武汉欢乐谷的过山车:第一章 土壤母质与矿物质

第一章 土壤母质与矿物质

第一节 土壤母质

一、 几种主要岩石类型与特性
      岩石的风化产物就是土壤母质（或称成土母质）。母质是形成土壤的基本物质，构成土壤的“骨架”。它既区别于土壤，又对土壤形成和肥力发展有着深刻的影响，母质的很多性状都遗传给了土壤。因此，在学习土壤之前，有必要对土壤母质的来源、形成、类型以及分布规律等作一简要介绍。

        岩石是由矿物所构成，是矿物的天然集合体，土壤母质来源于岩石、矿物的风化产物。矿物是指天然产出的、具有一定的化学成分、内部构造和物理性质的元素或化合物。地壳中的岩石可分为岩浆岩（火成岩）、沉积岩和变质岩三大类。

        火成岩由岩浆所形成，如花岗岩、闪长岩、玄武岩等，它们含有石英、长石、深色矿物（如黑云母、辉石、角闪石等原生矿物），一般说来，含Fe、Mg深色的辉长岩、玄武岩比其它浅色花岗岩等岩石更易风化。

         沉积岩是由岩石风化物经搬运、沉积再胶结而形成的，如花岗岩风化形成的石英砂沉入海底经地质变化胶结成的岩石，称为砂岩。同样，粘土胶结成为页岩，如粘土中混杂有砾石则形成砾岩，组成石灰岩的矿物是方解石。

        变质岩是火成岩或沉积岩在高温、高压下发生质变而形成的，如花岗岩变质形成片麻岩、砂岩和页岩变质形成石英岩和板岩，石灰岩变质可形成大理岩，纯白色的大理岩称为汉白玉。

1．岩浆岩：

（1）花岗岩  为粗粒、中粒或细粒全晶质的岩石，呈红色、灰色或浅灰色。主要矿物有石英、正长石、黑云母，也有角闪石、斜长石，由于矿物结晶颗粒较大，组成复杂，容易发生物理风化。在干旱地区崩解成砂粒，在湿润地区暗色矿物被分解为含水氧化铁次生矿物，长石类矿物分解为高岭石，石英以砂粒残留于风化物中。实物图片：粗粒花岗岩  似斑状花岗岩 二长伟晶花岗岩

（2）流纹岩  化学成分与花岗岩基本相似，灰白、浅黄或浅红色。斑状结构，斑晶为圆柱状的石英和长方形透长石。因结晶颗粒较小，难以发生物理风化。在温暖湿润地区所形成深厚的风化层，多呈红色的粘壤土或砂质粘壤土。实物图片：流纹岩

（3）正长岩  其矿物组成以正长石和角闪石为主，不含石英，有少量的磷灰石，磁铁矿，色浅红，呈块状或粒状构造。风化后形成砂壤或壤质土壤，通气性良好，富含磷、钾、钙、镁等营养元素。土壤多为中性至微酸性反应。实物图片：正长岩

（4）玄武岩  是基性喷出岩，在地壳中分较广。化学成分与辉长岩相当。色暗近似黑色，隐晶质结构，常有气孔构造，风化后质地较粘，含盐基物质较多。实物图片：玄武岩

（5）橄榄岩  主要由橄榄石和辉石组成，一般为暗绿色或黑绿色，全晶质粗粒或中粒结构，容易风化。

    2．沉积岩：

（1）砾岩  砾岩是各种岩石碎块经过搬运沉积再经胶结硬化而成。直径一般>2mm，如经河水长途搬运，其棱角磨圆，其间有孔隙，易透水，风化后呈砂砾状。实物图片：砾岩

（2）砂岩  一般由直径0.1－2.0mm的砂粒胶结而成，主要成分为石英，其次为长石、白云母、磁铁矿、石榴子石等。石英含量大于95%以上的为石英砂岩；长石含量达25%－60%的为长石砂岩。以氧化硅为胶结剂的称为硅质砂岩；以氧化铁为胶结剂的称为铁质砂岩；以粘土为胶结剂的称为泥质砂岩。胶结紧实的砂岩，因抗风化力强，形成土层较薄，砂性大，尤其是石英砂岩比较明显。实物图片：粗粒石英砂岩

