土壤空氣、熱量、水分、分散系及肥力特性-超前培優(yōu)-探討大學(xué)地理知識

PAGE36土壤空氣、熱量、水分、分散系及肥力特性——結(jié)合相關(guān)高考真題3.1土壤空氣及其運動土壤空氣是土壤的重要組成成分之一，它和土壤水分共同存在于土壤孔隙之中，是土壤肥力與土壤自凈能力的要素之一土壤微生物分解有機物、消耗O?土壤微生物分解有機物、消耗O?、釋放CO?；通氣不良時植物根系吸收養(yǎng)分受阻，且嫌氣性微生物釋放毒害物質(zhì)。3.1.1土壤空氣的來源和組成土壤空氣來源于近地大氣層，經(jīng)過土壤微生物的改造，即土壤微生物呼吸過程及有機質(zhì)分解過程消耗了O?，而釋放出CO?，雖然與大氣仍有近似之處，但已有明顯的差異。據(jù)觀測資料表明，表土層中土壤空氣中的CO?絕對含量一般在0.20%~4.5%之間，并不很高，但已高出近地大氣層中CO?含量的6~300倍；此外隨著土壤層次深度的增大，土壤空氣中CO?含量急劇增加，而O?含量急刷減少，如表3-1所示。此外，土壤空氣中的水汽經(jīng)常處于飽和狀態(tài)，在土壤有機質(zhì)分解過程中也可產(chǎn)生微量的CH?、H?S、CH?一CH?OH、NH?等。土壤空氣的成分在很大程度上取決于土壤有效孔隙的數(shù)量、土體中生物化學(xué)反應(yīng)速度和氣體交換速率。土壤有效孔隙的數(shù)量與土壤體積密度、結(jié)構(gòu)、質(zhì)地和有機質(zhì)含量有關(guān)。向土壤施入大量有機肥，特別是在水熱條件適宜時，將使土壤空氣的成分發(fā)生很大的變化。實際上，土壤中并不是全部孔隙都被土壤空氣所充滿，其中許多微孔隙被水分所占據(jù)。因此，土壤空氣的組成也隨著時間和空間的不同在不斷地變化。土壤空氣的成分對生物活動具有明顯的影響，首先，土壤通氣狀況不良對土壤微生物活動影響強烈，只有嫌氣性和兼性微生物能在通氣不良的條件下進行正常的活動，它們能夠利用化合態(tài)的氧，最終會在土壤中產(chǎn)生Fe2?、Mn2?、H?S、CH?等還原性物質(zhì)，這些物質(zhì)對高等植物常常是有毒的；其次，土壤通氣不良會對高等植物活動帶來許多危害，如制約植物特別是植物根系的生長、阻礙植物根系對水分和養(yǎng)分的吸收等。如觀測研究發(fā)現(xiàn)，蘋果樹根在土壤空氣中O?含量為3%以上時，才能生存；O?含量在5%~12%時，才可滿足其根系生長的需要，且新生根系的生長至少要求土壤空氣中O?含量為12%。3.1.2土壤氣體交換過程土壤中不斷進行的動植物呼吸作用和微生物對有機物質(zhì)的生物化學(xué)分解作用，使得土壤空氣中的O?不斷消耗而CO?不斷累積，其結(jié)果是引起土壤空氣中O?、CO?濃度與近地層大氣中O?、CO?濃度之間差異擴大，這樣必然引起O?、CO?氣體分子的擴散。分子擴散是由分子的隨機運動（布朗運動）所引起的質(zhì)點分散現(xiàn)象，氣體分子擴散運動過程服從斐克動植物、微生物消耗土壤中的O?、釋放CO?，產(chǎn)生與大氣的濃度差，在土壤孔隙中擴散，即呼吸作用?？紫端稚?、有機物多、風(fēng)力大可加速交換。動植物、微生物消耗土壤中的O?、釋放CO?，產(chǎn)生與大氣的濃度差，在土壤孔隙中擴散，即呼吸作用?？紫端稚?、有機物多、風(fēng)力大可加速交換。I?=-Em(dc/dx)式中：I?是X方向上擴散的氣體分子推移遷移質(zhì)量通量；Em是氣體分子在環(huán)境介質(zhì)中的擴散系數(shù)；c是氣體分子在環(huán)境介質(zhì)中的濃度。分子擴散運動是各向同性的，式中負(fù)號表示分子擴散運動方向與濃度梯度方向是相反的。土壤與近地大氣之間O?、CO?擴散過程也稱為土壤呼吸作用，如圖3-1所示。近地大氣層空氣的湍流運動也會引起土壤與大氣之間的空氣交換，這種氣體交換只發(fā)生在土壤表土層之內(nèi)，而對土壤心土層和底土層的氣體交換影響不大。顯然，相對于土壤與近地大氣層之間的氣體擴散過程而言，空氣交換的重要性較小。由此可見，土壤與近地大氣層之間氣體交換應(yīng)具備兩個基本條件：是土壤固相物質(zhì)部分有足夠的孔隙，容許氣體的進入與排出；二是必須具備促使氣體進入或排出這些孔隙的原動力，即土壤空氣與近地大氣層之間不同氣體的濃度梯度、近地大氣層空氣的湍流運動。因而凡是影響上述條件的因素都會對土壤氣體交換過程產(chǎn)生影響，這些因素可歸結(jié)為：①近地大氣層的氣壓、風(fēng)速、溫度和土壤溫度的變化，它們是土壤氣體交換的原動力，是影響土壤空氣交換的主要因素；②土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)和土壤孔隙狀況，則是影響土壤空氣運動和交換的重要因素；③土壤水分狀況直接影響土壤中容許空氣進出孔隙的多少，影響土壤與近地大氣層間氣體交換的速度；④土壤有機質(zhì)含量及施用有機肥狀況，會直接消耗土體內(nèi)O?的總量，并增加土體內(nèi)CO?的總量，引起土壤與近地大氣層之間O?濃度梯度和CO?濃度梯度的增大，從而加速土壤空氣交換過程。土壤氣體交換速率直接反映土壤通氣狀況，度量土壤氣體交換速率的定量指標(biāo)是土壤中氧擴散速率。土壤中氧擴散速率(ODR：oxygendiffusionratesofsoil)是指每分鐘由近地大氣層擴散進入每平方厘米土壤O?的微克數(shù)，其單位是μg（cm3·min)。氧擴散速率隨著土壤深度的增加而降低，如實際觀測表明，當(dāng)表土層土壤空氣中的氧氣體積含量為14.8%時，10cm深處土層的氧擴散速率ODR不足0.20μg/(cm3·min)時，該土層中的多數(shù)植物根系便會停止生長，當(dāng)土層的ODR為0.30~0.40μg/(cm3·min)時，在該土層中的多數(shù)植物根系將生長良好。因此，對土壤空氣調(diào)控的基本原則就是設(shè)法促進對土壤的O?供應(yīng)量，并排出土層中過多的CO?及其他有毒有害氣體。近些年來國際學(xué)術(shù)界特別重視土壤空氣與溫室氣體的相關(guān)研究，以揭示土壤痕量氣體（如CH?、C?H?、N?O等)的產(chǎn)生條件、影響因素、釋放通量及其土壤生物化學(xué)過程的規(guī)律性，探討土壤痕量氣體對大氣溫室效應(yīng)的響應(yīng)、反饋機制及其調(diào)控對策，從而使傳統(tǒng)的土壤空氣研究與全球變化研究相聯(lián)系，開辟了現(xiàn)代土壤地理學(xué)研究的新領(lǐng)域。3.2土壤熱量狀況土壤熱量狀況直接影響土壤水分、空氣及近地大氣層空氣的運動，也影響土壤中的物質(zhì)遷移轉(zhuǎn)化及土壤生物的生理活動過程。如在冷性土壤中的物質(zhì)轉(zhuǎn)化與生物活動過程緩慢，從而限制了土壤中N、P、S、Ca、K等養(yǎng)分元素的生物利用的有效性。因此，土壤熱量狀況是影響土壤發(fā)生過程、土壤性狀的重要因素，合理地調(diào)節(jié)土壤熱量狀況也是提高土壤肥力和自凈能力的重要手段。野外土壤的熱量狀況直接或間接地決定于以下4個因素：①土壤所吸收的凈熱量。②使土壤溫度產(chǎn)生一定幅度變化所需的熱量。③土壤中水分相態(tài)轉(zhuǎn)化及其擴散過程所需要的熱量。④伴隨土壤物質(zhì)遷移轉(zhuǎn)化過程所消耗或釋放的熱量。這些就構(gòu)成了土壤的能量系統(tǒng)。土壤活動面吸收太陽和大氣逆輻射，升溫后以長波輻射、蒸發(fā)和湍流發(fā)散熱量，小部分生物消耗、傳到底土土壤活動面吸收太陽和大氣逆輻射，升溫后以長波輻射、蒸發(fā)和湍流發(fā)散熱量，小部分生物消耗、傳到底土。3.2.1土壤熱量來源與熱量平衡土壤熱量來源于太陽輻射、地?zé)?、土壤物質(zhì)轉(zhuǎn)化過程所釋放的化學(xué)能以及人們在耕作過程中所施加的化學(xué)能等。對自然土壤而言，太陽輻射能是土壤熱量的最主要來源，其余途徑提供的能源對土壤熱量貢獻作用很少。在此借用氣象學(xué)中的地球表層能量平衡模式（圖3-2）來分析土壤熱量來源及其熱平衡。首先，假定達到大氣層頂?shù)奶柖滩ㄝ椛錇?00個單位，其中有30個單位的短波輻射被大氣層、云層和地面反射回外層空間，有20個單位的短波輻射被大氣及云層吸收，只有50個單位的短波輻射到達地面。其次，地面長波輻射有6個單位進入外層空間，地面又以長波輻射、傳導(dǎo)、對流及蒸發(fā)形式向大氣層輸送139個單位輻射；大氣層及云層以大氣逆輻射形式向地面輸送長波輻射95個單位輻射，大氣層及云層同時向外層空間以長波形式發(fā)送70個單位的輻射。這樣地球各部分的能量收支都是平衡的。對土壤熱量分析而言，這些估算是很粗略的，它僅為我們提供了一個地球表層系統(tǒng)中能量收支及土壤熱量來源。但在土壤熱量觀測中應(yīng)該考慮土壤水分含量、土壤顏色及土壤表面坡度的影響。據(jù)觀測，在6月21日太陽直射北回歸線時，北緯42°地區(qū)一個20°的南坡、一個平地、一個20°的北坡，它們接受的太陽輻射能的比例是106：100：81?？梢姡@些因素對土壤熱量狀況及其溫度變化也有重要的影響。土壤表面在獲得太陽短波輻射和大氣逆輻射之后，土壤溫度開始上升，但土壤表面接受的這些熱量也會以長波輻射、土壤水分蒸發(fā)，以及土壤與大氣的湍流交換的形式而損失，只有小部分為生物所消耗，極小部分通過熱傳導(dǎo)進入土壤底部。