菌属（Derxia）。嫌气性的要紧是丁酸发酵型的梭状芽孢杆菌，最重要的是巴斯德梭菌。兼性的要紧是肠杆菌科中的一些属种和芽孢杆菌属中的少数种。

自生固氮细菌属中温性细菌，最适活动温度为28~30℃,适宜中性反应土壤，但好气性固氮细菌与嫌气性固氮细菌对土壤反应的适应性不同。前者当土壤pH降至6.0，固氮活性就会明显阻碍，而后者在pH5.0~8.5范畴均有较高活性，因此在酸性的森林土壤中，好气性固氮细菌不占要紧地位。嫌气性固氮细菌广泛分布在森林土壤中，甚至在酸性沼泽化泥炭中也能够长生，它们的固氮能力虽不如好气性固氮细菌,但它们适应性强，在森林土壤中数量可超过好气性固氮细菌十倍甚至百倍，因此嫌气性固氮细菌对森林土壤固氮起着重要的作用。

（2）共生固氮细菌

共生固氮作用是指两种生物相互依存生活在一起时，由固氮微生物进行固氮的作用。共生固氮作用中根瘤菌与豆科植物的共生固氮作用最为重要。根瘤菌是指与豆科植物共生，形成根瘤，能固定大气中分子态氮,向植物提供氮营养的一类杆状细菌。根瘤菌在土壤中可独立生活，但只有在豆科植物根瘤中才能进行旺盛的固氮作用。根瘤菌要紧有根瘤菌属（Rhizobium）和慢生根瘤菌属（Bradyrhizobium）

根瘤菌在人工培养条件下，细胞呈杆状，大小为0.5~0.9×1.2~3.0微米，革兰氏染色阴性。根瘤菌与豆科植物形成根瘤可分为两个时期。

① 侵染土壤时期 在那个时期中，根瘤菌菌体生活在土壤中，呈小球菌或小短杆菌。以后逐步变成具有鞭毛能运动的小杆菌，这时还没有固氮能力，由于受豆科植物根系分泌物的诱导，

全年总固氮量（×104t）

5500 100~200 2500 1000

单位面积固氮量（kg.hm-2）

90~240 30~75 45~150 38~75

它们在根际大量繁育。

② 根瘤菌形成时期 侵入根毛细胞中的根瘤菌，在细胞中大量繁育，根瘤菌在那个时期不能固氮。当菌体侵入达到皮层深处时，皮层细胞受到菌分泌物的刺激，强烈增生并产生分生组织，其一部分形成根瘤的皮层，另一部分分化为维管束，与根部维管束相联通，这确实是根瘤与宿主共生关系的通道，如此就在植物根部形成了根瘤。在根瘤增长最强烈的时期，也是根瘤菌固氮最旺盛的时期，这时才形成真正的共生关系。

根瘤菌的固氮生物化学过程，不是在菌体细胞中进行的，而是根瘤组织受到根瘤菌分泌物的阻碍，产生某种固氮酶系统，在根瘤组织中进行固氮作用。

根瘤菌与豆科植物的共生关系是有专化性的，由某种豆科植物的根系中分离出来的根瘤菌，只能在同一个“互接种族”的植物根部形成根菌。因为它们在土壤中的发育条件，往往与宿主植物要求的条件相同。

3、氨化细菌

微生物分解含氮有机化合物开释氨的过程称氨化过程。氨化过程一样可分为两步。第一步是含氮有机化合物（蛋白质、核酸等）降解为多肽、氨基酸、氨基糖等简单含氮化合物；第二步则是降解产生的简单含氮化合物在脱氨基过程中转变为NH3。

参与氨化作用的微生物种类较多，其中以细菌为主。据测定在条件适宜时土壤中氨化细菌每克土可达105~107个。要紧是好气性细菌，如蕈状芽孢杆菌（Bacillus mycoides）、枯草杆菌（Bacillus subtilis）和嫌气性细菌的某些种群，如腐败芽孢杆菌（Bacillus putrificus）。此外还有一些兼性细菌，如变形杆菌等。

氨化细菌所需最适土壤含水量为田间持水量的50%~75%，最适温度为25~35℃。氨化细胞适宜在中性环境中生长，酸性大的土壤添加石灰可增加氨化细菌的活性。土壤通气状况决定了氨化细菌的优势种群，但通气状况好坏不阻碍氨化作用的进行。

含氮有机化合物的C/N比对氨化细菌活动强度和氨化过程有较大阻碍，一样C/N比小的有机物氨化进行快，C/N比大的有机物氨化进行缓慢。氨化细菌细胞的C/N比为4~5：1，合成如此的体质细胞，还要利用16~20份碳作为能量，因而氨化细菌生长繁育中要求提供的C/N比为20~25：1。当氨化细菌分解C/N比大的有机物料时，由于有机碳过剩，氮素不足，会导致微生物从土壤无机氮中吸取氮合成其自躯体质。现在，如添加适量无机氮，会加速氨化作用的进行。氨化细菌分解C/N比小的有机物料时，有机碳不足，而氮素却供给有余，现在氮的矿化作用大于固持作用，导致土壤无机氮的积存和增加。

4、硝化细菌

微生物氧化氨为硝酸并从中获得能量的过程称硝化过程。土壤中硝化过程分两个时期完成，第一时期是由亚硝酸细菌将NH3氧化为亚硝酸的亚硝化过程；第二时期是由硝酸细菌把亚硝酸氧化为硝酸的过程。

参与硝化过程的土壤微生物为硝化细菌，包括亚硝酸细菌和硝酸细菌两个亚群。亚硝化细菌包括亚硝化单胞菌（Nitrosomomas）、亚硝化螺菌（Nitrosospira）、亚硝化球菌（Nitrosococcus）和亚硝化叶菌（Nitrosolobus）四个属。硝酸细菌包括硝化杆菌（Nitrobacter）、硝化刺菌（Nitrospina）

和硝化球菌（Nitrococcus）三个属。

硝化细菌属化能无机营养型，适宜在pH6.6~8.8或更高的范畴内生活，当pH低于6.0时，硝化作用明显下降。由于硝化细菌是好气性细菌，因而适宜通气良好的土壤，当土壤中含氧量相对为大气中氧浓度的40%~50%时，硝化作用往往最旺盛。硝化细菌最适温度为30℃，低于5℃和高于40℃，硝化作用甚弱。许多森林土壤pH常低于5.0 ，因此在森林土壤中硝酸盐含量通常专门低。而积存的铵盐较高。

5、反硝化细菌

微生物将硝酸盐还原为还原态含氮化合物或分子态氮的过程称反硝化过程。

引起反硝化过程的微生物要紧是反硝化细菌。反硝化细菌属兼嫌气性微生物。最要紧的反硝化细菌有脱氮杆菌（Bacteria denitrificans）、萤光极毛杆菌（Pseudomonas fluorescens）等。反硝化细菌最适宜的pH是6~8，在pH3.5~11.2范畴内都能进行反硝化作用。反硝化细菌最适温度为25℃，但在2~65℃范畴内反硝化作用均能进行。

三、 土壤真菌

土壤真菌是指生活在土壤中菌体多呈分枝丝状菌丝体，少数菌丝不发达或缺乏菌丝的具真正细胞核的一类微生物。土壤真菌数量约为每克土含2~10万个繁育体，虽数量比土壤细菌少，但由于真菌菌丝体长，真菌菌体远比细菌大。据测定，每克表土中真菌菌丝体长度约10~100米，每公顷表土中真菌菌体重量可达500~5000千克。因而在土壤中细菌与真菌的菌体重量比较近1：1，可见土壤真菌是构成土壤微生物生物量的重要组成部分。

土壤真菌是常见的土壤微生物，它适宜酸性，在pH低于4.0的条件下，细菌和放线菌已难以生长，而真菌却能专门好发育。因此在许多酸性森林土壤中真菌起了重要作用。我国土壤真菌种类繁多、资源丰富，分布最广的是青毒属（Penicillium）、曲霉属（Aspergillus）、木霉属（Trichoderma）、镰刀菌属（Fusarium）、毛霉属（Mucor）和根霉属（Rhizopus）。

土壤真菌属好气性微生物，通气良好的土壤中多，通气不良或渍水的土壤中少；土壤剖面

表层多，下层少。土壤真菌为化能有机营养型，以氧化含碳有机物质猎取能量，是土壤中糖类、纤维类、果胶和木质素等含碳物质分解的积极参与者。 四、土壤放线菌

土壤放线菌是指生活于土壤中呈丝状单细胞、革兰氏阳性的原核微生物。土壤放线菌数量仅次于土壤细菌，通常是细菌数量的1%~10%，每克土中有10万个以上放线菌，占了土壤微生物总数的5%~30%，其生物量与细菌接近。常见的土壤放线菌要紧有链霉菌属（Streptomyces）、诺卡氏菌属（Nocardia）、小单胞菌属（Micromonospora）、游动放线菌属（Actinoplanes）和弗兰克氏菌属（Frankia）等。其中链霉菌属占了70%~90%。

土壤中的放线菌和细菌、真菌一样，参与有机物质的转化。多数放线菌能够分解木质素、纤维素、单宁和蛋白质等复杂有机物。放线菌在分解有机物质过程中，除了形成简单化合物以外，还产生一些专门有机物，如生长刺激物质、维生素、抗菌素及挥发性物质等。

五、 土壤藻类

土壤藻类是指土壤中的一类单细胞或多细胞、含有各种色素的低等植物。土壤藻类构造简单，个体微小，并无根、茎、叶的分化。大多数土壤藻类为无机营养型，可由自身含有的叶绿素利用光能合成有机物质，因此这些土壤藻类常分布在表土层中。也有一些藻类可分布在较深的土层中，这些藻类常是有机营养型，它们利用土壤中有机物质为碳营养，进行生长繁育，但仍保持叶绿素器官的功能。

土壤藻类可分为蓝藻、绿藻和硅藻三类。蓝藻亦称蓝细菌，个体直径为0.5~60毫微米，其形状为球状或丝状，细胞内含有叶绿素a、藻蓝素和藻红素。绿藻除了含有叶绿素外还含有叶黄素和胡萝卜素。硅藻为单细胞或群体的藻类，它除了有叶绿素a、叶绿素b外，还含有β胡萝卜素和多种叶黄素。

土壤藻类能够和真菌结合成共生体，在风化的母岩或瘠薄的土壤上生长，积存有机质，同时加速土壤形成。有些藻类可直截了当溶解岩石，开释出矿质元素，例硅藻可分解正长石、高岭石，补充土壤钾素。许多藻类在其代谢过程中可分泌出大量粘液，从而改良了土壤结构性。藻类形成的有机质比较容易分解，对养分循环和微生物繁育具有重要作用。在一些沼泽化林地中，藻类进行光合作用时，吸取水中的二氧化碳，放出氧气，从而改善了土壤的通气状况。 六、 地衣

地衣是真菌和藻类形成的不可分离的共生体。地衣广泛分布在荒凉的岩石、土壤和其他物体表面，地衣通常是裸露岩石和土壤母质的最早定居者。因此，地衣在土壤发生的早期起重要作用。

植物根系及其与微生物的联合

植物根系通过根表细胞或组织脱落物、根系分泌物向土壤输送有机物质，这些有机物质一方面对土壤养分循环、土壤腐殖质的积存和土壤结构的改良起着重要作用；另一方面作为微生物的营养物质，大大刺激了根系周围土壤微生物的生长，使根周围土壤微生物数量明显增加。表3-4列举了根表细胞、组织脱落物和根系分泌物的物质类型及其营养作用。

表3-4根产物中有机物质的种类及其在植物营养中的作用

根产物中有机物质的种类

糖 类 有 机 酸

低分子有机化合物

氨 基 酸 酚类化合物

高分子粘胶物质

细胞或组织脱落物及其溶解产物

多糖、酚类化合物 多聚半乳糖醛酸等

根冠细胞 根毛细胞内含物

养分活化与固定 微生物的养分和能源

抵御铁、铝、锰的毒害

微生物能源 间接阻碍植物营养状况

在植物营养中的作用

一、 植物根系的形状

高等植物的根是生长在地下的营养器官，单株植物全部根的总称为根系。由于林木根系分布范畴广、根量大，对土壤阻碍广泛，因而本节中只阐述林木根系的形状。林木根系有不同形状，概括起来可将其分成五种类型。

1、垂直状根系

此类根系有明显发达的垂直主根，主根上舒展出许多侧根，侧根上着生着许多营养根，营养根顶端常生长着根毛和菌根。大部分阔叶树及针叶树的根系属此类型，专门在各种松树和栎类中专门普遍。这类根系多发育在比较洪涝或透水良好、地下水位较深的土壤上。

2、辐射状根系

此类根系没有垂直主根，初生或次生的侧根由根茎向四周延伸，其纤维状营养根在土层中结成网状，槭属，水青冈属，以及杉木、冷杉等都具有这种根系。辐射状根系发育在通气良好、水分适宜和土质肥沃的土壤上。

3、扁平状根系

此类根系侧根沿水平方向向周围舒展，不具垂直主根，由侧根上生出许多顶端呈穗状的营养根。云杉、冷杉、铁杉以及趋于腐朽的林木都具有这类根系，专门在积水的土壤上，如在泥炭土上这种根系发育得最为突出。

4、串联状根系

此类根系是变态的地下茎。例竹类根属于这种类型。此类根分布较浅，向一定方向或四周蔓延、萌蘖，并生长出不定根。此类根对土壤要求较严格，紧实或积水土壤对它们的生长不利。

5、须状根系

此类根主根不发达，从茎的基部生长出许多粗细相似的须状不定根。棕榈的根系属此类型。此类根呈丛生状态，在土壤中紧密盘结。

二、 根际与根际效应

根际（Rhizosphere）是指植物根系直截了当阻碍的土壤范畴。根际的概念最早是1904年由德国科学家黑尔特纳（Lorenz hiltne）提出的。根际范畴的大小因植物种类不同而有较大变化，同时，也受植物营养代谢状况的阻碍，因此，根际并不是一个界限十分分明的一个区域。通常把根际范畴分成根际与根面二个区，受根系阻碍最为显著的区域是距活性根1~2毫米的土壤和根表面及共其粘附的土壤（也称根面）。

由于植物根系的细胞组织脱落物和根系分泌物为根际微生物提供了丰富的营养和能量，因此，在植物根际的微生物数量和活性常高于根外土壤，这种现象称为根际效应。根际效应的大小常用根际土和根外土中微生物数量的比值（R/S比值）来表示。R/S比值越大，根际效应越明显。

因此R/S比值总大于1，一样在5~50之间，高的可达100。土壤类型对R/S比值有专门大阻碍，有机质含量少的贫瘠土壤，R/S比值更大。植物生长势旺盛，也会使R/S比值增大。

三、根际微生物

根际微生物是指植物根系直截了当阻碍范畴内的土壤微生物。

（一）数量 总的来说，根际微生物数量多于根外。但因植物种类、品系、生育期和土壤性质不同，根际微生物数量有较大变异。在水平方向上，离根系越远，土壤微生物数量越少（表3-5）

表3-5蓝羽扇豆根际微生物的数量（×10个/g干土）

距根距离（mm）

0 0~3 3~6 9~12 15~18 80

*根面 **对比土壤

在垂直方向上，其数量随土壤深度增加而减少。通过平板计数法分析，通常每克根际土壤微生物中，细菌数量为10~10个，放线菌数量为10~10个，真菌数量为10~10个。

（二）类群 由于受到根系的选择性阻碍，根际微生物种类通常要比根外少。在微生物组成中以革兰氏阴性无芽孢细菌占优势，最要紧的是假单胞菌属（Pseudomonas）、农杆菌属（Agrobacterium）、黄杆菌属（Flavobaterium）、产碱菌属（Alcaligenes）、节细菌属（Arthrobacter）、分枝杆菌属（Mycebacterium）等。

若按生理群分，则反硝化细菌、氨化细菌和纤维素分解细菌根际较多。

6

7

5

6

3

4

***

3

细菌 159000 49000 38000 37400 34170 27300

放线菌 46700 15500 11400 11800 10100 9100

真菌 355 176 170 130 117 91

四、 菌 根

菌根是指某些真菌侵染植物根系形成的共生体。菌根真菌菌丝从根部伸向土壤中，扩大了根对土壤养分的吸取，菌根真菌分泌维生素、酶类和抗生素物质，促进了植物根系的生长，同时，真菌直截了当从植物获得碳水化合物，因而植物与真菌两者进行互惠、共同生活。

已发觉有菌根的植物有二千多种，其中木本植物数量最多。依照菌根菌与植物的共栖特点，把菌根分成三类：外生菌根、内生菌根和内外生菌根。

（一）外生菌根

外生菌根要紧分布在北半球温带、热带丛林地区高海拔处及南半球河流沿岸的一些树种上。大多是由担子菌亚门和子囊菌亚门的真菌侵染而形成的。此类菌根形成时，菌根真菌在植物幼根表面发育，共菌丝包在根外，形成专门厚的、紧密的菌丝鞘，而只有少量菌丝穿透表皮细胞，在

皮层内2-3层内细胞间隙中形成稠密的网状——哈氏网（Harting net）。菌丝鞘、哈氏网与伸入土中的菌丝组成外生菌根的整体。

具有外生菌根的树种有专门多，如松、云杉、冷杉、落叶松、栎、栗、水青岗、桦、鹅耳枥和榛子等。

（二）内生菌根

此类菌根在根表面不形成菌丝鞘，真菌菌丝发育在根的皮层细胞间隙或深入细胞内，只有少数菌丝伸出根外

内生菌根依照结构不同又可分为泡囊丛枝状菌根（简称VA菌根）、兰科菌根和杜鹃菌根。其中VA菌根是内生菌根的要紧类型，它是由真菌中的内囊霉科侵染形成的。

内生菌根发育在草本植物较多，兰科植物具有典型的内生菌根。许多森林植物和经济林木能形成内生菌根，如柏、雪松、红豆杉、核桃、白蜡、杨、楸、杜鹃、槭、桑、葡萄、杏、柑桔，以及茶、咖啡、橡胶等。

（三）内外生菌根

是外生型菌根和内生型菌根的中间类型。它们和外生菌根相同之处在于根表面有明显的菌丝鞘，菌丝具分隔，在根的皮层细胞间充满由菌丝构成的哈氏网。所不同的是它们的菌丝又可穿入根细胞内。

此类菌根已报导的有桨果鹃类菌根和水晶兰菌根，桨果鹃类菌根的菌丝穿入根表皮或皮层细胞内形成菌丝圈，而水晶豆菌根则在根细胞内菌丝的顶端形成枝状吸器。

这类菌根可发育在许多林木的根部，如松、云杉、落叶松和栎树等。

菌根对寄主植物的作用要紧有：①扩大了寄主植物根的吸取范畴，作用最显著的是提高了植物对磷的吸取。②防备植物根部病害，菌根起到机械屏障作用，防备病菌侵袭。③促进植物体内水分运输，增强植物的抗旱性能。④增强植物对重金属毒害的抗性，缓解农药对植物的毒害。⑤促进共生固氮。

五、 根 瘤

根瘤是指原核固氮微生物侵入某些裸子植物根部，刺激根部细胞增生而形成的瘤状物。因而根瘤是微生物与植物根联合的一种形式。根瘤可分为豆科植物根瘤和非豆科植物根瘤，豆科植物根瘤在共生固氮中已叙述。

非豆科植物根瘤中的内生菌要紧是放线菌，少数是细菌或藻类。其中放线菌为弗兰克氏菌属，目前已发觉有9科20多个属约200多种非豆科植物能被弗兰克氏属放线菌侵染结瘤。 在我国有许多非豆科植物可与放线菌、细菌结瘤。桤木属、杨梅属、木麻黄属植物与放线菌形成根瘤，具有固氮作用。沙棘属胡颓子属植物可与细菌形成根瘤，根瘤同样也有固氮能力。

六、土壤酶

土壤酶是指在土壤中能催化土壤生物学反应的一类蛋白质。土壤中各种生物化学反应是在各类相应的土壤酶参与下完成的，因此，土壤酶活性表征了土壤生物活性的强弱。 （一）土壤酶的来源与存在状态

土壤酶来源于土壤微生物和植物根，也来自土壤动物和进入土壤的动、植物残体。土壤酶按存在状态分成胞内酶和胞外酶。胞内酶是指存在于土壤中微生物和动、植物的活细胞及其死亡细胞内的酶。胞外酶是指以游离态存在于土壤溶液中或与土壤有机、矿质组分结合的脱离了活细胞和死亡细胞的酶。

（二）土壤酶的种类与功能

目前已发觉的土壤酶达50多种，研究得最多的是氧化还原酶类、水解酶类和转化酶类。现把土壤中要紧的酶类与其酶促反应归纳如下：

1、氧化还原酶类

脱氢酶（dehydrogenase）促进有机物脱氢，起传递氢的作用； 葡萄糖氧化酶(glucose oxidase) 氧化葡萄糖为葡萄糖酸； 醛氧化酶(aldehyde oxidase) 催化醛氧化为酸； 尿酸氧化酶(urafe oxidase) 催化尿酸为尿囊素；

联苯酚氧化酶(p-diphenol oxidase) 促酚类物质氧化生成醌； 磷苯二酚氧化酶(catalase oxidase) 促酚类物质氧化生成醌；

抗坏血酸氧化酶(ascorbate oxidase) 将抗坏血酸转化为脱氢抗坏血酸； 过氧化氢酶(catalase) 促过氧化氢生成O2和H2O；

过氧化物酶(peroxidase) 催化H2O2、氧化酚类、胺类为醌； 氢酶(hydrogenase) 活化氢分子产生氢离子；

硫酸盐还原酶(sulfate reductase) 促SO4为SO3，再为硫化物； 硝酸盐还原酶(nitrate reductase) 催化NO3为NO2；

亚硝酸盐还原酶(nitrite reductase) 催化NO2还原成NH2(OH)； 羟胺还原酶(hydramine reductase) 促羟胺为氨。 2、水解酶类

