本科土壤科学-土壤性质与过程.ppt

1、第四章 土壤性质与过程,第一节 土壤胶体（纳米/微米分散系）及其性质 1、基本概念 胶 体：粒径在1-100或1000nm量级的颗粒称胶体颗粒，胶体颗粒分散在分散介质中形成胶体分散体系，简称胶体。 纳米颗粒与超微粒子：1-100nm量级颗粒又称纳米颗粒；1-1000nm量级颗粒称超微粒子。 介观尺度：1-1000nm量级的空间尺度称介观尺度。 2、尺度的重要性与纳米微米尺度的重要性 不同的空间尺度，性质和规律将完全不同；生命过程的基本特征：纳米-微米尺度上的相互作用；生态系统的最小单元：纳米微米尺度上的“生物/环境”系统：土壤系统功能的基础：纳米-微米尺度上的“有机-无机-生物”相互作用。,3

2、、胶体(纳米/微米分散体系)的构造 （1）胶核（胶体颗粒）；（2）界面；（3）近界面区域；（4）介质,胶核,界面,近界面区域,介质,胶核,界面电荷,扩散层,本体溶液,4、液相介质中胶体结构的描述 （1）胶体颗粒；（2）界面电荷层；（3）扩散层；（4）本体溶液,1、表面（界面）电荷及其来源 2、表面电荷密度与表面电位 3、扩散层及扩散状分布出现的原因 4、扩散层分布的Boltzmann方程描述 5、电位分布的Poisson方程描述,1）、表面（界面）电荷及其来源,表面或界面上存在大量电荷是胶体构造中的一个重要特点。表面或界面电荷主要来自三个方面： 1、胶核形成过程中电荷平衡的破坏。如：粘土矿物形

3、成过程中的同晶替代作用是土壤电荷的重要来源。 同晶替代(isomorphous replacement)：矿物晶体形成过程中，晶体中的中心离子被电性相同、大小相近的离子所取代，取代的结果晶型不变，但电荷可能失去平衡。常见的同晶替代，比如：Al代Si，Mg代Al, Fe(2+)代Al等。因同晶替代作用产生的电荷是永久电荷，一般带负电。 永久电荷(permanent charge)：电荷性质和电荷数量都不随环境pH值的改变而改变的电荷称永久电荷。如同晶替代产生的电荷。 土壤中的永久电荷胶体主要是2:1型粘土矿物胶体，如蒙脱石、伊利石等。高岭石有少量永久电荷。,2、表面羟基与质子间的反应：,OH,O

4、H-,O- + H2O,H2+,H+,可变电荷（variable charge） ：表面电荷性质和电荷数量随溶液pH值的变化而变化，这种表面所带的电荷称可可变电荷。 电荷零点（zero point charge）: 可变电荷表面上正负电荷的数量相等时的pH值是电荷零点。 土壤中的可变电荷胶体（凡是表面含羟基的胶体）包括：各种氧化物的水合物，有机大分子，高岭石。,3、表面上的配位吸附（专性吸附）：,O,O-,O,PbOH+,P,O,O,常见的配位吸附离子：阴离子主要是磷酸根离子，它往往增加表面的负电荷数量；阳离子主要是一些重金属离子，它增加表面正电荷数量。 发生配位吸附的表面往往也是羟基化表面，

5、如氧化物及其水合物表面、有机大分子表面等。,2）、表面电荷密度与表面电位,表面电荷密度：单位面积颗粒表面的电荷数量，一般用C/m2来表示。 CEC: 阳离子交换量，即每公斤干土吸附的全部阳离子折合成一价离子的厘摩尔数，用cmolc/kg. S: 比表面积，m2/kg. 土壤表面电荷密度一般为0-0.4C/m2. 表面电位：土壤固体颗粒分散在土壤溶液中形成的固液界面上的电位，一般用mV, V等表示。人们通常把扩散层起始面上的电位也称表面电位。土壤表面电位一般为0-400mV，主要与pH和电解质浓度有关。 表面电位与表面电荷密度之间的关系：,3）、扩散层的Poisson-Boltzmann描述,扩

6、散层形成的原因：静电引力与热运动的共同作用使颗粒表面附近吸附态离子呈现扩散状分布，其分布规律满足Boltzmann分布： 扩散层中电位分布满足Poisson方程： 根据Bolzmann方程，有： 因此，扩散双电层的性质可用Poisson-Boltzmann方程描述：,5、胶体（纳米/微米分散体系）的性质,1）表面电荷与电场,电荷密度与电场强度的关系（平面）： 电荷密度与电位的关系： 土壤胶体颗粒表面的电荷密度可以达到0.4C/m2，表面电场强度高达108-109V/m数量级。,2）、扩散层厚度与扩散层中电场分布,扩散层厚度（Debye特征长度）： 不同浓度NaCl溶液中蒙脱石颗粒表面附近电场强