如果將土壤吸收和發(fā)散熱量的表面稱為“活動面”，則它就是近地大氣層和土壤溫度變化的源地。它既是熱量轉(zhuǎn)化與交換的界面，也是土壤水分形態(tài)變化的場所，在土壤水分形態(tài)變化的過程中伴隨有大量的熱量吸收與釋放。因此，土壤活動面的熱量平衡和水分平衡是決定土壤熱量狀況及其溫度變化的主要因素。3.2.2土壤熱學(xué)性質(zhì)比熱容：水分＞腐殖質(zhì)＞空氣＞氧化鐵。水多的泥炭土、黏質(zhì)土熱容量小，春季排水、耕作散墑降低熱容，提高土溫比熱容：水分＞腐殖質(zhì)＞空氣＞氧化鐵。水多的泥炭土、黏質(zhì)土熱容量小，春季排水、耕作散墑降低熱容，提高土溫。1.土壤熱容量土壤熱容量(soilheatcapacity)包括質(zhì)量熱容量(gravimetricheatcapacity)和容積熱容量(volumetricheatcapacity)。土壤質(zhì)量熱容量是指單位質(zhì)量勢的土壤溫度每升高或降低1開氏度所吸收或釋放的熱量，常用Cg表示，其國際單位制(SI)的單位是J/(kg·K)；土壤容積熱容量則是指單位體積的原狀土壤溫度每升高或降低1開氏度所吸收或釋放的熱量，用Cv表示，其SI單位是J/(m3·K)。土壤熱容量是定量描述土壤溫度變化速度及其幅度的物理量。土壤質(zhì)量熱容量與土壤容積熱容量可以通過土壤密度Pb進行相互換算，其換算關(guān)系式為Cg=Cv×Pb在自然土壤的組成成分中，土壤水的熱容量最大，即Cg=4.186×103J/(kg·K)；土壤腐殖質(zhì)的熱容量也較大，其值為Cv=1.667×103J/(kg·K)；土壤空氣的熱容量較小，其值為Cg=1.045×103J/(kg·K)；土壤Fe?O?的熱容量最小，其值為Cg=0.628×103J/(kg·K)，如表3-2所示。因此，土壤水分含量、腐殖質(zhì)含量是決定土壤熱容量的主要因素。野外觀測表明，干燥的礦質(zhì)土壤的質(zhì)量熱容量為0.837×103J/(kg·K)；土壤水分含量為20%的礦質(zhì)土壤，其質(zhì)量熱容量為1.381×103J/(kg·K)；當(dāng)土壤含水量增加到30%時，該礦質(zhì)土壤的質(zhì)量熱容量將上升至1.591×10°J/(kg·K)。由此可見，干燥的砂質(zhì)土壤溫度變化劇烈，故稱之為“暖性土”；而水分含量高的泥炭土及黏土溫度升降相對緩慢，稱之為“冷性土”。因此，在農(nóng)業(yè)生產(chǎn)過程中，針對春季過濕的土壤常采用排水、耕作散墑的方法以降低土壤熱容量，盡快提高土壤溫度。2.土壤導(dǎo)熱率土壤導(dǎo)熱率(thermalconductivity)是指在單位截面、垂直截面的單位距離土壤溫度相差1開氏度、單位時間內(nèi)所傳導(dǎo)的熱量，常用k表示，其S單位是J/(m·s·K)或W/(m·K)。它是衡量土壤物質(zhì)傳導(dǎo)熱量快慢的物理量，即當(dāng)土壤表層吸收熱量而增溫之后，將熱量傳導(dǎo)給心土層和底土層的快慢。土壤三相組分的熱傳導(dǎo)率差異巨大，如土壤水的導(dǎo)熱率為0.586J/(m·s·K)，土壤空氣的熱傳導(dǎo)率僅為0.021J/(m·s·K)，土壤礦物質(zhì)的導(dǎo)熱率較高，多在1.674~10.465J/(m·s·K)之間。影響土壤導(dǎo)熱率的主要因素有土壤緊實度、土壤孔隙狀況和土壤水分含量。土壤越緊實、孔隙度越小、水分含量越高其導(dǎo)熱率越高。3.土壤熱擴散率土壤熱擴散率(thermaldiffusivity)是指給特定土壤施加一定的熱量，并通過擴散形式傳送熱量至土壤其他部分，所引起的土壤溫度隨時間的變化速率，常用α表示，其SI單位是m2/s。土壤熱擴散率與土壤導(dǎo)熱率k、土壤容積熱容量Cv的相互關(guān)系式為α=k(J/m·s·K)/Cv/(J/m3·K)=k/Cv(m2/s)因此，土壤三相組分的熱擴散率相差亦很大，如表3-3所示。實際調(diào)查發(fā)現(xiàn)，對于干燥的土壤，當(dāng)其水分含量開始增加時，土壤熱擴散率因其導(dǎo)熱率增高而變大；當(dāng)土壤水分含量增加到一定程度后，雖然土壤導(dǎo)熱率可能還在增高，但這時土壤容積熱容量亦急劇增大，其結(jié)果導(dǎo)致土壤熱擴散率降低。故在農(nóng)業(yè)生產(chǎn)過程中，應(yīng)該通過灌溉增加土壤水分含量或者耕作散墑以排出多余的土壤水分，使土壤水分含量達到適中，這樣就有利于土壤溫度的提高。3.2.3土壤溫度狀況1.土壤溫度變化土壤熱量基本上來源于太陽輻射，故隨著太陽輻射的周期性變化，土壤溫度亦具有日變化和季節(jié)性變化。當(dāng)白天表土接受太陽輻射及大氣逆輻射的總速率超過表土向大氣發(fā)送長波輻射速率時，表土將出現(xiàn)熱量的凈增加，這樣表土層的熱量將通過熱傳導(dǎo)、熱擴散等方式向心土層和底土層傳送；如果夜間土壤表面接受的大氣逆輻射小于表土向大氣發(fā)送的長波輻射時，表土將出現(xiàn)熱量虧損，心土層和底土層將會有熱量向表土層輸送，這就引起了不同深度土壤層次土壤溫度的日變化。土溫日變化與氣溫、土壤水分含量、質(zhì)地、孔隙狀況等密切相關(guān)，如圖3-3所示。另外土溫日變化的極端值一般滯后于氣溫日變化的極端值。土壤溫度與氣溫一樣也具有明顯的季節(jié)性變化，一般來說0~15cm表土層的年均溫度高于年均氣溫值。與同時期的氣溫相比較，心土層和底土層溫度在秋冬季高于氣溫，而在春夏季低于氣熱傳導(dǎo)系數(shù)表示物體導(dǎo)熱能力的大?。粺釘U散指物體內(nèi)部溫度趨向均勻的能力，其越大，熱慣性越小，物體達到與環(huán)境熱平衡的狀態(tài)越快。熱傳導(dǎo)系數(shù)表示物體導(dǎo)熱能力的大小；熱擴散指物體內(nèi)部溫度趨向均勻的能力，其越大，熱慣性越小，物體達到與環(huán)境熱平衡的狀態(tài)越快。2.土壤溫度狀況土壤溫度狀況不僅決定著土壤中物質(zhì)遷移轉(zhuǎn)化過程、土壤肥力特征，而且，對于區(qū)域水分循環(huán)過程也具有重要的影響。自然界土壤溫度狀況存在空間上的差異，即從南北極地區(qū)土壤終年凍結(jié)(permafrost)，到溫帶地區(qū)土壤季節(jié)性凍結(jié)與融化并存，再到熱帶地區(qū)裸露土壤表面的溫度很少低于25℃。在美國土壤系統(tǒng)分類中，根據(jù)表土下50cm深度處或淺于50cm石質(zhì)（準(zhǔn)石質(zhì))接觸面處的土壤溫度，并考慮到土壤溫度的生物學(xué)意義，將全球陸地表面土壤的溫度狀況劃分為以下6個類型，如表3-4所示。土壤水分增加，導(dǎo)熱率、擴散率、熱容量均增加，水分適中利于土溫增加。土壤熱量收入：太陽和大氣逆輻射；損失：長波輻射。土溫日、季節(jié)變化滯后于氣溫；表土年均溫度高于氣溫。土壤水分增加，導(dǎo)熱率、擴散率、熱容量均增加，水分適中利于土溫增加。土壤熱量收入：太陽和大氣逆輻射；損失：長波輻射。土溫日、季節(jié)變化滯后于氣溫；表土年均溫度高于氣溫。該土壤溫度狀況劃分方案已經(jīng)被世界許多國家的土壤分類與土壤科學(xué)研究所采用。中國土壤學(xué)家根據(jù)中國季風(fēng)性氣候的特征，參照美國對土壤溫度狀況的劃分標(biāo)準(zhǔn)，也制定了適合中國地理環(huán)境特征的土壤溫度狀況體系，如表3-5所示。在通常情況下，作物生長發(fā)育一般通過忍耐或農(nóng)業(yè)耕作措施的改進以適應(yīng)土壤溫度狀況，常見的農(nóng)作物種子發(fā)芽與生長需要的土壤溫度為：小麥與豌豆要求4~10℃；玉米和谷物要求10~29℃；馬鈴薯要求16~21℃；高粱要求在27℃以上。其他作物生長要求的適宜土壤溫度為：甘藍和菠菜：8~11℃；甜菜和花椰菜：11~18℃強；蘆筍、胡蘿卜、芹菜、蘿卜和西紅柿：18~25℃。要克服土壤溫度的上述限制，只有通過高投入的耕作措施才能緩解土壤溫度對作物生長的限制作用，例如，在寒冷地區(qū)或寒冷季節(jié)常利用清潔的塑料薄膜覆蓋作物及其土壤，以增加土壤溫度確保作物正常生長。3.2.4土壤一植物一大氣界面能量平衡方程由于土壤一植物一大氣界面沒有能量的儲存能力，故這些界面能量流的總量為零。對于特定地域的土壤能量平衡方程，可由以下幾個土壤物理量來表達：植物冠層的蒸散潛能分量ET、裸露土壤表面的蒸發(fā)分量、春季土壤的增溫速率、植物殘體及土壤有機質(zhì)分解釋放的化學(xué)潛能分量和其他方式的能量。土壤—植物—大氣界面的水分平衡也融會在能量平衡方程之中，土壤水分平衡方程是與能量平衡相關(guān)的不同形式，有關(guān)土壤水分平衡方程將在下節(jié)詳細闡述。近些年來，計算機模擬已經(jīng)成為地球表層系統(tǒng)中能量與水分平衡估算的重要工具，也是預(yù)測能量與水分循環(huán)及其環(huán)境影響的主要途徑。這里僅介紹土壤科學(xué)界有關(guān)地表能量循環(huán)過程的基本規(guī)律，并簡要列舉一些重要的計算機模型。土壤一植物一大氣界面的能量平衡方程式為Rn=G+LE+H式中：Rn是土壤一植物一大氣界面接受的凈輻射總量；G是土壤熱通量；LE是潛熱通量（由土壤與大氣之間的水分蒸發(fā)量與水的蒸發(fā)潛熱計算）；H是感熱通量（當(dāng)熱量流向土壤表層時的感熱通量取正值，單位為W/m2)。上述各感熱分量所代表的土壤物理學(xué)過程如圖3-4所示。