羧基酯酶(carboxy lesterase) 水解羧基酯，产羧酸及其它产物；

---2-2-

芳基酯酶(arylesterase) 水解芳基酯，产芳基化合物及其它； 脂酶(1ipase) 水解甘油三脂，产甘油和脂肪酸； 磷酸脂酶(phosphatase) 水解磷酸脂，产磷酸及其它； 核酸酶(nuclease) 水解核酸，产无机磷及其它； 核苷酸酶(nudclrotidase) 核苷酸脱磷酸； 植素酶(plytase) 水解植素，生成磷酸和肌醇；

芳基硫酸盐酶(arylsulphatase) 水解芳基硫酸盐，生成硫酸和芳香族化合物； 淀粉酶(amylase) 有α-淀粉酶，β-淀粉酶和葡萄糖苷酶，最终产物为葡萄糖： 纤维素酶(cellulase) 水解纤维素，生成纤维二糖； 木聚糖酶(xylanase) 水解木聚糖，产木糖；

α-葡萄糖苷酶或麦芽糖酶(α-blucosidase) 水解麦芽糖产葡萄糖； β-葡萄糖苷酶或纤维二糖酶(β-glucosidase) 水解纤维二糖，产葡萄糖； α-半乳糖苷酶或蜜二糖酶(α-galactosidase) 水解该底物，产半乳糖； β-半乳糖苷酶或乳糖酶(β-galactmidase) 水解该底物，产半乳糖； 蔗糖酶或转化酶(invertase) 水解蔗糖，产葡萄糖和果糖； 蛋白酶(proteinase) 水解蛋白质，产肽和氨基酸； 肽酶(peptidase) 断肽链，生成氨基酸；

天冬酰胺酶(asparaginase) 水解天冬酰胺，产天冬氨酸和氨； 脲酶(urease) 水解尿素，生成CO2和NH3；

无机焦磷酸盐酶(inorganie pyrophosphatase) 水解焦磷酸盐，生成正磷酸； 聚磷酸盐酶(polymetaphsphatase) 水解聚磷酸，生成正磷酸盐； ATP酶(adenosine triphosphatase) 水解ATP，生成ADP。 3、转移酶类

葡聚糖蔗糖酶(dextransucrase) 进行糖基转移； 果聚糖蔗糖酶(1evan sucrase) 进行糖基转移；

氨基转移酶(aminotransferase) 进行氨基转移； 4、裂解酶类

天冬氨酸脱羧酶(aspartate decarboxylase) 裂解开冬氨酸为β-丙氨酸和CO2； 谷氨酸脱羧酶（glutamate decarboxylase）裂解谷氨酸为γ-氨基丙酸和CO2；

芳香族氨基酸脱羧酶（aromatic amino and decarboxylase）裂解芳香族氨基酸，如色氨酸脱羧酶，裂解色氨酸，生成色胺。 （三） 土壤酶活性及其阻碍因素

土壤酶活性是指土壤中酶催化生物化学反应的能力。常以单位时刻内单位土重的底物剩余量或产物生成量表示。

阻碍土壤酶活性的因素要紧有土壤性质和耕作治理措施。

1、土壤性质 阻碍酶活性的土壤性质要紧有:①土壤质地，质地粘重的土壤酶活性常高于质地较砂的土壤。'②土壤水分状况，渍水条件常降低了转化酶（例蔗糖酶）活性，但可提高脱氢酶活性。③土壤结构，由于小粒径团圆体含有较多的粘土矿物和有机质，因而，小径团圆体的土壤酶活性常较大粒径团圆体强。④土壤温度在最适温度以下，土壤酶活性随温度升高而升高。⑤土壤有机质含量，一样情形下，土壤有机质含量高的土壤酶活性较强。⑥土壤pH，不同土壤酶，其适宜pH有一定差别。

2、耕作治理措施 ①施肥对土壤酶活性的阻碍，施有机肥常可提高土壤酶的活性施用矿质肥料对土壤酶活性阻碍因土壤、肥料和酶的种类不同而不同，施用不含磷的矿质肥料常可提高磷酸酶的活性，而长期施用磷肥将降低磷酸活性，但在有机质含量低的土壤上施磷肥会提高磷酸酶活性。②土壤灌溉，灌溉增加脱氢酶、磷酸酶活性，但降低了转化酶活性，③农药对土壤的阻碍，除杀真菌剂外，施用正常剂量的农药对土壤酶活性阻碍不大。农药施用后，土壤酶活性可能被农药抑制或增强，但其阻碍一样只能坚持几个月，然后能复原正常。只有长期施用农药导致土壤的化学性质发生较大变化时，才会对土壤酶活性产生持久的阻碍。

第三章 土壤物理性质与环境

第一节 土壤质地

一、几个差不多概念

1、单粒：相对稳固的土壤矿物质的差不多颗粒，不包括有机质单粒。 2、复粒（团圆体）：由若干单粒团圆而成的次生颗粒为复粒或团圆体。

3、粒级：按一定的直径范畴，将土划分为若干组。土壤中单粒的直径是一个连续的变量，只是为了测定和划分的方便，进行了人为分组。土壤中颗粒的大小不同，成分和性质各异；依照土粒的特性并按其粒径大小划分为若干组，使同一组土粒的成分和性质差不多一致，组间则的差异较明显。土粒的成分和性质的变化是渐变的。

4、土壤的机械组成：又叫土壤的颗粒组成，土壤中各种粒级所占的重量百分比。 5、土壤质地：将土壤的颗粒组成区分为几种不同的组合，并给每个组合一定的名称，这种分类命名称为土壤质地。如：砂土、砂壤土、轻壤土、中壤土、重壤土、粘土等。

二、粒级划分标准：

我国土粒分级要紧有2个：

1、前苏联卡庆斯基制土粒分级（简明系统）

将0.01mm作为划分的界限，直径1——0.01mm的颗粒，称为物理性砂粒；而<0.01mm的颗粒，称为物理性粘粒。

2、科研中常用的分级标准是：

那个标准是1995年制定的，共8级：2～1mm极粗砂；1～0.5mm粗砂； 0.5～0.25mm中砂；0.25～0.10mm细砂；0.10～0.05mm极细砂；0.05～0.02mm粗粉粒； 0.02～0.002mm细粉粒；小于0.002mm粘粒。

三、各粒级组的要紧特点

各国划分粒级大小的标准不同，但在名称上均可分为四个等级： 石砾、砂粒、粉粒和粘粒。 1、石砾 多为岩石碎块。

2、砂粒 常以单粒存在。要紧为石英颗粒。通透性好、保水肥能力差。无粘着性、可塑性和胀缩性等性质。矿质养分含量低。

3、粉粒 比砂粒的比表面积大，保水性大为加强，透水性减弱，粘结性、粘着性、可塑性仍较弱。矿质营养较砂粒高。

4、粘粒 多呈片状，常以复粒存在，具专门强的粘性、可塑性，但通透性差，保水保肥能力专门强，矿质养分含量丰富。

四、土壤质地分类

1、国际三级制 依照砂粒（2—0.02mm）、粉砂粒(0.02mm—0.002mm)和粘粒(<0.002mm)的含量确定，用三角坐标图。

2、简明系统二级制 依照物理性粘粒的数量确定。考虑到土壤条件对物理性质的阻碍，对不同土类定下不同的质地分类标准。在我国较常用。

3、我国土壤质地分类系统 结合我国土壤的特点，在农业生产中要紧采纳前苏联的卡庆斯基的质地分类。对石砾含量较高的土壤制定了石砾性土壤质地分类标准。将砾质土壤分为无砾质、少砾质和多砾质三级，可在土壤质地前冠以少砾质或多砾质的名称

五、土壤质地与土壤肥力性状关系

1、土壤质地与土壤营养条件的关系 肥力性状 砂土 壤土 粘土 保持养分能力 小 中等 大 供给养分能力 小 中等 大 保持水分能力 小 中等 大 有效水分含 少 多 中-少 2、土壤质地与环境条件的关系

肥力性状 砂土 壤土 粘土 通气性 易 中等 不易 透水性 易 中等 不易 增温性 易 中等 不易 另外，土壤中石砾对土壤肥力有一定的阻碍。

六、简易土壤质地的测定方法

砂土：能见到或感受到单个砂粒。干时抓在手中，稍松开后即散落；湿时可捏成团，但

一碰即散。

壤土：干时手握成团，但极易散落；润时握成团后，用手小心拿可不能散开。 壤土：干时手握成团，用手小心拿可不能散开；润时手握成团后，一样性触动不至散开。 粉壤土：干时成块，但易弄碎；湿时成团或为塑性胶泥。湿时以拇指与食指撮捻不成条，

呈断裂状。

粘壤土：湿土可用拇指与食指撮捻成条，但往往受不住自身重量。

粘土： 干经常为坚硬的土块，润时极可塑。通常有粘着性，手指间撮捻成长的可塑土条。 七、土壤质地的改良 （一）不良土壤质地的缺点

粘质土：粘重紧实、通透性差，早春土温不易升高，称“冷性土”。早春不利于播种出苗，

在起苗时容易断根。

砂质土：养分含量低，保肥性差，在炎热季节可导致幼苗“灼伤”、失水，肥料浓度过高

易“烧苗”。

渣砾质土壤也有严峻的土壤肥力缺陷。 （二）粘重土壤的改良

1、掺沙子或砂土，是最全然方法。

改良前，应先测定土壤的机械组成，运算掺沙（砂）量。河沙（0.5——0.1毫米）最好。风积沙，应去除>2毫米的部分。海岸沙，应将盐分洗掉。

2、翻砂压淤。在冲积母质中 ，粘土层的下面有砂土层（腰砂），可采纳深翻措施。 3、施用膨化岩石类。珍宝岩、膨化页岩、岩棉、陶粒、浮石、硅藻土等。在草坪建植中，不要用粉煤灰或炉渣（碱性）。

4、施有机肥。施C/N高的有机物料时，应配合氮肥的使用。

（三）砂质土壤的改良

1、掺入粘土、河泥、塘泥等。 2、翻淤压砂。

3、施用腐熟的细质有机肥、泥炭。 4、翻压绿肥。 （四）碴砾质土壤的改良

1、对耐旱的树木、灌木，渣砾含量<30%时，能够不改良。

2、栽花、种草时，大的渣砾应尽量挖走。必要时要过筛，去除渣砾。 3、渣砾过多如超过50%时，植物无法生长，应掺土或采纳换土的方法。

附：1993年美国高尔夫球场制定的根际混合层的粒径分布：

砾石（>2）为0；极粗沙(1-2)最适为7%；

粗沙(0.5-1)为0； 中等沙(0.25-0.5)最适范畴为75%； 细沙(0.1-0.25)为0；

极细沙(0.05-0.1)最适为10%； 粉沙或粘粒(<0.05)最适为3%。

第二节 土壤结构

一、概念

1、土壤结构体：单粒互相胶结在一起形成的团圆体。

2、土壤结构性：土壤颗粒的空间排列方式所出现出的稳固程度和孔隙状况。

稳固程度包括： 1）在自然状况下保持该结构的时刻长短；

2）在人为条件下（耕作、施肥）保持该结构的时刻长短。 二、土壤结构类型

依照土壤结构体的形状和大小，

分为立方体状（块状、核状、粒状、团粒）、柱状（棱柱状）、片状、板状等。

三、土壤结构形成的因素

1、需要一定数量和直径足够小的土粒，土粒愈细，数量越多，粘结力愈大； 2、使土粒聚合的阳离子 不同种类离子的聚合能力不同：

Fe3+ >Al3+ > Ca2+ > Mg2+ > H+ > NH4+ > K+ > Na+聚合能力逐步减小。 3、胶结物质

要紧是各种土壤胶体。

无机胶体：粘土矿物、含水的氧化铁、氧化铝、氧化硅等；

有机胶体：包括腐殖质、有机质如多糖（线性的高分子聚合体）葡萄糖、胡敏酸等. 4、外力的推动作用

要紧是促使较大土壤颗粒破裂成细小颗粒，同时促进小颗粒之间的粘结。起外力推动作用的因素有三个方面：

土壤生物：根系的生长（穿插、挤压、分泌物及根际微生物）、动物的活动； 大气变化：干湿、冻融交替； 人为活动：耕作、施肥。

四、土壤结构与土壤肥力

1、土壤的表层A1层，如没有被破坏，都有良好的团粒结构，还有粒状、块状结构 2、具有团粒结构或粒状的土壤，透气性、渗水性和保水性好，有利于根的生长 3、质地为砂土、砂壤土、轻壤土的土壤，土壤结构的阻碍较小；而质地为粘土、重壤土、中壤土或沉积紧实的砂土，土壤结构的阻碍较大。土壤结构能够改变质地对土壤孔隙的阻碍。

五、土壤结构的改良

1、不良的土壤结构

块状结构：漏风、跑墒、压苗、阻碍根系穿插； 片状结构：通透性差、易滞水，扎根阻力大； 散砂结构：漏水漏肥、贫瘠易旱，水蚀严峻。

2、制造草坪土壤团粒结构的措施

1）合理的耕作。一样土壤外白（干）、里暗（湿），或干一块、湿一块呈花脸时为宜耕；

用手摸时，当捏不成团，手松不粘手，落地即散时为宜耕期。

2）合理灌溉：喷灌、滴灌好、幸免大水漫灌、太急的喷灌等不良方式。 3）围栏爱护，幸免人为的践踏，通过生物措施改良。 4）深翻施用有机肥。常用腐叶土。

5）施用结构改良剂 结构改良剂是人工提取或人工合成的高分子有机化合物。 合成剂：应用成效好的有：聚丙烯腈水解物钠盐、羧化聚合物的钙盐。聚丙烯酰胺除改良土壤结构，还可蓄水保墒。每公顷用200——400千克，遇水可形成水稳性团粒结构。且土壤的蓄水力提高100倍。在绿化沙漠中意义大。

天然土壤结构改良剂：从有机物中提取出的腐殖酸盐、树脂胶、多糖醛类。缺点是：易被

微生物分解，用量大。 优点：可刺激植物的生长。

第三节 土粒密度、土壤容重和孔隙度

一、土粒密度（土壤比重） 1、概念

单位体积固体物质的质量。 2、阻碍因素

土壤矿物质的种类、数量

有机质（腐殖质较小，在1.25—1.40之间） 3、一样土壤的土粒密度平均在2.65。（2.6—2.7）左右

二、土壤密度（土壤容重）

1、概念：单位原状土壤体积的烘干土重g/cm3

2、阻碍土壤密度的因素：土壤矿物质、土壤有机质含量和孔隙状况 一样矿质土壤的密度为1.33 g/cm3 3、土壤密度的用途

运算题：一亩地，耕层深度为20cm，土壤密度为1.15g/cm3，土粒密度为2.65 15g/cm3 ， 1）运算耕层土重和总孔隙度。

运算总孔隙度：P=(1-土壤密度/土粒密度)*100 2）经测定，土壤有机质含量为2%，运算土壤有机质的重量。

4、土壤密度与坚实度的关系：在同等条件下，密度小的土壤疏松，而密度大的土壤坚实。 5、极限土壤密度与适宜土壤密度

极限土壤密度：土体坚实以致根系不能生长的最大密度值。

适宜土壤密度：土壤结构性与孔隙状况适宜植物扎根生长时的密度。 以上两者均取决于土壤质地和根系本身，无固定数值。

三、土壤孔隙度

1、定义：单位原状土壤体积中土壤孔隙体积所占的百分率。 总孔隙度不直截了当测定，而是运算出来。 总孔隙度=(1-容重/土粒密度)*100%

2、孔隙的类型分级：孔隙的真实直径是专门难测定的，土壤学所说的直径是指与一定土壤水吸力相当的孔径，与孔隙的形状和平均度无关。据孔隙的粗细分为三类：

（1）非毛管孔隙（大）：孔隙直径大于0.02mm，水受重力作用自由向下流淌，植物幼小的跟可在其中顺利舒展，气体、水分流淌；

（2）毛管孔隙：孔隙直径在0.02—0.002毫米之间，毛管力发挥作用，植物根毛（0.01）可伸入其中，原生动物和真菌菌丝体也可进入，水分传导性能较好，同时能够储存水分，水分能够被植物利用

（3）非活性毛管孔隙：小于0.002毫米，即使细菌（0.001—0.05mm）也专门难在其中居留，这种孔隙的持水力极大，同时水分移动的阻力也专门大，其中的水分不能被植物利用（有效水分含量低）

3 、适宜的土壤孔隙状况

土壤中大小孔隙同时存在，土壤总孔隙度在50%左右，而毛管孔隙在30—40%之间，非毛管孔隙在20—10%，非活性毛管孔隙专门少，则比较理想；

若总孔隙大于60—70%，则过分疏松，难于立苗，不能保水； 若非毛管孔隙小于10%，不能保证空气充足，通气性差，水分也专门难流通（渗水性差）。

第四章 土壤化学性质与环境

第一节 土壤胶体

一、概念

土壤胶体是指颗粒直径小于0.001mm或0.002mm的土壤微粒。

目前土壤胶体粒径的大小范畴，并不是绝对的。这是因为胶体性质的显现，是随着粒径的减小逐步加强的。没有截然划分的界限。

土壤胶体的成分比较复杂，按化学成分和来源，可分无机胶体、有机胶体和有机无机复合胶体三类。土壤胶体的一系列性质的表现差不多上由于具有庞大的比表面和带有电荷的缘故。 二、几种要紧的胶体类型 （一）土壤无机胶体

土壤无机胶体存在于极微细的土壤粘粒部分。包括成分较简单的次生含水氧化铁、含水氧化铝、含水氧化硅等，以及成分较复杂的结晶层状次生铝硅酸盐类（即粘土矿物）。 1、含水氧化硅胶体

其分子式为SiO2•H2O或H2SiO3。在一样情形下，含水氧化硅的外层分子发生解离，解离出H，而把HSiO3或SiO3留在胶核表面，组成决定电位离子层，使胶粒带负电。土壤反应越偏碱性，硅酸的解离度也越大，所带的负电荷也越多。 2 、含水氧化铁、铝胶体

此类胶体包括褐铁矿（2Fe2O3•3H2O）、水赤铁矿（3Fe2O3•H2O）、针铁矿（Fe2O3•H20）、水铝矿（Al2O3•H2O）、三水铝矿（Al2O3•3H2O）等晶质矿物和氢氧化铁[Fe(OH)3]、氢氧化铝[Al(OH)3]等非晶质矿物。这些矿物差不多上铝硅酸盐深度风化的产物，均为两性胶体，其电荷随土壤溶液酸碱反应的变化而变化。当环境反应在它的等电点的酸性方面时，它带正电；反应在等电点的碱性方面时，它带负电。

纯洁的氢氧化铁的等电点为pH7.1，氢氧化铝等电点为pH8.1。因此它们在大多数酸性或中性土壤中都带正电荷。但土壤中氢氧化铁、氢氧化铝胶体都覆被有机胶体。因此，测定这些胶体的等电点时，其pH值都大大低于纯洁氢氧化铁、铝的等电点。未经去除腐殖质的砖红壤胶体的等电点大约在pH4~5之间。

铁铝氧化物常以胶膜状态包被土壤颗粒，使其成为稳固性专门强的土壤结构。铁铝氧化物吸附阳离子能力低，在酸性条件下甚至能吸附阴离子，对磷酸根有固结作用。在温带地区土壤中，这些矿物常与层状硅酸盐矿物混存，在热带亚热带土壤中，这类矿物则占优势，对这些地区的土壤胶体性质阻碍颇大。 3、水铝英石

是一类非晶质无定形的胶态物质。其成分为水化的硅、铝二三氧化物，简化的分子式为：1-2SiO2•Al2O3•nH2O 。专门多土壤中含有水铝英石，专门是火山灰发育的土壤中更为普遍。

水铝英石的硅氧四面体中由Al置换Si可产生净负电荷，同时表面有Al—OH、Si—OH 。当溶液碱性增加、pH增大时产生以下解离而带负电： =Al - OH pH加大 =Al - O + H

≡Si - OH ≡Si - O + H

-+

-+

3+

4+

-2-+

因此，水铝英石表面可吸附专门多阳离子，其表面积专门大，阳离子交换量可达154~210 cmol(+)·kg。

在一定条件下，水铝英石表面也可带正电荷。例如当溶液酸度增加，pH降低时，产生质子化作用，即H加到矿物边角的氢氧根上。如此，水铝英石表面带净正电荷，从而可吸附H2PO4、SO4、NO3、Cl等阴离子。 4、粘土矿物

指土壤中次生层状铝硅酸盐类。粒径一样小于2µm，是一样土壤中胶体矿物的要紧部分，土壤矿质部分离子交换作用的要紧载体。

粘土矿物大多是结晶层状构造，外形多为各种不同形状的薄片，这是由于内部离子排列特点决定的。其内部结构差不多上由硅氧片和水铝片迭合而成。依照其迭合情形的不同，可将粘土矿物分为不同类型。土壤中要紧的粘土矿物有高岭石、蒙脱石、水云母（包括伊利石）等类。

由于粘土矿物是由硅氧片和水铝片迭合而成的，因此，要了解粘土矿物的构造和性质，必须先说明硅氧片和水铝片的结构状况。

硅氧片由硅四面体连接而成，每一个硅四面体由一个硅离子（半径=0.039nm）与四个氧离子（半径=0.132nm）组成。砌成一个三角形锥形体，一共四个面，故称为硅四面体（图8-4-1）。

许多硅四面体连接起来成为硅氧片或硅氧层(图8-4-2)。然而，一个层面上的电价仍不饱和，如与氢离子结合，而成OH群，则成为稳固的含水氧化硅胶体；另一种情形确实是与水铝片结合，共用氧离子而结合成铝硅酸盐类粘土矿物。

水铝片由铝八面体连接而成。铝八面体为一个铝离子（半径0.057nm）与六个氧离子所组成，具有八个面（图８-５-１），故称铝八面体。铝八面体相互连接成片，即水铝片（图８-５-２）。水铝片层面上氧离子的电价不饱和，可与氢离子结合成OH群，形成水铝矿，或与硅氧片结合，共用氧离子，形成铝硅酸盐粘土矿物。

