土壤液相组成.docx
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土壤液相组成
第3章土壤流体组成及其诊断特性
教学重点
1.掌握土壤流体物质组成及其主要诊断特性
2.了解土壤空气及其运动、掌握土壤热量状况
3.认识土壤水类型、土水势及土壤水分状况
4.理解土壤分散系及其中物质转化过程
5.掌握土壤肥力与生态环境功能
关键词
土壤空气（soilair）土壤通透性（soilpermeability）
土壤水（soilwater）土水势（soilwaterpotential）
土壤酸度（soilacidity）土壤胶体（soilcolloid）
土壤温度状况（soiltemperatureregime）
土壤水分状况（soilwaterregime）
土壤肥力因子（soilfertilityfactor）
土壤生态系统功能（functionofsoilecosystem）
第一节土壤空气及其运动
一土壤空气的来源及组成特点
土壤空气主要来源于近地大气层，如土壤中的氧气、氮气等。
除此以外，还有部分土壤空气来源于土壤中生物的生命活动，如生物呼吸所产生的二氧化碳及在通气不良条件下生成的一些还原性气体。
土壤空气与近地表大气组成的差别主要有以下几点：
（1）土壤空气中的CO2的分压高于大气由于表4-1可以看出,土壤空气中CO2含量可以高出大气几倍甚至于几十倍,其主要原因是由于土壤中生物的生命活动及有机质的分解产生了大量的CO2。
（2）土壤空气中的O2的分压低于大气其主要原因在于微生物和植物根系的呼吸作用必须消耗O2，土壤中生物的活动越旺盛，则氧气被消耗的愈多，土壤空气中氧的含量也就愈低。
因此，在作物生物旺季或土壤中施入了大量有机肥时，土壤空气中氧气的含量一般都较低。
（3）土壤空气的水汽的质量分数总是多于大气除了干燥的土壤表层外，其余部位的土壤空气一般都处于水汽饱和状态，而大气的相对湿度通常只有50-90%。
（4）土壤空气中还原性气体高于大气土壤通气不良，如淹水等情况下，土壤有机质进行厌气性分解，会产生如CH4、H2S等还原性气体，这不仅会对作物产生直接毒害，还会影响土壤养分的转化和供应。
（5）土壤空气成分随时间和空间而变化大气的成分相对较稳定，而土壤空气成分随时间、空间而不断变化。
一般影响土壤空气变化的因素有：
土壤水分、植物根系呼吸、土壤生物活动、土壤深度、土壤温度及农业措施等。
一般情况下随着土壤深度的增加，土壤空气中氧气的含量减小而二氧化碳的含量增加。
二土壤空气运动变化
土壤空气与大气的交换机制有对流和扩散两种：
1）对流：
土壤空气与大气之间由总压力梯度驱动气体的整体流动，其流向总是由高压区流向低压区。
如土壤空气在温度、气压、风、降雨或灌水等因素的作用下整体排出土壤，同时大气也整体进入土壤。
因此，对流也叫整体交换。
土壤空气更新的整体交换过程速度较快。
如降雨或灌溉时，土壤孔隙中水来气走，土壤空气排出土体，反之，土壤水蒸发或渗漏后，水走气来，大气进入土壤孔隙，导致土壤空气与大气对流交换。
2）扩散：
指土壤空气与大气之间气体分子由浓度高（气压大）向浓度低（气压小）处移动的过程。
土壤空气更新的扩散过程速度较慢，但气体扩散是土壤空气更新的主要方式。
由于土壤中生物活动的存在，土壤中O2的分压总是低于大气，而CO2的分压总是高于大气。
所以O2是从大气向土壤扩散，而CO2则是从土壤向大气扩散，正如生物不断呼出CO2和吸进O2一样，因此，土壤气体交换被称为“土壤呼吸”。
三土壤的通气性
土壤通气性是指土壤空气与大气进行交换以及土体允许通气的能力。
通气性良好的土壤通过与大气的交流，不断更新其空气组成，并使土体各部分空气组成趋向一致。
如果土壤通气性差，土壤中的O2在短时间内可能被全部耗竭，而CO2的含量随之升高，最终妨碍作物根系的呼吸及生物的生命活动。
土壤通气性的影响因素主要是影响土壤的通气孔隙多少及其连通情况的因素，如土壤质地、土壤结构、土体构型、土壤含水量等。
