1、n 土壤系統功能土壤系統功能是土壤系統與其外部環境相互聯系、相互作用中所表現出來的性質和能力?？筛爬橹参锏姆柿?、能量的轉化機、和去污的凈化器三個方面。第第3 3節節 土壤系統的功能土壤系統的功能基本功能基本功能輔助功能輔助功能3.13.1、植物的肥力庫、植物的肥力庫3.23.2、能量的轉化機、能量的轉化機3.33.3、去污的凈化器、去污的凈化器一、化學因素一、化學因素1 1、土壤養分、土壤養分2 2、土壤的酸堿度、土壤的酸堿度3 3、土壤吸附及交換性能、土壤吸附及交換性能二、二、 物理因素物理因素1 1、土壤質地、土壤質地2 2、土壤孔隙度、土壤孔隙度3 3、土壤結構、土壤結構4 4、土壤

2、的熱學性質、土壤的熱學性質三、生態因素三、生態因素1 1、生態環境與土壤的協調性、生態環境與土壤的協調性2 2、土壤生物的活性、土壤生物的活性中國一般農田的養分含量是：中國一般農田的養分含量是：N N為為0.3-3.5g/kg0.3-3.5g/kg、P P為為0.1-1.5g/kg0.1-1.5g/kg、K K為為2.5-27g/kg.2.5-27g/kg. 按按PHPH劃分土壤類型劃分土壤類型植物養分有效性與植物養分有效性與pH的關系圖的關系圖pH6.5（中性）（中性）大多數土壤養分在大多數土壤養分在附近的有效性較高附近的有效性較高n 土壤酸堿性對土壤肥力的影響：土壤酸堿性對土壤肥力的影響：

3、（1）土壤酸堿性影響土壤養分的有效性。土壤酸堿性影響土壤養分的有效性。 強酸性情況下，土壤中有效態強酸性情況下，土壤中有效態N、P、Ca等缺乏，且許多等缺乏，且許多微量元素如微量元素如Fe、Zn、Cu等濃度增加而造成毒害。等濃度增加而造成毒害。 圖3-14 土壤pH值與微生物及營養元素有效性的相關圖式（2）影響土壤微生物活性）影響土壤微生物活性 （4）影響植物的生長，不同植物適宜）影響植物的生長，不同植物適宜pH值范圍不同。值范圍不同。 土壤溶液的酸堿度影響植物的生長，在極端土壤溶液的酸堿度影響植物的生長，在極端酸、堿環境下，大多數作物都難以生長和獲得高產。酸、堿環境下，大多數作物都難以生長和

4、獲得高產。（3）影響土壤理化性質）影響土壤理化性質 如堿土濕時膨脹泥濘、干時收縮堅硬，通透性、可耕如堿土濕時膨脹泥濘、干時收縮堅硬，通透性、可耕性極差。性極差。酸性指示植物酸性指示植物馬尾松、油茶、茶、映山馬尾松、油茶、茶、映山 紅、鐵紅、鐵芒箕、石松等。芒箕、石松等。鹽堿指示植物鹽堿指示植物鹽蒿、堿蓬等。鹽蒿、堿蓬等。n具有巨大的比表面和表面能具有巨大的比表面和表面能 n具有電性具有電性 n具有凝聚具有凝聚- -分散性分散性 土壤膠體為什么具有電性土壤膠體為什么具有電性 ？A A、 同晶置換作用同晶置換作用 晶格中高價離子被低價離子置換，產生負電荷，反之產晶格中高價離子被低價離子置換，產生負

5、電荷，反之產生正電荷。生正電荷。 如：如：SiO2被被Al置換置換 AlO2- 相反相反 Si置換置換Al2O3 Si2O32+SiOSiB B、 晶格破碎邊緣的斷鍵晶格破碎邊緣的斷鍵C C、 膠體向介質解離或吸附離子而帶電膠體向介質解離或吸附離子而帶電酸膠基酸膠基 在酸性介質條件下，會解離在酸性介質條件下，會解離OH-或吸附或吸附H+,而呈而呈“+”電電堿膠基堿膠基 在堿性介質條件下，會解離在堿性介質條件下，會解離H+或吸附或吸附OH-，而呈，而呈“-”電電兩性膠體，電性隨兩性膠體，電性隨PH值變化值變化（等電點），（等電點），既可帶正電也可帶負電。既可帶正電也可帶負電。如：硅氧層邊緣相鄰的