层状铝硅酸盐矿物的晶层即是由硅氧片和水铝片叠合而成的。硅氧片和水铝片相互重迭后，正负离子价达到中和，因而较为稳固。由于叠合方式不同，形成种类多样的层状铝硅酸盐矿物。概括讲，层状铝硅酸盐的晶层要紧有两类，一类是由一片硅氧片和一片水铝片叠合成的，称1﹕1型矿物，要紧为高岭石类矿物。另一种是由两片硅氧片中间夹一片水铝片叠合而成的，称2﹕1型矿物。这类矿物又分膨胀型矿物和非膨胀矿物。膨胀型矿物有蒙脱石类和蛭石类，非膨胀型要紧有水云母类。各类矿物分述如下。

1. 高岭石类矿物 此类矿物的代表分子式为Al4Si4O10(OH)8。其晶层是由一片硅氧片和一片水铝片叠合而成。当晶层相叠加时，每个晶层的一面是氢氧离子组（水铝片上的），另一面是氧离子（硅氧片上的）出露于表面，因而叠加时晶层间是由氢键紧密相连（图8-6），它的联结力强，晶层间距离小（0.72nm），且较为固定，不易扩展，膨胀系数仅5%左右，水分子与其它离子专门难进入其间，故含高岭石较多的土壤，透水性较好。高岭石晶粒多呈六角形片状，矿物颗

2---+

--1

粒较大，约0.1～5.0μm，比表面小，仅5～20m•g，而且仅有外表面，可塑性、粘结性、粘着性和胀缩性均专门弱，阳离子交换量小（表8-4），因此，富含高岭石的土壤保肥力差，但高岭石类吸附的盐基是在胶粒晶体的表面，有效度大。

2. 蒙脱石类矿物 此类矿物属膨胀型，代表分子式为Al4Si8O20(OH)4。系由两片硅氧片中间夹一片水铝片，其晶层上下两面差不多上氧离子，晶层间通过“氧桥”联结（图8-7），这种联结力弱，晶层易碎裂，其晶粒比高岭石小，一样为0.01～1μm。由于晶层联结力弱，水分和其它阳离子容易进入，使晶层间距扩大，由0.96nm至2.14nm之间变化，为膨胀型晶体。晶层间距扩大时，它的内表现也可吸持水分和各种离子。可见，蒙脱石不仅有专门大的外表面，更有庞大的内表面。比表面大，为700～800m•g，阳离子交换量大，保肥力强，但蒙脱石类吸附的盐基多在胶粒晶层之间，因此有效度较小。蒙脱石的胀缩性、粘结性、可塑性等都专门强（表8-4），干燥时土壤易开裂，土块坚硬。

在温带潮湿半潮湿的气候条件下，又有丰富的盐基时，有利于蒙脱石类矿物的形成。这类矿物多存在于土壤粘粒的最细部分。在我国东北、华北的栗钙土、黑钙土和褐土等土壤中富含这类矿物。蒙脱石类矿物种类多，成分复杂，除蒙脱石外，富含铝的叫拜来石，富含铁的叫绿脱石，富含镁的叫皂石等。

蛭石也是2﹕1型膨胀型粘土矿物，其晶层结构与蒙脱石差不多相同，也是两层硅氧片中夹一层水铝片。与蒙脱石不同的是，硅氧片中的硅大部分被铝所取代，水铝片中的铝也有许多被镁取代，因而具有比蒙脱石高得多的净负电荷，具有专门高的吸附阳离子能力，阳离子交换量达150 cmol(+)·kg。蛭石的膨胀性比蒙脱石要小得多，其晶层间距1.45nm，属有限膨胀型。它具有一些内表面，但较蒙脱石小，晶体颗粒介于蒙脱石和高岭石之间。蛭石在黄棕壤和黄壤中含量较高。

3. 水云母类矿物 此类矿物属2﹕1型非膨胀型矿物，其代表分子式为 (K，H3O)2 (Al、Fe、Mg) 4 [(Si、Al) 8O20](OH)4。其晶层与蒙脱石相近，不同的是水云母晶层中，硅氧片中的硅约有15%为铝所取代，产生正电荷不足，由层间的钾离子补偿（图8-8）。钾键联结晶层的引力远较“氧桥”大，因而晶层联结紧密，不易扩展，属非膨胀型矿物。这类矿物的胀缩性、粘结性、可塑性以及阳离子吸附能力等特性远不及蒙脱石，但比高岭石强（表8-4）。水云母是土壤中含钾的粘土矿物，钾离子被固定在硅氧片的六角形网孔中，当晶层破裂时，可将被固定的钾重新开释出来，供植物利用。

水云母类矿物分布广泛，许多土壤中都有此类矿物。专门是在西北洪涝地区和高寒地带，以及风化度浅的土壤中，常成为要紧的粘土矿物。在长江中下游河湖冲积物上发育的土壤中也含有较多此类矿物。此类矿物过去曾沿用伊利石、云泰、绢云母等，现均统称为水云母。

现把上述三种要紧粘土矿物的性质汇总于表4-4。

表4-4 三种要紧粘土矿物的性质比较

CEC

-12

-1

2-1

结晶 分子层 粘土矿物

类型 排列情形 高岭石 1:1

-OH层与O层相接

晶格距离 晶层间 颗粒 比面

粘结性

胀缩性

（cmol(+)·kg2-1

(nm) 联结力 大小 (m•g) -1可塑性

）

强

大

5～20

5～15

弱

弱

0.72

水云母 2:1 蒙脱石 2:1

-O层相接中间有K

-O层相接

1.00 0.96～2.14

较强 中 弱

小

100～120 20～40 中等 中等

强

700～800 80～100 强

4. 我国土壤粘土矿物的分布 土壤粘土矿物是受各种自然因素的阻碍，在风化和成土过程中形成的，故粘土矿物的分布有一定的地带性，随生物—气候带的变化呈纬度地带性。据《中国土壤》的资料，我国粘土矿物的分布情形大致为：温带洪涝的漠境和半漠境地带，风化程度低，化学风化程度弱，以形成水化度低的水云母为主，蒙脱石不多。随着潮湿程度的增加，至半洪涝草原地区，蒙脱石迅速增加，结晶良好，以蒙脱石和水云母为主。暖温带潮湿地区，蛭石显著增加，以水云母—蛭石为主，说明环境有利于水云母进一步脱钾作用。中亚热带以南地区，随着生物、水热作用的增强，矿物脱硅作用旺盛，高岭石逐步代替水云母，铁铝氧化物也迅速增多。 （二）、有机胶体

有机胶体中最要紧的成分是各种腐殖质，还有少量的木素、蛋白质、纤维素等。作为胶体来讲，它与无机胶体有共性，如颗粒极小，具有庞大的比面和带有电荷。此外，有机胶体还有它自己的特点，它是由碳、氢、氧、氮、硫、磷等组成的高分子有机化合物，是无定形的物质。它有高度的亲水性，能够从大气中吸取水分子，最高可达其本身重量的80~90%，腐殖质的电荷是由腐殖质含的羧基（-COOH）、羟基（-OH）、酚羟基解离出-COO、-O等离子留在胶粒上而使胶粒带负电。胺基（-NH2）吸取H后，成为-NH3则带正电，一样有机胶体带负电。腐殖质带的负电荷量比粘土矿物大，一样每千克腐殖质的代换量在200 cmol(+)·kg左右，高者可达500～1000 cmol(+)·kg，因此，腐殖质在耕作土壤中的含量尽管不多，但所起的保肥作用专门大。

有机胶体易受微生物的作用而分解，不如无机胶体稳固，但专门易通过施用有机肥料，秸秆还田，绿肥等加以调剂和操纵，对农业生产意义专门大。 （三）、有机无机复合胶体

土壤中矿质胶体和有机胶体专门少单独存在，大多互相结合成为有机无机复合胶体。这是因为土壤腐殖质中存在着爽朗的功能团，在粘土矿物的表面也存在着许多爽朗的原子团或化学键，在它们之间必定产生物理、化学或物理化学作用，因而通过机械混合、非极性吸附和极性吸附而将两者结合在一起，形成各种稳固性和性质都不同的有机无机复合胶体。

有机无机复合胶体的结合过程是比较复杂的，形成机制到现在还不十分清晰，依照现有材料，要紧的结合方式有下列几种：

1. 有机无机胶体通过钙而结合 结合原理表示如下：

通过 Ca结合的有机无机复合胶体与水稳性结构形成有关，对土壤肥力起着良好的作用。

2+-1

-1

+

+

--

2．有机胶体与铝铁胶体的结合 胡敏酸与铁铝结合有二种方式，可与Fe、Al结合，形成铁或铝胡敏酸化合物，也可与胶态铁铝结合形成铁、铝胡敏酸凝胶。

在高温多雨和冷湿地区的土壤中，铁、铝与有机胶体结合对土壤结构的稳固性也有专门大意义。

3．有机胶体与无机胶体的直截了当结合 有机胶体可借高度分散的状态，直截了当渗入粘土矿物的晶层或包围整个晶体的外部而进行结合。

新

用之后，即固定在矿物胶体或较粗颗粒的表面上形成一层胶膜。

我国农民在长期生产实践中，充分体会到有机无机复合体的重要，制造了施用有机肥加速土壤有机无机复合体形成的措施，群众称之为土肥相融。土壤有机无机复合胶体的形成，有利于土壤结构的形成，改善土壤理化性质。如复合体中的胡敏酸，比单独存在时分解显著减慢，并可使土壤中有效磷增加，增强土壤的缓冲性能等。 三、粘土矿物的晶格构造

1、粘土矿物硅酸盐层的差不多单位： （1）硅氧片：由硅氧四面体连接而成。

硅、氧两元素能组成一个单位的缘故： 一是硅具有正原子价，而氧具负原子价，二者可相互吸引。 二是与原子大小有关，四个氧原子堆积成四面体时，其间所形成的间隙与硅原子的大 小差不多相似。但四面体的键价并不平稳（SiO44-），因此许多四面体可共用氧原子形成一层。 现在键价仍不平稳，可与铝水八面体结合组成粘土矿物的硅酸盐层。

形成

3+3+

的腐殖质也能够键状结构形成胶膜状态，把矿质胶体包围起来，通过高湿、干燥、冰冻或氧化作

（2）铝氧片，又称铝氧八面体。

由六个氧原子围绕一个铝原子构成。六个氧原子所构成的八面体间隙与铝原子的大小相近似。 许多铝八面体相互连接，形成铝氧片。 铝氧片有两个层面的电价不平稳，与硅氧片通过不同方式的连接结合成为铝硅酸盐。

依照粘土矿物硅酸盐的晶层构造分为1：1型矿物或2：1型矿物或划分为二层矿物和三层矿物。1：1型矿物即二层矿物的硅酸盐层由一个硅氧片和一个铝氧片构成的；2：1型矿物即三层矿物的硅酸盐层由二个硅氧片中间夹有一个铝氧片构成的。。

第二节 土壤阳离子交换

一、土壤阳离子交换吸附作用的特点

土壤胶体表面所吸附的阳离子（要紧是扩散层中的阳离子），与土壤溶液中的阳离子或不同胶粒上的阳离子相互交换的作用，称为阳离子交换吸附作用。如上节所述，土壤中的胶体大多数带负电荷，因此，土壤中阳离子交换吸附作用专门普遍。它是土壤中可溶性有效阳离子的要紧储存形式。当阳离子吸附在胶体上时，表示阳离子养分的临时保蓄，即保肥过程；当阳离子解离至土壤溶液中时，表示养分的开释，即供肥过程。

阳离子交换吸附作用的特点有以下几个方面：

1．阳离子交换吸附作用是一种可逆反应，而且一样情形下，可迅速达成可逆平稳。 例如上式是一个偏酸性土壤施入氮素化肥后的离子交换反应。反应同时向两个方向进行，而任何一个方向的反应都不能进行到底。上式中胶体上的Ca、Mg、K、Na等为NH4代换进入土壤溶液，同时又可重新为胶体所吸取，把NH4驱回到溶液中。当反应达到平稳时，单位时刻内进入扩散层和自扩散层排出的离子当量数相等。这种平稳是相对的，是一种动态平稳，当溶液离子组成或浓度发生变化时，就会引起平稳状态转移的反应。

+

2+

2+

+

+

+

因为阳离子交换吸取是可逆反应，因此，在自然状况下，要把土壤胶体上某一阳离子全部代换到溶液中去，是不可能的。同时，土壤胶体上吸附的阳离子也必定是多种多样的，不可能为单一种离子所组成。在潮湿地区的一样酸性土壤中，吸附的阳离子有Al、H、Ca、Mg、K等；在洪涝地区的中性或碱性土壤中，要紧的吸附性阳离子是Ca，其次有Mg、K、Na等。

2．阳离子交换与吸取的过程以等量电荷关系进行 例如，二价钙离子去交换一价钠离子时，一个Ca可交换两个Na；一个二价的钙离子能够交换两个一价的氢离子。

3．交换反应的速度受交换点的位置和温度的阻碍 对阳离子交换的速度，过去认为在潮湿情形下是专门快的，几分钟就能达到平稳。近期研究认为离子交换速度在不同条件下，有不同的情形。假如溶液中的离子能直截了当与胶粒表面代换性离子接触，交换速度就快；如离子要扩散到胶粒内层才进行交换，则交换时刻就较长，有的需要几昼夜才能达成平稳。因此，不同粘土矿物的交换速率是不同的。高岭石类矿物交换作用要紧发生在胶粒表面边缘上，因此速率专门快；蒙脱石类矿物的离子交换大部分发生在胶粒晶层之间，其速率取决于层间间距或膨胀程度；水云母类的交换作用发生在狭窄的晶层间，因此交换速率较慢。另外，温度升高，离子的热运动变得更为剧烈，致使单位时刻内碰撞固相表面的次数增多，故升高温度可加快离子交换反应的速率。

2+

+

2+

2+

+

+

3+

+

2+

2+

+

二、土壤阳离子交换量

土壤溶液在一定的pH值时，土壤所含有的交换性阳离子的最大量，称为阳离子交换量（即CEC）。通常以1kg干土所含阳离子的厘摩尔数表示，可写为：厘摩[尔]（+）每千克，或简写为：cmol(+)·kg。因为阳离子交换量随土壤pH值变化而变化，故一样操纵pH为7的条件下测定土壤的交换量。

阳离子交换量的大小与土壤可能吸取的速效养料的容量及土壤保肥力有关。交换量大的土壤就能吸取多量的速效养料，幸免它们在短期内完全流失。

决定土壤阳离子交换量的因子，要紧是土壤胶体上负电荷的多少，而阻碍土壤胶体负电荷的，要紧是土壤中带负电荷胶体的数量与性质。具体有以下四个方面：

1．土壤质地 土粒愈细，无机胶体数量愈多，交换量便愈高。故一样地说，粘土交换量大于壤土和砂土，粘土的保肥力也较高。去除土壤有机质，从纯矿质土壤来看，大约数据如表4-6。

表4-6 不同质地矿质土壤的阳离子交换量

质 地 阳离子交换量

1~5

cmol(+)·kg

2．土壤腐殖质 土壤殖质含有大量—COOH、—OH和 等功能团，当它们解离出H时，使胶体带有大量负电荷，而且腐殖质分散度大，具有专门大的吸取表面。因此腐殖质的阳离子交换量远远大于无机胶体，其交换量一样为150~500cmol(+)·kg。因此，施用有机肥料，增加土壤腐殖质，能够提高阳离子交换量，增强土壤保肥力。

3．土壤无机胶体的种类 如前所述，无机胶体因化学组成和结晶构造的不同，比面不同，交换量的大小也不相同。蒙脱石类的阳离子交换量最大，水云母类次之，高岭石类的阳离子交换

-1

+

-1-1

砂 土 砂 壤 土

7~8

壤 土 7~18

粘 土 25~30

量较小，至于含水氧化铁、铝等胶体的阳离子交换量就更小了，它们在酸性条件下，反而带正电，全然不吸附阳离子。各类土壤胶体阳离子交换量的大小见表4-7。

表4-7 土壤胶体的阳离子交换量

胶体种类 阳离子交换量

150~500

cmol(+)·kg

4．土壤酸碱反应 土壤反应对阳离子交换量的大小有明显阻碍。除氢氧化铁、氢氧化铝等两性胶体的带正电或负电是受反应条件的支配外，其它负电胶体带负电荷的多少，也受反应条件的阻碍。因为胶体表面-OH群或-COOH群的解离是在一定的pH条件下进行的。假如土壤溶液的pH值专门小，即H浓度专门大，上述功能团中H的解离就受到抑制，土壤胶体的负龟荷就少，阳离子交换量也小。只有pH值增至一定数值时，功能团的H才开始解离，胶体的负电荷和阳离子交换量也随之增加。例如粘土矿物中联系于破裂边角硅离子的氢氧群，在pH值小于6时，H的解离专门少，pH值增至7时解离增加。碱性增大，负电荷逐步增多，其反应如下：

≡Si-OH + H2O ≡Si-O + H3O

破裂边缘联系于铝离子的氢氧群，同样随pH值增大于而解离H，只是它开始解离时所要求的pH值较高，pH值为8时，H才开始显著解离。其反应为：

=Al-OH + H2O =Al-O + H3O

土壤有机胶体（如腐殖质）随pH值变化而增减负电荷的现象更为明显。因为腐殖质的电荷来源要紧是可变电荷。图8-9表示有机胶体负电荷和阳离子交换量，从pH4到pH9以上的范畴内都随pH值的提高而显著增加；无机胶体蒙脱石在pH值6以下时，负电荷和阳离子交换量差不多不变，pH6以上时也只有小幅度的提高，这是因为蒙脱石的负电荷大部分是由于同晶置换作用而产生的永久负电荷，这部分电荷不随pH值的变化而变化，直到pH值6以上时，晶格表面-OH群开始解离H，才增加一些负电荷。高岭石和蒙脱石类似，pH6以下，交换量差不多不变，pH6以上，随pH提高而增加一些可变电荷和阳离子交换量，不同的是高岭石在pH6以下的永久电荷和交换量比蒙脱石小得多。

总的来讲，土壤阳离子交换量的大小，与土壤中带负电荷胶体的数量、组成和性质以及溶液的反应有关。而这些情形在不同的土壤类型中是不同的，因此，各种土壤的阳离子交换量也不同。我国北方的土壤含蒙脱石、水云母较多，土壤反应又多为中性或微碱性，因此，阳离子交换量一样较高。例如东北的黑土、内蒙的栗钙土的交换量在30~50 cmol(+)·kg；而华南、西南的红、黄壤地带，无机胶体以高岭石和含水氧化铁、氧化铝为主，土壤酸性大，pH值低，阳离子交换量小，一样每千克土只有十几个厘摩尔，广东的砖红壤的交换量只有5.2cmol(+)·kg。长江中下游发育在冲积母质上的土壤，粘土矿物以蒙脱石、水云母为主，交换量大约为

20~30cmol(+)·kg；江苏省丘陵地区发育在黄土母质上的土壤，土质较粘，粘土矿物又以水云母、蒙脱石为主，交换量约30cmol(+)·kg左右；苏南地区发育在湖湘沉积物上的土壤，如黄

-1

-1

-1

-1

+

-+

+

+

-+

+

+

+

+

-1

腐殖质 蛭 石 蒙脱石 水云母 高岭石

含水氧化铁、铝

100~150 80~100 20~40 5~15 微 量

泥土、乌栅土等，土质粘重，粘土矿物也是水云母、蒙脱石为主，同时因腐殖质较多，阳离子交换量达30~40cmol(+)·kg。

表4—8 不同pH条件下土壤胶体的阳离子交换量（cmol(+)·kg） 沼泽土胡敏酸 灰化土胡敏酸 黑钙土胡敏酸

高 岭 石 蒙 脱 石

pH4.5 170.0 234.0 292.2

pH2.5~6

4 95

pH6.4 286.3 410.0 432.9

pH8.1 400.0 508.7 590.5 pH7 10 100

-1

-1

阳离子交换量和施肥有紧密关系。在施肥时不仅要了解作物的需要，同时还要考虑土壤交换量的大小。例如在砂土上施用化肥，由于土壤交换量小，土壤保肥力差，应该分多次施肥，每次施量不宜多，以免养分淋失。关于交换量小、保肥力差的土壤，可通过施用河塘泥、厩肥、泥炭或掺粘土，以增加土壤中的无机、有机胶体，以及通过施用石灰调剂土壤反应等来提高土壤的阳离子交换量。

三、阻碍阳离子交换作用的因素

阳离子交换反应进行的方向和程度决定于阳离子的交换能力、阳离子的相对浓度以及反应生成物的性质。

1．阳离子的交换能力 是指一种阳离子将胶体上另一种阳离子交换下来的能力。也确实是阳离子被胶粒吸附的力量，或称阳离子与胶体的结合强度，它实质上是阳离子与胶体之间的静电能。

(1) 离子电荷价 各种阳离子的交换能力或结合强度不等，它服从于库仑定律：

式中，F表示吸力；ε为介电常数；q1代表阳离子电荷量；q2代表负电胶体的电荷量；为

阳离子水化后的有效半径。

由此可知，阳离子的交换能力第一受离子电荷价的阻碍，离子的电荷价越高，受胶体电性吸持力愈大，因而具有比低价离子较高的交换能力。也能够说，胶体上吸着的阳离子的价数越低，越容易被交换出来，即越容易解吸。通常情形下，阳离子与胶体的结合强度和交换力具有以下顺序：

M>M>M（M表示阳离子）

(2) 离子的半径及水化程度 同价离子交换力和结合强度的大小，决定于离子的大小及重量。凡离子本身半径愈大，重量愈大的离子，其代换力和结合强度也愈大。离子半径大小与交换力的关系，可由水化作用来说明。离子半径越大，单位面积上所带的电荷（电荷密度）越小，因