（3）页岩  粘土经过压实、脱水和胶结作用，硬化后变成页岩，呈页片状或层状构造。矿物组分较复杂，多为灰色、紫红色，也有黄色、黑色。比砂岩容易风化，形成的土质较粘，含片状碎屑多，养分含量较丰富。实物图片：页岩  

（4）石灰岩  石灰岩由化学沉积或生物沉积作用而成。矿物组成主要有方解石，块状构造，岩体层理明显，多为致密结构，硬度小，遇稀盐酸可发生气泡反应，灰、青灰色，有机质含量高时呈黑色。石灰岩风化主要是化学溶解作用，风化后土层较薄，稍粘、钙质丰富，抗酸力强。实物图片：竹叶状灰岩 

3．变质岩：

（1）片麻岩  由花岗岩或砂岩变质而成。成分近于花岗岩，矿物组成为石英、长石、云母等，因受到高温高压，矿物结晶呈带状排列，具有一定的方向性，呈条带状。实物图片：花岗片麻岩

（2）石英岩  石英岩由石英砂岩，在高温高压条件下，经过重结晶变质而成。硬度大，抗机械性和抗化学腐蚀性强，不易风化。脂肪光泽，一般为乳白色，如含有少量氧化铁呈红色和褐色，风化后形成砂质或砾质颗粒。

（3）板岩  板岩由泥质页岩、粉砂岩和其它细粒碎屑沉积物质变质而成。有完整的片理，劈开后呈平的薄块状平面，北方农民开采后做房瓦用。矿物组成主要是云母、绿泥石、石英等，颜色多为青灰色。实物图片：千枚状板岩

（4）片岩  片岩由各种岩石在高温高压下变质而成，也可由千枚岩进一步变质而成。具有明显的片状构造，片理面呈粗糙皱纹状，含有云母、角闪石及少量长石。实物图片：方柱石黑云母片岩

（5）大理岩  大理岩由碳酸岩类（石灰岩、白云岩）变质而成。一般由方解石、白云石和少量的石英、角闪石和辉石矿物组成。具有各色花纹，是优良的建筑装饰材料。纯白色的大理岩称为汉白玉，在我国云南分布较广。实物图片：大理岩

综上所述，土壤矿物质来 源于岩石、矿物的风化产物。岩石、矿物的组成和特性对土壤的化学组成和物理性质影响甚大，这种影响主要表现在土壤颗粒粗细、土壤物理性质、土壤的酸碱性以及土壤养分等方面（详见有关章节）。

因此，学习与成土有关的岩石和矿物的组成及基本特性，有助于我们学习、认识土壤并有目的去改造土壤，尤其是对山区土壤的改良，更是如此。

二、主要成土矿物的组成和性状

地壳中已发现的矿物有3300多种，常见的有50多种。按矿物成因不同可分为原生矿物和次生矿物两大类。原生矿物是指由熔融的岩浆直接冷凝所形成的矿物，如长石、石英、云母等。次生矿物是原生矿物经风化变质作用后，改变了其形态、性质和成分形成的新矿物，与土壤矿物质组成密切相关的矿物叫成土矿物，主要的成土矿物有以下几类：

1．土壤中的原生矿物

（1）长石类矿物（包括正长石和斜长石）

正长石（KAlSi₃O₈），又称钾长石。颜色多呈肉红色，广泛分布于浅色岩浆岩中，如花岗岩、正长岩、斑岩等。正长石抗风化能力较弱。风化后形成次生粘土矿物，是土壤中钾元素的重要来源（如图01-01）。

（2）云母类矿物（包括白云母和黑云母）

白云母[KAl₂Si₃O₁₀(OH)₂]，又称钾云母。颜色为无色或浅色，有时带绿色，呈透明或半透明状，薄片状。片状崩解成碎片后化学分解困难，往往混杂在砂土中，反光性很明显。白云母在分解过程中释放出钾，成为土壤中钾元素的来源之一。黑云母[KH₂(Mg×Fe)₂AlSi₃O₁₂]，其性状与白云母相似，只是颜色呈黑色，不透明或半透明。容易分解，风化后形成粘土矿物，释放出钾元素（如图01-02）。