6、硅氧四面體即如：硅氧層邊緣相鄰的硅氧四面體即 的的斷裂成斷裂成 或或SiOSi凝膠凝膠凝聚性凝聚性(絮凝作用絮凝作用)分散性（膠溶作用）分散性（膠溶作用）巨大的表面能，微粒間相互吸引；巨大的表面能，微粒間相互吸引；當膠體失水時，可加速凝聚性；當膠體失水時，可加速凝聚性；土壤中陽離子的凝聚能力是：三價土壤中陽離子的凝聚能力是：三價二價二價一價，即離子價數一價，即離子價數越高，凝聚力越強，且一價鹽產生的絮凝是可逆的，而三價、越高，凝聚力越強，且一價鹽產生的絮凝是可逆的，而三價、二價鹽類引起的絮凝是不可逆的。二價鹽類引起的絮凝是不可逆的。常見陽離子凝聚能力大小的順序是：常見陽離子凝聚能力大小的順序是

7、： Fe3+Al3+ H+ Ca2+Mg2+NH4+K+Na+膠體微粒常帶同電荷，相互膠體微粒常帶同電荷，相互排斥。排斥。（3）土壤膠體的凝聚與分散性）土壤膠體的凝聚與分散性 根據土壤膠體吸收與交換的離子不同，可根據土壤膠體吸收與交換的離子不同，可分為分為陽離子的交換吸附作用陽離子的交換吸附作用與與陰離子的交陰離子的交換吸附作用換吸附作用。 在土壤中，被膠體靜電吸附的陽離子，一般都可以被在土壤中，被膠體靜電吸附的陽離子，一般都可以被溶液中另一種陽離子交換而從膠體表面解吸。對這種能相互溶液中另一種陽離子交換而從膠體表面解吸。對這種能相互交換的陽離子叫做交換的陽離子叫做交換性陽離子交換性陽離子，而

8、把發生在土壤膠體表面，而把發生在土壤膠體表面的陽離子交換反應稱之為的陽離子交換反應稱之為陽離子交換作用陽離子交換作用。 陽離子交換量是評價土壤肥力的一個指標。它直接反映土壤可以提供速效養分的數量，也能表示土壤保肥能力、緩沖能力的大小。 CEC 20 (cation exchange (cation exchange capacity)-CECcapacity)-CEC 是指土壤膠體所能吸附各種陽離子的總量，其是指土壤膠體所能吸附各種陽離子的總量，其數值以每千克土壤中含有的各種陽離子的厘摩爾數稱為土數值以每千克土壤中含有的各種陽離子的厘摩爾數稱為土壤的壤的陽離子交換量陽離子交換量。（CECCEC

9、：cmol(+)kgcmol(+)kg-1-1 ）保肥能力低中高質地砂土砂壤土壤土粘土CEC157815182530 膠體的類型膠體的類型 有機膠體蒙脫石水化云母 高嶺石含水氧化鐵、鋁 溶液的溶液的pHpH值值 在一般情況下，隨著pH的升高，土壤負電荷隨之增大，土壤的陽離子交換量也增大。 在土壤里，被膠體吸附著的陽離子，可以分為兩在土壤里，被膠體吸附著的陽離子，可以分為兩類：類： 第一類第一類是是H H+ +和和AlAl+ +，它們是，它們是致酸離子致酸離子，與土壤的酸，與土壤的酸度有密切關系。度有密切關系。 第二類第二類是其他的一些金屬離子，如是其他的一些金屬離子，如CaCa2+2+、MgM

10、g2+2+、K K+ +、NHNH4 4+ +等，在古典化學上，它們都稱為等，在古典化學上，它們都稱為鹽基離子鹽基離子。n 鹽基飽和度鹽基飽和度(base saturation percentage) (base saturation percentage) BSPBSP 在土壤膠體所吸附的陽離子中，鹽基離子的總量占陽離子交換量的百分比，叫鹽基飽和度鹽基飽和度。克土）量陽離子交換量（毫克當克土）當量交換性鹽基總量（毫克鹽基飽和度100/100/ 100% 當土壤膠體吸附的陽離子全部為鹽基離子時，則土壤呈鹽當土壤膠體吸附的陽離子全部為鹽基離子時，則土壤呈鹽基飽和狀態，這一土壤稱為基飽和狀態，這一