3+

2+

+

此，对水分子的吸引力小，即水化程度弱，离子水化半径越小，其与胶粒间距离也愈小，按库仑定律，它和胶粒间的吸引力就愈大，它代换其它离子的能力就愈强（表4-5）。

表4-5 离子价、离子半径及水化程度与交换力的关系

离 子 Na NH4 K Mg Ca H

+2+2++++

价 数

1 1 1 2 2 1

原 子 量 23.00 18.01 39.10 24.32 40.08 1.008

离子半径（nm） 未 水 化 0.093 0.143 0.133 0.078 0.106 —

水 化 0.790 0.532 0.537 1.330 1.000 —

代换力顺序

6 5 4 3 2 1

此外，离子交换力也受离子运动速度的阻碍。凡离子运动速度愈大的，其交换力也愈大。例如氢离子确实是如此，而且氢离子水化专门弱，通常H只带一个水分子，即以H3O的形状参加交换，水化半径专门小，因此它在交换力上具有专门位置。

综上所述，阳离子交换力大小的顺序为： Fe>Al>H>Sr>Ba>Ca>Mg>Rb>K>NH4>Na

我国红壤、砖红壤中测定的阳离子结合强度和代换力的顺序与上述顺序差不多一致，其顺序为：

Al>Mn≥Ca>K

提请注意的是，这种次序不是绝对不变的，它只是一样的情形。由于土壤中吸附剂（即各种胶体）的不同和浓度不同，都可导致离子交换能力序列的变化。因此严格地说，没有一个统一的序列能够适应任何一种土壤。

2．阳离子的相对浓度及交换生成物的性质 阳离子交换作用也受质量作用定律所支配，假如溶液中某种离子的浓度较大，则虽其交换能力较小，同样能把胶体上交换能力较大的其它阳离子代换下来。另外，当交换后形成不溶性或难溶性物质时，或将其交换后的生成物不断除去时，都可使交换作用连续进行。例如：

上式中Na的交换能力虽小于Ca，但溶液中有Na而且代换后生成难溶性的草酸钙，使溶液中Ca的浓度坚持专门低，故其交换作用可连续进行。又如：

2+

+

2+

+

3+

2+

2+

+

3+

3+

+

2+

2+

2+

2+

+

+

+

+

+

+

在此，若不把交换过程中产生的Ca不断除去，则交换作用专门快即达到平稳。然而，只要改变溶液中Na或Ca的浓度，平稳即可破坏。若增加溶液中Na的浓度，或将生成的Ca淋洗掉时，则其反应向右进行，如在土壤分析中，采纳钠盐浸提土壤中阳离子，确实是那个道理；若增加溶液中Ca的浓度，则反应向左进行。因此，利用这一规律，我们完全有可能操纵土壤中阳离子交换作用的方向，定向地改造土壤，提高土壤肥力。

3．胶体性质 阳离子交换作用还受胶体性质的阻碍，一样情形下，交换量大的胶体（如蒙脱石）结合两价离子的能力强，结合一价离子的能力稍弱；反之，交换量小的胶体（如高岭石）则结合一价离子能力强，与两价离子的结合能力较弱，即一价离子可将两价离子交换下来。又如：水云母具有六角形网孔（晶孔），容易吸附与其孔径大小相当的K和NH4，这些离子一旦进入六角形孔穴，即可发生配位作用，专门难出来，只有当晶层破裂时，被固定的K、NH4方可重新开释出来。

阳离子交换作用的这些特点和规律是专门重要的。它是施肥和改良土壤等措施的理论依据。例如施用化肥后，可溶性养分的保蓄，以及施用石灰改良酸性土，施用石膏改良盐碱土等措施，差不多上对这些原理的实际应用。

+

+

+

+

2+

+

2+

+

2+

2+

四、土壤盐基饱和度

土壤胶体上吸附的阳离子可分为两类。一类是H和Al，另一类是盐基离子（如Ca、Mg、K、Na、NH4等，由于含Al的盐在水溶液中强烈水解，使溶液呈酸性，故Al不包括在盐基离子内）。土壤盐基饱和度是指土壤胶体上交换性盐基离子占交换性阳离子总量的百分率。以算式表示为：

+

+

+

3+

3+

+

3+

2+

2+

假如土壤胶体上的交换性阳离子绝大部分差不多上盐基离子，即为盐基饱和的土壤，否则就属盐基不饱和。我国南方酸性土壤差不多上盐基不饱和的土壤，北方中性或碱性土壤的盐基饱和度都在80%以上。盐基饱和度与pH值之间有明显的相关性。盐基淋失，饱和度降低，pH也按一定比例降低。在pH5~6的暖湿地区，pH每变动0.10，盐基饱和度相应变动5%左右。例如设pH为5.5时盐基饱和度为50%，那么在pH5.0和6.0时，盐基饱和度分别约为25%和75%。

不同类型的土壤，交换性阳离子的组成也不同。一样土壤中，交换性阳离子以Ca为主，Mg

+

+

2+

2+

+

+

+

+

3+

2+

2+

次之，K、Na等专门少。如江苏下蜀黄土上的黄棕壤的交换性阳离子，Ca占65~85%，Mg占15~30%，K和Na占2~4%。但在盐碱土中则有显著数量的Na，在酸性土中有较多的H和Al，在沼泽化或淹水状态下，还有Fe、Mn等。土壤盐基饱和度和交换性离子的有效性紧密有关，盐基饱和度越大，养分有效性越高，因此盐基饱和度是土壤肥力的指标之一。

2+

2+

五、交换性阳离子的活度及其阻碍因素

植物吸取养分是植物与土壤间进行离子交换吸取的过程。这种离子交换吸取的方式有两种：一种是根胶体上的离子与土壤溶液中的离子进行交换；另一种是根胶体与土壤胶体直截了当进行离子交换，不需要通过溶液作为媒介，这种吸取只有根毛与土壤胶体紧密接触的情形下发生，故又称接触交换。植物的交换吸取，在一样情形下差不多上通过土壤溶液，不可能在绝对干燥的情形下进行交换。因此土壤溶液中的离子和胶体上的交换性离子都与植物根系吸取紧密有关。

然而土壤交换性离子和溶液中离子二者之总量，还不能确切反映植物根系的离子环境。因为胶体吸附的离子不可能全部解离出来。交换性离子活度是指实际能解离出来的交换性离子的数量。有试验说明，在粘土矿物的悬浊液中，交换性钙的含量是交换性钾的1.5倍，但钾离子活度却为钙离子的6.6倍。因此，用离子活度的概念来反映实际有效浓度，比一样的浓度概念更有意义。如一种交换性离子，在土壤胶体体系中的总浓度为c，当解离达到动态平稳时，解离出来的活性离子的数量以活度a表示，它与该离子总浓度c之比称为活度系数，以f表示，即：f = a / c 。

当胶体上交换性离子能全部解离时，则活率a近于浓度c，活度系数f达最大，近于1；如不能解离，则f达最小值，接近零。因此在一定的离子浓度下，交换性离子活度系数的大小，说明它在平稳体系中自由活动的难易程度，同时也说明它进入植物体内的难易程度，从而可作为养分有效度的指标。其阻碍因素有以下一些：

1．交换性离子的饱和度 胶体上某种阳离子占整个阳离子交换量的百分数，即该离子的饱和度。饱和度愈大，该离子的有效性愈大，因为离子与胶体的结合强度随其饱和度的增加而降低，其活度随饱和度的增加而增强。专门是Ca、Mg等二价离子活度随饱和度增加而增加的现象更为明显，它们的饱和度由50%增加到100%时，活度系数提高3~4倍。一价离子如Na、K、NH4

+

+

+

2+

2+

等随饱和度增加而增大活度系数的现象，不及二价离子明显。但在相同饱和度下，一价离子的活度，远远大于二价离子。也确实是说，在相同饱和度下，一价离子的有效性大于二价离子。这是因为一价离子与胶体的结合强度小于二价离子。

假如某一离子的饱和度低到一定程度，植物不仅不能从胶体上吸取它，反而由植物根部解吸出来被土壤吸取时，现在该离子的饱和度，称为临界饱和度。据试验：燕麦和黑麦在蒙脱石类粘粒上交换性钾的最低饱和度为4%左右，在高岭石类粘粒上的最低饱和度为2%左右。

在生产实践上，一些有效的施肥措施，其缘故之一确实是提高了离子的饱和度，增加了离子的有效性。例如，农谚：“施肥一大片，不如一条线”，以及采纳“穴施”、“条施”、“大窝施肥”等集中施肥的方法，差不多上增加离子饱和度，提高肥料的利用率。

2．陪补离子的种类 土壤胶体一样同时吸附多种离子，关于其中某一离子来说，其他离子差不多上它的陪补离子。如胶体吸附了H、Ca、Mg、K等离子，对H来说，Ca、Mg、K是它的陪补离子；对Ca来说，H、Mg、K是它陪补离子。凡是与土壤胶体结合强度大的离子，其本身有效性低，但对共存的其他离子的有效性愈有利；反之，若某一离子与胶体结合强度较共存的其它离子弱，则将抑制其它离子的有效性。以K为例，假如它的陪补离子是Ca，而Ca的结合强度和代换为均大于K，则可促进K的有效性。假如K的陪补离子是Na，Na的结合强度和代换力小于K，则抑制了K的有效性。这种现象称为陪补离子效应。

浙农大曾对Ca以三种不同的陪补离子，在胶体种类和数量相同（交换量相同）的土壤上试验。甲土以H作为Ca的陪补离子，乙土和丙土分别以Mg和Na作为Ca的陪补离子，三种土壤处理中Ca的饱和度相等，但甲土Ca的有效度远较乙、丙土为大，并阻碍到产量（表4—9）。

表4—9 不同陪补离子对交换性钙有效性的阻碍（小麦盆栽试验） （据浙农大资料） 土壤处理

甲 乙 丙

交换性阳离子组成

40%Ca+60%H 40%Ca+60%Mg 40%Ca+60%Na

盆中幼苗干重（g）

2.80 2.79 2.34

盆中幼苗吸钙量（mg）

11.15 7.83 4.36

2+

2+

+

2+

2+

+

2+

2+

+

++

+

+

+

+

+

2+

2+

2+

+

2+

+

+

2+

2+

+

+

2+

2+

+

离子相互抑制的能力有下列顺序： Na>K>Mg>Ca>H和Al

这一顺序与离子结合强度和交换力的大小正好相反。其中每一离子都强烈抑制它后面的离子对植物营养的有效性。专门是Na作为陪补离子并达到一定含量时，不但植物不能吸取Ca、Mg等离子，而且还会使幼苗中的Ca等为土壤所解吸。

3．无机胶体的种类 一样来说，在饱和度相同的情形下，各营养离子在高岭石上的有效性大，蒙脱石次之，水云母最小。但个别情形也有例外（表4—10）。

表4—10 各类粘土矿物上阳离子的活度系数

阳 离 子 活 度 系 数

Na 0.34 0.21 0.10

+2++

2+

2+

+

+

2+

2+

+

3+

粘 土 矿 物 高 岭 石 蒙 脱 石 水 云 母

K 0.33 0.25 0.13

+

NH4 0.25 0.18 0.12

+

H 0.008 0.059 0.036

+

Ca 0.080 0.022 0.040

2+

4．离子半径大小与晶格孔穴大小的关系 依照培济（Page）和巴维尔（Baver）等的“晶格孔穴理论”，粘土矿物表面存在由六个硅四面体联成的六角形孔穴，这些孔隙的半径为0.14nm，凡离子大小与此孔径相近的，即易进入晶孔，而降低其有效性。K+的半径为0.133nm，NH4+半径为0.143nm，它们的大小都近于晶格孔隙大小，容易固定于晶孔中，降低有效性。蒙脱石表面的硅四面体数量多，故这种晶孔固定作用含蒙脱石多的土壤多于含高岭石多的土壤。

第三节 土壤阴离子交换

一、土壤吸取阴离子的缘故

1、两性胶体带正电荷

酸性 Al(OH)3 +HCl= Al(OH)2++Cl--+H2O 碱性Al(OH)3 +NaOH= Al(OH)2O--+Na++H2O

2、土壤腐殖质中的—NH2 在酸性条件下吸取H+ 成为—NH3+ 而带正电。 3、粘粒矿物表面上的—OH原子团可与土壤溶液中的阴离子代换。

二、土壤中各阴离子的吸附方式

土壤中的两性胶体，例如含水氧化铁、含水氧化铝，在酸性反应条件下带正电荷；某些带负电的胶体，在它的某些部位上也可能带有一定正电荷，例如，硅酸盐粘土矿物晶格碎片外部边缘

上的Si、Al、Fe、Mg等离子的正电荷。此外，土壤环境有不均一性，由于生物的代谢产物或施肥，可能造成局部酸化的小区域，即使土壤胶体总的带负电荷的土壤中，这些酸化的小区域也可带正电荷。这就使土壤也具有阴离子的交换吸附作用。阴离子交换吸附作用有些也是可逆反应，能专门快达到平稳，而平稳的转移也受质量作用定律的支配。然而，土壤中阴离子的交换吸附又往往和化学固定作用相伴生，专门难分清它们。另外，阴离子交换吸附没有明显的当量关系。这些是阴离子交换作用和阳离子交换作用的不同之处。由于被吸附的阴离子往往转而固定在土壤中，因此在土壤学中也常常把阴离子交换吸附和其后的化学固定作用，总称为阴离子的吸附作用。

阴离子吸附，在专门大程度上决定于胶体矿物硅酸与铁、铝氧化物的比例（即胶体矿物全量化学组成中SiO2与Fe2O3+Al2O3的克分子比率，简写SiO2/R2O3）。S. Mattson认为SiO2/R2O3=1时，阴离子吸附较强；SiO2/R2O3=2时，阴离子与阳离子吸附相当；SiO2/R2O3=3或更大时，阴离子吸附减弱，而阳离子吸附增强。土壤中1∶1型粘土矿物愈多，铁、铝、锰的氢氧化物的无定形胶体物质愈多，pH值愈低，则阴离子吸附愈强。

不同土壤的阴离子吸附量，证实了上述规律。表8-11说明从黑钙土到红壤，阴离子吸附量增加，正是由于从黑钙土到红壤，pH值降低、1∶1型粘土矿物和铁(铝)氢氧化物增多、SiO2/R2O3减小的结果。

表4—11 土壤对阴离子的吸附量[cmol(+)·kg]

土 壤 红 壤 灰 化 土 黑 钙 土

PO4 74.0 41.0 18.3

3--1

SO4 7.8 4.2 3.0

2-

NO3 ↑ 负吸附 ↓

-

Cl 弱吸附 或 负吸附

-

（一）阴离子的交换吸附力

依照实验结果，土壤中各种阴离子被吸附的能力，可分为以下三类：

1．易于被土壤吸附的阴离子 如磷酸离子（H2PO4、HPO4、PO4）、硅酸离子（HSiO3、SiO3）及某些有机酸的阴离子。这一类的阴离子常和土壤中的阳离子进行化学反应，产生难溶性化合物而被固定在土壤中，即所谓化学固定作用。磷酸的化学固定是土壤养分上极为突出的问题。

2．专门少被吸附或不能被吸附而产生负吸附的阴离子 如Cl、NO3、NO2等。这些阴离子在土壤溶液中的浓度往往超过它们在胶粒与溶液界面上的浓度，即负吸附现象。

3．介于以上两者之间的阴离子 如SO4、CO3及某些有机酸的阴离子。 据实测，阴离子吸附能力的次序如下：

F >草酸根>柠檬酸根>H2PO4>HCO3>H2BO3>CH3COO>SCN>SO4>Cl>NO3 B.A.柯夫达提出了下列阴离子吸附的一样顺序： OH>PO4≥SiO3>SO4>Cl>NO3

由于土壤中阴离子吸附常相伴化学反应，使得对阴离子吸附机制的认识更为困难。现代土壤学知识对这方面涉及不深。对上述吸附能力次序的缘故的说明也尚不清晰。大体认为，它与胶体

-3-2-2---------2---2-2-----2-3--2-

种类、电解质溶液浓度、pH、离子大小，以及吸附后形成的复合体的溶解度有关。2∶1型粘土矿物一样不发生对SO4、Cl的吸取，而1∶1型矿物，如高岭石，以及含水氧化铁、含水氧化铝等易带正电的胶体，对阴离子的吸取作用明显，对SO4具有更大的吸附能力，说明阴离子吸附受胶体类型和本身价数的阻碍。从B.A.柯夫达提出的顺序中，可见除OH外，阴离子吸附力随阴离子价数递减而递减。另外，阴离子吸附量随电解质溶液中离子浓度的增大而增加，但随pH值升高、负电荷增大而减少，并在某一pH值显现负吸取。另外，阴离子半径愈接近OH半径(0.132~0.140nm)者，其交换吸附力愈大。如F 的半径为0.133nm，其交换力最大。此外，阴离子吸附后形成复合体的溶解度愈小，其吸附力愈大。 （二）土壤阴离子的负吸附

阴离子的负吸附，指距带负电荷的土壤胶粒表面愈近，对阴离子的排斥力愈大，因此，负电胶粒表面的阴离子数量反较自由溶液少。前已说明，土壤中大多数胶体或大多数情形下带负电，依照库仑定律，这些带负电的胶粒必定对阴离子产生负吸附现象。只是由于土壤中多少带有一些正电荷，以及阴离子的化学固定作用而掩盖了负吸附。

依照实验，阴离子的负吸附随阴离子价数的增加而增加，但随阳离子价数的增加而减少。如在钠质澎润土中，不同钠盐的陪伴阴离子负吸附次序为：Fe（CN）6>SO4>Cl=NO3。

在其他条件不变时，阴离子的负吸附还随平稳体系中土壤阳离子交换量的增加而增加。从不同的粘土矿物来说，对阴离子负吸附的次序为：蒙脱石>伊利石>高岭石。其缘故可从不同粘土矿物的负电荷和阳离子交换量不同来说明，因为按负电荷量和阳离子交换量也是：蒙脱石>伊利石>高岭石。

3-2------2-2--

第三节 土壤酸碱性

一、土壤酸度类型及来源 1、活性酸

由土壤溶液中游离的H+引起的，常用pH值表示，即溶液中氢离子浓度的负对数。 土壤中的水分含有各种可溶的有机、无机成分，有离子态、分子态，还有胶体态的，因此土壤中的水实际上是一种极为稀薄的溶液。 盐碱土中土壤溶液的浓度比较高。

土壤酸碱性要紧依照活性酸划分：pH在6.6~7.4之间为中性。

我国土壤pH一样在4-9之间，在地理分布上由南向北pH逐步减小，大致以长江为界。长江以南的土壤为酸性和强酸性，长江以北的土壤多为中性或碱性，少数为强碱性。 2、潜性酸

土壤胶体上吸附的氢离子或铝离子，进入溶液后才会显示出酸性，称之为潜性酸，常用1000克烘干土中氢离子的厘摩尔数表示 潜性酸可分为两类：

（1）代换性酸：用过量中性盐（氯化钾、氯化钙等）溶液，与土壤胶体发生交换作用，土壤胶体表面的氢离子或铝离子被侵提剂的阳离子所交换，使溶液的酸性增加。测定溶液中氢离子的浓度即得交换性酸的数量。

（2）水解性酸：用过量强碱弱酸盐（CH3COONa）浸提土壤，胶体上的氢离子或铝离子开释到溶液中所表现出来的酸性。

CH3COONa水解产生NaOH，pH值可达8.5，Na+能够把绝大部分的代换性的氢离子和铝离子代换下来，从而形成醋酸，滴定溶液中醋酸的总量即得水解性酸度。

要改变土壤的酸性程度，就必须中和溶液中和胶体上的全部交换性氢离子和铝离子。在酸性土壤改良时，可依照水解性酸来运算所要施用的石灰的量。 3、土壤酸的来源

（1）土壤中H+的来源

由 CO2引起（土壤空气、有机质分解、植物根系和微生物呼吸）； 土壤有机体的分解产生有机酸；

硫化细菌和硝化细菌还可产生硫酸和硝酸； 生理酸性肥料（硫酸铵、硫酸钾等）的施用。 （2）气候对土壤酸化的阻碍

在多雨潮湿地带，盐基离子被淋失，溶液中的氢离子进入胶体取代盐基离子，导致氢离子积存在土壤胶体上。东北地区的酸性土是在冰冷多雨的气候条件下产生的。

北方和西北地区的降雨量少，淋溶作用弱，导致盐基积存，土壤大部分为石灰性、碱性或中性土壤。

（3）铝离子的来源。

粘土矿物铝氧层中的铝，在较强的酸性条件下开释出来，进入到土壤胶体表面成为代换性的铝离子，其数量比氢离子数量大得多，在土壤中表现为潜性酸。 长江以南的酸性土壤，要紧是由于铝离子引起的。

二、土壤碱度

1、OH-离子的来源

土壤弱酸强碱盐的水解，碳酸及重碳酸的钾、钠、钙、镁等盐类。如Na2CO3、NaHCO3、CaCO3等；其次是土壤胶体上的Na+的代换水解作用。 2、碱度的表示方法

土壤碱性的高低用pH值表示； 用Na+的饱和度表示。

土壤酸碱性对植物和养分有效性的阻碍

一、土壤酸碱性对植物的阻碍

1、大多数植物在pH>9.0或<2.5的情形下都难以生长。植物可在专门宽的范畴内正常生长，但各种植物有自己适宜的pH。

喜酸植物：杜鹃属、越桔属、茶花属、杉木、松树、橡胶树、帚石兰； 喜钙植物：紫花苜蓿、草木犀、南天竺、柏属、椴树、榆树等； 喜盐碱植物：柽柳、沙枣、枸杞等。

2、植物病虫害与土壤酸碱性直截了当相关：

1）地下害虫往往要求一定范畴的pH环境条件如竹蝗喜酸而金龟子喜碱；

2）有些病害只在一定的pH值范畴内发作，如悴倒病往往在碱性和中性土壤上发生。 3、土壤活性铝：土壤胶体上吸附的交换性铝和土壤溶液中的铝离子，它是一个重要的生态因子，对自然植被的分布、生长和演替有重大阻碍；

在强酸性土壤中含铝多，生活在这类土壤上的植物往往耐铝甚至喜铝（帚石兰、茶树）；但关于一些植物来说，如三叶草、紫花苜蓿，铝是有毒性的，土壤中富铝时生长受抑制；研究说明铝中毒是人工林地力衰退的一个重要缘故。