衡量土壤通气好坏的指标主要有以下几个
（1）土壤孔隙度理想土壤总孔隙度为50～55%，通气孔度为15～20%，一般可将通气孔隙不低于10%作为土壤通气良好的指标。
这样可以使土壤既有一定保水能力又可透水通气。
（2）土壤呼吸强度单位时间通过单位断面（或单位土重）的O2数量。
土壤呼吸强度不仅可作为土壤通气指标，而且是反映土壤肥力状况的一个综合指标。
（3）土壤透水性水田土壤适当的透水性可反映土壤透水通气状况。
（4）土壤氧化还原电位土壤通气状况在很大程度上决定着土壤氧化还原电位，因此氧化还原电位可作为土壤通气性的指标。
通气良好的土壤氧化还原电位可高过600-700mv，通气不良的土壤氧化还原电位可低于200mv。
四土壤空气状况的调节
①耕作土壤耕作不仅可以蓄水保墒，而且可以改善土壤的通气性和热量状况，有利于土壤肥力的调节。
②轮作合理轮作，巧妙地利用不同茬口的土壤水分条件，对提高作物产量和减轻旱害有重要的意义。
如小麦生长前期需水量多，遇干旱极易受害，应安排在底墒较好的茬口上，如玉米、马铃薯、大豆等作物上，有利于农田的水分平衡。
③排水在平原的低洼地区，由于地下水位高或地表积水形成内涝，造成通气不良，土温降低。
此时，应挖沟排水以提高地温，也有利于调节通气状况。
第二节土壤热量状况
一土壤热量来源与平衡
（一）土壤热量的来源
1太阳的辐射
2生物热
3地球内热
（二）土壤热量的平衡
土壤热量收支平衡可用下式表示：
式中：
S为土壤在单位时间内实际获得或失掉的热量；Q为辐射平衡；LE为水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加的量。
P为土壤与大气层之间的湍流交换量；R为土面与土壤下层之间的热交换量。
各符号之间的正、负双重号，表示他们在不同情况下有增温或冷却的不同方向。
一般情况下，白天热量平衡方程计算出的S为正值，即土壤温度升高；夜晚S为负值，土表层不断向外辐射损失热量，温度降低。
二土壤热性质
（一）土壤热容量
土壤不同组分的热容量
土壤组成物质
质量热容量
容积热容量
粗石英砂
0.745
2.163
高岭石
0.975
2.410
石灰
0.895
2.435
氧化铁
0.682
—
氧化铝
0.908
—
腐殖质
1.996
2.515
土壤空气
1.004
1.255×10-3
土壤水分
4.184
4.184
（二）土壤导热率
由于增加土壤湿度可以提高土壤的导热率，所以自然条件下，白天干燥的表土层温度比湿润表土温度高。
湿润的表土层因导热性强，白天吸收的热量易于传导到下层土壤，使表层土壤温度不易升高；夜间下层土壤传递热量以补充上层热量的散失，使表层温度下降不致过低，因此，湿润的土壤的昼夜温差较小。
农业生产中通过灌水增加土壤含水量以防霜冻是依据土壤导热率这一性质而来的。
表4-3土壤不同组分的导热率
土壤组分
导热率
石英
4.427×10-2
湿砂粒
1.674×10-2
干砂粒
1.674×10-3
泥浆
6.276×10-4
腐殖质
1.255×10-2
土壤水
5.021×10-3
土壤空气
2.092×10-4
（三）土壤热扩散率
土壤热扩散率是指在标准状况下，给特定的土壤施加一定的热量，并通过热扩散将热量传送至土壤的其他部分，所引起的土壤温度随时间的变化速率，其大小等于土壤导热率与容积热容量之比值。
式中，
为土壤导热率，
为土壤容积热容量，土壤热扩散率
的单位为
。
三土壤温度
土壤温度是地面以下土壤中的温度。
是太阳辐射平衡、土壤热量平衡和土壤热学性质共同作用的结果。
（一）土壤温度变化
1土壤温度的年（季节）变化
2土壤温度的日变化
土壤温度在一昼夜间随时间的连续变化，称为土壤温度的日变化。
一天中土壤温度有一个最高值和一个最低值，两者之差称为日较差。
一般土壤表面的最高温度出现在13时左右，最低温度出现在将近日出时（如图4-2）。