11、土壤稱為鹽基飽和土壤鹽基飽和土壤。（呈堿性反應）（呈堿性反應） 當土壤膠體所吸附的陽離子僅部分地為鹽基離子，而其余大當土壤膠體所吸附的陽離子僅部分地為鹽基離子，而其余大部分為部分為H H+ +和和AlAl3+3+時時, , 則這一土壤膠體呈鹽基不飽和狀態則這一土壤膠體呈鹽基不飽和狀態, , 稱稱為為鹽基不飽和土壤鹽基不飽和土壤。（呈酸性反應）（呈酸性反應）南方土壤：南方土壤：H H+ +和和AlAl3+3+等致酸離子較多等致酸離子較多, , 土壤的鹽基飽和度??；土壤的鹽基飽和度小；北方土壤：北方土壤：CaCa2+2+和和MgMg2+2+占有較大的數量和比例占有較大的數量和比例, ,鹽基飽度大鹽

12、基飽度大 。 n BSP BSP與土壤酸堿反應關系密切：與土壤酸堿反應關系密切： 實際劃分飽和、不飽和土壤時，一般以鹽基飽和度實際劃分飽和、不飽和土壤時，一般以鹽基飽和度70%70%或或50%50%為界線。為界線。3-2 3-2 土壤膠體對土壤膠體對陰離子陰離子的交換吸附的交換吸附n 土壤膠體的陰離子交換吸附土壤膠體的陰離子交換吸附是指帶正電的膠是指帶正電的膠體微粒表面所吸附的陰離子與土壤溶液中陰離子的交體微粒表面所吸附的陰離子與土壤溶液中陰離子的交換作用。換作用。n從吸附與交換的機制上可分為：從吸附與交換的機制上可分為：非專性吸附和專性非專性吸附和專性吸附。吸附。（1）世界各國對土壤粒級的劃

13、分標準不盡一致，如下圖 所示。圖2 國際上主要的土粒分級標準圖式 各種粒級分級標準均分為：各種粒級分級標準均分為：石塊、礫石、砂粒、粉粒、黏粒石塊、礫石、砂粒、粉粒、黏粒5大類，大類，但每個類別劃分的標準不同，且對每個級別之下進一步細分的程度但每個類別劃分的標準不同，且對每個級別之下進一步細分的程度和側重點不同。和側重點不同。 隨著粒徑的減小，隨著粒徑的減小，孔隙度、吸濕量、持孔隙度、吸濕量、持水量、比表面面積、水量、比表面面積、膨脹潛能、吸附性能、膨脹潛能、吸附性能、塑性和粘結性將塑性和粘結性將增加增加，而土壤通氣性、透水而土壤通氣性、透水性、密度將降低。性、密度將降低。（2）土壤顆粒粒級與

14、土壤理化性狀的關系？）土壤顆粒粒級與土壤理化性狀的關系？（1）土壤質地）土壤質地自然土壤是由大小不同的土粒組成自然土壤是由大小不同的土粒組成的，各個粒級在土壤中所占的質量百分數，稱為土的，各個粒級在土壤中所占的質量百分數，稱為土壤質地。壤質地。 通常劃分為通常劃分為沙土、壤土和黏土沙土、壤土和黏土三大類，可根據各國三大類，可根據各國國情和工農業需要進一步細分。國情和工農業需要進一步細分。最常見的土壤質地分類有：國際制、美國制和蘇聯最常見的土壤質地分類有：國際制、美國制和蘇聯制三種。制三種。圖 美國制土壤質地分類標準 國際制和美國制國際制和美國制相似，均按沙粒、相似，均按沙粒、粉粒和粘粒的質粉粒

15、和粘粒的質量分數，將土壤量分數，將土壤劃分為劃分為砂土、壤砂土、壤土、黏壤土和黏土、黏壤土和黏土土4 4類類1212級。級。n土壤密度土壤密度（土壤容重）（土壤容重）包括土壤孔隙包括土壤孔隙n土粒密度土粒密度（土壤比重）（土壤比重）不包括土壤孔隙不包括土壤孔隙 土壤固相顆粒很少呈單粒存在，它們經常是相互作用而土壤固相顆粒很少呈單粒存在，它們經常是相互作用而聚積形成大小不同、形狀各異的團聚體聚積形成大小不同、形狀各異的團聚體(aggregate)(aggregate)，這些團，這些團聚體的組合排列稱為聚體的組合排列稱為土壤結構土壤結構(soil structure)(soil structure