二、土壤酸碱性对养分有效性的阻碍

1、在正常范畴内，植物对土壤酸碱性敏锐的缘故，是由于土壤pH值阻碍土壤溶液中各种离子的浓度，阻碍各种元素对植物的有效性； 2、土壤酸碱性对营养元素有效性的阻碍：

（1）氮在6~8时有效性较高，是由于在小于6时，固氮菌活动降低，而大于8时，硝化作用受到抑制；

（2）磷在6.5~7.5时有效性较高，由于在小于6.5时，易形成磷酸铁、磷酸铝，有效性降低，在高于7.5时，则易形成磷酸二氢钙；

无机磷的固

（3）酸性土壤的淋溶作用强烈，钾、钙、镁容易流失，导致这些元素缺乏。在pH高于8.5时，土壤钠离子增加，钙、镁离子被取代形成碳酸盐沉淀，因此钙、镁的有效性在pH6-8时最好； （4）铁、锰、铜、锌、钴五种微量元素在酸性土壤中因可溶而有效性高；钼酸盐不溶于酸而溶于碱，在酸性土壤中易缺乏；硼酸盐在pH5-7.5时有效性较好。

定 三、土壤酸碱性的改良

1、土壤酸性土改良

经常使用石灰。达到中和活性酸、潜性酸、改良土壤结构的目的。 沿海地区使用含钙的贝壳灰。也可用紫色页岩粉、粉煤灰、草木灰等。

生石灰需要量（g/m2 )=阳离子代换量*（1—盐基饱和度）*土壤重量*28*1/1000 2、中性和石灰性土壤的人工酸化

露地花卉可用硫磺粉（50g/平方米）或硫酸亚铁（150克/平方米），可降低0.5——1个pH单位。也可用矾肥水浇制。 3、碱性土壤

施用石膏，还可用磷石膏、硫酸亚铁、硫磺粉、酸性风化煤。

土壤酸碱缓冲性

一、定义：

在自然条件下，向土壤加入一定量的酸或碱，土壤pH值不因土壤酸碱环境条件的改变而发生剧烈的变化，这说明土壤中具有抗击酸碱变化的能力，土壤这种专门的抗击能力，称为缓冲性。

二、意义：

使土壤酸度保持在一定的范畴内，幸免因施肥、根的呼吸、微生物活动、有机质分解和湿度的变化而pH值强烈变化，为高等植物和微生物提供一个有利的环境条件。

三、缘故：

1、土壤胶体的代换性能

土壤胶体上吸取的盐基离子多，则土壤对酸的缓冲能力强；

当吸附的阳离子要紧为氢离子时，对碱的缓冲能力强。

2、土壤中有多种弱酸及其盐类

弱酸种类如：碳酸、重碳酸、硅酸和各种有机酸。 3、两性有机物质

氨基酸是两性化合物，氨基可中和酸，羧基可中和碱。 4、两性无机物质 5、酸性土壤中的铝离子 四、 阻碍土壤缓冲性的因素

1、粘粒矿物类型：含蒙脱石和伊利石多的土壤，起缓冲性能也要大一些； 2、粘粒的含量：粘粒含量增加，缓冲性增强；

3、有机质含量：有机质多少与土壤缓冲性大小成正相关。

一样来说，土壤缓冲性强弱的顺序是腐殖质土大于粘土大于砂土，故增加土壤有机质和粘粒，就可增加土壤的缓冲性。

第四节 土壤氧化还原反应

土壤中的许多化学和生物化学反应都具有氧化还原特点，因此氧化还原反应是发生在土壤（专门土壤溶液）中的普遍现象，也是土壤的重要化学性质。氧化还原作用始终存在于岩石风化和土壤形成发育过程中，对土壤物质的剖面迁移，土壤微生物活性和有机质转化，养分转化及生物有效性，渍水土壤中有毒物质的形成和积存，以及污染土壤中污染物质的转化与迁移等都有深刻阻碍。在农林业生产、湿地治理、环境爱护等工作中，往往要用到土壤氧化还原反应的有关知识。

一、差不多概念

（一）氧化还原体系

土壤中有多种氧化物质和还原物质共存，氧化还原反应就发生在这些物质之间。氧化反应实质上是失去电子的反应，还原反应则是得到电子的反应。实际上，氧化反应和还原反应是同时进行的，属于一个反应过程的两个方面。电子受体（氧化剂）同意电子后，从氧化态转变为还原态；电子供体（还原剂）供出电子后，则从还原态转变为氧化态。因此，氧化还原反应的通式可表示

为：

（9—1）

土壤中存在着多种有机和无机的氧化还原物质（氧化剂和还原剂），在不同条件下他们参与氧化还原过程的情形也不相同。参加土壤氧化还原反应的物质，除了土壤空气和土壤溶液中的氧以外，还有许多具可变价态的元素，包括C、N、S、Fe、Mn、Cu等；在污染土壤中还可能有As、Se、Cr、Hg、Pb等。种类繁多的氧化还原物质构成了不同的氧化还原体系（redox system）。土壤中要紧的氧化还原体系如表4—1。

表4—1 土壤中要紧的氧化还原体系

物质状态 氧化态 O2 CO2 - NO3 体系 氧体系 有机碳体系 氮体系 硫体系 铁体系 锰体系 氢体系 3+还原态 - O2 代表性反应举例 O2 + 4H+ + 4e- CO2 + 8H+ + 8e- 2H2O NH4++ H2S+4 3H2O SO42- + 10H+ + 8e- H2O Fe(OH)3+3H++ e- Fe2++3H2O MnO2+ 4H+ + 2e- Mn2++2H2O 2H+ + 2e- H2 2H2O CH4 + CO、CH4、还原性有机物等 NO2 -、NO、N2O、N2、NH3、NO3- +10H+ +8e- NH4+ S、S、H2S … Fe、Fe(OH)2… Mn、Mn(OH)2… H2 2+2+2-- SO24 Fe、Fe(OH)3 、Fe2O3… MnO2、Mn2O3、Mn… H+ 4+（二）、 氧化还原指标 （1）强度指标

1、氧化还原电位（Eh）

氧化还原电位（redox potential）是长期惯用的氧化还原强度指标，它能够被明白得为物质（原子、离子、分子）提供或同意电子的趋向或能力。物质同意电子的强列趋势意味着高氧化还原电位，而提供电子的强烈趋势则意味着低氧化还原电位。

氧化还原电极电位的产生，能够Fe3+ + e-

Fe2+反应为例加以说明：假如向溶液中插入一

铂电极，则Fe2+和铂电极接触时就有一种趋势，将其一个e- 转给铂电极，而使电极趋于带负电荷，Fe2+则被氧化成Fe3+；与此同时，溶液中原有的Fe3+则趋于从铂电极上猎取一个e-，使电极带正电荷，而其本身则被还原成Fe2+。上述两种趋势同时存在，方向相反，因此其总的净趋势方向和大小就要看Fe2+ 和Fe3+的相对浓度（活度）而定。也确实是说，在这一反应体系中铂电极的电性如何以及电位高低，都决定于电极周围溶液中的[Fe3+]／[ Fe2+]之比。一个氧化还原反应体系的氧化还原电位可用下列通用公式表达：

（9—2）

上式即能斯特（Nernst）公式。其中，Eh为氧化还原电位，单位为伏或毫伏；E0为该体系的标准氧化还原电位，即当铂电极周围溶液中[氧化态]/[还原态]比值为1时，以氢电极为对比所测得的溶液的电位值（E0可从化学手册上查到）；R为气体常数（8.313J）,T为绝对温度，F为法拉第常数（96500库仑），n为反应中转移的电子数；[氧化态]、[还原态]分别为氧化态和还原态物质的浓度（活度）。

将各常数值代入式（9—2），在25℃时，并采纳常用对数，则有：

（9—3）

（9—3）式中，Eh的单位为伏特。在给定的氧化还原体系中，E0和n也为常数，因此[氧化态]/[还原态]的比值决定了Eh值高低。比值愈大，Eh值愈高，氧化强度愈大；反之，则还原强度愈大。

2、电子活度负对数（pe）

正如用pH描述酸碱反应体系中的氢离子活度一样，能够用pe描述氧化还原反应体系中的电子活度，pe =-log[e-]。关于（9—1）式所示的氧化还原反应，其平稳常数为：

取对数得 (9—4)

当[氧化态]与[还原态]的比值为1时，pe=1/nlogK，即pe0。故（9—4）式可写为：

依照平稳常数K与反应中标准自由能变化的关系：

（9—5）

故有

（9—6）

将（9—6）式代入（9—2）式，得

（9—7）

在25℃时，（9—7）式可写为：

Eh=0.059pe （9—8）

上式即为Eh与pe的一样关系式。pe作为氧化还原强度指标，在氧化体系中其值为正，氧化性愈强则pe值愈大；在还原体系中其值为负，还原性愈强，pe的负值愈大。 3、pH的阻碍

土壤中大多数氧化还原反应都有H+参与，因此[H+]对氧化还原平稳有直截了当阻碍。H+

参与的氧化还原反应简单通式为：

氧化态+ne- +mH+

其平稳常数为：

还原态+xH2O (9—9)

液态水的活度为1，故上式取对数得：

相应的有：

(9—10)

在25℃时，可写为：

(9—11)

(9—12）

由(9—12)式可知，当m=n，温度为25℃时，每单位pH变化所引起的Eh变化（⊿Eh/⊿pH）为-59mv。不同的氧化还原体系的m／n值不一样，m／n＞1时，⊿Eh/⊿pH会成比例增加。可见，pH是阻碍氧化还原电位的一个重要因素。在专门多体系中，其阻碍程度常超过活度比。一样土壤的pH值为4～9，高于标准状态（pH=0），因而总是使Eh值降低。

在土壤化学研究中，常依照各体系的氧化还原反应式和Eh表达式绘制Eh—pH图，即以pH为横坐标，Eh（或pe）为纵坐标，绘制体系的Eh随pH改变的趋势图（见图9—1、图9—2、图9—3）。

(2) 土壤氧化还原强度指标及其与数量因素的关系

在现实土壤中，由于氧化物质和还原物质的种类十分复杂，其标准电位（E0）也专门不相同，因此依照公式运算Eh值是困难的。要紧是以实际测得的Eh值作为衡量土壤氧化还原强度的指标，这是一个表征各种氧化还原物质的混合性指标，亦即土壤中氧化剂和还原剂在氧化还原电极上所建立的平稳电位。

氧化还原数量因素是指氧化性物质或还原性物质的绝对含量。目前差不多提出了一些区分土壤中不同氧化还原体系的氧化态物质和还原态物的方法，并能够测定土壤中还原性物质总量。但同样由于土壤物质体系的复杂性，测得的氧化还原物质的数量往往难以直截了当与Eh联系起来。尽管如此，在一定条件下土壤氧化还原强度Eh与还原性物质的含量（浓度）之间仍表现出明显的相关性。大量测定结果说明，土壤的还原性物质愈多，其氧化还原电位愈低。于天仁等对39个自然植被下红、黄壤Eh7（pH=7时的Eh值）与还原性物质浓度（C）的测定和统计结果说明，氧化还原电位与还原性物质的含量（浓度）的对数之间有显著的负相关：

，r=0.745

氧化还原强度因素与数量因素有着不同的实际意义：前者决定化学反应的方向，后者则是定量研究各种氧化还原反应时的依据。两种指标结合起来，就能够更全面的了解土壤氧化还原状况。

（3）氧化还原缓冲性

一个体系的氧化还原缓冲性，是指当加入有限数量的氧化剂或还原剂后，该体系的氧化还原强度（Eh）保持相对稳固的能力。对这种氧化还原缓冲性能够进理论推导：

设氧化态活度为X，氧化态与还原态的总活度为A，则还原态的活度为A-X。依照式(9—2)，当氧化态的活度增加dX时，Eh的增量为：

（9—13）

的倒数可作为氧化还原缓冲性的一个指标，称为缓冲指数。

（9—14）

由上式能够看出，关于一个氧化还原体系而言，A值愈大，缓冲作用愈强；在一定的A值条件下，当氧化态与还原态的活度相等时，缓冲作用最强。在多种氧化还原体系进行反应后，要

紧是缓冲性较强的体系决定整个反应系统的氧化还原电位。

需要指出，理论推导式往往难于简单的用于现实土壤。这是因为土壤是一个由多种氧化还原物质组成的混合体系，其Eh值不仅与各种物质的比例有关，而且与氧化还原反应速率有关。专门在有机质含量高的土壤中，可显现氧化还原缓冲反应滞后现象；另外，土壤氧化还原反应也存在固相的参与，这就使反应速度更慢。与Eh的情形相似，实际测得的缓冲性指标可能更具现实意义。

（三）、氧化还原平稳

在一定条件下，当一个体系的氧化还原反应达到平稳状态时，该体系便建立起了平稳电极电位。当体系的浓度（活度）比开时变化，即氧化态开始向还原态转化，或还原态开始向氧化态转化时的氧化还原电位，称为临界Eh值。作为判定既定条件下氧化反应或还原反应能否进行的指标，临界Eh值是土壤中许

多氧化还原物质（如养分、污染物等）的特点指标，它和土壤中存在的体系、溶液的离子组成和pH值等因素有关。各种pH值条件下有不同的临界Eh值，在各体系的Eh—pH图中能够看出特定条件下的临界Eh值以及各种形式化合物的稳固范畴。

当两个E0相异的体系共存时，E0高的体系中的氧化型物质能氧化E0低的体系中的还原型物质。当这两种氧化还原体系的反应达平稳时，若两个体系的n值相等，则两个体系的Eh值相等。

﹡

（9—15）

（9—16）

9—17）

可见，两个体系的E0值相差愈大，则lnK的绝对值愈大。差值为正，值愈大，反应向右进行的愈完全；反之，则向左进行的愈完全。

当有多个不同的氧化还原体系共存时，则在标准状态下，以E0高的体系优先进行还原反应，而E0低的则进行氧化反应，直至平稳。假如有足够的还原剂供应，那么，在平稳过程中各体系的氧化态物质将按体系的Eh（E0）顺序依次作为电子受体被还原，这种现象称为顺序还原作用。

二、土壤物质的氧化还原过程

通过前节介绍，我们已初步了解土壤的氧化还原物质或氧化还原体系（表9-1）。本节将在此基础上，介绍一些重要体系的氧化还原过程及其特点。这些体系中有的是阻碍土壤氧化还原状况的要紧体系；有的虽不足以显著阻碍土壤整体状态，但在土壤氧化还原状况变化中会发生相应的氧化还原反应，对养分转化和生态环境产生一系列的阻碍。

（一）、氧体系

氧是土壤中来源最丰富、最爽朗的氧化剂。在具有通气条件的非渍水土壤中，氧是决定氧化强度的要紧体系。

氧体系的氧化还原反应为：

O2 + 4e- + 4H+

2H2O ，

（9—18）

当O2分压为0.21atm，温度为25℃，pH=7时，体系的氧化还原电位可达810mv。可见，由通气条件所决定的氧气数量对土壤氧化还原状况有极大阻碍。 （二）、 铁体系

铁是土壤中大量存在且氧化还原反应相当频繁的元素，对土壤的氧化还原性质阻碍专门大。尽管土壤中的铁要紧是+3价铁和+2价铁，但其化学形状复杂，具体的氧化还原体系专门多（表4—2）。

表4—2 土壤中铁体系的氧化还原反应及其Eh值（v）

氧化还原反应（还原作用半反应）1.Fe3(OH)8+8H++2e- 3.Fe3++e- Fe2+ Fe2++2H2O 2Fe2++3H2O 2Fe2++3H2O Fe3(OH)8+H2O 3Fe(OH)2+H2O 3Fe(OH)2+2H2O 2.Fe(OH)3(无定形)+ 3H++e- 4.2FeOOH+3H++e- 5.Fe2O3+6H++2e- 7.3Fe(OH)3+H++e- 8.Fe(OH)3+H++e- 9.Fe3(OH)8+2H++2e- 6.Fe(OH)3(晶形)+3H++e- 2+3Fe+8H2O Fe2++3H2O E0 1.373 1.058 0.771 0.736 0.728 0.693 0.429 0.273 0.195 Eh Eh=1.373-0.086log[Fe2+]-0.236pH Eh=1.058-0.059log[Fe2+]-0.177pH Eh=0.771-0.059log[Fe2+]-0.177pH Eh=0.736-0.059log[Fe2+]-0.177pH Eh=0.728-0.059log[Fe2+]-0.177pH Eh=0.693-0.059log[Fe2+]-0.177pH Eh=0.429-0.059pH Eh=0.273-0.059pH Eh=0.195-0.059pH 土壤中含铁化合物的转化各有其一定的pH和Eh条件，因此各个体系的存在有其一定的pH和Eh范畴。从铁体系的Eh—pH图（图9—1）能够看出，pH＜2.7，要紧是Fe3+—Fe2+反应，其Eh值较高；pH2.7～6.8范畴内，要紧是Fe(OH)3—Fe2+反应，其⊿Eh/⊿pH=-0.177v；从pH6.8和Eh0.03v这一点开始形成Fe3(OH)8沉淀，在Fe3(OH)8—Fe2+之间的⊿Eh/⊿pH为-0.236v，Fe(OH)3—Fe3(OH)8之间的⊿Eh/⊿pH为-0.059v ；当pH ＞8.1，Eh＜-0.27v时，就开始形成固体的Fe(OH)2 ，Fe3(OH)8—Fe(OH)2之间的⊿Eh/⊿pH为-0.059v。由上述分析不难明白得，在一样土壤的Eh（+700～-200mv）和pH（4～8）范畴内，铁的氧化还原过程要紧发生在Fe(OH)3—Fe2+、Fe(OH)3—Fe3(OH)8、Fe3(OH)8—Fe2+等体系中。

从图9—1中能够看出各种形式铁化合物的稳固范畴和给定条件下的临界Eh值。实际上，由于土壤中含铁化合物的多样性和多种因素的交错阻碍，土壤中铁氧化还原的临界Eh值较复杂，

不可能用简单的反应或数据表示。国内外有关资料说明，土壤铁氧化还原的临界Eh值大约变化在+300～+100mv之间，随着pH不同而异。在pH5时，临界Eh值为+300mv；pH6～7时，Fe2+在+300～+100mv时大量显现；而在pH8时，则在-100mv以下才有显著的Fe2+显现。

一样认为，通气土壤的Eh值约为+700～+400mv ，渍水土壤的Eh值则为+300～-200mv。因此通气土壤中铁绝大部分以高价的氧化态存在，土壤铁的大量还原与渍水条件有关。然而，缺乏有机质的土壤长久渍水往往并不一定产生大量的亚铁；只有土壤含大量有机质或向土壤中加入有机质时，渍水条件下才有大量亚铁显现。有机质促进土壤铁化合物的还原，其机理是有机质的嫌气分解显著降低了土壤Eh值和pH值，从而能够达到铁大量还原所要求的Eh—pH条件 （三）、 锰体系

土壤中的锰一样有+2、+3和+4三种价态。高价锰常以各种氧化物存在，二价锰则能够呈离子态、氢氧化物、碳酸盐等多种稳固形状。锰体系的氧化还原反应在土壤中普遍存在，但由于锰的总含量较铁低得多，故对土壤氧化还原状况的整体阻碍较铁为小。

土壤中锰体系的氧化还原反应要紧是MnO2—Mn2+、Mn2O3—Mn2+、Mn3O4—Mn2+，以及MnO2—Mn2O3、MnO2— Mn3O4、Mn3O4—MnCO3等（表4—3）。其中Mn2+的可溶性较大，因此是溶液中的要紧还原形式。

表4—3 土壤中要紧锰体系的氧化还原反应及其Eh值（v）

氧化还原反应（还原作用半反应） 1.Mn3O4+8H++2e- 3Mn2++4H2O 2.Mn2O3+6H++2e- 2Mn2++3H2O 3.MnO2+4H++2e- Mn2++2H2O 4.Mn3O4+3CO2+2H++2e- 3MnCO3+H2O 5.2MnO2+2H++2e- Mn2O3+H2O 6.Mn2O3+2CO2+2H++2e- 2MnCO3+H2O 7.Mn(OH)3+e- OH- Mn(OH)2+ E0 1.82 1.45 1.23 1.10 1.01 0.97 0.10 -0.05 Eh Eh=1.82-0.0885log[Mn2+]-0.236pH Eh=1.45-0.059log[Mn2+]-0.177PH Eh=1.23-0.0295log[Mn2+]-0.118pH Eh=1.10-0.0885log Pco2-0.059pH Eh=1.01-0.059pH Eh=0.97+0.059logPco2-0.059pH Eh=0.10+0.059pH Eh=-0.05+0.059pH 8.MnO2+ H2O +2e- Mn(OH)2 + 2OH- 注：尚有许多可能进行的反应，未列入。

总的来看，锰体系的E0值远高于铁体系（表9—3和表9—2），这就决定了锰比铁容易还原的特性。在相同条件下还原态锰的含量往往较还原态铁高，而且也稳固得多；反之，还原态锰的氧化则较铁困难得多。土壤溶液中Mn2+的浓度一样为10-3～10-6mol/L,如以10-4mol/L计，则在pH=7时，表9—3中第1、2、3反应的Eh值分别为522、447和522mv；而第4、5、6反应的

E07值分别为686、596、557mv。可见，即使在通气土壤中锰的氧化物也能被还原为Mn2+或其盐类。

在现实土壤中，由于锰氧化还原体系及其反应机理的复杂性，因此有关实测数据往往和理论值有着较大差距。例如，Gotch依照实验得出Eh、pH、Mn2+浓度之间的关系为：

Eh=0.061+0.276pMn2+-0.158pH （9—19）

明显由上述实验式得出的E0值比表9—3中各单项体系的E0值小得多，而[Mn2+]的阻碍系数则高得多。

综合国内外有关资料，土壤锰氧化还原的临界Eh值多变化在+300—+600mv之间，视pH条件而定，pH愈低，则临界Eh值愈高。值得注意的是，锰的临界值总的来说比铁高得多（铁的临界Eh值变化在-100 ～ +300mv之间）。因此，在一样土壤中锰较铁易于还原而较难氧化，可溶性锰的含量也比较高。 （四）、 硫体系