因为正午以后，虽然太阳辐射逐渐减弱，但土壤表面吸收的太阳辐射能仍大于其由长波辐射、分子传导、蒸发等方式所支出的热量，即土壤表面的热量收支差额仍为正值，所以温度仍继续上升，直到13时左右，热量收支达到平衡，热量累积达到最大，呈现出最高温度。
此后，土壤表面得热少于失热，温度逐渐下降，至次日将近日出时，热量收支再次达到平衡，热量累积值最小，出现一日中最低温度。
土壤表面温度日较差受到太阳高度角、导热率、土壤热容量、云量、地形、土壤颜色等因子的综合影响。
图4-2不同土壤剖面深度土壤温度日变化
3土壤温度的垂直分布
由于土壤中各层热量不断进行交换，使土壤温度的垂直分布呈现出三种类型：
即日射型、辐射型、过渡型。
（1）日射型
土壤温度随深度增加而降低的类型。
一般出现在白天和夏季，当土壤表面获得太阳辐射后首先增温，热量由地表向下层传递。
（2）辐射型
土壤温度随深度增加而增加的类型。
一般出现在夜间和冬季，是由土壤表面首先辐射冷却造成的，热量由下层向地表传递。
（3）过渡型
土壤上、下层温度的垂直分布分别具有日射型和辐射型的特征。
一般出现于昼与夜（或冬与夏）的过渡时期。
（二）影响土壤温度的因素
1纬度与海拔高度
2坡向与坡度
3土壤的组成和性质
这主要是由于土壤的结构、质地、松紧度、孔性、含水量等影响了土壤的热容量和导热率以及土壤水蒸发所消耗的热量。
土壤颜色深的，吸收的辐射热量多，红色、黄色的次之，浅色的土壤吸收的辐射热量少而反射率较高。
在极端情况下，土壤颜色的差异可以使不同土壤在同一时间的土表温度相差2～4℃，园艺栽培中或农作物的苗床中，有的在表面覆盖一层炉渣、草木灰或土杂肥等深色物质以提高土温。
（三）土壤温度对农业生产的影响
土壤温度不仅影响自身的发生和发育，对农业生产有着直接的影响。
如：
玉米发芽最少需要7～10℃的土温，而在25～30℃左右时玉米产量最高。
作物的生长对土壤温度要求有一定的范围，土壤温度超过了作物所忍耐的最高限和最低限时，作物生长就会受阻。
如：
小麦、大麦和燕麦种子萌芽都需要1～2℃的土壤温度，而棉花则需要12～14℃。
在农业生产中，一般采用施用有机肥、塑料地膜、温室栽培、风障、喷洒土面增温剂等措施来提高土壤温度；而松地、镇压、灌溉等常用措施用来调节土壤温度，保证农业生产。
第三节土壤水分能量状态
土壤水是土壤的最重要组成部分之—。
它在土壤形成过程中起着极其重要的作用，因为形成土壤剖面的土层内各种物质的运移，主要是以溶液形式进行的。
同时，土壤水在很大程度上参与了土壤内进行的许多物质转化过程，如矿物质风化、有机化合物的合成和分解等。
不仅如此，土壤水还是植物吸水的最主要来源，它也是自然界水循环的一个重要环节，处于不断的变化和运动中，势必影响到植物的生长和土壤中许多化学、物理和生物学过程。
土壤水不是纯水而是一种溶有无机、有机和胶状颗粒悬浮物等多种物质的极稀薄的溶液。
植物在吸水的过程中，同时也摄取了各种矿物质养分。
一土壤水的形态及性质
1吸湿水
干燥土粒从空气中吸收的气态水，附着于土粒表面呈一或数层水分子层，即为吸湿水。
吸湿水具有与纯自由水不同的特点。
首先，在于它所受土粒表面的吸附力很强，具有固态水的性质，不能流动，无溶解能力。
其次，它的密度为1.2~2.4g/cm3，明显地高于常态水。
因为它所受的吸力远大于植物根的吸水力，植物无法吸收利用，属于土壤水中的无效水。
2膜状水
当土壤含水量达到最大吸湿量时，土粒表面还有剩余的吸附力，虽不能再吸收水汽，但可以吸附液态水，这部分水被吸附在吸湿水的外层，定向排列为水膜，称为膜状水。
膜状水达到最大时的土壤含水量，称为最大分子持水量。
膜状水比吸湿水所受的吸附力小得多，具有液态水的性质，可以移动，但因黏滞度较大，其移动速率非常慢，一般是由水膜厚处向水膜薄处移动。
膜状水的内层所受吸力大于根的吸水力，植物根无法吸收利用，为无效水，而它的外层所受吸力小于根的吸水力，植物可以吸收利用，但数量极为有限。