其中凈輻射總量Rn包括兩個部分：一是到達土壤表層的太陽短波輻射量Rsi減去表土因反射而損失的短波輻射量αRsi；二是土壤接受的大氣（長波）逆輻射量L↓減去土壤表層所釋放的長波輻射量L↑；土壤熱通量不僅包括大氣與土壤之間的熱擴散G，也包括其間的熱對流Gjw；潛熱通量LE包括從土壤表面和植物冠層因水分蒸散所散失的熱量；感熱通量H包括土壤與大氣、植物與大氣之間的熱傳遞。土壤—植物—大氣界面的能量平衡方程式中的各個分量都有明顯的日變化和季節(jié)變化，區(qū)域?qū)α鲃t是大氣之間能量傳輸?shù)闹饕^程，而且它能在很大程度上改變區(qū)域能量平衡，如在美國得克薩斯州的小麥田(35°11'N，102°06'W)里，3月上旬的觀測結(jié)果表明，Rsi=26.4×10??J/(m2·d)，其數(shù)值接近于此時刻該緯度區(qū)晴天到達地面的最大太陽短波輻射量(28.6×10??J/(m2·d)；但觀察還發(fā)現(xiàn)干熱的西南風(fēng)（風(fēng)速5m/S)導(dǎo)致強烈的表土增溫，并促使土壤總的潛熱通量LE達到-32.8×10??J/(m2·d),其數(shù)值已經(jīng)遠遠大于該地區(qū)實際接受的太陽輻射總量。但是，次日由于多云天氣而缺乏區(qū)域?qū)α鬟^程，其土壤總的潛熱通量LE降低了39%，如圖3-5所示。現(xiàn)列舉一組觀測數(shù)據(jù)，Rn=9.0×10??J/(m2·d)，H=1.2×10??J/(m2·d)，G=-0.4×10??J/(m2·d)，根據(jù)能量平衡方程求蒸散潛熱LE，蒸散潛熱所占比重及蒸散總量。即LE=Rn-H-G=(9.0-1.2-0.4)×10??=7.4×10??J/(m2·d)LE/Rn=7.4/9.0=0.82ET=LE/Lpw=7.4×10??J/(m2·d)/(2.45×10??j/kg×1000kg/m3)=0.3cm/d。式中：Lpw為土壤質(zhì)量熱容量土壤—土壤—植物—大氣凈輻射總量（太陽-反射，大氣逆輻射-長波）=土壤熱通量（土—氣間擴散、對流）+潛熱通量+感熱通量（傳遞）。3.3土壤水分及其特性水分是土壤最重要的組成部分之一，土壤水分含量多少及其存在形式對土壤形成發(fā)育過程及肥力水平高低與自凈能力都有重要的影響。水是地球上最普通的物質(zhì)，也是生命體所必需的物質(zhì)之一。盡管地球上總體水量很豐富，但只有其中一小部分水分參與自由流動和水分循環(huán)過程。淡水在地球總水量中只占不到3%，且絕大多數(shù)淡水以冰雪方式分布于極地或高山區(qū)，而人類可用的淡水如大氣降水、土壤水、河湖水的總量不到地球總水量的0.003%。作為土壤組成物質(zhì)，水分是土壤物質(zhì)遷移和運動的載體，也是土壤能量轉(zhuǎn)化的重要物質(zhì)基礎(chǔ)。正是由于土壤水分的不斷運動，使有機物和無機物在土壤剖面中不斷地遷移與轉(zhuǎn)化，使土壤剖面發(fā)生分異，最后形成特定的土壤剖面構(gòu)型。也正是由于土壤水的運動，土壤中的營養(yǎng)元素才能向植物根際遷移，被植物吸收利用。同時，水分作為土壤形成和發(fā)育的環(huán)境條件，會影響土壤物質(zhì)的分解與轉(zhuǎn)化過程，如土壤原生礦物的風(fēng)化、次生礦物的形成、有機化合物的合成與分解等均是在水分的參與下進行的。另外土壤水分還是自然界水分循環(huán)的一個重要環(huán)節(jié)，土壤水分含量的多少及其循環(huán)模式，對地表物質(zhì)的再分配過程也具有重要的影響。因此，認(rèn)識土壤水分狀況也是進行區(qū)域水資源評價的基礎(chǔ)，土壤水分狀況及其運動規(guī)律是土壤地理學(xué)、資源環(huán)境科學(xué)的重要研究內(nèi)土壤含水量變化量=土壤含水量變化量=大氣降水量+地下水毛管上升量+水平入流水量+空隙凝結(jié)水量-表層流出水量-蒸發(fā)蒸散-潛水蒸發(fā)-向下補給-水平出流。3.3.1土壤水分平衡與全球水循環(huán)1.土壤水分在全球水分循環(huán)中的作用全球水分循環(huán)的一般模式為：在太陽輻射能的作用下，水分從海陸表面蒸發(fā)，上升到大氣層中成為大氣的一部分；水汽隨著大氣運動而轉(zhuǎn)移，并在一定的熱力條件下凝結(jié)，在重力作用下降落形成降水；一部分降水被植物攔截或被植物從土壤層中吸收，在植物生理過程中再被蒸散進入大氣，到達土壤表面的降水一部分通過入滲進入土壤層形成了壤中流和地下潛流，其中有部分土壤水通過物理蒸發(fā)進入大氣，另一部分降水則形成了地表徑流進入江河湖泊，并通過地表徑流、地下徑流方式回歸海洋，如圖3-6所示。由此可見，土壤圈在全球水分循環(huán)中起著重要的作用，首先，土壤的物質(zhì)組成和性狀決定著土壤表層水分蒸發(fā)Es；其次，土壤通過影響植物來調(diào)節(jié)植物的蒸散Ev；第三，土壤通過入滲過程調(diào)節(jié)地表徑流Rs、壤中流和地下潛流Rg；第四，土壤組成、性狀及其利用狀況對地表水的水質(zhì)也具有巨大影響。因此，土壤水分無論在農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、資源管理和水文循環(huán)控制等研究中均具有重要的意義。2.土壤水分平衡處于大氣圈、生物圈和巖石圈交界面的土壤圈，它通過蒸發(fā)與滲透作用，將大氣降水、地表徑流和地下徑流三者緊緊地聯(lián)系在一起。在農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、水資源管理和陸地水文循環(huán)的研究過程中，一般是通過調(diào)節(jié)土壤水分平衡要素來調(diào)控土壤水分狀況。土壤層的水量平衡方程為△M=P+Ig+Is+Cm-Rs-Es-Eg-Fg-Os式中：△M為時段△t內(nèi)土壤含水量的變化量；P為大氣降水量；Ig為地下水通過毛管上升進入土壤層的水量；Is為土壤中水平方向的入流水量；Cm為土壤空隙中凝結(jié)水量；Rs為從土壤表層徑流出去的水量；Es為土壤蒸發(fā)量（包含植物蒸散量T)；Eg為潛水蒸發(fā)量；Fg為土壤水分向下補給地下水的水量；Os為土壤中水平方向出流的水量。在上述土壤水分平衡方程式中有多個水量平衡項，對于平原地區(qū)土壤層水量平衡的主要項是蒸發(fā)和地下水的交換，其他項在水量上所占比重很小，從長時間尺度來看，Is最終供給蒸發(fā)，將各種形式的蒸發(fā)合并為總蒸發(fā)量E,土壤層水分平衡方程可簡化為△M=P+Cm-Rs-E-Fg其中P+Cm-Rs為大氣以降水方式供給土壤包氣帶的水量，并令M=P+Cm-Rs,則△M=M-E-Fg對于多年時間段區(qū)域土壤的水分平衡而言，其△M=0,則其土壤層水分平衡方程又簡化為M=E+Fg由此可見，土壤層中的水分主要通過E與上面大氣層進行交換、通過Fg與地下水進行交換，表明在平原地區(qū)土壤水分運動是以垂直方向為主的。土壤水分的垂直運動可以用達西定律進行估算，并且在理論上土壤水分含量大小決定于土壤水分蒸發(fā)與滲透運動的性質(zhì)。3.3.2土壤水類型隨季節(jié)及天氣狀況的變化，土壤中的水分?jǐn)?shù)量及其存在方式也在不斷變化。在自然界的土壤中，水分也有固態(tài)水、液態(tài)水和汽態(tài)水之間的相互轉(zhuǎn)化。這里主要介紹和植物生長聯(lián)系最密切的液態(tài)水。心土層和底土層溫度在秋冬季高于氣溫，而在春夏季低于氣溫心土層和底土層溫度在秋冬季高于氣溫，而在春夏季低于氣溫。1.土壤水類型的劃分在土壤科學(xué)研究和農(nóng)業(yè)生產(chǎn)過程中，通常按水在土壤中的存在狀態(tài)，可以將土壤水劃分為土壤固態(tài)水、土壤液態(tài)水和土壤氣態(tài)水三大類，如表3—6所示。土壤固態(tài)水包括化學(xué)結(jié)合水和冰。其中化學(xué)結(jié)合水又分為結(jié)晶水和組構(gòu)水。結(jié)晶水是指存在于多種礦物之中的水，如CaSO?·2H?O、MgCl?·6H?O，它們在高溫下可釋放出來，但并不破壞礦物的晶體構(gòu)造；組構(gòu)水是指土壤礦物表面包含的——H?O或——OH基，而不是以水分子H?O存在，當(dāng)?shù)V物在風(fēng)化或高溫條件下可釋放出來。冰存在于寒冷地區(qū)的永凍土或者凍土層中。土壤固態(tài)水一般不參與土壤中的生物化學(xué)過程，因此，在計算土壤水分含量不把它們考慮在內(nèi)。土壤液態(tài)水包含束縛水和自由水，土壤水中數(shù)量最多的是液態(tài)水。土壤液態(tài)水又可細分以下幾種：束縛水。束縛水是由土壤顆粒表面各種力的吸附作用而保持在土粒表面的膜狀水層。其中由于土壤顆粒強大的表面力，而吸附保持的水沒有自由水的性質(zhì)，故稱為緊束縛水，亦稱為吸附水。它們只能化為水汽而擴散，不能遷移營養(yǎng)物質(zhì)和鹽類，植物根系一般不能吸收利用，故屬于無效水。而依據(jù)土壤顆粒表面力和水分子引力而吸附和保持的水層，稱為薄膜水，或松束縛水。土壤束縛水的溶解能力很弱、密度較大（密度大于1.3g/cm3)、介電常數(shù)較大、移動速率很小，大部分亦屬于無效水。毛管水。毛管水是指在土壤毛管力作用下保持和移動的液態(tài)水。