硫是一种具有多种氧化还原状态的元素，其氧化数能够+6、+4、0直至-1、-2。因此，在土壤中进行的硫的各种化学和生物化学反应大多具有氧化还原特点。但由于硫的氧化还原反应往往有生物参与，故许多化学过程尚不完全清晰。

土壤中的硫以有机和无机两种形状存在。在具备通气条件的氧化环境中，假如温度、湿度和pH值都比较适宜，有机硫能够经生物氧化作用较快地转化为SO42-；而在一定的还原条件下，有机硫则经生物还原作用直截了当产生H2S(参见土壤有机质一章)。然而，土壤中硫的氧化还原反应更多地表现在各种形状的无机硫之间，这些无机硫可来自含硫矿物和含硫有机质两个方面。土壤中的无机硫在氧化条件下以SO42-存在，在不同的还原条件下则可进行一系列还原反应（表4—4）。

表4—4土壤中硫体系的氧化还原反应及其标准电位（V）

氧化还原反应（还原作用半反应） 1. H2SO3+4H++4e- 2. SO42-+10H++8e- 3. SO42-+9H++8e- 4. SO42-+4H++2e- 5. SO42-+8H++8e- S+3H2O H2S+4H2O HS-+4H2O H2SO3+H2O S2-+4H2O E0 0.45 0.30 0.25 0.17 0.15 氧化还原反应（还原作用半反应） 6. S+2H++2e- 7. S+2e- S2- S2-+6OH- S2-+8OH- SO32-+2OH- H2S E0 0.14 -0.48 -0.61 -0.69 -0.93 8. SO32-+3H2O+6e- 9. SO42-+4H2O+8e- 10.SO42-+H2O+2e- 注：表中列出的有些是土壤中可能存在的反应，还有其他一些可能存在的反应未列入。

由于硫氧化还原体系的标准电位一样较低（表4—4），因此硫是一种较易氧化而较难还原的元素。低价硫（S2-、S-、S0、S4+）专门容易氧化；而氧化态的SO42-还原为硫化物则需在强还原条件下才能进行，且需要微生物参与。从硫体系的Eh—pH图（图4—2）也能够看出：在硫的各种形状中以SO42-稳固范畴最广，元素S只在pH7以下的狭小Eh范畴内是稳固的，而H2S和HS-则仅在较低的Eh范畴内稳固。

在通气土壤中的硫氧化反应要紧是硫化物（如FeS、H2S）、二硫化物（如FeS2，即黄铁矿）

或元素态硫经一系列中间时期逐步氧化为SO42- 的过程，这些过程大都有微生物参与，并产生强烈酸性。总的反应式如：

4FeS2 + 2H2O + 15O2 4FeS + 6H2O + 3O2 2S + 3O2 + 2H2O

2Fe2(SO4)3 + 2H2SO4 (9—20 ) 4Fe(OH)3 + 4S （9—21） H2SO4 （9—22）

嫌气土壤中硫酸盐的还原也需要在微生物参与下进行，同时也需要通过一系列中间时期：

SO42-

SO32-

S4O62-、S3O62-、S2O32-

S

S2-、HS-、H2S （9—23）

参与上述过程的细菌种群统称为硫酸盐还原细菌，其活动的pH范畴为5.5～9.0，不能过酸。还原作用的中间产物大都专门不稳固，比硫酸盐更易还原，因此SO42-的要紧还原产物往往是硫化物。使SO42-大量还原的“土壤临界Eh值”大约在-100～-150mv，Eh低于-150mv的土壤中往往会产生大量硫化物。值得注意的是，在强烈的还原条件下，硫还原产生H2S，对植物根部产生毒害。使一样植物受害的H2S浓度大约为10-6～10-4mol/L。然而渍水土壤中H2S的产生和积存受pH值的强烈阻碍，同时H2S常常与Fe2+、Mn2+等金属离子沉淀，从而降低了H2S的浓度，专门是还原性土壤中的Fe2+较多，故Fe2+在专门大程度上操纵着H2S 的浓度，其关系式为：

pH2S=2pH－pFe2+－3.52 （9—24）

依照上式，在pH=7时，假如Fe2+的浓度 ＞10-4mol/L,则H2S浓度就有可能＜10-6mol/L。在一些强烈还原的沼泽土中，当Fe2+相对不足时，则可能积存大量的H2S。 （五）、 氮体系

氮也是具有多种氧化还原状态的元素，其氧化数能够从+5、+4、+3、+2、+1、0直至-1、-2、-3，因此氮的氧化还原反应甚为复杂。尽管生物固氮和有机氮矿化（氨化）是土壤氮素形状转化的重要途径，同时都带有氧化还原特点，但土壤中氮的氧化还原反应一样是针对各种形状的无机氮而言的。土壤中常见的无机氮形状为NH4+和NO3-，其次为NH3、NO2-，还可能产生NO、N2O、N2等。它们的氧化还原反应见表4—5。

表4—5 土壤中氮体系的氧化还原反应及其标准电位（V）[2]

氧化还原反应 1.2NO2-+4H++3e- N2+2H2O E0 1.52 1.29 2.2HNO2+4H++4e- 3.2NO3-+6H++5e- N2O+3H2O 1.26 N2+3H2O 1.00 0.96 0.75 0.59 0.55 21.06 16.92 16.24 12.66 9.92 9.24 E07 0.97 0.88 Pe0 25.69 21.83 Pe07 16.36 14.83 4.HNO2+H++e- NO+H2O 5.NO3-+4H++4e- 6.NO2-+8H++6e- 7.NO3-+10H++8e- 8.NO3-+2H++2e- 9.N2+8H++6e- 10.N2+6H++6e- NO+2H2O NH4++2H2O NH4++3H2O NO2-+H2O 2NH4+ 2NH3 0.90 0.88 0.85 0.27 0.09 0.35 0.36 0.42 -0.28 -0.32 15.17 14.91 14.11 4.64 1.52 5.84 6.16 7.11 -4.69 -5.48 注：表中列出的有些是土壤中可能进行的反应。还有一些可能进行的反应未列出。

- 与硫体系相比，氮氧化还原体系的标准电位要高得多，因此氧化态氮（NO3 ）比氧化态硫

（SO42-）容易还原；同时，某些还原态氮（NO2-、NH4+ 、NH3）在微生物作用下也不难氧化为

+-+-NO3-。由表9—5中的6、7、8式能够看出， NO-—NH4 、NO3 —NH4 、NO3 —NO2-反应的E0 为27

0.35～0.42V，属于专门容易达到的土壤Eh状态，因此这些反应专门容易在土壤条件下进行。但应该注意，在土壤氮的氧化还原过程中有一些反应实际上是不可逆的，因此不能单纯地从氧化还原电位阐明其平稳关系。

从氮体系的Eh—pH图能够看出：NO3-的存在必须有充足的氧化条件，在土壤的Eh和pH范畴内，事实上际稳固区间是专门有限的；而NO2-更不稳固，其稳固区间只限定在正常土壤pH值的专门窄Eh范畴内，因此一样不易大量积存。在氮的几种不同氧化还原形状的化合物中，以NH4+ 和N2的稳固范畴最大，这符合自然土壤的实际情形。

土壤氮的氧化还原可归纳为三条要紧途径：1）硝化作用；2）反硝化作用；3）硝酸还原作用。因此，这些作用皆与微生物活动有关，除Eh之外还需要适当的温度、pH值等条件。

+

硝化作用的实质是氨（铵）态氮经生物氧化作用生成硝态氮，反应的第一步是NH（或NH3）4

-→NO2，，第二步是NO2- → NO3-，其具体反应过程在前面有关章节已述及。一样认为硝化作用

必须以良好的通气条件为前提；但有些实验证明，硝化作用对氧的要求并不高，当空气含氧1%～

+-+

5%时就能旺盛地进行。从NH4 转化为NO3 要求的氧化条件来看，NH4 — NO2-反应的E07 为

+0.35V， NO2-—NO3-反应的E07 为+0.42V（表9—5）。由此可见，从铵态氮转化为硝态氮，一样要求Eh值在+400mv左右，较之铁、硫所需要的Eh值高得多。因此，假如土壤Eh值不专门高，则即使生成了硝态氮，也将专门快被还原。一样通气土壤的Eh至多在+400mv以上，硝酸盐能够较稳固地存在；但在渍水土壤中硝酸盐一样是难以存在的。另外，消化作用第一时期（亚硝化过程）对通气性的要求明显能够略低与后一时期（硝化过程）。因此在土壤通气不足时（能进行亚硝化过程而不足以完成硝化过程），就有可能产生亚硝酸盐的积存。

反硝化作用是通过微生物将硝态氮还原为气态氮（N2O、N2、NH3等）的过程。这一过程通常在嫌气条件下进行，一样是在微生物得不到必需的O2时，利用硝酸态氮作为电子受体而产生还原态氮，其系列反应过程已在第 章述及。从氧化还原的角度看，表9—5中的第1、2、3、4、5式看起来能够表述反硝化过程，但作为生化反应情形就不一样了。据国外资料，在pH值5～6

-时，土壤反硝化作用（以NO3 减少为指征）的临界Eh值大约为+300～+350mv；当Eh值降到

+200mv以下时，则N2O、N2等气态氮的生成量便显著增加。

-+

硝酸还原作用是指嫌气条件下NO3 还原为NH4的过程，其反应机理及与反硝化作用的关系-+

尚不清晰。从NO3 转化为NH4 所要求的还原条件，据表9—5中的第7反应式，其E07 = 0.36V。-+ 此值恰接近通气土壤的下限和渍水土壤的上限，可见土壤中NO3 —NH4 间的转化应该是相当频 -繁的。据Buresh研究，当Eh值为+300mv时，加入土壤的15NO3—N大约有1%转化为15NH4 +—N；

当Eh值为0mv时，转化率约为15%；而Eh为-200mv时，还原转化率高达35%。 （六）、 污染重金属体系

汞、铬、砷、铅、硒等重金属也有着多变的氧化还原状态。当土壤被重金属污染后，这些重金属就能够在一定Eh—pH条件下发生复杂的氧化还原反应（表4—6）。

表4—6 污染土壤中重金属元素的氧化还原反应

氧化还原反应 汞 1. Hg 2. Hg2+2+备注 酸性条件 1. 氧化还原反应 砷 H2AsO4- H3AsO3 2. HAsO42- H3AsO3, H2AsO3- 硒 备注 酸性条件 中、碱性条件 Hg22+ 、Hg22+ Hg 0 酸性条件 碱性条件 3. Hg(OH)2 Hg0 铬 - 1. HSeO4 , SeO42- -HSeO3 , SeO32- —— 1. Cr2O72- 2. Cr2O42- Cr3+ Cr3+, CrO2- pH﹤6.5 PH﹥6.5 2. H2SeO3 3. Se0 Se0 Se2-, H2Se 强还原条件 强还原条件 污染重金属在土壤中的氧化还原反应极大地阻碍着它们在环境系统中的迁移性和生物毒性，因此是土壤环境化学的重要研究内容。 （七）、 有机物体系

有机质在土壤中的转化包含着一系列氧化和还原过程。在好气条件下，有机质经生物氧化作用能够完全分解为CO2、H2O和无机盐类（即矿化）；在嫌气条件下，则通过不同的发酵过程生成一些中间产物，如还原性有机酸、醇等，以及CH4 、H2等强还原物质。

一样认为，通气不良或渍水土壤中Eh值的迅速、大幅度降低与还原性有机物的积存有紧密关系。在

还原条件比较发达的情形下，有机质嫌气分解产生大量还原性有机物是使高价金属离子或氧化物还原为低价金属离子的要紧缘故。而一些新奇未分解的生物有机质，如有机酸和还原糖等（它们可来自生物体或根与微生物的分泌作用），在适宜的温度、湿度和pH条件下其本身也具有相当的还原能力。

有机体系的氧化还原反应有其不同于无机体系的特点：

1）在pH=7时，各有机体系的标准氧化还原电位差不多上负值，说明有机体系的还原性较强。

﹡

2）有机体系的大多数反应都属于生物化学过程，只有在一定条件下才是可逆的。 3）许多还原性有机物差不多上分解过程的中间产物，只是临时处于动态平稳，在适当的氧化条件下及易分解转化而消逝（不像大部分无机体系那样能够反复变化），其变动甚为剧烈。 （八） 土壤氧化还原过程的特点

土壤中要紧氧化还原物质（体系）的氧化还原过程及其特点已如前述。相关于一样的化学概念而言，土壤氧化还原过程尚可归纳出如下一些共同特点：

1）体系的多样性 土壤中的氧化还原体系有无机体系和有机体系两大类。在无机体系中，重要的有氧体系、铁体系、锰体系、硫体系及氮体系等；有机体系则包括多种不同分解程度的有机化合物、微生物的细胞体及其代谢产物等。这些体系以不同的形状和比例存在于土壤中，组成了复杂多变的混合体系。

2）反应的复杂性 土壤中的氧化还原反应有些是纯化学反应，但更多的是有微生物参与的生化反应，这些反应具有不同程度的可逆性，有可逆、半可逆和不可逆之分。反应速度也有专门大差别，由此常导致某些物质氧化—还原形状变化与土壤Eh变化不同步（滞后）。加之多种氧化还原反应的交错阻碍，因此专门难用简单的推导或运算来表达土壤的氧化还原过程。

-3）决定氧化还原电位的体系 土壤中的氧化作用能够有O2、NO3 、Mn4+、Fe3+等氧化剂所

引起，还原作用则能够由还原性有机物、嫌气性微生物生命活动以及Fe2+ 、Mn2+等低价金属离子所引起。在通气土壤中（Eh＞+300mv），氧体系对氧化还原电位起着决定作用；在嫌气性土壤中（Eh＜+100mv），决定氧化还原电位的要紧是有机还原性物质。尽管铁体系也能够起到较大作用，但它要受到氧体系和有机体系的操纵。

4）还原顺序 土壤中存在着明显的顺序还原作用。在嫌气条件下，当土壤中O2被消耗掉，

-随着Eh值逐步降低，其它氧化态物质如NO3 、Mn4+、Fe3+、SO42-将依次作为电子受体被还原。

图9—4便专门好地阐明了这种特点。

5）动态平稳 土壤中氧化还原平稳经常变动，不同的时刻、空间以及不同的治理措施都会使Eh值改变。

三、土壤氧化还原状况的生态阻碍及其调剂

（一）、土壤氧化还原状况及其阻碍因素

依照大量实测结果，不同土壤的Eh范畴大致为+750～-300mv,相应的pe值约在12.7～-5.1之间，几乎包括了自然生物界的最大变异范畴。在不同的成土条件和利用条件下，由于水分、通气、有机质和 pH等状况不同，使不同土壤的氧化还原状况有专门大差异。即便是同一土壤，其不同剖面层次，甚至团圆体内外和根际内外，也往往有Eh值的明显差别。在土壤学中，常把约+300mv作为氧化性和还原性的分界点。也有学者依照Eh值对土壤氧化还原状况进行分级：Eh＞+700mv为强氧化状态，现在通气性过强；+700～+400mv为氧化状态，现在氧化过程占绝对优势，各种物质以氧化态存在；+400～+200mv为弱度还原状态，现在NO3- 、Mn4+被还原；+200～-100mv为中度还原状态，现在显现较多还原性有机物，Fe3+、SO42-被还原；Eh＜-100mv为强度还原状态，现在CO2、H+被还原，且硫化物开始大量显现。因此，这些划分带有一定的相对性。

阻碍土壤氧化还原状况的因素专门多，归纳起来有以下几大方面：

(1) 土壤通气状况

通气状况决定土壤空气和土壤溶液中的氧浓度，通气良好的土壤与大气间气体交换迅速，土壤氧浓度高，氧化作用占优势，Eh亦较高。通气不良的土壤则与大气间的气体交换缓慢，加之微生物活动和根系呼吸耗氧，使氧浓度降低，Eh下降。在长期渍水条件下，土壤通气状况恶化，强烈的连续性还原作用会使Eh降至专门低。例如，一样森林土壤和农业旱作土壤通气条件良好，Eh大都在+700～+400mv；沼泽化土壤和水稻土因渍水而处于嫌气状态，Eh值大都在+200mv以下（图9—5）。就同一土壤而言，其Eh值总是随着水分和通气状况的波动而产生相应的变化。因此Eh值可作为土壤通气性的指标。

（2）微生物活动

在通气土壤中，好氧性微生物的有氧呼吸消耗土壤溶液乃至土壤空气中的氧气，活动愈强烈，耗氧愈迅速，因而总是趋于使Eh值下降。当通气不良或渍水时，土壤中的O2逐步耗竭，厌氧性微生物的活动占优势，微生物夺取有机质或含氧盐（如NO3- 、SO42-等）中所含的氧，形成大量复杂的有机或无机还原性物质，使Eh急剧降低。

（3）土壤中易分解有机质的含量

土壤中易分解有机质要紧是指其生物有机质部分的某些有机物。这些有机物本身具有一定的还原性，能够显著降低土壤氧化还原电位。另一方面，在一定的通气条件和适当的湿度条件下，有机质分解要紧是由微生物完成的耗氧过程。土壤中易分解的有机质愈多，耗氧愈多，氧化还原电位降低的趋势愈明显。例如，大多数森林土壤表层有机质含量专门高，其Eh值也比下层低数十至数百毫伏（图9—5）。

专门值得指出的是，时期性渍水土壤Eh值迅速、大幅度降低往往与含有较多的易分解有机质密不可分，因为只有在较充足的有机基质（物源和能源）存在时，厌氧性微生物才能大量繁育，并产生大量的比基质更为还原的中间产物或终产物。

（4）土壤中易氧化或易还原的无机物状况

土壤中易氧化的还原态无机物质愈多，则还原条件愈发达，同时抗氧化的平稳作用也愈明显。但由于许多易氧化的还原态无机物质与氧能直截了当起反应（如Fe2+），因此在通气条件下电位会专门快上升，而这些物质也就专门快地被氧化了。

相反，土壤中易还原的氧化态无机物质愈多，抗还原的能力就愈强。例如，土壤中含有大量氧化铁、锰和较多硝酸盐时，能够削弱还原条件，显著延缓和减轻Eh下降的速度和程度。因此可把氧化铁、锰（专门前者）当作渍水土壤氧化还原状况的调剂剂。

（5）土壤pH值

如前所述，关于一个具体的氧化还原体系来说，其⊿Eh/⊿pH = -59mv或为其不同比例（m／n）的倍数。土壤作为一个多体系共存的混合体，其Eh—pH关系要复杂得多。关于通气良好的自然土壤和旱作土壤，由于氧体系起主导作用，因此据实验，其⊿Eh/⊿pH值接近-59mv（氧体系的理论值）。而对还原性土壤（如水稻土和沼泽土）来说，由于还原性有机物和亚铁起重要作用，其⊿Eh/⊿pH变化在-60～-150mv之间（与Fe2+有关的要紧氧化还原反应⊿Eh/⊿pH为

-0.177或-0.236mv，表9—2）。

（6）植物根的代谢作用

植物根分泌物能够直截了当或间接阻碍根际土壤的氧化还原状况。一样植物根可向根际土壤中分泌大量的碳水化合物和有机酸、氨基酸类物质，这些物质本身具有一定的还原性，有一部分能直截了当参与根际土壤的还原反应；专门是根分泌物造成专门的根际微生物活动条件，对微域氧化还原状况产生显著阻碍。跟分泌物往往导致根际Eh值降低，专门多植物根际的Eh值要比根外土体低几十至上百毫伏；尽管根际pH值往往较低，但并不足以抵制Eh值的下降。湿生植物的情形则完全不同，它们的根系往往分泌氧，使根际土壤的Eh值较根外土体高几百毫伏。

上述诸因素并不是孤立的，它们相互联系，相互阻碍，共同操纵着土壤的氧化还原状况及其变异性。只只是在不同的条件下，有着不同的主导因素。

（二）、土壤氧化还原状况的生态阻碍

土壤氧化还原过程阻碍土壤中的物质和能量转化，氧化还原状态在专门大程度上决定土壤物质的存在形状及其活动性。因此土壤氧化还原状况会产生多方面的生态阻碍，包括土壤本身的性状、植物生长，以及地表环境系统的其他要素（水体、大气）等。

（1）对土壤形成发育的阻碍

在冷湿地带的森林土壤中，表层常含有较多的还原性有机质，使矿物质中的铁、锰氧化物还原为低价态。易溶的低价Fe2+、Mn2+被淋洗到Eh较高的B层，而使一部分Fe2+、Mn2+氧化成锈纹、锈斑或铁、锰结核。其中锰与铁的淋溶过程差不多相同，但锰较铁更难氧化，往往淋至更深的部位才淀积下来，从而导致铁、锰的剖面分化。

在某些局部的低湿条件下，土壤季节性的干湿交替导致氧化还原状态交错，频繁的氧化还原作用也常形成大量的铁、锰锈斑或结核。若常年积水，则形成各种潜育化土壤。

在热带地区，有机残落物在微生物作用下迅速氧化为CO2和H2O,因此有机残体的还原作用小，同时表层中的铁在高温下易氧化，也容易脱水成为不移动的氧化铁。但在某些湿热条件下，由于氧化还原作用也可引起铁在土壤剖面中移动，并在中层氧化脱水而淀积，使土壤中层积聚大量的铁。在潮湿热带的古老沉积层中常夹有铁盘等新生体。

总之，自然界的许多成土过程皆与氧化还原反应有关，如漂灰化过程、白浆化过程、草甸化过程、潜育化过程等。长期所处的氧化还原状态及其变化特点不同常导致土壤亚类乃至土类的分化。

（2）对土壤有机质分解和积存的阻碍

一样认为，在氧化状态下有机质的矿化消耗速率较快，过高的Eh值不利于土壤腐殖质积存。偏湿的水分状态和较低的Eh值条件下，有机质矿化得到一定抑制，利于积存大量腐殖质。因此，在同一地区往往是低湿地段的土壤中积存相对较多的腐殖质，或粘质土比沙质土积存更多的腐殖质。而在沼泽土中，除积存腐殖质外，尚积存大量的半分解植物残体——泥炭。