当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含水量，称为萎蔫系数或萎蔫点，是植物可以利用的土壤有效水含量的下限，它因土壤质地、作物和气候等不同而不同，一般土壤质地愈黏重，萎蔫系数愈大。
3毛管水
土壤中粗细不同的毛管孔隙连通一起形成复杂的毛管体系。
当土壤含水量逐渐增大，超过最大分子持水量的那部分水，在毛管力的作用下，保持在土壤的毛管孔隙中，不受重力作用的支配，这种靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水就称为毛管水。
毛管水是土壤中最宝贵的水。
它不受重力支配而流失，比植物根的吸水力小得多，是植物所需水分的主要给源。
毛管水移动性大，能较迅速地运动，一般向消耗点移动，如向根系吸水点和表土蒸发而移动，它也是土壤养分的溶剂和输送者。
根据毛管水在土体中的分布，又可将它分为毛管悬着水和毛管上升水。
（1）毛管悬着水
在地下水位较深的情况下，降水或灌溉水等地面水进人土壤，借助毛管力保持在上层土壤毛管孔隙中的水分。
它与来自地下水上升的毛管水并不相连，故称之为毛管悬着水。
土壤毛管悬着水达到最多时的含水量称为田间持水量。
在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。
田间持水量对于每一种具体土壤而言，可以看作是一个常数，其大小主要受质地、有机质含量、结构、松紧状况等的影响。
旱地作物生长的土壤适宜水量，一般占田间持水量的60~80%。
（2）毛管上升水
是指借助于毛管力由地下水上升进入上层土体的水。
毛管上升水的最大含量称为毛管持水量。
从地下水面到毛管上升水所能到达的绝对高度叫毛管水上升高度。
毛管水上升的高度和速度与土壤孔隙的粗细有关。
在一定的孔径范围内，孔径愈粗，上升的速度愈快，但上升高度低；反之，孔径愈细，上升速度愈慢，上升高度则愈高。
不过孔径过细的土壤，则不但上升速度极慢，上升的高度也有限。
沙土的孔径粗，毛管上升水上升快，高度低；无结构的黏土，孔径细，非活性孔多，上升速度慢，高度也有限，而壤土的上升速度较快，高度最高。
4重力水
如果进入土壤的水超过田间持水量，则多余的水便在重力作用下，沿大孔隙即通气孔向下流动，湿润下层土壤或渗漏出土体，甚至进入地下水，成为地下水补充给源。
这一部分不被土壤保持而受重力支配向下流动的水，称为重力水。
土壤全部孔隙都充满水时的土壤含水量称为全持水量或饱和持水量。
上述各种水分类型，彼此密切交错联结，很难严格划分。
在不同的土壤中，其存在的形态也不尽相同。
如粗沙土中毛管水只存在于沙粒与沙粒之间的触点上，称为触点水，彼此呈孤立状态，不能形成连续的毛管运动，含水量较少。
在无结构的黏质土中，非活性孔多，无效水含量高。
而在沙黏适中的壤质土和有良好结构的黏质土中，孔隙分布适宜，水、气比例协调，毛管水含量高，有效水也多。
二土壤水的能态
20世纪初白金汉（E．Buckimgham，1907）提出用能态的方法来研究土壤水的问题。
土壤水能态，主要是指土壤水在受各种力的作用后其自由能的变化。
用来表示土壤水能态的主要方法有土水势和土壤水吸力。
1土水势及其分势
土壤中水分的保持和运动、被植物根系吸收、转移以及在大气中散发都是与能量有关的现象。
在经典物理学中，把能量分为两种基本形式，即动能和势能。
由于土壤水的运动速率很慢，因而它的动能一般忽略不计。
由于位置或内部状况所产生的势能，在决定土壤水分的状态和运动方面则是非常重要的。
在土水势的研究和计算中，一般要选取一定的参考标准。
土壤水在各种力如吸附力、毛管力、重力等的作用下，与同样温度、高度和大气压等条件的纯自由水相比（即以自由水作为参比标准，假定其势值为零），其自由能必然不同，这个自由能的差用势能来表示即为土水势（符号为Ψ）。
由于引起土水势变化的原因或动力不同，所以土水势包括若干分势，如基质势、压力势、溶质势、重力势等。
基质势（Ψm）：
在不饱和的情况下，土壤水受土壤吸附力和毛管力的制约，其水势自然低于纯自由水参比标准的水势。