图01-01  正长石、斜长石的结晶外形 
a. 正长面氏双晶   b. 斜长面的聚法双晶

图01-02  云母类矿物形状 
a. 解理及解理面  b. 云母的极完全解理  c. 方铅矿的三向完全解理

（3）角闪石与辉石类矿物（铁镁矿物，属于偏硅酸盐矿物）

角闪石[Ca₂Na(Mg·Fe)₄(Al·Fe)(SiAl)₄O₁₁(OH)₂]。颜色呈褐或黑色，主要分布于岩浆岩中。辉石[Ca(Mg·Fe·Al)(Si·Fe)₂O6]，颜色呈绿黑色，短柱状晶体。角闪石和辉石二者性质相近，色深暗，属于深色矿物，含盐基丰富，化学稳定性低，容易被彻底分解（如图01-03, 01-04）。

图01-03普通辉石的晶形 
a、 辉石的晶体 b、横断面形状

图01-04普通角闪石的晶形
a、角闪石的晶体 b、横断面形状及解理方向

（4）石英矿物（SiO₂）

普通石英呈透明或半透明的晶粒状的集合体。纯石英为无色，含有杂质时呈白、灰、黄、红、绿、天蓝及紫色。完整晶形为两端锥形的六方柱状晶体或不规则块状。除氟酸外，不与任何酸类起作用，物理及化学性质稳定，不易风化，常以颗粒状残留于土壤中，是土壤中砂粒的主要来源（如图01-05, 01-06）。 

图01-05  石英的晶体形态
a. 六方柱体  b. 六方双锥体  c-d. 双晶

图01-06石英晶簇

（5）氧化铁类矿物

赤铁矿（Fe₂O₃），红色，条痕樱红色，常使土壤染成红色。
磁铁矿（Fe₃O₄），常呈八面体晶形，铁黑色，条痕为黑色，具有磁性。 
黄铁矿（FeS₂），金黄色，类似金属铜，断口参差状，金属光泽，条痕绿色至深棕色，较易风化，分解后形成硫酸盐（如图01-07, 01-08）。

图01-07黄铁矿的晶体形状
a、立方体 b、五角十二面体 c、立方体与五角十二面体的聚形

图01-08磁铁矿的晶形
a、八面体 b、菱形十二面体

图01-09磷灰石的晶形

（6）磷酸盐类矿物

磷灰石Ca(PO₄)₃(F·Cl)。呈六方柱状晶体，颜色灰白、黄、绿、黄褐色，是制造磷肥的主要原料，高品位的磷灰石含P₂O₅ 42.3%，一般含P₂O₅>28%－30%时，可用来生产过磷酸钙肥料；>18%可粉碎为磷矿粉肥料，含量< 18%则不宜直接制造磷肥，可掺入无机磷细菌，以促进磷的分解，就地使用。由于磷灰石含有氟，在制造磷肥时，常因脱氟过程产生氟的污染。磷灰石风化后产生游离磷酸，是植物磷元素的主要来源（如图01-09）。

（7）方解石（CaCO₃）

方解石是大理岩、石灰岩的主要组成矿物，易溶于酸，化学性质不稳定，是土壤中碳酸钙的主要来源（如图01-10）。

图01-09方解石的晶体形态
a、晶体 b、犬车状集合体 c、菱面体解理(放大镜下)

8）褐铁矿（Fe₂O₃ × 3H₂O）

它是赤铁矿水化而形成的一种含水氧化铁，分布较广。一般为棕色、黄色，是土壤黄色和棕色染色剂，以胶状包被于土粒的表面。

（9）石膏（CaSO₄）

石膏不含结晶水称为硬石膏。含结晶水石膏（CaSO₄ × 2H₂O）称为结晶石膏。白色，玻璃光泽，有时呈珍珠光泽、纤维状、解理完全，是土壤中钙和硫元素的重要来源。

2．土壤中的次生矿物

    土壤中的次生矿物主要有以下几类：（1）简单的盐类如碳酸盐、硫酸盐和氯化物等。（2）含水的氧化铁、氧化铝、氧化硅等氧化物类。（3）次生层状铝硅酸盐如高岭石、蒙脱石和水化云母类等。它们在土壤中均以粘粒形式存在，粒径极小，并具有胶体性质，它们对土壤理化性质如保肥性、供肥性、缓冲性和耕性等都会产生深刻的影响。

    土壤的粘粒主要由粘粒矿物组成。所谓粘粒矿物是指那些粒径＜0.001mm的矿物质土粒。它们是由原生矿物经风化过程新形成的矿物，称为次生粘粒矿物。

    硅酸盐粘粒矿物，按其结晶构造和性质的差异，可分为高岭石组、蒙脱石组和水化云母等三大类。每一组又包括若干种粘粒矿物。

四、风化作用的类型
1、物理风化作用

物理风化作用又称机械崩解作用，其特点是岩石因冰冻或胀缩而被机械破碎成大小不等的碎屑，但化学成分不变，使岩石获得了通气透水性能。物理风化主要是由温差引起岩石的热力学变化。