因此，不同氧化还原状态下有机质分解与积存的差异要紧是由相应的微生物条件所决定的，这在第 章和第 章已论述过。

（3）对土壤养分有效性的阻碍

氧化还原状况显著阻碍土壤中无机态变价养分元素的生物有效性。例如，在强氧化状态下（Eh＞700mv）高价铁、锰氧化物的溶解性专门差，可溶性Fe2+、Mn2+及其水解离子浓度过低，植物易产生铁、锰缺乏；而在适当的还原条件下，部分高价铁、锰被还原为Fe2+和Mn2+ ，对植物的有效性增高。据研究，在某些土壤上有的植物表现出严峻的缺铁性失绿，而另一些植物则生长正常，这在专门大程度上与不同植物根系和根际的还原能力有关。又如，在氧化态土壤中，无机氮以NO3- —N为主，利于喜硝性植物生长；在弱度还原状态以下，逐步以NH4+ —N为主；在中度还原状态以下，则开始显现强烈的返硝化作用，引起氮素养分的气态缺失，同时SO42-逐步趋于还原，硫的植物有效性下降。

土壤氧化还原状况阻碍有机质的分解和积存，因此也阻碍有机态养分的储存和开释。当处于氧化状态时，有机养分矿化开释较快，土壤（专门森林土壤）肥力一样能够得以坚持；当处于较强还原状态时（如沼泽地），则N、P等养分大部分固存在有机质中，矿化开释缓慢，有效养分贫乏。

变价元素的氧化还原过程还间接阻碍到其它无机养分的有效性。例如，在低的Eh值下，因含水氧化铁被还原成可溶的亚铁，减少了其对磷酸盐的专性吸附固定，并使被氧化铁胶膜包裹的闭蓄态磷开释出来，同时磷酸铁也还原为磷酸亚铁，使磷的有效性显著提高。

（4）对土壤还原性有毒物质产生和积存的阻碍

当土壤处于中、强度还原状态时，就会产生Fe2+、Mn2+甚至H2S和某些有机酸（如丁酸）等一系列还原性物质，并在一定条件下导致这些物质过量积存，从而引起对植物的毒害作用。

过量亚铁毒害要紧表现在植物生理上阻碍对磷和钾的吸取，氮吸取也受到阻碍；过量的Fe2+还使根易老化，抑制根的生长。H2S和丁酸等积存，能够抑制植物含铁氧化酶的活性，阻碍呼吸作用，并减弱根系吸取水分和养分的能力（专门是对HPO42-、K+、NH4+、Si4+的吸取能力）。强还原状态下植物常发生黑根，要紧是FeS沉淀附着在根部之故，可显著降低根的通透性。相当严峻的嫌气或还原环境常导致根系腐烂和植物死亡。

（5）对植物生长的阻碍

土壤氧化还原状况显著阻碍植物生长，而且在某些情形下比pH值的阻碍还要重要。由于长期形成的对土壤氧气、水分、养分及还原性有毒物质组合状况的适应性，不同植物往往有不同的适生Eh范畴。

土壤氧化还原状况常与水分状况相联系，因此植物对土壤Eh高、低的适应性往往对应着其耐旱性或耐（喜）湿性，但二者并不能等同看待。例如，水曲柳属于喜湿性树种，常生于溪流两侧有流水的地带，但在静水沼泽邻近却不能生长，缘故是该树种喜湿而不耐缺氧的还原性环境。

（6）对土壤污染污质生物环境效应的阻碍

常见的土壤污染物有重金属、农药及有毒有机物等。土壤氧化还原状况在专门大程度上阻碍

它们的形状转化，从而阻碍其在生物—环境系统中的活性、迁移性和毒害性。例如，土壤中大多数污染重金属（如Cd、Hg）是亲硫元素，在渍水还原条件下易生成难溶性硫化物；而当水分排干后，则氧化为硫酸盐，其可溶性、迁移性和生物毒性迅速增加；然而当土壤中的无机汞还原为金属汞，并进一步被微生物转化为甲基汞时，其毒性又会大幅增加，这在水田和湿地生态系统中都至为重要。当砷在一定的还原条件下由砷酸盐还原为亚砷酸盐，其活性和生物毒性也会增加几十倍。至于农药和有毒有机物，它们有的在氧化条件下转化迅速，有的则在还原条件下才能加速代谢。如三氯乙醛在通气土壤中会被微生物氧化为更强毒性的三氯乙酸，而DDT和艾氏剂在Eh

（7）对大气环境和全球变化的阻碍

土壤氧化还原状况对大气环境和全球变化的阻碍要紧表现在N2O、CH4、CO2等温室气体排放方面。土壤N2O的排放可能要紧来自反硝化作用，消化过程中也伴有N2O产生。据估量，全球自然土壤的年N2O—N排放量为（600±300）×104t，施肥土壤每年向大气排放的N2O—N有150×104t。在农林业生产中，使用氮肥是N2O产生量增加的差不多缘故，N2O排出量可达施肥量的0.1%～2%以上（Boumwman,1990）。还原性土壤施用硝态氮肥或氮肥被淋洗到湿地常引起最显著的N2O排放。

CH4的来源要紧是水田和湿地，同时只有在较强还原条件下才能大量产生。使用新奇有机物或有机肥可显著增加水田或湿地的CH4排放量，而施用氮肥则有利于抑制其排放。据蔡祖聪等（1995）研究，施用硫铵可使CH4排放通量比不施氮肥减少42%～60%。另外，湿地退化和开垦是全球性问题，氧化性加强使有机碳的好气性分解加速，这又在一定程度上引起CO2排放量增加.

土壤（包括湿地）氧化还原状况及其变化对温室气体排放的阻碍专门复杂，这是土壤学和环境学共同面临的重大课题。

（三）、土壤氧化还原状况调剂

一样来说，土壤氧化还原状况是易变和多变的。在农林业生产、都市绿化和自然生态系统治理中，能够有目的地采取一些技术措施，调剂土壤的氧化还原状况。

（1）排水和灌溉

由于土壤氧化还原状况的首要阻碍因素是通气性，而空气与水分又存在消长关系，因此土壤氧化还原状况常与水分状况紧密相联，土壤水、气调剂同时也相伴着氧化还原调剂。

在沟谷或地势低洼地段，水分过多和通气不良常造成较强的还原环境，当阻碍植物生长时，就应采取排水通气措施。简易方法是明沟排水，即在林地或园圃（苗圃、花圃等）开挖截渗排水沟；只是，都市绿化中只宜采纳暗沟或暗管排水。排水后通气条件改善，Eh值可上升200～300mv或更多。低地苗圃、花圃还能够在开沟排水的基础上再施行高床作业或垄作，以进一步提高排水通气成效。林区一些还原性过强的水湿地土壤（腐殖质沼泽土、潜育草甸土）能够用机械排水造林（耐湿树种），小兴安岭林区自20世纪60年代起便积存了成功体会。据调查，未排水沼泽地落叶松生长极差；扣大垄排水后，土壤处于氧化过程占优势的状态，土温升高，微生物活动加强，有机质逐步分解，养分得以开释，立地条件变好，其上生长的落叶松能达到优质高产人工林标准。因此，从生态系统多样性和生态平稳角度考虑，这种操作只有在某些自然退化的沼泽或湿草甸中

＜-100mv的还原性土壤中却能加速降解。

才适用，大面积沼泽应该作为湿地资源加以爱护。

当土壤氧化性过强时，灌溉能够适当降低氧化还原电位，并使某些养分（Fe、Mn、P等）有效性增加。但灌溉的首要目的往往是补充水分，调剂氧化还原状况只是其“附加作用”。水田对土壤氧化还原性有专门要求，要紧是通过前期适当灌水（配合有机肥），使土壤还原条件适度进展，然后依照作物（水稻等）生长状况和土壤性质，采取排水、烤田等措施。

关于污染土壤，有时需要通过吸附、沉淀等过程使污染物固定，以降低其毒性；有时需要促进溶解，以将其转移出土体之外；有时则需加速降解，以解除其危害。因此可依照不同情形进行排、灌处理，将氧化还原电位调剂至适当范畴。

（2）施用有机肥和氧化物

关于氧化性土壤，施有机肥能够适当加强还原作用，增加有效态铁、锰、铜等养分供应。专门是新奇有机物（如绿肥、枯叶、秸秆）配合灌水，可在短期内使氧化还原电位下降一百至几百毫伏。此法对一样旱作土壤具有现实意义，但在质地粘重且有涝害威逼的土壤上应该慎用。

氧化态无机物具有抗还原作用，能够减缓渍水土壤Eh值的剧烈下降，关于调剂水田或湿地氧化还原状况有一定意义。由于铁体系对土壤氧化还原状况阻碍较大，且氧化铁价格相对低廉，又不污染土壤，因此曾有人提出用氧化铁作为水田土壤的氧化还原调剂剂。

（3）其它调剂措施

凡是改善通透性的措施都利于提高氧化还原电位，如质地改良、结构改良、中耕松土、深耕晒垡等。地膜覆盖可增温保墒，但透气性难免受到阻碍，能够想象会在一定程度上促进还原作用。

另外，水田或其它还原性土壤施氮肥时应以氨（铵）态氮肥为好；硝态氮虽有助于提高氧化还原电位，但事实上际用量专门少，作用有限，且易引起反硝化缺失和渗漏缺失。除个别喜硝性树种外，林地施肥也以氨（铵）态氮为好，以防硝态氮淋洗流入湖沼湿地，引起水体富营养化和N2O排放增加。在用硫磺粉作硫肥或调剂土壤酸度时，应将其用在氧化态土壤上，若施在还原性强的土壤中则会产生H2S危害。 （要紧执笔人： 崔晓阳 ）

第五章 土壤退化与土壤质量

［本章提要］本章阐述了土壤退化的概念及其要紧类型，分析了我国土壤退化的差不多态势。针对林业特点，分述了人工林地力衰退的缘故和机理，以及大气酸沉降、林火、采伐等干扰因素对森林土壤的不良阻碍，并提出了相应的防治措施。

进入二十一世纪，人口、资源、环境、粮食、能源等五大问题日益困扰着人类，其中作为人类与资源环境载体的土壤圈显现的问题专门是土壤退化，给农、林、牧业的可连续进展带来了严峻阻碍。土壤退化是人类活动诱导和加速的一种自然过程，其直截了当后果是导致土壤生产力的大幅度下降。此外，土壤退化还造成如河流与湖泊淤积、土壤有机碳储量变化、专门生境消逝以及生物多样性减少等其它环境与生态问题。

全球共有20亿hm2的土壤资源受到土壤退化的阻碍，其中，我国是受土壤退化阻碍最为严峻的国家之一。据国际应用系统分析研究所(IIASA)《南亚及东南亚地区人为因素诱导的土壤退化现状评估》(ASSOD)的有关数据，估量我国的土壤退化总面积为4.65亿hm2，其中大部分属于轻微退化和轻度退化，面积为3.07亿hm2，占总退化面积的66%。这些退化表现为物理、化学和生物学特性的退化。因此，认识土壤退化性质与进展规律，寻求在不同尺度、不同水平上防治土壤退化、修复与重建退化土壤，是保持农、林、牧业及国民经济可连续进展的重要土壤学理论和实践课题。

5.1 土壤退化

5.1.1 土壤退化的概念

土壤退化(Soil degradation)是指在各种自然，专门是人为因素阻碍下所发生的导致土壤的农业生产能力或土地利用和环境调控潜力，即土壤质量及其可连续性下降（包括临时性的和永久性的）甚至完全丧失其物理的、化学的和生物学特点的过程，包括过去的、现在的和今后的退化过程，是土地退化的核心部分。土壤退化过程可归为两类：土壤物质的转移（如水力、风力造成的土壤腐蚀）和原位土壤退化（包括土壤物理、化学和生物退化）。依照土壤退化的表现形式，土壤退化可分为显型退化和隐型退化。前者是指退化过程（有些甚至是短暂的）可导致明显的退化结果，后者则是指有些退化过程尽管差不多开始或差不多进行较长时刻，但尚未导致明显的退化结果。土壤退化受生物-物理因素和社会-经济政治因素的相互阻碍，且这种交互作用的复杂性加剧了土壤退化问题(见图14-1)。因此，土壤退化一方面要考虑到自然因素（如地势、气候、植被、成土母质与地表物质组成等）的阻碍，另一方面要关注人类活动的干扰（如森林砍伐、过度放牧、地下水的过度开采等）。人类活动不仅加速了土壤退化的进程，而且也阻碍着土壤退化的深度和广度。

土壤退化是土地退化的核心部分。土壤退化也能够简单定义为土壤生产植物的数量与质量下降，土壤发挥其生态功能受限制；而土地退化的概念相对广泛，指土地在不同用途如农业生产、基础建设、运输、休闲等方面的功能降低的过程与现象。

土壤退化是多种因素与过程综合作用的结果。一种或者两种退化因素可能在某种土壤退化类型中占主导地位，但多种退化现象均能够同时在土壤退化过程中表现出来。

弱脆或 边际土壤      耕地停滞 产出低 次标准生活 营养不当 永久的社会政治动荡 人口压力大 贫穷 生态敏锐的生态区 生物-物理因素 恶劣的 气候 土壤和水资源退化        土壤腐蚀 沙漠化 森林砍伐 生物多样性降低 全球变暖 水质差 环境质量低 社会-经济政治因素 没有或低输入农业 土地利用不当 弱的制度支撑 缺乏鼓舞 土壤治理不善 图5-1 土壤退化阻碍因素（R. Lal and B.R. Singh, 1998）

5.1.2 土壤退化的要紧类型

自1971年联合国粮农组织(FAO)提出土壤退化问题并出版《土壤退化》专著以来，土壤退化问题日益受到人们的关注。在《土壤退化》一书中，土壤退化细分为十类：腐蚀、盐碱化、有机废料、传染性生物、工业无机废料、农药、放射性物质、重金属、肥料和洗涤剂。之后，又补充了旱涝障碍、土壤养分亏缺和耕地非农业占用三类。目前，FAO以及由FAO和联合国环境署(UNEP)资助的《人为因素诱导的土壤退化现状的全球评估》(GLASOD)使用的土壤退化类型、亚类和相应符号如表14-1所示。

R. Lal (2001)依据退化性质，将土壤退化分为三大类，即物理退化、化学退化和生物退化(图14-2)。

我国研究土壤退化分类相对较晚。中国科学院南京土壤研究所在借鉴国外土壤退化分类的基础上，依照我国的实际情形，将土壤退化分为六类：土壤腐蚀、土壤沙化、土壤盐化、土壤污染、土壤性质恶化以及耕地的非农业占用，并在此基础上进行了二级分类(表14-2)。此后，潘根兴(1995)又提出较为系统的土壤退化分类，即数量退化和质量退化，并依照土壤退化的缘故，将上述两类予以进一步划分。

就退化类型而言，由各种因素引发的土壤腐蚀是全球最要紧的土壤退化形式。腐蚀作用甚至阻碍地球大约50%的陆地表面。在退化的洪涝、半洪涝牧区，土壤腐蚀存在三种形式：片蚀、风蚀和沟蚀，且以片蚀最为普遍。风蚀与荒漠化是除南美洲和欧洲之外所有大洲的第二大土壤退化形式，而在南美洲和欧洲则相应为化学性质恶化和物理退化。

快速的工业化和都市化进程使得土壤污染也已成为突出的全球问题。当排入土壤的废物数量超过土壤的自净能力，破坏了土壤系统原先的平稳，引起土壤系统成分、结构和功能的变化，就发生了土壤污染。土壤污染物的来源广、种类多，大致可分为无机污染物、有机污

染物和有害微生物三大类，其中以重金属、农药和固体废物污染为最。土壤污染阻碍土壤的各种化学及电化学过程，进而阻碍土壤的生物学过程，因此可能会表现出土壤生物活动退化的特点。

表5-1 FAO和GLASOD使用的土壤退化类型、亚类和相应符号 退化类型 水蚀(W)

亚类 表土剥蚀

地体变形/块体运动 异位效应

水库淤积 洪水泛滥

珊瑚礁与海藻破坏

风蚀(E)

表土剥蚀 地体变形 异位效应/沙尘

Et Ed Eo

生物活性退化(B)

符号 Wt Wd Wo Wor Wof Woc

物理性质恶化(P) 退化类型 化学性质恶化(C)

亚类

养分/有机质缺失 盐渍化 酸化 污染

酸性硫酸盐土壤 富营养化

压实、密闭与结壳 淹水潜育化 地下水位下降 有机土沉降 采矿、都市化等其它活动

符号 Cn Cs Ca Cp Ct Ce Pc Pw Pa Ps Po

物理退化 土壤结构下降  结壳  压实  缺氧 腐蚀加剧  水蚀  风蚀 土壤退化 化学退化 生物退化  盐化  碱化  淋溶  酸化  淀积 土壤生物多样性下降 腐殖质质量和数量降低     生物量生产力降低 水体污染与富营养化 大气质量下降 微量气体逸失到大气中 图5-2 土壤退化类型（R. Lal, 2001）2

表5-2 中国土壤退化分类（中国科学院南京土壤研究所） 退化类型(1级) A土壤腐蚀

亚类(2级) A1水蚀

A2冻融腐蚀 A3重力腐蚀

B土壤沙化 C土壤盐化 D土壤污染

B1悬移风蚀 B2推移风蚀

C1盐渍化和次生盐渍化 C2碱化

D1无机物(包括重金属和盐碱类)污染 D2农药污染

D3有机废物(工业及生物废弃物中生物易降解有机毒物)污染 D4化学肥料污染

D5污泥、矿渣和粉煤灰污染 D6放射性物质污染

D7寄生虫、病原菌和病毒污染

E土壤性质恶化

E1土壤板结

E2土壤潜育化和次生潜育化 E3土壤酸化 E4土壤养分亏缺

F耕地的非农业占用

5.1.3 我国土壤退化的差不多态势

我国土壤退化的要紧类型、退化程度以及分布面积见表5-3。 土壤腐蚀和水土流失是我国最要紧、危害最严峻的土壤退化形式。关于土壤腐蚀的阻碍面积，不同的数据来源差异较大。最新的研究数据显示我国大约有2亿hm2的土壤因为腐蚀而发生退化；ASSOD1997年的资料显示受土壤腐蚀阻碍的面积应该在1.8亿hm2左右（约占国土总面积的19%），而国内的资料统计结果应在1.5～2亿hm2之间。按照ASSOD的数据，我国20万hm2土壤由于严峻的水蚀、1～10万hm2土壤由于严峻的风蚀而失去肥沃的表土层。每年因为腐蚀而流失的土壤物质大约为50亿ｔ，每年缺失的土壤有机质以及氮、磷、钾营养元素分别为2700万t、550万t、6000t和5*106t（相当于4000万t标准化肥，也即全国1年的化肥使用量）。我国土壤腐蚀自东向西呈逐步增加趋势。水蚀要紧发生在大兴岭-阴山-贺兰山-青藏高原一线以东；风蚀发生在新疆、甘肃、河西走廊、柴达木盆地等地；而冰融发生在青藏高原、新疆、甘肃、云南等现代冰川高山区。

荒漠化和沙化问题也专门严峻。目前，我国荒漠化土地已占国土陆地总面积的27.3%，且荒漠化面积还以每年2460 km2的速度增长。土壤沙化要紧发生在“三北”洪涝、半洪涝地区，东部半潮湿、潮湿地带的风蚀活动频繁地区。土地沙化造成了内蒙古一些地区的居民被迫迁移他乡。

土壤盐碱化要紧发生在西北洪涝区和内蒙古半洪涝区，大约有3300万hm2的土壤遭受不同程度的盐化或碱化。

由重金属、农药和固体废物等造成的土壤污染要紧发生在工矿区邻近的农业用地。从20世纪90年代开始以来，快速的工业化与都市化活动差不多造成大约6000 万hm2的农业土壤受到严峻污染，其中受Cd、As、Cr、Pb等重金属污染的耕地面积近2000万hm2。

土壤养分亏缺（土壤贫瘠化）。从土壤肥力状况来看，我国耕地的有机质含量一样较低，水田土壤大多在1%～3%，而旱地土壤有机质含量较水田低，＜1%的就占31.2%；我国大部分耕地土壤全氮都在0.2%以下，缺磷土壤面积为67.3万km2，缺钾土壤面积约有18.5万km2；缺乏中量元素的耕地占63.3%。就东部红壤丘陵区而言，选择土壤有机质、全氮、全磷、速效磷、全钾、速效钾、pH值、CEC、物理性粘粒含量、粉/粘比、表层土壤厚度等11项土壤肥力指标进行土壤肥力综合评判的结果说明，大部分土壤均不同程度遭受肥力退化的

阻碍，高、中、低肥力等级的土壤的面积分别占该区总面积的25.9%、40.8%和33.3%。

此外，以南方红壤区为例，约20万km2的土壤由于酸化问题而阻碍其生产潜力的发挥。

表5-3 中国土壤退化的要紧类型、退化程度以及分布面积(Lynden, G.W.J. and Oldeman, L.R., 1997) 退化类型

亚类

表土剥蚀(Wt)

水蚀

地体变形(Wd) 异位效应(Wo) 表土剥蚀(Et)

风蚀

地体变形(Ed) 异位效应(Eo)

化学性质 恶化

肥力下降(Cn) 盐渍化(Cs) 营养障碍(Ct) 洪涝化(Pa) 压实和结壳(Pc/Pk) 淹水潜育化(Pw) 所有类型

退化程度（106 hm2）

可忽略 15.8 0.5 0.2 1.7 + + 32.4 0.5 - - - 3.8 55.0

轻度 105.9 7.9 0.2 65.9 7.2 2.0 31.7 6.8 + 23.7 0.5 - 251.9

中度 44.9 5.9 0.2 2.5 5.5 6.5 4.8 2.6 - - - - 72.9

强度 3.8 24.0 - + 57.9 0.2 - - - - - - 86.0

极度

0.2 - - + - - - - - - - - 0.25

物理性质 恶化 退化总面积

注：(-) 不显著；(+) 1～10万hm2；运算总面积时假定 (+) 相当于5万hm2。

5.1.4 土壤退化过程的相对可逆性

土壤是一种不可再生性资源，一旦遭受物理、化学或生物退化，短期内无法再生。土壤退化过程，有些是不可逆的，有些是可逆的，假如有可能加以改造复原，其成本也是相当昂贵的。因此，爱护土壤资源，防治土壤退化（以防为主，防治并重）已成为当今人类的迫切任务。土壤退化过程的相对可逆性及改造复原所需的成本见表5-4。比如，为减少土壤压实，可采取改良的耕作方法如爱护性耕作、覆盖耕作、轮作时覆盖农作物等，或限制采纳机械化运输耕作体系（半洪涝区采纳带状耕作）；然而，关于土壤压实区，却需要投入相当的成本，才能够复原。

表5-4 土壤退化过程的相对可逆性 退化类型

退化过程

粘盘，土壤压实区 表面密闭和结壳

物理退化

土壤表面沉降 风蚀导致的表土剥蚀 水蚀导致的表土剥蚀 地体变形(沟蚀) 渗透下降/排水受阻

持水量

持水量下降 淹水 洪涝 有机质缺失

化学退化

养分损耗/淋失 养分比例失衡

专门大程度上可逆，

成本低 X X X

可逆，成本显著 X X() X X X() X X

X X X X()

专门大程度上不可逆，成本极大

养分束缚 酸化 盐碱化 营养障碍 富营养化

土壤干扰导致生物活性

生物退化

下降

农药使用导致生物活性下降

污染

污染(有毒物质积存)

X X() X X X X

X X X X

来源：与热带土壤专家间的信息咨询和参考有关退化的文章。见In Depth--soil degradation in China ( ://

iiasa.ac.at/Research/LUC/ChinaFood/indepth).