假定纯水的势能为零，则土水势是负值。
这种由吸附力和毛管力所制约的土水势称为基质势。
土壤含水量愈低，基质势也就愈低。
反之，土壤含水量愈高，则基质势愈高。
至土壤水完全饱和，基质势达最大值，与参比标准相等，即等于零。
压力势（Ψp）：
在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生土水势变化。
在不饱和土壤中的土壤水的压力势一般与参比标准相同，等于零。
但在饱和的土壤中孔隙都充满水，并连续成水柱。
在土表的土壤水与大气接触，仅受大气压力，压力势为零。
而在土体内部的土壤水除承受大气压外，还要承受其上部水柱的静水压力，其压力势大于参比标准为正值。
在饱和土壤愈深层的土壤水，所受的压力愈高，正值愈大。
溶质势（Ψs）：
指由土壤水中溶解的溶质而引起土水势的变化，也称渗透势，一般为负值。
溶质势只有在土壤水运动或传输过程中存在半透膜时才起作用，在一般土壤中不存在半透膜，所以溶质势对土壤水运动影响不大，但对植物吸水却有重要影响，因为根系表皮细胞可视作半透膜。
溶质势的大小等于土壤溶液的渗透压，但符号相反。
重力势（Ψg）：
指由重力作用而引起的土水势变化。
所有土壤水都受重力作用，与参比标准的高度相比，高于参比标准的土壤水，其所受重力作用大于参比标准，故重力势为正值。
高度愈高则重力势的正值愈大，反之亦然。
总水势（Ψt）：
以上各分势之和，称总水势:
Ψt=Ψm+Ψs+Ψp+Ψg
2土壤水吸力
土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力，但并不是指土壤对水的吸力。
上面讨论的基质势和溶质势—般为负值，在使用中不太方便，所以将其相反数（正数）定义为吸力，也可分别称之为基质吸力和溶质吸力。
3土壤水能态的定量表示方法
土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准。
单位数量可以是单位质量、单位容积或单位重量。
最常用的是单位容积和单位重量。
单位容积土壤水的势能值用压力单位，标准单位为帕（Pa），也可用千帕（kPa）和兆帕（MPa），习惯上也曾用巴（bar）和大气压（atm）表示。
由于土水势的范围很宽，由零到上万个大气压（或巴），使用十分不便，有人建议使用土水势的水柱高度厘米数（负值）的对数表示，称为pF。
例如土水势为－1000厘米水柱则pF=3。
土水势为—10000厘米水柱则pF＝4。
这样可以用简单的数字表示很宽的土水势范围。
4土水势的测定
土水势的测定方法很多，主要有张力计法、压力膜法、冰点下降法、水气压法等。
它们或测定不饱和土壤的总土水势，或测定基质势。
第四节土壤化学性质
一土壤胶体
1土壤胶体的概念
在胶体化学中，一般根据颗粒大小把分散系分为三类：
颗粒直径小于1毫微米的为分子分散系；颗粒直径在l—l00毫微米之间的为胶体分散系；颗粒直径大子100毫微米的为粗分散系。
胶体微粒能通过普通滤纸，不扩散，不渗析，在超显微镜下能看到布朗运动。
土壤胶体的颗粒直径上限比一般胶体物质上限大10倍，也就是将1-1000毫微米范围具有胶体性质的颗粒称为土壤胶体。
土壤胶体是土壤中最活跃的部分，对土壤的物理性质、化学性质和土壤发生过程都有重要的影响，如对土壤保肥能力、土壤缓冲能力、土壤自净能力、养分循环等都有影响，土壤化学性质也深刻影响着土壤的形成与发育过程。
本节主要介绍土壤的胶体性质、阳离子交换反应、酸碱反应、缓冲性、氧化还原反应等。
2土壤胶体的种类
土壤胶体物质是土壤形成过程中的产物。
按照其特点，土壤胶体可分为无机胶体、有机胶体与矿质有机胶体复合体三种。
土壤无机胶体为极微小的土壤粘粒，也称为土壤矿质胶体其分散质颗粒包括成分较为简单的次生含水氧化铁、含水氧化铝、含水氧化硅等胶体物质以及成分较为复杂的各种次生铝硅酸盐类的粘土矿物。
如蒙脱石、蛭石、伊利石和高岭石。
土壤有机胶体主要是指土壤中具有明显胶体特性的高分子有机化合物。