地表昼夜和四季之间都有明显的温度差异。白天温度高，岩石受热使其表面升温，迅速膨胀，而内部升温缓慢，膨胀也小，这样内外膨胀程度不均，使岩石表层和内部之间产生与岩石表面平行的环状裂隙。晚上气温下降，岩石表层迅速冷却和收缩，而内部冷却缓慢，收缩也慢，使岩石表面产生与表面相垂直的放射状裂隙。这样日久天长的长期作用的结果，使大块的岩石层层剥落、破碎。尤其在内陆荒漠地区，温度高达50－60℃，昼夜温差大，这种热力作用造成的物理风化现象更为明显（如图01-11）。

图01-11气温变化引起岩石胀缩不均而崩解过程示意图

a b c d 表示分化过程 （照片）

冻结使水的体积增大，产生巨大的压力使岩石裂成大小不同的多角形碎块，有了裂隙水分便进入其中促使裂隙扩大，加速崩解作用。其原因就是由于水冻冰后体积增大1/11，对岩石裂隙四周产生588.4MPa的压力所致(如图2-18)。

图01-12  由于冰的冻结扩大了岩石的裂隙

此外，干旱沙漠地区的岩石裂隙中，因盐类结晶的裂胀作用；流水的冲刷和磨蚀作用；高山地区冰川磨蚀作用；干旱沙漠地区风沙磨蚀作用等均可促进岩石的物理风化。

随着岩石的崩解，破碎程度愈来愈高。碎屑颗粒愈小，受热愈均匀，热力学状况的内部矛盾愈小，在地表存在状态就愈趋稳定，其物理风化作用就变得愈缓慢。一般认为岩石破碎到粒径为0.01mm时，物理风化就很难进行了。物理风化的产物颗粒较粗，形成的母质多偏砂、石砾多，养分不易释放出来。

图01-13  风蚀柱示意图

图01-14  风蚀蘑菇示意图

四、风化作用的类型

2．化学风化作用

化学风化作用是指岩石在水和空气（主要是CO₂、O₂）的参与下进行的溶解作用、水化作用、水解作用、氧化作用等的总称。其特点是岩石在物理风化的基础上，岩石可进一步破碎成胶体状微粒，使原生矿物发生化学成分和矿物组成的变化，产生在地表条件下比较稳定的次生矿物。

（1）溶解作用

岩石与水长期接触，其中某些矿物被溶解，岩石也随之分解。因为自然界中的水或多或少地含有CO₂，这就增强了水对矿物的溶解能力。如方解石在纯水中的溶解度为10.5g/L，但在含有CO₂的水中，就增加到16.75g/L。而地壳表面的生物圈中CO₂的总量非常巨大，故这种碳酸化的风化作用也十分强烈。方解石的碳酸化反应式如下：

CaCO₃+H₂O+CO₂?Ca²⁺+2HCO₃^-

除了CO₂外，水中还含有H₂SO₄、HNO₃和各种有机酸，都可增强对矿物的溶解能力。

（2）水化作用

矿物与水接触后，生成含水矿物的作用称为水化作用。它是水分与矿物分子相结合的化学过程。如：

CaSO₄+2H₂O ? CaSO₄ × 2H₂O

(硬石膏)     （石膏）

2Fe₂O₃ + 3H₂O ? 2Fe₂O₃ × 3H₂O

  (赤铁矿)       (褐铁矿)