16、)。 土壤結構是成土過程的產物土壤結構是成土過程的產物，故不同的土壤及其發生層，故不同的土壤及其發生層都具有一定的土壤結構，都具有一定的土壤結構，如下圖所示。如下圖所示。單粒結構單粒結構Single Grained 粒狀結構粒狀結構 （呈球狀）（呈球狀）Grained圖 土壤結構類型圖解由松散的未膠結的土壤顆粒組成，如風沙土，嚴格講，此類土壤無結構。根據團聚體的大小可細分為粒狀（0.55mm）、團粒狀（510mm）、團塊狀（10mm）。 (表層土A)片狀結構片狀結構Platy Platy 塊狀結構塊狀結構Blocky 按大小可分為小塊狀（510mm）和塊狀（1020mm），常見于心土層常見于干

17、旱土壤的亞表層、耕作土壤的犁底層、受凍融作用影響土壤的底土層柱狀結構柱狀結構Columnar 大塊狀結構（大塊狀結構（20mm）Massive 多形成于干旱地區土壤的底土層和堿土的心土層 多見于半干旱半濕潤地區具有明顯碳酸鈣淀積土壤的心土層或底土層，以及亞熱帶具有明顯黏粒聚積土壤的心土層。單粒結構單粒結構Single Grained 粒狀結構粒狀結構Grained片狀結構片狀結構Platy 塊狀結構塊狀結構Blocky柱狀結構柱狀結構Columnar大塊狀結構大塊狀結構 Massive40%60%有效解決了土壤透水性與蓄水性的矛盾；有效解決了土壤透水性與蓄水性的矛盾；有效解決了土壤水分與空氣同

18、時存在的矛盾；有效解決了土壤水分與空氣同時存在的矛盾；有效解決了有機質和各種養分的儲存和供應的矛盾；有效解決了有機質和各種養分的儲存和供應的矛盾；黏著性、黏結性和可塑性均較小，利于耕作。黏著性、黏結性和可塑性均較小，利于耕作。每一個團每一個團聚體就像聚體就像一個小水一個小水庫和一個庫和一個小肥料庫！小肥料庫！具有團粒具有團粒結構的土結構的土壤其總孔壤其總孔隙度可高隙度可高達達55%n土壤熱量狀況作為土壤肥力的一個因素，直接影響土壤水分、土壤熱量狀況作為土壤肥力的一個因素，直接影響土壤水分、空氣及近地大氣層空氣，也影響土壤中物質遷移轉化和生物空氣及近地大氣層空氣，也影響土壤中物質遷移轉化和生物的

19、生理活動。的生理活動。n合理調節土壤熱量狀況是提高土壤肥力的重要手段。合理調節土壤熱量狀況是提高土壤肥力的重要手段。n通常應用通常應用土壤熱容量、熱導率和土壤熱擴散率土壤熱容量、熱導率和土壤熱擴散率3 3個物理參數，個物理參數，反映熱量在土壤中的保持、傳導和分布狀況。反映熱量在土壤中的保持、傳導和分布狀況。 單位質量（重量）或容積的土壤每升高（或降低）單位質量（重量）或容積的土壤每升高（或降低）1所需要（或放出的）的熱量，被稱為土壤熱容量。所需要（或放出的）的熱量，被稱為土壤熱容量。 （1 1）土壤熱容量）土壤熱容量以以C C代表質量（重量）熱容量代表質量（重量）熱容量 單位是單位是J/J/（

20、gg） ，C CV V代代表容積熱容量表容積熱容量 單位是單位是J/J/（cmcm3 3） 。C C與與C CV V的關系為的關系為: :C CV VCC （是土壤密度）是土壤密度）熱容量愈大，土壤溫度變化愈緩慢，反之，熱容量愈小，則熱容量愈大，土壤溫度變化愈緩慢，反之，熱容量愈小，則土壤溫度變化頻繁。土壤溫度變化頻繁。土壤不同組分的熱容量土壤不同組分的熱容量（P54 表表1-15）一般礦質土粒的熱容量小于腐殖質，土壤水的熱容量最大，一般礦質土粒的熱容量小于腐殖質，土壤水的熱容量最大，土壤空氣的熱容量極小，可忽略不計土壤空氣的熱容量極小，可忽略不計。土壤熱容量的大小取決于土壤熱容量的大小取決于