它是土壤中移動較快而易為植物根系吸收的水分，是輸送土壤養(yǎng)分至植物根際的主要載體，土壤中的各種理化、生化過程幾乎都離不開它。所以在農(nóng)田土壤水分管理過程中，人們主要通過調(diào)控土壤毛管水庫容、增加毛管水儲量，以創(chuàng)造適合于作物生長的土壤環(huán)境。在土壤固相、液相和氣相的界面上，由于土壤顆?！肿又g及水分子—水分子之間的范德華力、靜電引力可以導(dǎo)致水分移動或保持。由于土壤具有十分復(fù)雜多樣的毛管體系，故在地下水較深的情況下，降水或灌溉水等地面水進入土壤，借助毛管力保持在土壤上層的毛管孔隙中，與來自地下水上升的毛管水并不相連，好像懸掛在上層土壤中一樣，稱為毛管懸著水。毛管懸著水是地勢較高處植物吸收水分的主要來源。土壤中毛管懸著水的最大含量稱為田間持水量。當(dāng)土體中水分儲量達到田間持水量時，隨著土壤表面蒸發(fā)和作物蒸騰的損失，這時土壤含水量開始下降，當(dāng)土壤含水量降低到一定程度時，土壤中較粗毛管中懸著水的連續(xù)狀態(tài)出現(xiàn)斷裂，但細毛管中仍然充滿水，蒸發(fā)速率明顯降低，此時土壤含水量稱為毛管斷裂量。借助于毛管力由地下水上升進入土壤中的水稱為毛管上升水，從地下水面到毛管上升水所能到達的相對高度叫毛管水上升高度。毛管水上升的高度和速度與土壤孔徑的粗細有關(guān)。毛管水上升的高度對農(nóng)業(yè)生產(chǎn)有重要意義。如果它能達到根系活動層，可對作物利用地下水提供有利條件。但是如果地下水的礦化度較高，鹽分可隨水上升至根層或地表，容易引起土壤的鹽漬化，危害作物，必須加以防治。重力水。借助重力作用下能在土壤的非毛管孔隙中移動或沿坡向側(cè)滲的水稱為重力水。重力水具有很強的淋溶作用，能夠以溶液狀態(tài)使鹽分和膠體隨之遷移。它的出現(xiàn)標(biāo)志著土壤孔隙全部為水所充滿，土壤通氣狀況變差，屬于土壤不良的特征。地下水較深時，降水借助毛管力懸著在土壤上層，與地下上升的毛管水不相連，可供地勢較高處植物吸收。地下水。地下水系指某些水成土壤中地下水位較高，處于地面之上，或接近地面地下水較深時，降水借助毛管力懸著在土壤上層，與地下上升的毛管水不相連，可供地勢較高處植物吸收。土壤氣態(tài)水是指存在于土壤孔隙中的水汽，其移動取決于土壤剖面中的溫度梯度和水汽壓梯度，它也是影響土壤水分狀況和植物生長發(fā)育的重要因子。2.土壤水分的有效性土壤水類型不同，其被植物利用的難易程度也不同。土壤中不能被植物吸收利用的水稱為無效水，能被植物吸收利用的水稱為有效水。當(dāng)植物發(fā)生永久調(diào)萎時的土壤含水量稱為凋萎系數(shù)(wiltingwatercontent)，這是土壤有效水的下限，低于調(diào)萎系數(shù)的水分，作物無法吸收利用，屬于無效水。凋萎系數(shù)因土壤質(zhì)地、鹽分含量、作物和氣候等不同而不同。一般土壤質(zhì)地愈黏重，調(diào)萎系數(shù)愈大。一般把田間持水量視為土壤有效水分的上限。所以田間持水量與調(diào)萎系數(shù)之間的差值即土壤有效水最大含量。土壤水的有效性在程度上決定于土壤水吸力和植物根系根吸力的對比，如圖3-7所示。土壤有效含水量一般系指田間持水量至永久凋萎系數(shù)之間的含水量，即田間含水量減永久凋萎系數(shù)之差。田間持水量和永久調(diào)萎系數(shù)受土壤質(zhì)地、腐殖質(zhì)含量、鹽分含量和土壤結(jié)構(gòu)等因素制約。以土壤質(zhì)地來說，砂質(zhì)土壤的永久凋萎系數(shù)和田間持水量均較低，土壤有效含水量較低；黏質(zhì)土壤的田間持水量雖然較大，但其永久調(diào)萎系數(shù)亦較高，其土壤有效含水量也不高；惟有壤質(zhì)土壤的有效含水量最多，如圖3—8所示。3.土壤水的表示方法及測定土壤水分含量θ是表示土壤水分狀況的一個指標(biāo)，表示方法很多，一般可以分為質(zhì)量含水量、容積含水量以及土壤儲水量等。質(zhì)量含水量是指土壤中水分質(zhì)量與干土質(zhì)量的比值，又稱重量含水量，無量綱，常用符號θm表示。土壤質(zhì)量含水量可由以下公式計算：質(zhì)量含水量=土壤水質(zhì)量/烘干的土質(zhì)量，即：θm=(W?-W?)/W?其中θm為土壤質(zhì)量含水量，W?為濕土質(zhì)量，W?為烘干(105℃)土質(zhì)量，W?-W?為土壤水質(zhì)量。容積含水量是指土壤水分容積占土壤總?cè)莘e的含量，它表明土壤水填充土壤孔隙的程度，無量綱，常用符號θv表示，可以由以下公式計算：容積含水量=土壤水容積/土壤總?cè)莘e容積含水量計算的基礎(chǔ)是土壤的總?cè)莘e。由于水的密度可以近似等于1g/cm3，可以推知θv和θm的換算公式：θv=θm·ρ，其中ρ為土壤密度。土壤水分的測定方法可以歸結(jié)為三大類：即質(zhì)量分析法、核技術(shù)法和電磁技術(shù)法。其中質(zhì)量分析法包括經(jīng)典烘干法、紅外線烘干法、微波爐烘干法以及酒精燃燒法等，其優(yōu)點是操作簡便、價格低廉，缺點是難以現(xiàn)場觀測、觀察精度不高。核技術(shù)法包括中子散射法和γ射線衰減法，其優(yōu)點是攜帶方便、可現(xiàn)場無擾動測量、測量精度較高，缺點是設(shè)備昂貴、有時會有放射性污染。電磁技術(shù)法是根據(jù)土壤電磁特性隨土壤水分含量的關(guān)系，來測量土壤水分含量。如20世紀(jì)80年代發(fā)展起來的時域反射儀(TDR)，它類似一個短波雷達系統(tǒng)，其測量原理如圖3-9所示。將波導(dǎo)棒插入土壤介質(zhì)中，電磁脈沖信號從波導(dǎo)棒的始端傳播到終端，由于波導(dǎo)棒終端處于開路狀態(tài)，脈沖信號受反射又沿波導(dǎo)棒返回到始端。考察脈沖輸入到反射返回的時間以及反射時的脈沖幅度的衰減，即可計算土壤水分的含量。電磁脈沖沿已知長度的波導(dǎo)棒傳播的時間能夠被測出，平均脈沖速度和介電常數(shù)是可測定的，傳播時間可通過微處理器從波導(dǎo)棒開始到結(jié)束時測出。TDR法可直接、快速、方便地監(jiān)測土壤的水分狀況，并具有較強的獨立性，測定結(jié)果幾乎與土壤類型、密度、溫度等無關(guān)。3.33土水勢砂質(zhì)土植被永久凋萎時的含水量低，即其水容易被植物利用，但持水量亦低；黏質(zhì)土反之；二者都不如壤土有效含水量（可被植物利用的）高砂質(zhì)土植被永久凋萎時的含水量低，即其水容易被植物利用，但持水量亦低；黏質(zhì)土反之；二者都不如壤土有效含水量（可被植物利用的）高。1.土水勢的概念土壤系統(tǒng)中水分的保持、遷移、水分相態(tài)轉(zhuǎn)化等過程，均伴隨著能量的轉(zhuǎn)化過程。在物理學(xué)中將機械能細分為動能、勢能，在土壤系統(tǒng)中由于水分的運動速度極為緩慢，其動能可以忽略不計，故勢能是決定土壤水能態(tài)的主要因素。土壤中的水分因受重力、范德華力、毛管力、溶質(zhì)水化力、電磁力的作用而具有不同形式的勢能，像自然界所有物體運動一樣，土壤中的水分也是從勢能較高的位置向勢能較低的位置運動。為了運用土壤水的能量狀態(tài)定量的研究土壤水分運移規(guī)律，白金漢(1907)提出了毛管勢的概念，隨后加德納將土壤水的含量與能量聯(lián)系起來，并逐漸形成了土水勢的概念。土水勢(soilwaterpotential)是指單位水量從一個平衡的土—水系統(tǒng)移動到與它溫度相同而處于參比狀態(tài)的水池時所作的功。1963年國際土壤學(xué)會土壤物理名詞委員會對土水勢的定義是：把單位質(zhì)量純水可逆地等溫地以無限小量從標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下規(guī)定水平的水池移至土壤中某一點而成為土壤水所作的有用功。土壤水總是從土水勢高的位置向土水勢較低位置遷移，在同一土壤系統(tǒng)中，土壤濕度愈大，土壤水分所具有的土水勢也愈高，故土壤水便從濕度大的區(qū)域向濕度小的區(qū)域移動；但在不同的土壤系統(tǒng)中由于土壤物質(zhì)組成、性狀的差異，使土壤水所受到的作用力也各不相同，這就需要運用土水勢來確定土壤水分的運移方向，如在含水量為15%的黏質(zhì)土壤中，其土壤水所具有的土水勢一般低于含水量只有10%的砂質(zhì)土壤水的土水勢，故當(dāng)這兩種土壤相互接觸時，水分將從含水量較少而土水勢較高的砂質(zhì)土壤流向含水量較高而土水勢較低的黏質(zhì)土壤。因此，土水勢為研究土壤水分能態(tài)及其運移規(guī)律提供了統(tǒng)一的標(biāo)準(zhǔn)體系，在研究土壤一作物一大氣系統(tǒng)中的水分運移規(guī)律的過程中，運用土水勢、根水勢、葉水勢等定量指標(biāo)，就可以正確的判斷水水自勢能高處流向低處；不飽和土壤基質(zhì)勢為負(fù)值，飽和的為0；承壓大為正值。相同含水量，砂質(zhì)土的水分流向黏質(zhì)土。分在該系統(tǒng)中的運移方向、速度和土壤水分的有效性水自勢能高處流向低處；不飽和土壤基質(zhì)勢為負(fù)值，飽和的為0；承壓大為正值。相同含水量，砂質(zhì)土的水分流向黏質(zhì)土。2.土水勢類型通常把假想的在一個大氣壓力下(1013.25kPa)，與土壤水溫度相同，以及在固定高度的儲水池中純自由水的勢能，作為土水勢的標(biāo)準(zhǔn)參照狀態(tài)，即勢能零點。