7、度分布：,l,Na,l,Ca,l,K,0.00001mol/l,0.001mol/l,0.05mol/l,0.01mol/l,0.1mol/l,1mol/l,x (nm),E(x) (V/m),3）、胶体颗粒间的静电排斥力,理论上，只要知道了电场强度和电荷密度，我们就可以计算土壤胶体颗粒之间的静电排斥力。计算过程比较复杂，这里仅给出一个例子来说明颗粒之间的静电排斥力与电解质浓度间的关系。,0.1mol/l,1mol/l,0.01mol/l,0.05mol/l,0.001mol/l,0.00001mol/l,x (nm),x (nm),P (atm),P (atm),不同浓度NaCl溶液中蒙脱石

8、颗粒之间的静电排斥压强,问题：在CaCl2或KCl溶液中颗粒间的静电排斥压强与在NaCl溶液中的区别是什么？,4）、胶体颗粒之间的分子引力,分子引力是一种短程作用力，它与分子间距离的6次方成反比。 但是进入纳米尺度后，颗粒间的引力就变成了长程力，其排斥压强用可用下式表示：,蒙脱石颗粒间的分子引力分布：,P (atm),x (nm),5）、基于经典理论的土壤胶体分散与凝聚,土壤胶体颗粒在水体系中可表现出分散性与凝聚性。分散性是指土壤颗粒分散在分散介 质中形成分散体系（又称悬液）。凝聚性是指土壤颗粒在土壤溶液中凝聚而形成胶体凝 聚体的性质。在经典理论中（DLVO理论），胶体颗粒发生分散是当颗粒间分

9、子引力小 于静电斥力而引起；反之，胶体颗粒发生凝聚是当颗粒间分子引力大于静电斥力而引起。,下图是蒙脱石颗粒分子引力与静电斥力的合力分布曲线：,0.1mol/l,1mol/l,0.01mol/l,0.05mol/l,0.001mol/l,0.00001mol/l,x (nm),P (atm),问题：基于该经典理论，土壤颗粒一旦凝聚后能够再次被分散吗？,6）、颗粒之间的水合斥力与“水合斥力+静电斥力+分子引力”之合力,水合斥力,“水合斥力+静电斥力+分子引力”,x (nm),x (nm),P (atm),P (atm),0.1mol/l,1mol/l,0.01mol/l,0.001mol/l,0.

10、00001mol/l,1mol/l,-330mV下的爆裂,-44mV下的膨胀,净作用力大小决定团聚体的破碎方式,团聚体破碎程度与颗粒表面电位的关系,x (nm),P (atm),-95mV,-44mV,-153mV,-211mV,-330mV,长程分子引力：20nm 静电排斥力: 1000nm 水合排斥力: 2nm 涨落力: 来源于介质分子的随机撞击，又称布朗力或随机力。 耗散力: 颗粒在介质中运动产生的摩擦力。 这些力与土壤众多宏观过程与宏观现象密切相关,7）、胶体颗粒相互作用的支配力,8）、纳米/胶体颗粒的其它重要性质,A：小尺寸效应：当颗粒尺寸与光波波长、德布罗意波长及超导态的相干长度或

11、投射深度等物理特征相当时，物质的声、光、电、磁、热、力等性质将发生改变。 B: 表面效应，巨大的比表面积、巨大表面自由能和更高的表面原子活性。 C：量子尺寸效应，当颗粒尺寸小至某一值时，电子能级由准连续变为离散能级的现象。 D: 宏观量子隧道效应，如一些宏观量（磁化强度、磁通量等）仍然具有隧道效应。 E：“电场-量子涨落”耦合作用效应 这些性质与土壤众多宏观过程与宏观现象有何关系？,Hofmeister 效应又称特殊离子效应(specific ion effects),该效应最初发现于蛋白质（a complex protein：lysozyme）凝聚现象，从首次发现至今已有大约150年的时间。

12、然而，在最近的10年间，该效应重新引起国际学术界，特别是物理学、化学和生物学领域科学家的高度关注，2000年来国际顶级刊物上突然出现大量相关论文。因为该效应下面可能蕴藏着重要的科学基础，并被认为将引发新的科学革命。,10）、纳米/胶体颗粒界面附近的特殊离子效应及其意义,Current Opinion in Colloid 主要的电子受体：O 土壤中主要的氧化还原体系：C体系、N体系、S体系、Fe体系、Mn体系 2、 土壤氧化还原过程的特点 （1）多种氧化还原体系并存，并存在顺序还原作用； （2）土壤氧化还原是生物参与下的化学与生物化学过程； （3）是不均一体系的氧化还原； （4）是非平衡体系的