21、土壤水土壤水、有機質的含量。（通過灌、有機質的含量。（通過灌排調節土壤水分含量，是調節土壤溫度的重要措施）排調節土壤水分含量，是調節土壤溫度的重要措施）導熱性導熱性: : 是指土壤傳導熱量的性能。常用導熱率表示。是指土壤傳導熱量的性能。常用導熱率表示。導熱率（導熱率（）: : 即在單位厚度（即在單位厚度（1cm）土層，溫差為）土層，溫差為1時，每秒鐘經單位時，每秒鐘經單位斷面（斷面（1cm2）通過的熱量焦耳數。其單位是）通過的熱量焦耳數。其單位是J/（cm2s）。）。l土壤導熱率表明土壤內部熱傳導的難易土壤導熱率表明土壤內部熱傳導的難易：土壤導熱率大，土壤：土壤導熱率大，土壤熱量易于傳導，土壤

22、表層與底層的溫差較小，表層土溫日變幅小。熱量易于傳導，土壤表層與底層的溫差較小，表層土溫日變幅小。 （2 2）土壤導熱率）土壤導熱率土壤不同組成分的導熱率土壤不同組成分的導熱率 K礦物質礦物質K腐殖質腐殖質K水水K空氣空氣n土壤導熱率的大小主要決定于土壤導熱率的大小主要決定于土壤緊實度土壤緊實度和和濕度濕度。當土壤干燥缺水時，土粒間的土壤孔隙被空氣占領，導熱率當土壤干燥缺水時，土粒間的土壤孔隙被空氣占領，導熱率就?。痪托?；當土壤濕潤時，土粒間的孔隙被水分占領，導熱率增大。當土壤濕潤時，土粒間的孔隙被水分占領，導熱率增大。 因而濕土比干土導熱快。因而濕土比干土導熱快。干土干土濕土濕土是指給特定土

23、壤施加一定的熱量，并通過擴散形式是指給特定土壤施加一定的熱量，并通過擴散形式傳遞熱量至土壤其他部分，所引起的土壤溫度隨時間傳遞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，常用的變化速率，常用a a表示，單位是表示，單位是mm2 2/s./s.土壤擴散率土壤擴散率a a與土壤導熱率與土壤導熱率 、土壤熱容量、土壤熱容量CvCv的相的相互關系式為：互關系式為： a= a= /Cv/Cv（3 3）土壤熱擴散率）土壤熱擴散率n實際調查發現：對于干燥的土壤，當其水分含量實際調查發現：對于干燥的土壤，當其水分含量開始增加時，土壤開始增加時，土壤擴散率擴散率因其因其導熱率導熱率增高而變大；增高而變

24、大；當土壤水分含量增加到一定程度后，雖然土壤導當土壤水分含量增加到一定程度后，雖然土壤導熱率可能還在增高，但這時土壤熱率可能還在增高，但這時土壤容積熱容量容積熱容量亦急亦急劇增大，其結果導致土壤熱擴散率降低。故劇增大，其結果導致土壤熱擴散率降低。故在農在農業生產過程中，應該使土壤水分含量適中，才有業生產過程中，應該使土壤水分含量適中，才有利于土壤溫度的提高。利于土壤溫度的提高。n特定的生態環境下，土壤能孕育有特色的優質農產品。特定的生態環境下，土壤能孕育有特色的優質農產品。n土壤的生產性不僅取決于土壤本身的屬性，而且還取決于土壤在特土壤的生產性不僅取決于土壤本身的屬性，而且還取決于土壤在特定的

25、生態因素影響下，保證植物生長所需物質與能量的供給能力。定的生態因素影響下，保證植物生長所需物質與能量的供給能力。n這些生態因素以生物為主體，包括生物種類、生理特性等，還有氣這些生態因素以生物為主體，包括生物種類、生理特性等，還有氣候、地形、地質、水文。候、地形、地質、水文。一、土壤能量轉換的物理化學過程二、土壤能量轉換的生物過程一、物理凈化二、化學凈化三、物理化學凈化四、生物凈化 是指土壤對進入土壤中的污染物通過復雜多樣的物理過程、化學及生物化學過程，使其濃度降低、毒性減輕或者消失的性能。 土壤的自凈性能是有限的，如土壤的自凈性能是有限的，如果利用不當會導致土壤自凈性能果利用不當會導致土壤自凈