與此標(biāo)準(zhǔn)參照狀態(tài)相比較而確定的土水勢不是絕對數(shù)值，而是相對數(shù)值。由于土壤水是在土壤中各種力的作用下，其勢能的變化主要是降低，所以其土水勢一般為負(fù)值。根據(jù)土壤水的受力狀況，可將土水勢細分為以下幾個分勢能：基質(zhì)勢。是指單位水量從一個平衡的土—水系統(tǒng)移到?jīng)]有基質(zhì)的，而其他條件都相同的另一個系統(tǒng)中所作的功。它是由于土壤顆粒（基質(zhì)）通過吸附力、毛管力作用于土壤水分的結(jié)果。在非飽和土壤的基質(zhì)勢為負(fù)值，而飽和土壤的基質(zhì)勢最大，即為零。壓力勢(pressurepotential)。壓力勢是指單位水量從一個平衡的土—水系統(tǒng)移到除壓力不等于參比壓力，而其他條件都相同的另一個系統(tǒng)時所作的功。它是由壓力場中的壓力差而引起的。為了方便起見，基準(zhǔn)氣壓一般都選擇標(biāo)準(zhǔn)大氣壓。美國土壤學(xué)會(1997)定義的壓力勢如下：在一定海拔和一個大氣壓下，從土壤溶液池中把特定質(zhì)量的純水中的一小部分可逆的、等溫的輸送到海拔在某個高度、外部氣壓為某個值的土壤水中（在水位線以下）時，所需要做的功。標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下，在地下水位下的單位質(zhì)量的土壤水受到靜水壓勢產(chǎn)生的壓力勢為正值。當(dāng)土壤水處于比大氣壓大的流體靜力壓力的時候，它的壓力勢是正值。在自由水面下的水壓力勢是正值。自由水面的壓力勢是零。在這種情況下，壓力勢都應(yīng)用于水位或暫時水位下的飽和土壤水。在不飽和的土壤孔隙中都充滿水，并連續(xù)成水柱。在土表的土壤水與大氣接觸，僅受大氣壓力，壓力勢為零。而在土體內(nèi)部的土壤水除承受大氣壓外，還要承受其上部水柱的靜水壓力，壓力勢為正值。在飽和土壤愈深層的土壤水，所受的壓力愈高，正值愈大。對于水分飽和的土壤，在水面以下深度為h處，體積為V的土壤水的壓力勢為Ψp=ρw.ghV式中：ρw為水的密度；g為重力加速度。滲透勢(osmaticpotential)。滲透勢是指單位水量從一個平衡的土—水系統(tǒng)移到?jīng)]有溶質(zhì)的，而其他條件都相同的另一個系統(tǒng)中所作的功，也稱為溶質(zhì)勢。土壤溶液中的溶質(zhì)對水分有吸引力，水分移動時必須克服這種吸持作用對土壤水做功，因此滲透勢也是負(fù)值。土壤中無半透膜存在，如果土壤中含鹽量較低時，溶質(zhì)勢不會引起水分運移，也沒什么重要性，然而在含鹽量高的土壤里，滲透勢可以控制水從土壤到植物根系和微生物的移動。對植物來說，吸收水分、養(yǎng)分必須通過植物根系細胞的半透膜，溶質(zhì)勢就顯得重要。重力勢（gravitationalpotential)。重力勢是指單位水量從一個處于任何位置的平衡的土水系統(tǒng)移到處于參比位置上而其他條件都相同的另一個系統(tǒng)中所作的功。它是由地球引力場所引起的，所有土壤水都受重力作用，與基準(zhǔn)的高度相比，高于基準(zhǔn)面的土壤水，其所受重力大于基準(zhǔn)面，故重力勢為正值。高度愈高則重力勢的正值愈大，反之亦然?；鶞?zhǔn)面的高度一般根據(jù)研究需要而定，可設(shè)在地表或地下水面。在基準(zhǔn)面上取原點，選定垂直坐標(biāo)z，質(zhì)量M的土壤水分所具有的重力勢為：Ψg=±Mgz當(dāng)z坐標(biāo)向上為正時，取正號，否則取負(fù)?？偼了畡?soilwaterpotential)。總水勢是指土壤中任一點的單位質(zhì)量土壤水分的自由能和標(biāo)準(zhǔn)參比狀態(tài)下自由能的差值，即為該點的總土水勢。它包括因系統(tǒng)壓力變化引起的自由能增加量的壓力勢，由于溫度改變引起的自由能增加量的溫度勢，溶液濃度變化引起的溶質(zhì)勢，土壤基質(zhì)吸力引起的基質(zhì)勢以及位置變化引起的重力勢。在這5項分勢能之中，由于溫度勢觀測較為葉面蒸騰耗水，水勢降低，吸取莖、根和土壤水逐級向上運移；高于基準(zhǔn)面的水，重力勢為正值；根系可利用與土壤的鹽度差吸水。困難，在實際調(diào)查研究中，一般不考慮葉面蒸騰耗水，水勢降低，吸取莖、根和土壤水逐級向上運移；高于基準(zhǔn)面的水，重力勢為正值；根系可利用與土壤的鹽度差吸水。Ψt=Ψg+Ψm+Ψp+Ψo式中：Ψt是總土水勢；Ψg是重力勢；Ψm是基質(zhì)勢；Ψp是壓力勢；Ψo為滲透勢。在不同的土壤含水狀態(tài)下，決定土水勢大小的分勢也不同。如在土壤水飽和狀態(tài)下，若不考慮半透膜的存在，則總土水勢等于壓力勢和重力勢之和；在土壤水不飽和狀態(tài)下，總土水勢等于基質(zhì)勢和重力勢之和；在考察根系吸水時，一般可以忽略重力勢，因而根系吸水表皮細胞存在半透膜性質(zhì)，總土水勢等于基質(zhì)勢和滲透勢之和，若土壤含水量達到飽和狀態(tài)，則總土水勢等于滲透勢。在根據(jù)各分勢計算總土水勢時，必須分析土壤含水量狀況，且應(yīng)該注意基準(zhǔn)面及各分勢的正負(fù)號。近些年來，土水勢的測定有了很大發(fā)展，用于確定土壤水的勢能狀況的方法很多，包括壓計、張力計和干濕計。從水分能量的觀點，植物吸水是由植物細胞內(nèi)水勢所決定的。植物細胞內(nèi)水勢可分為葉水勢、根水勢、莖水勢等。植物細胞內(nèi)水勢決定于細胞內(nèi)的滲透勢、基質(zhì)勢（原生質(zhì)中親水膠體的脹吸力等），其中尤以滲透勢最為重要，它是植物吸水的主要驅(qū)動力。由此可見，植物吸水是一個被動過程，即植物需要吸收水分以彌補因蒸騰所消耗的大量水分，其過程是：當(dāng)水分從植物葉面蒸騰進入大氣層后，葉面水勢降低，水分依次從水勢較高的根系到莖再到水勢低的葉面，繼而莖水勢、根水勢隨之降低，然后植物根際土壤中的水分再進入根系，土壤中的水分在土水勢驅(qū)動下，再向植物根際土壤運動，構(gòu)成了土壤—植物—大氣的水分運移動態(tài)系統(tǒng)(soil-plant-aircontinuum,SPAC)，如圖3-10所示。3.土壤持水曲線土壤水含量和基質(zhì)勢之間的關(guān)系是重要的土壤物理特性，土壤水的基質(zhì)勢是隨土壤含水量而變化的，其關(guān)系做成相關(guān)的曲線就是土壤特征曲線，又稱為土壤持水曲線。它是研究土壤水分的保持和運動所用到的反映土壤水分基本特征的曲線。在同一高度飽和的土壤中自由水面呈平衡狀態(tài)，壓力為大氣壓，因此，基質(zhì)勢為零，如圖3-11所示。土壤顆粒吸附力、毛管力越低，含水量越大，基質(zhì)勢越高；砂土排水好、進氣快，黏土持水好、進氣慢；土壤干密度越大，含水量越高。土壤顆粒吸附力、毛管力越低，含水量越大，基質(zhì)勢越高；砂土排水好、進氣快，黏土持水好、進氣慢；土壤干密度越大，含水量越高。如果一個壓力空間飽和土壤中有一個微小壓力的話，直到超過某一個臨界壓力時水才會流出，這時最大的孔開始變空，于是土壤開始排水，相應(yīng)的含水率開始減少，這個臨界的基質(zhì)勢被稱作進氣值，在這種基質(zhì)勢下，空氣開始出現(xiàn)在土壤空隙中。對于粗糙質(zhì)地的土壤，空間壓力接近飽和，對于較細質(zhì)地的土壤，可接近10kPa。也就是說，粗質(zhì)地砂性土壤或結(jié)構(gòu)良好的土壤其進氣值小，而細質(zhì)地的黏性土壤其進氣值相對較大。土壤水分的基質(zhì)勢與含水率的關(guān)系，目前尚不能根據(jù)土壤的基本性質(zhì)從理論上分析得出，因此，土壤持水曲線只能用實驗方法來測定。土壤持水曲線受多種因素的影響。首先，不同質(zhì)地的土壤，其土壤持水曲線各不相同。圖3-12是低吸力下實測的幾種土壤的土壤持水曲線。一般來說，土壤黏粒含量愈高，同一吸力條件下土壤的含水率愈大，這是因為土壤中黏粒含量增多會使土壤細小孔隙發(fā)育的緣故。由于黏質(zhì)土壤孔徑分布較為均勻，所以隨著吸力的提高含水率緩慢減少，如土壤持水曲線所示。而對于砂質(zhì)土壤來說，大部分的孔隙都比較大，當(dāng)吸力達到一定值后，這些大孔隙的水首先排空，土壤中僅有少量水存留，故土壤持水曲線呈現(xiàn)出一定吸力下平緩，而較大吸力時陡直的特點。土壤持水曲線還受土壤結(jié)構(gòu)的影響，在低吸力范圍尤為明顯。土壤愈密實，則大孔隙數(shù)量愈減少，而中小孔徑的孔隙量愈多。因此，在同一吸力值下，干密度愈大的土壤，相應(yīng)的含水率也愈大些。溫度對于土壤持水曲線也有影響。溫度升高時，水的黏滯性和表面張力下降，基質(zhì)勢相應(yīng)增大，在低含水率時更為明顯。在很多粗糙質(zhì)地的土壤持水曲線并不是單一的，而是根據(jù)干濕發(fā)生變化。這意味著水含量和壓力之間的關(guān)系通常不是單一值，它服從滯后作用。對于同一土壤，即使在恒溫條件下，土壤由濕變干和土壤由干變濕過程的土壤持水曲線也是不同的。從飽和點土壤水吸力最小時起始，逐漸增加土壤水吸力，使土壤水含量不斷減少所得到的曲線，與由干燥點起始不斷增加土壤水含量、減少土壤水吸力所得到的曲線是不重合的，這就是滯后現(xiàn)象，如圖3-13所示。滯后現(xiàn)象在砂土中比在黏土中明顯，因為在一定吸力下，砂土由濕變干時，要比由干變濕時含有更多的水分。