13、氧化还原。 3、土壤氧化还原对土壤肥力和地球生态环境的影响 （1）通过影响C、N循环影响土壤肥力和生态环境； （2）影响有毒有机物的转化。 4、土壤中的氧化还原指标（自学） 5、影响土壤氧化还原的因素（自学）,第六节 土壤孔隙与土壤结构 1 、几个基本概念 土壤密度（比重）：单位土壤固体部分体积的质量。（土壤矿物部分约2.65g/cm3） 土壤容重（表观密度）：单位土壤体积（含孔隙）的质量 土壤孔隙度：土壤孔隙体积与 土壤体积比值的百分数。 土壤结构：土壤颗粒在土壤中的聚集方式 土壤结构体：土壤中不同形态的结构（structure） 土壤团聚体：土壤颗粒的凝聚后形成的聚集体(aggregate

14、) 2、 土壤孔隙在调节土壤肥力与生态功能中的意义 （1）土壤孔隙状况影响土壤空气与大气间气体交换；包括：氧、二氧化碳，以及其它气态物质。 （2）土壤孔隙状况影响土壤氧化还原状况； （3）土壤孔隙状况影响土壤不同类微生物的数量、分布与活性。 （4）土壤孔隙状况影响土壤热性质。 （5）土壤孔隙状况影响土壤水运动 （6）土壤孔隙状况对土壤水、热、气、养分间的协调作用 3、土壤孔隙度的测定与计算 （1）土壤孔隙度（%）=（土壤孔隙体积/土壤体积） 100=(土壤体积-固体体积)/土壤体积 100 =（1-固体体积/土壤体积） 100=（1-容重/密度） 100 （2）已知土壤质量含水量与土壤容重，计

15、算土壤三相比。V(水)=质量含水量土壤容中土壤体积；因此单位体积土壤中水的体积为：V(水)/土壤体积=质量含水量土壤容中；单位体积土壤的孔隙体积为：1-容重/密度；所以土壤固体体积为：1-单位体积土壤中水的体积-单位体积土壤的孔隙体积 （3）土壤容重与孔隙度测定（自学）,第六节 土壤孔隙与土壤结构 4 、土壤结构体类型 : 块状与核状结构、柱状与棱柱状结构、片状结构、团粒结构 5、 土壤结构形成 （1）土壤颗粒凝聚作用。凝聚作用机制： （2）外力成型作用； （3）一次性聚合、非水稳性结构体与非团粒结构的形成 （4）土壤颗粒多级聚合学说、水稳性团聚体与土壤团粒结构形成 6、 土壤团粒结构在土壤肥

16、力中的重要作用,第七节 土壤水、热、溶质传输 1 、土壤水运动基本原理 11 土壤水的饱和流动 土壤水饱和流的达西定律： 土壤的饱和导水率及其影响因素 土壤孔隙大小与分布是影响土壤饱和导水率的主要因素 土壤水饱和流动的Laplace方程 其中：,第七节 土壤水、热、溶质传输 1 、土壤水运动基本原理 12 土壤水的不饱和流动 土壤水饱和流的达西-里查德定律： 土壤不饱和导水率及其影响因素 土壤水的基质势大小是影响土壤不饱和导水率的主要因素 壤水不饱和流通量方程（达西-里查德定律）的扩散型表示 令： 有：,第七节 土壤水、热、溶质传输 非稳态条件下的土壤水不饱和流动 质量守恒定律的数学表示： 将

17、通量方程代入质量守恒方程的得到非稳态扩散方程： 有： 或： 土壤水不饱和流方程的一个应用：入渗过程中土壤含水量分布：,第七节 土壤水、热、溶质传输 土壤水运动中的Hofmeister效应,经典理论不仅不能解释该实验，甚至该实验结果与经典理论完全矛盾。,第七节 土壤水、热、溶质传输 2、土壤热性质与热传输 21 土壤热的来源 22 土壤热容量、导热率、导温率及其影响因素 （1）热容量及影响因素：水的热容量是空气的3000倍 （2）热通量方程与导热率及影响因素 水的导热率是空气的30倍 （3）非稳态传输方程与导温率及影响因素 k/cv是导温率 23 土壤温度变化与土壤热传导的特点 （1）太阳辐射热

18、的周期性变化与土壤温度的周期性变化 （2）土壤的稳温性与土壤温度日变化波动曲线的阻尼性 （3）土壤温度变化的滞后性,第七节 土壤水、热、溶质传输 3、土壤溶质传输 31 土壤溶质的对流传输 3.2 土壤溶质（离子）的扩散传输 1）经典理论（Fick扩散定律） 经典理论由于忽略了电场的作用，因此不能用于土壤离子扩散的传输。我们通过引入表观通量建立了土壤离子扩散的新理论： 其中： 通过表观通量可计算出真实通量： 令,第五章 土壤发生与分类,第一节土壤类型的形成过程与土壤类型分异 1 土壤类型的形成过程 11 以矿物风化为主的成土过程 （1）原始成土过程 （2）粘化过程 （3）富铝化过程 12 以生