赤铁矿（Fe₂O₃）经过不同程度的水化，可以形成不同的水化物，并表出不同的颜色。如：

Fe₂O₃（赤铁矿）……………………………红色

2Fe₂O₃ × H₂O（赤褐铁矿）…………………   浅红棕色

Fe₂O₃ × H₂O（针铁矿）…………………… 棕色

2Fe₂O₃ × 3H₂O（褐铁矿）…………………    棕黄色

Fe₂O₃ × 2H₂O（褐铁矿）……………………   黄色

各种颜色铁的化合物，均可使土壤呈现不同的颜色，如干旱时脱水呈红色，湿润水化成黄色。矿物水化后，其硬度降低，体积增大，溶解度增加，故更易被风化。

   （3）水解作用

水解作用是化学风化过程中最基本的也是最重要的一种作用。当水中含有CO₂或其他酸类时，因水的解离而产生氢离子（H⁺）。

H₂O+CO₂?H₂CO₃?2H⁺+CO₃^-

氢离子将硅酸盐中的碱金属或碱土金属离子代换出来，从而破坏了硅酸盐的晶体构造，并释放出养分，同时又生成更复杂的铝硅酸盐矿物胶体（粘粒矿物）。由于不同粘粒矿物在结构上和理化性质上有很大差异，故它们对土壤的性状可产生不同的影响。如土壤中的含钾长石、云母及粘粒矿物，经水解后生成的可溶性钾元素就能被农作物吸收利用。

2KAlSi₃O₈ + CO₂ + 2H₂O ? H₂Al₂Si₂O₈ × H₂O   +   2SiO₂  +  K₂CO₃

(正长石)               (高岭石)    (  含水二氧化硅)   (钾盐)

含磷矿物水解后转化为易溶性的酸式磷酸盐，为作物吸收利用.

Ca₂(PO₄) + 2H₂O + 2CO₂ ? Ca(H₂PO₄)₂ + 2CaCO₃

                       (磷灰石)               (磷酸二氢钙)

（4）氧化作用

 矿物氧化通常都是在有水的条件下进行的。如岩浆岩中的铁多呈低价铁，可被氧化成高价铁，从而破坏了矿物晶格。

2FeS₂ + 16H₂O +7O₂  ? 2FeSO₄ × 7H₂O + 2H₂SO₄

                            (黄铁矿)            (硫酸亚铁)

在自然界里，溶解、水化、水解、氧化作用进行的同时，也进行着相反的沉淀、脱水、中和及还原等过程。这些过程相互作用的结果，使原来的矿物遭到破坏，并在地表产生了较稳定的新矿物。

磷的情况与钾不同，在风化、淋失强烈的热带，土壤中的磷也几乎不发生淋失，鲁如坤认为，随风化程度加深，土壤中的无机态磷不断向闭畜态磷（O－P）转变。土壤颗粒中磷浓度以粘粒 > 粉粒 > 沙粒的势态分布。

   3．生物风化作用

生物风化是指岩石和矿物在生物影响下发生的物理的和化学的变化。生物风化作用具有重要意义，没有生物的生命活动，就不可能补充大气中的CO₂；没有CO₂，化学风化就不能迅速地进行。土壤中为数巨大的微生物的生命活动，每年产生大量的CO₂，从而加强了岩石的化学风化作用的进行；更重要的是生物风化作用不仅使岩石破碎、分解，而且能积聚养分，累积有机质并不断提高土壤肥力。

图01-15 植物根的机械破坏作用

五 风化作用的产物

岩石矿物遭到风化后，逐渐破碎成松散物质，产生了三种风化产物。

1．风化残体

在风化过程中，一些难风化的矿物如石英、白云母和一部分长石被保留下来，由它们构成风化残积物的主体，成为土壤固相粗土粒的主要来源。

2．易溶于水的简单盐类

这些盐类物质都是植物的矿质营养元素的最初来源，而母质中含盐基的数量也是影响土壤肥力的一个十分重要的因素，如K2CO3、Ca(HCO3)2、Mg(HCO3)2、Ca(H2PO4)2等。

风化可使矿物中难溶态的养分P、K、Ca、Mg、Fe、Mn、Zn、Na等释放出来成为可溶或可被植物利用形态，另一方面，强烈的风化与淋溶作用可导致土壤养分贫化，根据Malavolta (1985)，土壤中云母类含K矿物随风化强度加深依次形成的次生矿物含K浓度（g×kg-1）如下：

云母 ? 水云母 ? 伊利石 ? 过渡矿物 ? 蛭石或蒙脱石

100 80-60 60-40 40-30 < 10

云母的另一种风化顺序：云母?蛭石 ?高岭石?三水铝石。温带风化弱，富含云母及水化云母类矿物，含K丰富。而热带风化强烈，K大量淋失，形成含K低的高岭石、三水铝石等。