滯后現(xiàn)象產(chǎn)生的原因可能是由于土壤顆粒的膨脹收縮性以及土壤孔徑的分布特點，如單個孔徑的幾何差異以及顆粒表面的粗糙程度等造成的。土壤持水曲線表示了土壤的基本特征，有重要的使用價值：首先，可利用它進行土壤水吸力和含水率之間的換算；其次，土壤持水曲線還可以間接地反映出土壤孔隙大小的分布；第三，土壤持水曲線可以用來分析不同質(zhì)地土壤持水性和土壤水分的有效性；第四，應(yīng)用數(shù)學(xué)物理方法對土砂土由濕變干時比由干變濕時水分多。降水＞蒸發(fā)，森林土，淋溶型；蒸發(fā)＞降水，低洼處的地下水沿毛管上升，鹽堿聚集表土，為滲出型。壤中的水分運動進行定量分析時，土壤持水曲線是重要的參數(shù)砂土由濕變干時比由干變濕時水分多。降水＞蒸發(fā)，森林土，淋溶型；蒸發(fā)＞降水，低洼處的地下水沿毛管上升，鹽堿聚集表土，為滲出型。3.3.4土壤水分狀況周年內(nèi)土壤剖面中各土層的含水量及其變化過程，是土壤水分循環(huán)過程的集中體現(xiàn)，它是土壤水量平衡和土壤水文過程共同作用的結(jié)果，稱之為土壤水分狀況(soilmoistureregimes)。土壤水分狀況不僅影響土壤中物質(zhì)與能量的遷移轉(zhuǎn)化過程，同時還影響著土壤形成發(fā)育的方向和性質(zhì)。因此，土壤水分狀況不僅是土壤地理調(diào)查研究的重要內(nèi)容，同時也是進行土壤分類的診斷特性指標(biāo)。在土壤地理發(fā)生分類的過程中，一般按照土壤形成的氣候條件、水文地質(zhì)狀況將土壤水分狀況劃分為以下類型：①淋溶型與周期淋溶型。其土壤水分狀況的主要特征是年降水量大于或者接近于年蒸發(fā)量，在土壤剖面中水分以下行水流為主，造成土壤水溶性物質(zhì)的淋失。森林土壤或酸性土壤常具有此水分狀況類型。②非淋溶型，在年降水量小于年蒸發(fā)量的地區(qū)，大氣降水因土壤蒸發(fā)和植物蒸騰而大量損耗，降水在土壤剖面中淋溶深度較小，故常有難溶性鹽類如石灰、石膏在土壤剖面中下部淀積。干旱半干旱地區(qū)的草原土壤和荒漠土壤常具有非淋溶型水分狀況。③滲出型，在干旱半干旱和半濕潤地區(qū)的地形低洼處，在地下水位較淺的條件下，因強烈的土壤蒸發(fā)，地下水便在毛管力的作用下上升到達地表，同時將土體中的鹽分和地下水中的鹽分積聚于土壤表層，引起土壤鹽堿化。鹽化草甸土、鹽堿土具有此水分狀況。④停滯型，在氣候濕潤地區(qū)，由于地表排水不良，造成水分在土壤中長時間滯留，引起土壤通氣狀況不良、大量泥炭物質(zhì)在土壤表層堆積，沼澤土具有此水分狀況。⑤凍結(jié)型，在高緯度和高海拔地區(qū)，土壤溫度經(jīng)常低于0℃，土壤中往往形成永久凍土層，冰沼土具有此水分狀況。在美國土壤系統(tǒng)分類的診斷特性中，土壤水分狀況是依照土壤控制層段內(nèi)的地下水位和小于1500kPa張力所吸持水分的季節(jié)性有無來確定，這是由于大多數(shù)中生植物無法吸收利用土壤中大于1500kPa張力的水分。由此可設(shè)想，在不灌溉的情況下，根據(jù)土壤自然供水能力可能生長的作物、牧草或自然植被，來確定土壤水分狀況的類別。在美國土壤系統(tǒng)分類中將土壤水分狀況劃分為以下5個類型：潮濕水分狀況(aquicmoistureregime)、濕潤水分狀況(udicmoistureregime)、半干潤水分狀況(usticmoistureregime)、夏旱水分狀況(xericmoistureregime)、干旱和干熱水分狀況(aridic&terricmoistureregime)。其土壤水分狀況劃分的具體指標(biāo)詳見(SoilSurveyStaff,U.S.A,1992)。在中國由于受季風(fēng)氣候和人類活動的影響，土壤水分狀況具有其特殊性。故在參照美國土壤系統(tǒng)分類所劃分的土壤水分狀況類別的基礎(chǔ)上，也建立起適合于中國土壤特點的土壤水分狀況劃分體系，并增添了人為滯水水分狀況。在中國土壤系統(tǒng)分類中將土壤水分狀況劃分為以下7個類型：干旱土壤水分狀況(aridicmoistureregime)、半干潤土壤水分狀況(usticmoistureregime)、濕潤土壤水分狀況(udicmoistureregime)、常濕潤土壤水分狀況(perudicmoistureregime)、滯水土壤水分狀況(stagnicmoistureregime)人為滯水土壤水分狀況(anthrostagnicmoistureregime)、潮濕土壤水分狀況(aquicmoistureregime)。其土壤水分狀況劃分的具體指標(biāo)詳見科學(xué)出版社1999年出版的《中國土壤系統(tǒng)分類：理論降水量＜蒸發(fā)量，水分消耗于蒸發(fā)、蒸騰，草原、荒漠土淋溶層薄而淀積層厚，有難溶性鹽；沼澤土滯水，通氣不良，泥炭物質(zhì)堆積于表土降水量＜蒸發(fā)量，水分消耗于蒸發(fā)、蒸騰，草原、荒漠土淋溶層薄而淀積層厚，有難溶性鹽；沼澤土滯水，通氣不良，泥炭物質(zhì)堆積于表土。典例（2020年全國卷Ⅱ）巢湖平原某地人多地少，原來種植雙季稻，越冬作物以油菜為主。近年來隨著城鎮(zhèn)化的發(fā)展，機械化的普及和青壯年勞動力外出務(wù)工，這里多種植單季稻，收割后多不經(jīng)翻耕播種收益較低的越冬作物小麥。右圖為該地收割水稻后播種了小麥的農(nóng)田景觀，其中淺色的為稻茬。據(jù)此完成3—5題。3．在收割水稻后的農(nóng)田中播種小麥，需在田地中打溝，打溝主要是為了（）A、灌溉

B、排水C、防蟲害

D、通風(fēng)4．推測這里不經(jīng)翻耕播種小麥的主要目的是（）A、提高產(chǎn)量

B、減少水土流失

C、降低生產(chǎn)成本

D、減少蒸發(fā)5．近年來，該地（）A、種植結(jié)構(gòu)復(fù)雜化

B、復(fù)種指數(shù)提高

C、田間管理精細化

D、種田大戶增多答案：3.B4.C5.D本題組考查農(nóng)業(yè)區(qū)位因素及其變化。第3題，和水稻相比，小麥對水分的要求低，巢湖平原位于南方地區(qū)，降水較多，為了減少澇漬災(zāi)害的影響，在稻田中修建排水溝，故B項正確、A項錯誤；打溝對于防蟲害沒有意義，C項錯誤；從圖中可以看出，稻茬寬度很大，小麥不需要特意打溝通風(fēng)，D項錯誤。第4題，不經(jīng)翻耕播種小麥，可以減少耕作的工序，降低生產(chǎn)成本，C項正確；翻耕的目的是將淺層和深層的土壤交換，提高淺層土壤的有機質(zhì)含量、透氣性和疏松度，同時殺死蟲卵和害蟲，提高產(chǎn)量，不經(jīng)翻耕，土壤板結(jié)，通透性較差，不利于提高產(chǎn)量，A項錯誤；不經(jīng)翻耕(免耕)可以減少水土流失，但是巢湖平原地區(qū)水土流失并不嚴(yán)重，故減輕水土流失不是主要目的，B項錯誤；南方地區(qū)降水多，水資源充足，農(nóng)業(yè)生產(chǎn)不需要考慮減少蒸發(fā)，D項錯誤。第5題，隨著城鎮(zhèn)化的發(fā)展、機械化的普及以及勞動力的減少，該地農(nóng)田流轉(zhuǎn)承包增加，規(guī)模較大的農(nóng)場(種田大戶)增多，D項正確；機械化程度提高，適合專業(yè)化生產(chǎn)，種植一種或兩種農(nóng)作物，種植結(jié)構(gòu)簡單化，A項錯誤；原來是種植雙季稻和油菜，近年來種植單季稻和冬小麥，由一年三熟變?yōu)橐荒陜墒欤瑥?fù)種指數(shù)降低，B項錯誤；由于機械化程度提高和勞動力減少，田間管理精細化程度降低，C項錯誤。3.4土壤分散系及其特征分子、離子、化合物在土壤水中形成溶液，小聚集體形成膠體的溶膠，大固態(tài)聚集體形成懸濁液，大液態(tài)聚集體形成乳濁液分子、離子、化合物在土壤水中形成溶液，小聚集體形成膠體的溶膠，大固態(tài)聚集體形成懸濁液，大液態(tài)聚集體形成乳濁液。3.4.1土壤分散系的概念及其分類1.土壤分散系的基本概念土壤是由多相態(tài)物質(zhì)如固相物質(zhì)（礦物質(zhì)和有機質(zhì)）、液相物質(zhì)（土壤溶液)、氣相物質(zhì)（土壤空氣）及生命體構(gòu)成的復(fù)雜綜合體。在復(fù)雜綜合體的科學(xué)研究上，常選取復(fù)雜綜合體的一部分作為研究的對象，稱之為體系。如果個體系中物理性質(zhì)和化學(xué)性質(zhì)完全相同的任何均勻部分，且同其他部分有一定的界面分隔開來的叫做一個相，只含有一個相的體系稱為均勻體系或單相體系。自然土壤中一般均包含多個相，且相與相之間都有界面分開，這種體系叫做不均勻體系或多相體系。當(dāng)某種土壤物質(zhì)微粒子（如陰陽離子、單分子、對分子或多分子聚合體)分布在土壤液態(tài)水之中，就構(gòu)成了土壤分散系，其中被分散的土壤微粒子稱為分散質(zhì)，起分散作用的土壤液態(tài)水稱為分散劑。按照土壤分散系中分散質(zhì)顆粒的大小，可以將土壤分散系分為土壤溶液和土壤膠體兩大類。2.土壤分散系的類型土壤溶液中分散質(zhì)的微顆粒。由單個分子、離子或高分子構(gòu)成，其微顆粒的直徑一般小于10??m，土壤溶液屬于單相分散系。在土壤溶液中雖然分散質(zhì)是以單個分子或離子的狀態(tài)存在，但土壤中的單分子化合物所包含的原子數(shù)目相差懸殊，一些化合物分子中僅有幾個原子構(gòu)成如H?CO?