26、性能的衰竭以致喪失的衰竭以致喪失。（土壤的環境。（土壤的環境容量）容量）第二章第二章 土壤系統動態特性的分析土壤系統動態特性的分析第一節第一節 土壤系統的環境因素土壤系統的環境因素( (一一) )成土因素學說的建立成土因素學說的建立u B.B.B.B.道庫恰耶夫是成土因素學說的創始人。道庫恰耶夫是成土因素學說的創始人。u18831883年，他發表了著名的專題論文年，他發表了著名的專題論文“俄國黑鈣土俄國黑鈣土”，為成土因素學說奠定了基礎。uB.B.道庫恰耶夫確立了土壤是個歷史自然體；提出了土壤與環境辯證統一的概念，創立了用綜合性的觀點和方法研究土壤的科學方法。這些是他對土壤學劃時代的貢獻。 u

27、成土因素學說是科學發展的時代產物。 (二二)道庫恰也夫土壤形成因素學說的基本觀點道庫恰也夫土壤形成因素學說的基本觀點 u它是5種自然因素綜合作用的產物；u各種成土因素所起的作用是相互不能代替的；u所有成土因素始終是同時同地，不可分割地影響著土壤的產生和發展；u隨著成土因素的變化，隨著空間因素的變化，土壤也隨著不斷形成和演化著。( (三三) )成土因素學說的發展成土因素學說的發展1、B.P.威廉斯提出了土壤統一形成過程學說u這個學說強調了土壤形成中生物因素的主導作用和人類生產活動對土壤產生的重大影響。u他提出了土壤年齡和土壤個體發育與演替的概念。u其認識是存在片面性的，因為一個土壤個體可以在比較

28、短的時間內發育形成；也可以受到各種不同的影響而改變；甚至由于侵蝕或其他作用而被消滅，并不僅僅與植被進化相關。 2、著名的美國土壤學家H.詹尼（1948）在他的成土因素一書中做出的貢獻uSf(Cl,O,R,P,T)式中的S，Cl,O,R,P,T分別代表土壤、氣候、生物、巖石、地形和時間，號代表其他成土因素。u不同地區、不同類型的土壤往往是某一成土因素占優勢，如果這個因素所起的作用超過其他因素的綜合作用，那么就得出以某一因素占優勢的函數式。u道庫恰耶夫和詹尼的土壤形成方程式只是對土壤形成概念的一種概括，并不能用現代數學（微積分）方法逐個解答公式的每一個成分。因為每一個成土因素都是極其復雜的動態系統

29、，它們不僅是獨立的、可變的，而且彼此之間又是緊密聯系著錯綜復雜地作用于土壤。1、母質的概念土壤母質是巖石風化的產物，它是土壤形成的物質基礎。2、母質影響土壤發生發展的三個共同特點(1)母質的質地和土壤性狀的關系 u細質地的母質上發育來的土壤 ，一般有機含量高。 u母質質地影響滲透性、淋洗速度和膠體的遷移。u細質地的母質趨向于阻礙淋洗和膠體的遷移，這使得土體發育較淺。(2)母質層理對土壤發育的影響u剖面中母質質地有差異，即層理明顯的情況下，不僅直接造成土壤剖面的質地分布變化，而且影響水分垂直運動，從而影響土壤中物質遷移的不均一性；u上輕下粘的母質，形成“蒙金土”，降水迅速透過上部質地較輕的土層，

30、而吸收保蓄在質地較重的心土層中。 u質地上粘下砂的母質體，形成“漏風土”，一方面不利于水分下滲造成地表積水洪澇；另一方面，下滲水緩慢地透過粘土層時，只在砂粘界面上作短暫的滯留，然后便迅速地滲漏。 (3)母質組成和土壤性質的關系u對于礦質土壤，如果它含有大量的易風化的鋁硅酸鹽礦物，這些礦物在合適的水熱條件下迅速風化，產生大量粘粒，使土壤質地粘重。另一方面，如果母質幾乎完全由抗風化的礦物（如石英）組成，形成的粘粒極少，產生粗質地的土壤。 u不含游離石灰的花崗巖類、輝長巖類等火成巖類的風化產物與富含石灰的沉積巖類的風化產物相比較，前者土壤發育較后者迅速。 u由各種礦物成分組成的母質與由單一礦物組成的

31、母質相比，前者的土壤發育較后者迅速。 u在一定的地理區域內，其他成土條件相似的情況下，土壤發生和土壤母質的性狀有著緊密的發生學關系，土壤類型的不同主要是母質不同造成的。 (二)土壤發育與生物的關系u成土作用中的生物因素包括植物、動物和微生物。動物的作用表現在它們對土壤物質的機械混合，對土壤有機質的消耗、分解以及它們將代謝產物歸還到土壤中去。 u微生物在土壤中分解有機質，合成腐殖質，構成了土壤中生物小循環的一個不可缺少的環節。 圖4-15 生物群落及其對成土過程的作用圖式圖4-12 南極洲基巖表面地衣著生與土壤的發生景觀 u自然植被可以被非常粗略地分為兩大類型，即森林和草原。支持它們生長的土壤分