分散质包括各种土壤腐殖质、有机酸、蛋白质及其衍生物等高分子有机化合物。
因为它能分解，所以不大稳定。
在土壤中，很少有单纯存在的无机胶体或有机胶体，它们绝大部分都是通过表面分子缩聚、阳离子桥接及氢键合等作用连接在一起成为复合胶体，称为有机-无机胶体复合体。
这主要是因为新生腐殖质具有高度活泼性和胶体性质，能与水化铁、铝氧化物胶体形成有机-无机胶体复合体；它还能通过钙、镁、铁、铝而附着于粘土矿物表面，或与蒙脱石类和水化云母类等粘土矿物相互作用、相互渗透产生一系列错综复杂的物理、化学变化过程，从而形成有机-无机胶体复合体。
有机无机复合胶体是土壤团聚体形成的基本单元，通过有机无机复合体的不断复合可以形成不同大小的微团聚体。
许多微团聚体在植物根系和微生物体黏结作用下形成大团聚体。
对改善土壤物理性质、增加土壤养分具有重要的作用。
不同的地理环境条件下，土壤中胶体的种类与数量差异很大，如在温带半湿润地区，其土壤胶体为有机胶体、蒙脱石胶体，以及它们通过钙离子桥结合而形成的有机-无机复合胶体；而在热带亚热带地区，其土壤胶体则为高岭石、铁铝氧化物胶体及其与活性较强的腐殖质形成的有机-无机复合胶体。
3土壤胶体的构造
在土壤液—固体分散系中，分散相是胶体微粒，分散介质是胶体微粒之间的溶液。
一个胶体微粒的内造如图4-3所示。
图4-3胶体微粒内部构造图
（引自熊顺贵，基础土壤学，2001年）
1）微粒核
微粒核是胶体微粒的中心部分，是固相物质。
它的组成可以是有机的，也可以是无机物。
2）双电层
双电层位于微粒核的外面，是由一个带某种电荷的离子层和一个带相反电荷的离子层所组成。
分别称为内层和外层，它们的电荷性质相反，但电荷量相等，两者处于对立平衡状态，整体电性是中性的。
内层也称决定电位离子层。
这个电位是胶体微粒核与微粒间液体之间的电位差，称为完全电位或热力学电位，通常以e表示。
胶体对外显何种电性，决定于这一层离子带电性。
如带负电荷，则胶体显负电性；反之则显正电性。
内层离子直接连在微粒核上。
它们体积较大，其化学性质也与微粒核相近似。
内层与微粒核合称微粒团。
外层又称补偿电离层或反离子层。
位于双电层内靠外边带相反电荷的离子层，根据性质差异，该层又可分为两层。
（1）非活性补偿离子层（简称非活性层）是指双电层外层中里面的一层。
该层离子因接近双电层内层，受其相反电荷的强大吸引力，不能自由活动，称非活性层。
微粒团与非活性层合称胶粒。
（2）扩散层是指双电层外层中外面的一层。
该层离子距离双电层内层较远，所受的吸引力较小，可以有一定程度的自由活动，离子的分布情况是愈向外愈少。
这一层的离子也容易被分散介质中的其他离子所代换。
胶粒与扩散层合称胶体微粒。
在这一层的外边为微粒间溶液，即分散介质。
4土壤胶体的性质
一个胶体体系具有很多性质，有表面性质、电学性质、光学性质以及动力性质等，其中以表面性质和电学性质对土壤吸收性能影响最大，也是胶体性质中重要而基本的特性。
（1）胶体表面性质
①胶体的比表面：
所谓比表面是指单位质量的物质的表面积总和。
比表面积与单位质量物质颗粒大小成反比。
土壤胶体如黏粒、腐植酸分子等都相当细微，土壤胶体的表面积很大，加之黏粒矿物的层状结构和腐殖质的网状多孔结构还有很大的内表面积，可以吸附大量的离子。
不同土壤的胶体组成不同，土壤比表面积也不同（见表4-4）。
土壤中有机质含量高，2：
1型黏粒矿物多，则比表面积较大，如黑土。
如果有机质含量低，1：
1型黏粒矿物较多，则其比表面积就较小，如红壤、砖红壤。
表4-4土壤各种类型胶体的比表面积
胶体类型
比表面积（m2.g-1）
腐殖质
800-900
蛭石
400-800
蒙脱石
600-850
伊利石
50-200
水铝英石
70-300
高龄石
1-40
②土壤胶体的表面能：
随着土壤胶体比表面积的增加，其表
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