、H?S、NH?、CH?CH?OH等，其相對分子量較小，一般在1000以下，這些分子一般稱為低分子，由低分子構(gòu)成的溶液稱為低分子物質(zhì)溶液，或簡稱溶液；另一些化合物分子由數(shù)千個甚至上萬個原子構(gòu)成如纖維素(C?H??O?)n、多糖類、蛋白質(zhì)(RCHNH?COOH)等，其相對分子量大，一般在1000以上，這些分子稱為高分子，其所形成的溶液稱為高分子物質(zhì)溶液。土壤膠體中分散質(zhì)的粒子。這種粒子較大，一般由較多分子聚集而成，這些粒子各以一定的界面與周圍的介質(zhì)分開，成為一個不連續(xù)的相，而分散劑如土壤水則是一個連續(xù)的相，因此，由土壤膠體構(gòu)成的分散系屬于多相分散系。根據(jù)土壤膠體的分散質(zhì)粒子大小，又可以將其劃分為溶膠和濁液兩種：在溶膠中分散質(zhì)粒子的直徑在10??~10??m之間，憑肉眼或普通顯微鏡都不能看出，以致整個體系看上去還是清澈的。濁液中分散質(zhì)粒子的直徑大于10??m,不但用普通顯微鏡能看出，有時甚至用肉眼也可以看到，以致體系是渾濁的。按濁液分散質(zhì)的物質(zhì)狀態(tài)繼續(xù)可將其劃分為懸濁液和乳濁液，前者的分散質(zhì)為固體，如泥水就是懸濁液；后者的分散質(zhì)屬于液體，如表3-7所示。土壤膠體有礦質(zhì)、有機和復(fù)合三類；比表面積大、引力大，有電性和凝聚—土壤膠體有礦質(zhì)、有機和復(fù)合三類；比表面積大、引力大，有電性和凝聚—分散性。3.4.2土壤膠體1.土壤膠體及其特性土壤膠體類型及其性質(zhì)。土壤膠體按其分散質(zhì)的性質(zhì)可以分為三種類型：①土壤礦質(zhì)膠體：其分散質(zhì)顆粒有次生黏土礦物，如蒙脫石、蛭石、伊利石、高嶺石和簡單氧化物，如鐵、鋁氧化物和二氧化硅等。②有機膠體，其分散質(zhì)有土壤腐殖質(zhì)、有機酸、蛋白質(zhì)及其衍生物等高分子有機化合物。③有機-無機復(fù)合膠體，土壤中的礦質(zhì)膠體與有機膠體往往通過氫鍵、庫侖引力、表面引力相互結(jié)合，形成有機-無機復(fù)合膠體。在不同的地理環(huán)境條件下，土壤中膠體的種類與數(shù)量差異較大，如在溫帶半濕潤地區(qū)，其土壤膠體為有機膠體、蒙脫石膠體，以及它們通過鈣離子橋結(jié)合而形成的有機—無機復(fù)合膠體，且土壤中膠體數(shù)量巨大；而在熱帶亞熱帶地區(qū)，其土壤膠體則為高嶺石、鐵鋁氧化物膠體及其與活性較強的腐殖質(zhì)形成的有機—無機復(fù)合膠體。土壤膠體是土壤中最為活躍的組分之一，它們對土壤中營養(yǎng)元素、污染物的遷移轉(zhuǎn)化有重要的影響，這種作用與土壤膠體下列性質(zhì)密切相關(guān)：①土壤膠體具有巨大的比表面面積和表面能：土壤比表面面積是指單位質(zhì)量土壤顆粒所有表面面積的總和，土壤顆粒愈細小其比表面面積愈大。土壤膠體顆粒表面的分子與其內(nèi)部的分子所處的條件是不相同的，膠體內(nèi)部的分子在各方向上都與它相同的分子相接觸，受到的吸引力各方向相等；而處于土壤膠體表面的分子所受到內(nèi)部相同分子的引力，與其受到介質(zhì)（分散劑）分子的引力不相同，從而使膠體表面分子具有一定的自由能，即表面能。如土壤顆粒愈小其表面能就愈大。②土壤膠體具有電性，土壤膠體微粒具有雙電層，微粒內(nèi)部稱為微粒核或膠核，一般帶有負(fù)電荷，形成一個負(fù)離子層（即決定電位離子層），故在庫侖引力作用下形成一個正離子層（又稱反離子層，包括非活性離子層和擴散層)。土壤膠體的決定電位層與分散劑液體分子之間的電位差通常稱為熱力電位，以ε表示。ε在特定土壤膠體系統(tǒng)中是不變的。在非活性離子層與液態(tài)分子之間的電位差叫做電動電位，以ξ表示。ξ的大小隨擴散層厚度的增大而增加。而擴散層厚度又決定于補償離子的性質(zhì)、電荷數(shù)量等，如水化程度較大的補償離子Na?形成的擴散層較厚。③土壤膠體的凝聚-分散性，因土壤膠體比表面面積和表面能均大，膠體微粒之間就有相互吸引、凝聚的趨勢，這就是土壤膠體的凝聚性。但是在土壤溶液中，膠體微粒常常帶有負(fù)電荷，即具有負(fù)的電動電位ξ，故膠體微粒之間又因帶相同的電荷而相互排斥，電動電位愈高，其間相互排斥力也越強，這樣膠體微粒的分散性也就越強。影響土壤膠體凝聚—分散性的主要因素是膠體的電動電位和擴散層厚度，它們均與土壤介質(zhì)中陽離子種類和數(shù)量有關(guān)，如土壤介質(zhì)中陽離子濃度愈高，土壤膠體表面的負(fù)電荷被中和的也越多，從而強化了膠體凝聚。土壤中陽離子對膠體的分散能力順序為：Na?>K?>NH??>H?>Mg2?>Ca2?>Al3?>Fe3?土壤膠體電荷的起因。土壤膠體微粒表面電荷主要通過以下物理化學(xué)過程而形成：土壤礦質(zhì)膠體微粒，即次生黏土礦物晶體內(nèi)離子同晶置換作用，即低價態(tài)離子同晶置換高價態(tài)離子使微粒帶負(fù)電荷，如Al3?置換硅氧四面體中的Si??，Mg2?置換鋁氧八面體中Al3?均可使礦質(zhì)膠體帶負(fù)電荷。膠體微粒向介質(zhì)解離離子而帶電，土壤膠體微粒表面的羥基（—COOH)、酚羥基（—OH)，或礦質(zhì)膠體晶層之間的羥基(OH)、水鋁英石的≡S—OH等都可向溶液中解離出H?，而使膠體微粒本身帶負(fù)電荷。相反，如果膠體微粒從介質(zhì)溶液中吸收H?或向介質(zhì)解離OH?就可使其帶正電荷。有的礦質(zhì)膠體在不同pH值的介質(zhì)溶液中會表現(xiàn)兩種不同的解離與吸附特性，并表現(xiàn)出不同的帶電性，這種膠體稱為兩性膠體，如Al(OH)?膠體：在堿性介質(zhì)中：Al(OH)?+NaOH→Al(OH)?O?+Na?+H?OAl(OH)?+OH?→Al(OH)?O(H?O)?土壤膠體顆粒表面電荷是通過離子置換、溶液解離或晶格斷鍵得來土壤膠體顆粒表面電荷是通過離子置換、溶液解離或晶格斷鍵得來。在酸性介質(zhì)中：Al(OH)?+HCl→Al(OH)?+Cl?+H?OAl(OH)?+H?→Al(OH)?H?即Al(OH)?·(H?O)?隨著土壤pH值的變化，土壤中兩性膠體所帶電荷量及正負(fù)性也會變化，當(dāng)土壤pH值變至某一固定值時，兩性膠體微粒向介質(zhì)解離H?和OH?數(shù)量相等，此時膠體既不帶正電荷也不帶負(fù)電荷，呈電中性。這時溶液的pH值即為該兩性膠體的等電點。一般來說，當(dāng)介質(zhì)的pH值大于兩性膠體的等電點時，膠體微粒帶負(fù)電荷；pH值小于兩性膠體的等電點時，膠體微粒帶正電荷。土壤中的膠體大部分為兩性膠體，但它們的等電點不同。如Al(OH)?膠體的等電點：pH值為4.8~5.2、Fe?O?膠體的等電點：pH值為3.2、蛋白質(zhì)膠體的等電點：pH值為4.7~5.2等。由于介質(zhì)的pH值決定膠體表面分子的解離與吸附，由此引起膠體微粒表面負(fù)電荷的變化，這種負(fù)電荷稱為可變負(fù)電荷，一般可變負(fù)電荷隨介質(zhì)pH值的增高而增大。黏土礦物晶格斷鍵，次生黏土礦物膠體微粒（即晶格）的邊緣或棱角面上，因原有的共加鍵斷開，可引起膠體微粒帶電，如硅氧層邊緣相鄰硅氧四面體即≡Si—O—Si≡的斷裂成≡Si—O與—Si≡，鋁氧層邊緣相鄰鋁氧八面體即—Al—O—Al—斷裂成—Al—O—與—Al—，從而使膠體微粒帶有負(fù)電荷或正電荷。這種斷鍵現(xiàn)象與土壤物理機械破碎程度、土壤顆粒大小密切相關(guān)。2.土壤膠體的離子交換吸附在土壤膠體雙電層的擴散層中，補償離子可以和介質(zhì)溶液中相同電荷的離子以離子價為依據(jù)進行等價交換，稱為離子交換（或代換）。離子交換作用包括陽離子交換吸附作用和陰離子交換吸附作用。土壤膠體的陽離子交換吸附。土壤膠體陽離子交換吸附過程以離子價為依據(jù)進行等價交換，其交換過程反應(yīng)方程式如下：Na—膠體—Na+Ca2?=膠體—Ca+2Na?上述交換反應(yīng)還受質(zhì)量作用定律、陽離子交換能力等制約。而陽離子交換能力強弱決定于陽離子所帶的電荷數(shù)、陽離子半徑及水化程度。一般來說，陽離子所帶電荷數(shù)愈多，其交換能力愈強；在同價陽離子中，離子半徑愈大，水化離子半徑就愈小，因而其交換能力就愈強。土壤溶液中一些常見陽離子的交換能力順序如下：Fe3?>Al3?>H?>Ba2?>Sr2?>Ca2?>Mg2?>Cs?>Rb?>NH??>K?>Na?>Li?土壤陽離子交換量(cationexchangecapacity，簡稱CEC)是指土壤膠體所能吸附各種陽離子的總量，其數(shù)值以每千克土壤中含有各種陽離子的物質(zhì)的量來表示，即單位是mol/kg。不同土壤的陽離子交換量不同，其主要影響因素有：①土壤膠體類型，不同類型的土壤膠體其陽離子交換量差異較大，土壤膠體的陽離子交換量順序為：有機膠體>蒙脫石>水化云母>高嶺石>含水氧化鐵、鋁。②土壤質(zhì)地愈細，其陽離子交換量愈高。③對于實際的土壤而言，土壤黏土礦物的SiO?/R?O?比率愈高，表明土壤以2：1性礦物如蒙脫石、水化云母為主，即交換量也愈大；當(dāng)SiO?/R?O?比率<2.0時，表明土壤以1:1性礦物如高嶺石和含水氧化鐵、鋁為主，其交換量就愈小。④土壤溶液pH值，因為土壤膠體微粒表面的羥基(OH)的解離受介質(zhì)pH值的影響，當(dāng)介質(zhì)pH值降低時，土壤膠體微粒表面所帶負(fù)電荷也減少，其陽離子交換量也降低；反之，交換量增大。