5.2 森林土壤退化（变化）问题与森林土壤资源爱护

5.2.1 人工林地力衰退及防治

人工林地力衰退实质上确实是在人工培养过程中，人类生产活动阻碍或改变了成土过程的方向和土壤熟化的进程，从而破坏了土壤的生态性质，导致林木对土壤生态的需求与发生变化的土壤生态性质之间产生差异。其表现确实是林地生产力下降和土壤肥力下降。

德国最早在1883年便发觉了云杉连栽后第二代生产力下降问题。此后，挪威、印度、印尼、法国、前苏联、南非等国均有人工林连栽生产力下降的报道，衰退的树种有欧洲云杉、辐射松、日本落叶松、油棕、柚木、桉树、欧洲松等。我国人工林地力衰退现象十分普遍，衰退的树种有杉木、马尾松、落叶松、杨树、桉树、木麻黄、华山松、柳杉等。

导致人工林地力衰退的缘故，可概括为：树种生物学特性和营林生产活动的干扰（采伐、林火）等。连栽造成地力衰退的树种多为速生树种，其轮伐期短，吸取养分多，归还少；凋落物分解慢，造成土壤酸化；许多树种存在土壤中毒问题；且人工林造林树种单一，林分密度过大（专门是短周期工业人工林），群落结构简单，导致功能降低、林地肥力下降。在人工林培养过程中，不合理的经营措施及其他的人为干扰活动同样造成土壤肥力下降，甚至是导致地力衰退的最直截了当缘故。火烧清理林地，可造成有机质和营养元素流失和土壤理化性质的变化以及土壤动物和微生物区系的改变；不适当的整地及幼林抚育，易引起水土流失，并导致营养元素流失；不合理的采伐作用方式，专门是反复短轮伐期的全树利用，会导致土壤养分的大量消耗，且采伐、集运材过程中，专门是机械采运，造成土壤压实，土壤结构破坏，易产生地表径流。

针对人工林地力衰退，可采取以下防治措施：调整林分结构，促进林下植物生长，要紧方法是通过抚育间伐，调整林分密度，减小林分郁闭度，提高透光度；采取生物措施，提高自然培肥，要紧途径是营造混交林、间种豆科植物和绿肥植物、利用固氮微生物等；合理施肥以补充养分消耗，但施肥应因地因树制宜，并充分考虑经济效益和肥料资源；采取科学营林措施（“近天然林”）以减少水土流失；实行轮作休闲制度和生态系统治理等。

5.2.2 大气酸沉降对森林土壤的阻碍

酸沉降包括干、湿沉降。湿沉降是指pH值< 5.6的天然降雨以及酸雪、酸雾等；干沉降是指硫氧化物和氮氧化物以及包含硫、氮氧化物的颗粒随风而降。而现在专门多情形下把酸雪酸雾和酸性粉尘降落物都统称为“酸雨”。酸雨或酸沉降导致的环境酸化与危害是21世纪最大的环境问题之一。我国继欧洲、北美之后显现了大面积酸雨，要紧分布区在秦岭淮河以南，川桂湘黔粤及皖赣局部和浙闽沿海，降水pH值低于5.0。

酸雨对森林生态系统的危害往往通过土壤而间接表达。相关假设有：①土壤中Ca，Mg，K等盐基离子的大量淋失，造成根系养分的严峻缺乏；②因土壤酸化造成土壤养分不足；③土壤水中有毒元素如Al浓度的升高；④NH4+的过量沉降导致植物对养分的不平稳吸取，从而造成森林衰亡或生产力下降。

酸雨使土壤系统发生明显酸化，其重要特点是盐基饱和度下降，而交换性酸增加。通常阳离子交换量(CEC)及盐基饱和度(BS)低，Ca和Al对pH缓冲能力不强的土壤对酸雨反应最为敏锐。土壤pH、酸害阈值、酸害偏差、酸害变化率等常作为土壤酸敏锐性评判指标。酸害阈值是指植物呈受害状态时，土壤pH值的最大值。酸害偏差是指在一定条件下土壤中pH值与酸害阈值之差。酸害变化率指土壤pH值的变化快慢，在模拟条件下两种不同的模拟酸雨对同一种土壤淋溶后所测得的差值。母质和海拔高度对土壤酸敏锐性均有专门大阻碍。湖南省不同母质土壤酸沉降敏锐性大小依次为：第四纪红土红壤>砂岩红壤>花岗岩红壤>紫色砂页岩红壤；由于垂直地域分异作用，表现为山地红壤>山地黄棕壤>山地黄壤。

酸雨的pH值对土壤盐基离子的开释具有较大的阻碍。酸雨中的氢离子与土壤胶体表面吸附的盐基离子会发生置换反应，同时酸促使了粘土矿物的风化，因而导致土壤盐基离子的淋失和某些毒性元素的开释与活化。模拟酸雨对盐基的长期淋溶将造成森林土壤的营养不平稳专门是Ca2+、Mg2+的缺乏。酸度越大，专门当酸雨的pH值低于3.0时，盐基离子的淋溶量增大。同时随酸雨淋溶量的增加，盐基离子的开释能力逐步衰减，专门是在强酸性酸雨作用下，衰减速度大。

目前大气沉降量的改变对森林土壤的阻碍是：土壤Al的开释，原先吸附的SO42-的开释，N在土壤有机质的积存，根可吸取N的增加和Ca2+在土壤溶液中的减少。

土壤中的Al3+被认为是酸性阳离子，其溶解度和质子化程度依pH而定。酸性环境有利土壤开释活性铝。在低pH情形下，Al3+从氢氧化铝中开释出来，Al(OH)3+3H+→Al3++3H2O，使土壤对酸沉降具有缓冲作用。此外，由于酸雨加速土壤中含铝原生和次生矿物风化而开释出大量的铝，也对酸雨起着重要缓冲作用。

许多研究说明，当土壤溶液中的Al3+浓度超过一定的量，同时Al/(Ca+Mg)比值大于1.0时，将对森林植物产生毒性，阻碍植物根生长。Noble的研究认为，铝毒害不应只考虑自由Al3+，还要考虑其他形状的铝离子，例如：其它单体铝：AlOH2+、Al(OH)2+和AlSO4+，因为它们同样具有毒性。Parker等则证明聚合Al13:AlO4Al12(OH)24(H2O)127+为最毒的Al的种类。Maaike认为Al对Al敏锐的植物树种阻碍专门大，表现在增加溶液Al的含量，根生长减慢，叶变枯黄，植物体Mg和P含量降少。Hirano等认为土壤里高含量的Al对根结构和形状产生不利阻碍。

土壤中的铝要紧存在于层状铝硅酸盐矿物的晶格中，其余的以水溶态、交换态、羟基态、有机配合态等各种化学形状存在。酸雨淋洗造成土壤中铝形状发生变化：酸雨pH值越低，则土壤中羟基态铝和腐殖质铝含量越低，交换态铝含量越高。依照模拟酸沉降条件下，中国南方森林土壤中交换态铝含量将发生变化，并将引起土壤铝的开释与活化。土壤铝的开释与活化要紧由可浸提铝、溶液或土壤pH值以及土壤总碳量所操纵，其关系式为：p({Al3+}.C/Alorg) = pKRAl + x.(pH)，式中{Al3+}为溶液中铝的活度，KRAl为溶解常数，Alorg为有机结合态铝；而且与酸沉降中酸度和其他阳离子浓度有关。由于阳离子交换反应，酸沉降中高浓度的盐基离子将导致土壤铝开释的增加以及交换态铝增加量的下降。也有研究发觉，土壤溶液中溶解铝明显受植物类型和根系活动的阻碍，其含量随剖面深度而减少，针叶林植被下高于阔叶林，而非根圈土与根圈土差异不大。这说明酸沉降导致森林土壤表层的有机络合态铝转化为溶解铝，且在同样的酸沉降阻碍下，阔叶林的缓冲能力强于针叶林系统。

基于氮氧化物对酸雨的奉献，研究酸沉降下N的循环转化、N的输入输出量及其危害森林的机理也极为重要。Makarovh等认为俄罗斯西北部森林高N沉降，导致了K、Ca和Mg流失加快，营养不平稳。大气酸沉降对森林生态系统水溶态氮形状（NH4+-N、NO3--N、NO2--N）及氮分异与迁移的阻碍研究发觉：总氮随酸雨pH值升高而有所增加；系统中氮流

通量加大，输入量大于输出量。以日本柳杉为主的针叶林已显现氮饱和，而以灯台树和山胡椒为主的阔叶林仍表现为氮吸取，阔叶林对酸沉降具有较强的生态耐性。

在土壤复原方面，可采取以下措施：①尽量操纵大气酸沉降的输入；②施用适量的石灰与合理培肥（厩肥、绿肥等有机肥料）以改善土壤结构，提高对酸雨的环境容量；③种植对酸沉降不敏锐的树种；④研究开发能分泌碱性次生代谢产物，而自身又对酸沉降不敏锐的植物树种，达到对土壤直截了当的改善等。

5.2.3 林火对森林土壤的阻碍及其操纵

林火，是一个早已被人们熟知的自然和社会现象，除了四季都潮湿的森林，几乎所有的森林都曾在某一时期烧过火，最潮湿的热带雨林也有林火发生（成千上万年／次）。数千年来，林火及其引起的次生演替在保持物种的多样性以及形成地球上森林的组成结构上起着显著的作用。

火是生态系统中专门的、自然的环境因子。火的阻碍有时是短期的，有时是长期的。火对生态系统有利或是有害，要紧取决于火作用的时刻和强度。一样来讲，低强度火和一定周期的林火能促进森林生态系统的物质流和能量流，有利于坚持生态系统的稳固，有益于森林的天然更新和林地生产力的提高；而高强度和过频繁的林火会破坏森林生态系统的稳固性，并对大气、水资源、土壤及动物和人产生不利的阻碍。打算火烧选择在温度、风速、风向、湿度、植物含水量等适宜的季节和时刻内进行，即巧妙地用火烧除天然可燃物，并把火限制在规定的地面，在一定的时刻内产生合适的热量强度和蔓延速度，从而达到防火、育林、野生动物治理、放牧和减少病虫害等一个或几个目标。除林地打算烧除外，火烧清理采伐迹地，炼山造林，在森林铁路、公路两旁及林缘开设防火线，荒山和牧场上进行的生产用火也属于打算火烧。打算火烧的作用因应用于不同的生态系统而异，火烧的成效取决于火行为、植被类型、地势、气候条件等。在大多数情形下，打算烧除必须与其它林业生产一起，如火烧后的机械整地、种植、补植或林间栽植、粗杂材的清理或除草等，最终进展成为森林经营不可分割的一部分。

林火不仅能够使土温升高，使土壤腐殖质和有机质遭到破坏，改变土壤的理化性质和微生物，还能够使土壤细根系的生物量发生改变。土壤温度升高的规律取决于燃烧的速率、消耗的燃料、土壤湿度和土壤的导热性质。林火对土壤结构的阻碍研究发觉：低、中强度火烧对土壤密度和孔隙度的阻碍不大，对土壤分散系数有一定阻碍；高强度火烧对土壤密度、孔隙度和分散系数的阻碍显著。降雨能使火烧迹地的土壤密度和分散系数升高、孔隙度下降。连年火烧使土壤密度比未烧林地下降，而孔隙度和分散系数升高。火烧后土壤pH值、盐基饱和度和阳离子交换量等土壤化学性质均受到不同程度阻碍，呈增加趋势，并以土壤表层变化最强烈。土壤动物的生存种类和数量与火烧强度和林火发生的频率有着紧密关系：随火烧强度增大，土壤小动物数量减少越多。火烧后土壤动物的复原需要一定的条件和时刻。林火对土壤微生物的阻碍则表现为：高强度火烧对土壤微生物有致死作用；中强度火烧后，土壤中细菌、真菌、放线菌数量有增加的趋势；低强度火烧后，细菌、真菌、放线菌数量变化规律不明显。在连年火烧迹地上，细菌数量下降，真菌、放线菌数量有增加的趋势。通过对大兴安岭“87.5.6大火”火烧迹地土壤动物、微生物种类及多度调查，发觉在特大森林火灾后，通过8年的复原，不管重度火烧、中度火烧依旧轻度火烧，土壤小动物、微生物的种类、数量已差不多复原到火烧前水平，只是略有差异。说明随着火烧时刻推移，在8年后对土壤生物的阻碍已差不多终止。火烧后，土壤细根系的生物量均有所增加，且高强度火烧后增加最显著，其次是低强度火烧，中强度火烧最不明显。

林火通过以下五个过程导致营养元素缺失：①化合物氧化成气态（气化，gasification）；②常温下为固态的化合物的蒸发或挥发；③灰分颗粒在火产生的风中对流；④离子的淋溶；⑤加速的腐蚀。上述过程的联合效应导致营养元素的缺失。过程的相对重要性因元素而异，并受林火强度的差异、土壤特性、地势和气候模式调剂。林火使土壤有机质、N、Ca和P

发生了如下变化，导致营养元素缺失，但也促进了养分的有效性，降低了植物间的竞争。

有机质氧化→CO2＋H2O＋热能 N→N2→NOx

P→气态或溶解的磷酸盐 Ca→CaO→Ca(HCO3)2

高强度的火烧会增加土壤的腐蚀，而低强度的火对土壤腐蚀的阻碍专门小，甚至没有。如在美国的亚利桑那州，森林或灌丛被高强度火烧后，在10cm以下土层内，火烧后K、Ca、Mg和P的含量有所增加。在坡度为5°～30°时，土壤的腐蚀量达到72～272 t·hm-2；当坡度大于30°时，土壤的腐蚀量达795t·hm-2。

对采伐迹地进行炼山是一种常见的伐区清理方式，但炼山易引起严峻的水土流失。因此，在我国热带和亚热带地区经营人工林时，应依照实际情形，进行打算火烧以增加土壤肥力，降低土壤酸度，但须操纵火烧强度。对炼山不利阻碍小的缓坡地段，能够进行炼山，但应选择炼山季节，操纵炼山面积、强度和连续时刻，以减少水土流失；对炼山不利阻碍大的采伐迹地，应禁止炼山。

5.2.4 采伐对森林土壤的阻碍及其操纵

采伐是人类经营森林的重要手段，是依照森林生长发育过程和人类经济需要而进行的营林措施。而森林采伐作业作为生态系统的外界干扰之一，又潜在着对森林生态环境的负面阻碍，其中最为严峻的是由采伐作业引起的林地水土流失。

森林采伐作业包括采伐、集运材和伐区清理等环节。在作业过程中，人、畜、机械、木材在林地上运行，各种作业及工程措施造成林地表层土壤的破坏和压实。不同采伐、集材方式对林地土壤的干扰程度由大到小依次为：皆伐作业手扶拖拉机集材>皆伐作业土滑道集材>皆伐作业半悬索道集材>皆伐作业手拉板车集材>皆伐作业全悬索道集材>择伐作业人力集材。森林采伐后，必定引起其他因素产生猛烈的变化，导致森林土壤、动物和微生物区系的改变以及水、热和其他物质再分配，从而使土壤理化性质产生相应的变化，总的趋势是土壤温度增高，土壤密度、土粒密度增加，土壤的孔隙度和导水率减小，土壤结构受到一定程度的破坏。采伐作业引起的土壤扰动对土壤养分贮量和供应状况也会产生不同的阻碍。不同采伐方式对林地土壤养分的阻碍研究说明：择伐林地及保留带的土壤有机质、全N、水解N、速效P含量均高于皆伐林地，但速效钾含量则相反。不同集材方式对集材道土壤养分的阻碍研究说明：关于土壤有机质、全Ｎ、水解Ｎ、速效Ｋ含量，以手扶拖拉机的阻碍最大，土滑道集材次之，全悬索道集材最为轻微；但各种集材作业对土壤P素含量的阻碍均较轻微。

森林要紧通过枯枝落叶层、森林土壤良好的结构和林冠的爱护作用减缓水土流失。采伐作业在不同程序上破坏了森林的这些功能，使土壤受腐蚀的可能性增加，其范畴和强度要紧随作业方式（包括采伐强度、集运材方式、所使用的机械设备类型等）不同而异，并受土壤类型、地势和环境条件阻碍。这是因为，森林的采伐，不管何种方式，最终都会使林冠层发生变化，导致林冠截留降水量和林内植被蓄水作用发生变化；枯枝落叶层厚度的减小及其迅速分解降低了森林土壤的透水性能和蓄水性能；林地土壤渗水能力的下降和排水能力的增强，使降雨过程中地表径流大幅度增强。不同坡度，不同的采伐方式及采伐强度产生的林地径流量是不同的，采伐强度越大，径流越大；同一采伐方式，坡度越陡，径流越大。

皆伐炼山是我国南方林区长期沿用下来的一种利用木材和清理采伐迹地的重要营林措施。炼山后短期内的强光照和较高养分含量的环境，有利于那些喜光、需要养分较多的林木幼林生长发育。然而，由于炼山、专门是高强度的炼山造成地表覆盖物的排除，枯落有机物和养分库大量缺失，增大了土壤受腐蚀程度，在炼山后相当长的时期内(3～5a)，由于地表裸露，幼林地水土流失十分严峻，土壤结构遭受一定程度的破坏，炼山过程中所增加的速效养分会相伴着严峻的水土流失而移出森林生态系统外，使林地表现为一个退化的突变过程。

森林土壤是森林水文生态功能的重要因素。在森林-土壤系统中，只有具备良好森林植

被结构的林型和深厚优良结构的土壤层，才可能取得最大水文生态效益。森林土壤通过把大气降水转化为地下水，从而延缓地表径流形成、调剂河川径流来实现其水文生态功能。土壤结构性是阻碍土壤水分状况最重要的特性，专门是土壤团圆体及其稳固性对土壤渗透性、持水性等有直截了当作用。一样用>0.25mm和>1mm的水稳性团圆体含量以及结构体破坏率来表征土壤团圆体的稳固性。有研究发觉：采伐作业后，>0.25mm和>1mm的水稳性团圆体含量均比采伐前的低，并随着采伐强度的增大而下降；而表层土壤结构体破坏率却增大，其变化规律与水稳性团圆体变化正好相反；且皆伐作业对土壤结构稳固性的破坏比择伐更大。土壤团圆体平均重量直径（每一粒级团圆体平均直径(mm)与其重量百分含量(%)乘积之和）和分形维数也是常用的土壤结构性评定指标。土壤孔隙状况也是阻碍水分运动和保持的重要物理属性，其中非毛管孔隙因排水迅速而对径流调剂具重要作用，它反映土壤动态涵蓄水能力；而土壤总孔隙度则反映土壤潜在蓄水能力和调剂降雨的潜在能力。

森林采伐后地表生物质大量增加，但矿质土壤中的碳含量在多数情形下没有明显的变化。也有个别研究发觉，矿质土壤中的碳在采伐后有所增加，这可能是由于大量的采伐残留物分解和淋溶作用造成的。也确实是说，森林采伐本身对土壤碳含量的阻碍并不大，而此后的土地利用方式对土壤碳含量的阻碍是专门大的。由此可推断，除了热带和亚热带外，森林采伐对中国森林土壤的碳的储存量可不能有专门大的阻碍。

森林采伐作业必须在一定的生态约束下进行，以坚持森林生态系统的生产力，实现森林可连续进展。森林采伐作业中可采取以下有效措施减少水土流失：①采伐方式优化与伐区配置。依照地势、坡度选择适当的采伐方式，尽量采纳择伐和小面积皆伐，操纵采伐强度；在伐区配置方面，目前最为常见的是小面积块状和带状皆伐，伐区相邻布置。而美国“新林业”理论创立者Franklin教授从景观生态学的原理动身，认为应适当集中伐区来取代现行的分散小块伐区配置，从而降低森林景观的破裂程度，也有利于降低伐区作业生产成本。②集材方式选择和集材机械的改进。如利用索道等各种悬空集材方式或轻型、宽轮胎的行走式集材机械，减少对林地土壤的破坏。③伐区清理措施的改进。尽量幸免火烧清林、全垦整地，把采伐剩余物散铺或带状堆腐，并保留一些倒木和活立木；以全面劈杂，带状清理林地代替全面炼山。④采取水土保持措施。如在集运材道和防火隔离带上修建截水沟；统一修建集运材道和集材场；采伐作业完成后要及时在集材场和集运材道上种植牧草或其它草本植物，以尽快复原其植被盖度；在有坡度的样地上幸免采纳机械作业法和其它腐蚀作用的整地技术；采纳无破坏的森林植被径流缓冲带等。

（待续）