32、別叫做森林土壤和草原土壤。每一種植被對支持它的土壤的影響不同，因而不同植被下發育的土壤也具有不同的特性。 1、植被類型影響土壤中有機質的數量和分布v 一般來說，草原土壤與森林土壤相比較： 1)草原土壤的有機質含量約為森林土壤的兩倍； 2)有機質在土壤中的分狀況是：森林土壤的有機質集中于地表，并且隨深度銳減；而草原土壤的有機質含量則隨深度增加逐漸減少。圖4-14 不同植物作用下形成土壤的有機質垂直分布比較(據熊毅，1990) 2、植被類型對植物營養循環的影響u一般說，草原植被的殘體與森林植被的殘體比較，前者含堿金屬和堿土金屬比后者高；因此，草原土壤的鹽基飽和度高于森林土壤的鹽基飽和度，前者的PH

33、值也較后者高。u闊葉林與針葉林相比較，前者灰分中的Ca、K含量較后者高，后者灰分中Si占優勢。因此，針葉林下的土壤酸度比闊葉林下的土壤酸度高。 3、植被類型影響土壤淋溶與淋洗的速度u相同的氣候條件下，如果相鄰生長的森林作草原具有類似的地面坡度和母質，森林土壤則顯示了較強的淋溶與淋洗強度。u造成這樣的差別有三個原因： (1)森林土壤每年歸還到土壤表面的堿金屬與堿土金屬鹽基離子較少。(2)森林的水分消耗主要是蒸騰，降水進入土壤中的比例較大，水的淋洗效率較高。(3)由于第一條的原因，加上枯枝落葉層中產生的有機酸較多，使森林植被下土壤中的下行水是酸的，溶液中的H交換并進一步淋洗掉較多的代換性鹽基，伴之

34、而來的是膠體分散、粘粒下移。甚至酸性溶液加速土壤原生礦物的分解，產生更大強度的淋溶或淋洗。 u總之，生物因素是影響土壤發生發展的最活躍因素。土壤動物、微生物和植被構成了土壤生態系統并共同參與了成土過程。它們構成的生物小循環是成土過程中的積極因素。u在這三者之中，植物起著積極主導作用。特別是綠色高等植物，使土壤與母質有了性質上的差別。u由于不同植物類型的生長方式不同，所形成的土壤有機質在性質、數量和積累方式上也不同，這造成了土壤性質的差別。 (三)土壤發育與氣候的關系u影響土壤發生的重要氣候因素是降水和溫度。在土壤與氣候關系的研究中，水熱條件常常被作為一般的氣候指標。u土壤和大氣之間經常進行著水

35、分和熱量的交換，氣候直接影響著土壤的水熱狀況。u氣候條件和植被類型有著直接的關系，因而氣候也通過植被的影響而間接地影響土壤形成。u總的來說，土壤形成的外在推動力歸根結蒂都來自于氣候因素，氣候是直接和形成過程的方向和強度的基本因素。 圖 土壤溫度與大氣溫度的相關分析圖式(據沃洛布耶夫，1958)圖4-3 不同地帶土壤中苜蓿碎屑分解速率的實驗模擬(據Jenny,1983) 1、氣候影響土壤有機質的含量(1)降水量和其他條件保持不變時，溫帶地區土壤的有機質含量隨著溫度的增加而減少。 u如我國溫帶地區，自北而南，從漂灰土暗棕壤褐土，土壤有機質含量逐漸減少。(2)另一方面，當溫度保持不變，其他條件類似的

36、情況下，隨著降水量的增加，有機質含量增加。u如我國中溫帶地區自西而東，由栗鈣土黑鈣土黑土，有機質含量增加。u思考：我國華南地區土壤與東北地區相比較哪里的有機 質含量高？圖4-8 印度24等溫沿線區表土有機碳含量與年降水量關系圖(據Jenny, 1983)圖4-7 土壤剖面發育與氣候濕潤度的關系圖2、氣候對土壤化學性質和粘土礦物類型的影響u高溫高濕的氣候條件促進迅速的風化及物質遷移轉化。而導致最低程度風化的環境條件是溫暖但干旱或冷且干旱的氣候地區。 (1)氣候與土壤粘土礦物類型的關系u我國溫帶濕潤半濕潤地區，土壤粘土礦物以伊利石、蒙脫石、綠泥石和蛭石等2：1型鋁硅酸鹽粘土礦物為主。u亞熱帶的濕潤