土壤陽離子交換量是影響土壤緩沖性能高低，也是評價土壤保肥能力、改良土壤和合理施肥的重要依據(jù)。土壤膠體微粒表面上的交換性陽離子有兩類：一類是酸性陽離子，包括H?和AI3?;另一類是鹽基離子，主要包括Ca2?、Mg2?、NH??、K?、Na?等。當(dāng)土壤膠體微粒表面吸附的陽離子全部為鹽基離子時，該土壤稱為鹽基飽和土壤；當(dāng)土壤膠體微粒表面吸附的陽離子中有一部分為致酸離子時，則這種土壤稱為鹽基不飽和土壤。在土壤全部交換性陽離子總量中鹽基離子所占的百分?jǐn)?shù)稱為土壤鹽基飽和度(basesaturationpercent，簡稱BSP)，其計算式為BSP=交換性鹽基離子總量/陽離子交換量。土壤陽離子交換量CEC和鹽基飽和度BSP是土壤的重要物理化學(xué)性狀指標(biāo)和土壤分類的診斷特性，成土環(huán)境、土壤發(fā)育程度和成土母質(zhì)是其重要的影響因素，如溫帶半濕潤地區(qū)的土壤表層CEC可達0.35mol/kg以上，且BSP>90%；熱帶濕潤區(qū)土壤表層CEC多數(shù)不足0.25mol/kg，且BSP<30%；溫帶荒漠區(qū)土壤表層CEC多數(shù)不足0.10mol/kg，且BSP高達100%。土壤膠體的陰離子交換吸附。土壤中陰離子交換吸附是指帶正電荷的膠體微粒表面所吸附的陰離子與介質(zhì)中陰離子的交換作用。土壤中許多重要的營養(yǎng)元素如N、P、S、B、Mo等，以及As、I、F等人為污染元素在土壤中多呈陰離子形式存在。土壤陰離子的交換吸附比較復(fù)雜，但從吸附與交換機制上可分為陰離子的非專性吸附和專性吸附。土壤膠體微粒表面帶正電荷時，其土壤質(zhì)地越細，陽離子交換量越高，溫帶半濕潤地區(qū)最高；營養(yǎng)物質(zhì)N、P、S和污染元素F土壤質(zhì)地越細，陽離子交換量越高，溫帶半濕潤地區(qū)最高；營養(yǎng)物質(zhì)N、P、S和污染元素F、I以陰離子形式存在。膠體—Al—OH??.??+Cl?≒膠體—Al—OH?Cl?.??土壤非專性吸附過程也服從質(zhì)量作用定律和離子交換的等價規(guī)則。土壤膠體微粒表面非專性吸附的陰離子均位于雙電層的外層，可以和介質(zhì)中的陰離子進行交換。非專性吸附量與膠體類型、介質(zhì)PH值和陰離子本身特性密切相關(guān)，如在熱帶、亞熱帶地區(qū)土壤黏土礦物以鐵鋁氧化物、高嶺石為主，其非專性吸附量較大，而在溫帶地區(qū)土壤黏土礦物以2：1型為主，其非專性吸附量較?。煌寥婪菍Ｐ晕疥庪x子的量一般隨著介質(zhì)pH值的降低而增高，對于兩性膠體只有當(dāng)介質(zhì)pH值低于其等電點時，兩性膠體才能吸附陰離子；土壤膠體非專性吸附陰離子的一般順序為：OH?>PO?3?>SiO?2?>SO?2?>Cl?>NO??土壤專性吸附是指介質(zhì)中的陰離子被吸附進入膠體雙電層的內(nèi)層，并交換金屬氧化物表面的配位陰離子的過程，因此專性吸附又稱為配位基交換。專性吸附的陰離子不能為非專性吸附的陰離子所交換，但可為非專性吸附陰離子所解吸。土壤中水化氧化物膠體專性吸附作用最強，其表面的氧原子可以被陰離子置換，陰離子還可以進入晶格內(nèi)部置換暴露在固相表面的配位體，土壤中水化氧化鐵膠體的專性吸附過程如下式所示：土壤的其他吸收作用。前蘇聯(lián)土壤學(xué)家蓋德羅伊茨還對土壤中的其他吸收作用進行了分類，將它們歸結(jié)為機械吸收、物理吸收、化學(xué)吸收和生物吸收作用。土壤機械吸收是指疏松多孔的土壤對介質(zhì)中物質(zhì)顆粒的阻滯截留作用，如土壤中黏土顆粒在心土層的聚積就與土壤機械吸收密切相關(guān)。土壤物理吸收是指土壤微顆粒借助其表面能從介質(zhì)中吸收并保持一些分子態(tài)物質(zhì)（CO?、H?O、H?S、NH?等)的作用，它可以吸收部分養(yǎng)分暫時免于淋失，同時使土壤溶液濃度分布不均，有利于植物根系的選擇性吸收。土壤化學(xué)吸收是指土壤介質(zhì)中可溶性化合物轉(zhuǎn)化為難溶性化合物的過程(即后面要詳細介紹的溶解—沉淀過程)。如在中國華北及黃土高原地區(qū)，成土母質(zhì)均為黃土狀物質(zhì)，故土壤中的Ca2?與磷素作用常形成難溶性磷酸鈣，即3Ca(HCO?)?+2H?PO?→Ca?(PO?)?↓+6H?CO?在中國江南地區(qū)土壤中含有較吸收作用：疏松多孔的土壤阻滯截留；形成難溶化合物；顆粒表面能吸附；根系截獲、吸收、輸送，可富集礦物（重金屬）。多的Fe3?、Al3?、它們也能與土壤中磷素形成難溶性磷酸鐵（鋁），其反應(yīng)方程式為吸收作用：疏松多孔的土壤阻滯截留；形成難溶化合物；顆粒表面能吸附；根系截獲、吸收、輸送，可富集礦物（重金屬）。Fe(OH)?+H?PO?→FePO?↓+3H?O可見化學(xué)吸收作用是物質(zhì)的固定作用，它雖然能使養(yǎng)分固定在土壤之中而免于淋失，但使養(yǎng)分的有效性大大降低。另外人們可利用土壤化學(xué)吸收將土壤中的某些有毒有害的重（類）金屬元素加以固定，以降低其對生物及人類的危害。生物吸收主指植物吸收，植物吸收是指在植物葉面蒸騰作用及生理代謝作用的驅(qū)動下，植物根系或葉片從土壤或大氣中選擇性吸收養(yǎng)分元素，并經(jīng)導(dǎo)管運輸至植物體不同組織的過程。其選擇性吸收過程具體包括：①根系截獲，即植物根系發(fā)育，使得土壤中化學(xué)元素（水溶態(tài)）進入根際并被根系吸收的過程；②擴散吸收，即土壤介質(zhì)中元素在濃度梯度力的作用下向植物根際遷移并被植物根系吸收的過程，它受土壤水分含量、溶液濃度及根系活性等影響；③質(zhì)流輸送吸收，由于植物蒸騰作用引起土壤水分向根際流動，化學(xué)元素也隨之遷移至根際并被植物吸收的過程。據(jù)研究化學(xué)元素進入根系細胞之后在植物體內(nèi)又通過擴散作用、載體轉(zhuǎn)運及胞飲作用向植物體不同組織聚積。植物吸收的最大特點是具有生物放大的功能，即植物能夠逆濃度梯度攝取和累積化學(xué)元素。如熱帶、亞熱帶濕潤森林區(qū)的表土中鹽基飽和度和值均高于心土層就是森林植被對礦質(zhì)養(yǎng)分(Ca2?、Mg2?、K?等)富集的結(jié)果。與此同時，如果土壤被某些重（類）金屬元素所污染，這些污染元素也會被植物吸收，并有三個不斷累積和逐漸放大的過程，從而對捕食該植物的動物或人群的健康帶來危害。3.土壤膠體的分散與凝聚在自然環(huán)境系統(tǒng)中，土壤膠體可以膠溶和凝膠兩種形態(tài)存在，且在一定條件下兩者可以相互轉(zhuǎn)化。土壤膠體的分散。在自然土壤介質(zhì)中，土壤膠體微粒之間相互排斥、并呈現(xiàn)布朗運動的狀態(tài)稱為膠溶狀態(tài)。土壤膠體微粒從聚積絮凝狀態(tài)轉(zhuǎn)化為膠溶狀態(tài)的過程稱為膠溶作用。土壤膠體呈現(xiàn)膠溶狀態(tài)的主要條件是：膠體微粒的電動電位增大，使得膠體微粒相互排斥，同時膠體微粒水化阻礙相互絮凝；可溶性鹽分濃度降低至絮凝閾值以下；介質(zhì)中Na?、NH??的比例相對增多以取代起絮凝作用的Fe3?、Al3?、Ca2?、Mg2?等；土壤堿性增強。土壤膠體的絮凝。由于土壤環(huán)境條件和理化性質(zhì)的變化，土壤中的部分膠體會發(fā)生絮凝而沉淀，其發(fā)生條件是：膠體微粒的電動電位ξ降低、離子水化程度下降；土壤由于過量蒸散使得土壤中鹽分濃度上升，特別是Fe3?、Al3?、Ca2?、Mg2?等鹽基離子濃度的增加。其結(jié)果導(dǎo)致土壤膠體系統(tǒng)迅速失去穩(wěn)定性，便絮凝而沉淀。土壤膠體的絮凝過程可分為可逆絮凝和不可逆絮凝，由于一價鹽類增多或干旱、凍結(jié)造成的土壤介質(zhì)濃度增高而產(chǎn)生的絮凝是可逆的，由可逆絮凝作用形成的土壤團聚體的水穩(wěn)性較差；如果由于相反電荷增加或二價、三價鹽類引起的絮凝則屬于不可逆的，這是土壤中最常見的絮凝現(xiàn)象。由此可見，土壤膠體微粒的分散與絮凝處于動態(tài)平衡之中，而影響該平衡的主要因素是土壤介質(zhì)中陽離子的種類及其數(shù)量，它又與土壤中物質(zhì)的聚積和淋溶過程密切相關(guān)。土壤膠體絮凝能夠使物質(zhì)聚積，可促使土壤結(jié)構(gòu)體的形成、使養(yǎng)分元素免于流失，但降低了養(yǎng)分元素的有效性，同時也會降低某些污染元素的毒性；而土壤膠體的分散，可造成土壤結(jié)構(gòu)退化，使有效養(yǎng)分增加，但易引起養(yǎng)分流失，同時會造成某些污染元素毒性和活性的增加，危害農(nóng)業(yè)生產(chǎn)產(chǎn)品的質(zhì)量和人群健康，在濕潤地區(qū)還會引起面源擴散，造成地表水系統(tǒng)和地下水的污染。因此，在實際生產(chǎn)和科學(xué)研究過程中，應(yīng)充分調(diào)控土壤膠體的分散與絮凝，以獲得更優(yōu)化的效益。土壤膠體絮凝沉淀：形成結(jié)構(gòu)體、降低毒性、免于流失但難利用；膠體分散則結(jié)構(gòu)退化、有效養(yǎng)分增加但易流失，產(chǎn)生面源污染土壤膠體絮凝沉淀：形成結(jié)構(gòu)體、降低毒性、免于流失但難利用；膠體分散則結(jié)構(gòu)退