19、物积累为主的成土过程类型 （1）腐殖质的积累过程 （2）泥炭积累过程 13 以言分积累为主的成土过程类型 （1）钙化过程 （2）盐化过程 （3）碱化过程 （4）脱碱化过程 14 以氧化还原为主的成土过程类型 （1）潜育化过程 （2）潴育化过程,第二节土壤类型的形成过程与土壤类型分异 1 土壤类型的形成过程 15 以淋溶为主的成土过程类型 （1）灰化过程 （2）白浆化过程 16 以人为因素为主的成土过程类型 （1）旱耕熟化过程 （2）水耕熟化过程 2 土壤类型分化（自学）,第二节 我国主要土壤类型及其性质与分布 1 、我国主要的水平地带性土壤 从南到北依次分布：砖红壤、赤红壤、红壤、黄壤、黄棕壤

20、、棕壤、暗棕壤、灰化土 从东到西依次分布：暗棕壤、黑土、黑钙土、栗钙土、棕钙土、灰钙土、漠境土壤 2 主要土壤类型、性质与分布 21 铁铝土 ： 主导成土过程：富铁铝化过程与酸性条件下的腐殖质积累过程 铁铝土的主要类型与分布：砖红壤：主要分布在广东雷州半海南、滇南及台南等地，在北纬22以南。分布区属于热带湿润季风气候，具有高温多雨、干湿季节变化明显的特点。赤红壤又称砖红壤性红壤：分布广东西部和东南部、广西西南部、福建东南部、台中南部、云南德宏及临沧地区西南部，大致北纬22至25之间。 红壤：分布范围很广泛：东部从长江以南至南岭山地，包括江西和湖南两省的大部分，福建、广东、广西等省区的北部和安徽

21、、浙江等省的南部；西部包括云贵高原中、北部，云南北部和贵州南部，以及四川的西南部，大致在北纬2531之间。其分布区属中亚热带湿润季风气候。 黄壤：广泛分布于我国亚热带、热带的丘陵山地和高原，以川、黔两省最多，滇、湘、鄂、桂、浙、赣、闽、粤以及台湾等省区也有分布，是南方主要的土壤类型之一。黄壤的水平分布与红壤属同一纬度带，两者的生物气候条件也大体相近，但黄壤的水湿条件略较红壤为好，而热量条件则略低于后者，且云雾多，日照少，冬无严寒，夏无酷热，干湿季不明显。 铁铝土的性质：土壤酸性强；土壤矿物彻底风化，次生层状硅酸盐矿物，特别是2:1性矿物少，高岭石和铁铝氧化物大量积累，土壤呈现红色或黄色；土壤结

22、构以块状结构为主，结构差；土壤质地粘重；土壤硅铝铁率底，土壤阳离子代换量小；土壤养分含量少。由于强烈的生物积累作用，自然土壤表层的有机质积累量大，表层养分含量高。但一经开垦，土壤有机质和养分数量将可能迅速降低。,2、淋溶土 主导成土过程：强烈的淋溶过程、淀积粘化过程和腐殖质积累过程。 淋溶土的主要类型与分布： 黄棕壤：主要分布在秦岭、淮和一线以南，长江一线以北的地带。29-33N，涉及苏、皖、鄂北、豫南及陕南。 棕壤：集中分布于山东半岛和辽东半岛。 暗棕壤：集中分布于东北地区东部和北部山地。 淋溶土的性质： 黏土矿物主要为水云母蛭石和高岭石（黄棕壤），硅铝铁率2.53.3。理化性质：阳离子交换

23、量可达20cmol(+)/kg；pH5-7；盐基饱和度以上；质地粘重，粘粒含量较高，一般可达在50%以上；有机质含量-5%；养分含量比铁铝土高。,3 、均腐质土 均腐质土的主要类型与分布 黑土：集中分布于松嫩平原东侧的起伏台地以及三江平原西部的中温带半湿润草甸草原地区 黑钙土：集中分布于松嫩平原西侧及大兴安岭西侧地区，属于中温带半湿润半干旱的草甸草原地区。 均腐质土的性质 矿物组成与硅铝铁率：黏土矿物主要为水云母与蒙脱石，硅铝铁率.。理化性质：阳离子交换量可达0cmol(+)/kg；pH-；盐基饱和度以上；质地粘重，粘粒含量较高；有机质含量-5%，有机质积累厚度可达到cm以上；养分含量高。,4 、钙成土 钙成土的主要类型与分布 栗钙土：主要分布于内蒙古高原东、南部，呼伦贝尔高原西部、鄂尔多斯高原东部以及大兴安岭东南侧的丘陵平原区。为中温带干旱半干旱的干草原