37、地區，土壤粘土礦物以高嶺石或其他1：1型鋁硅酸鹽粘土礦物為主。u而在我國高溫高濕的熱帶地區，土壤中的粘土礦物主要是三二氧化物。 隨著降水量的增加，土壤陽離子交換量呈增加的趨勢但這種規律只是發生在溫帶地區，不能外推到熱帶。(3)降水與鹽基飽和度、土壤酸堿度的關系u在年降水量少而蒸發迅速的地區，土壤呈中性或偏堿性，這是我國中部和北部地區的一般情況。u在較濕潤的地區，土壤的鹽基飽和度的降低同時酸度的增加，這是我國東南地區土壤的一般情況。 (4)降水對土壤中鹽分積累與淋洗的影響u降水量的變化也影響土壤中易溶鹽類的多少。u在西北荒漠和荒漠草原地帶，降水稀少，土壤中易溶鹽大量累積，只有極易溶解的鹽類，如N

38、aCl、K2SO4有輕微淋洗，出現大量CaSO4結晶，甚至出現石膏層，而CaSO4、MgCO3則根本未發生淋溶。u在內蒙古及華北草原，森林草原帶，土壤中的一價鹽類在部分小淋失，兩價鹽類在土壤中有明顯分異，大部分土壤都有明顯的鈣積層。u在華東、華中、華南地區，兩價碳酸鹽也都淋失掉，進而出現了硅酸鹽的移動。 圖4-6 美國中部土壤碳酸鈣層出現深度與年降水量關系圖(據Jenny, 1983) (四)地形因素的成土作用分析u地形在土壤形成過程中，只是通過對物質與能量的再分配起間接作用，因此，它并未和土壤之間進行物質與能量的交換，而只是影響在土壤和環境之間進行的物質與能量的交換。1、地形通過影響降水和輻

39、射的再分配而影響土壤發生u地形一般分為正地形與負地形，正地形是物質和能量的分散地；負地形是物質和能量的聚集地。u不同的坡度影響太陽輻射角，從而影響接收的太陽輻射能量，造成土壤溫度的差異。 u坡向不同影響接收的太陽輻射能不同，也造成土壤溫度的差別。2、地形影響土壤形成過程中的物質再分配u在山區，坡上部的表土不斷被剝蝕，使得底土層總是暴露出來，延緩了土壤的發育，產生了土體薄、有機質含量低、土層發育不明顯的土壤或粗骨性土壤。u坡麓地帶或山谷低洼部位，常接受由上部侵蝕搬運來的沉積物，也阻礙了土壤發育，產生了土體深厚、整個土體有機質含量較高、但發生土層分異也不明顯的土壤。 u微地形變化也對土壤發生產生影

40、響。 u地形部位對土壤的發生和土壤的各種特性有很大影響。圖4-18 祁連山、居延海間含鹽風化殼鹽分地球化學分異圖(據熊毅，1986) 圖4-19 河谷地形發育對土壤形成、演化的影響示意圖 總之，地形制約著地表物質和能量的再分配，地形的發育支配著土壤的演替，在不同的地形形態上，就形成不同土壤類型。(五)時間因素在成土過程中的作用u我們現在所研究的各種各樣的土壤類型均可看作是處在一個時間極長、范圍極廣的統一運動過程中的一刻靜止瞬間的片斷。u氣候、生物、母質、地形等因素，是通過時間因素作用于成土過程的。在其他因素相同的情況下。具有不同年齡或不同發生歷史的土壤必然存在著性狀上的差異。 圖4-22 不同地帶土壤剖面發育與成土年齡相關示意圖 (據Gerrard，2000) 1、土壤年齡的概念uB.P.威廉斯提出了土壤的絕對年齡和相對年齡的概念。u就一個具體土壤而言，它的絕對年齡應當從該土壤由新鮮風化層或新母質上開始發育的時候算起；u相對年齡則由個體土壤的發育程度來判斷。在一定區域內，土壤的發生土層分異越明顯，相對年齡越大。u相對年齡可以通過土壤發育程度即剖面土層分異程度來判斷。絕對年齡則得用地學測年的方法確定，如