3．形成各种不同风化程度的次生矿物

次生粘粒矿物的形成途径，可以是化学风化作用的产物，如氧化铁、氧化硅、氧化铝等胶体；也可以是原生铝硅酸盐不同风化阶段的产物，还可通过生物，尤其微生物的作用，产生的次生矿物如高岭石（Al2O3 × 2SiO2 × 2H2O）、蒙脱石（Al2O3 × 4SiO2 × 11H2O）、水化云母（伊利石）(OH)4Ky(Si8－2y)AlO20、水铝矿（Al2O3 × 2H2O）、针铁矿（Fe2O3 ×H2O）以及非晶质的游离硅酸（H2SiO3）、氢氧化铁、氢氧化铝等，它们是在不同条件下形成的。因此，不同母质或母质的不同层次中，次生矿物的种类也不同。次生矿物的形成，是风化作用由量变到质变的主要特征，是化学风化和生物风化作用的结果。次生矿物颗粒大小一般均<0.001mm，大多数呈胶体分散状态存在。由于颗粒小，有巨大的表面积和表面能，它就是使母质产生吸附能力的原因，由此也产生一定的粘结性、可塑性和毛管现象，可使水分、养分在一定程度上得以保蓄，为土壤肥力的发展创造了必要条件。

六、土壤母质的类型 
地表沉积体是指最新一个地质年代--第四纪的沉积物。因为古老的沉积体经过长久的地质年代，受到各种复杂的地质作用，有的已经变成了新的坚硬的岩石和矿物，有的则受到侵蚀而不复存在，能够保存下来的堆积物是距今一百万年以来的第四纪沉积物。地表沉积体按其成因可分为以下几种类型： 
1 残积体 
残积体是经过淋溶而残留在原地的岩石碎屑，主要分布在位置较高，或比较平缓的丘陵山地，是搬运与堆积作用较少的地段。其特点是：由大小不等的岩石碎块或颗粒组成，层理不明显。从垂直剖面看，表层为风化强烈的岩石细屑，下面的岩石矿物分解较差，具有较大棱角的碎块，再往下是半风化的岩石层，岩石的外貌尚可辨别，最基层是未经风化的基岩。残积物的组成和性质与基岩有直接关系。如砂岩、石英岩的残积体颗粒粗；细页岩、辉长岩、玄武岩等基性岩石的残积体含有较多的铁，颗粒细而粘重。照片：紫色页岩残积母质 
2 坡积体 
坡积体是山坡靠上部的风化产物，在重力和片流的联合作用下发生移动，在山坡中部或山麓处堆积的物质，常见于山地及山麓一带的高阶地。照片：坡积体
坡积物在气候湿润的山区较为常见，尤其在上坡植被稀少易受冲刷和下坡地势较平缓的山地最为常见。其特点颗粒分选程度差，岩屑磨圆程度不高，在山坡下部有与坡面平行的层次。坡积物受片流作用呈间歇性堆积，坡积体的结构比较复杂，有时可见古土壤的埋藏剖面。
坡积物与残积体的区别在于残积体的性状决定下部基岩，而坡积体的性状决定于山坡上部的岩性，与下部基岩无过渡关系。有的山坡常见残积体上复盖着坡积物，称坡积－残积体。 
3 洪积体 
洪积体是山洪（间歇性沟谷流水）搬运的碎屑物质在山前平原的沉积物。干旱地区多间歇性的暴雨，暴雨形成流速较大的洪水，能将山上长期累积的风化碎屑，搬运到山谷出口处。而山谷出口处的地势平缓，坡降突然减小，水流由集中变为分散，所携带的物质因流速的降低而沉积，沉积面积大的称洪积扇，面积小的称洪积锥。
洪积扇沉积物的特点是：在流水出口的中心堆积物最多，向外逐渐减少，坡面略以放射状向外围倾斜，坡度逐渐减小，形成扇状，故称为洪积扇。洪积物的分选程度不好，在扇顶是无分选或分选不好的砾石和粗砂，沉积层次不明显。在扇缘为较细的细砂粉砂，或略有不规则的交错排列的层理。由扇顶到扇缘总的趋势是沉积物质由粗变细，透水性由强变弱，地下迳流由好变差。
洪积扇上部，因透水性好，一般有埋藏很深的地下水资源，水质也好。中部物质交错沉积，不同粗细沉积物的交接处，可以形成局部承压水，使地下水以泉水的形式，自流而溢出地表。在局部低洼的地方，由于常年积水，排水不畅，地下水位过高，常形成沼泽化，如地下水含盐量高，易产生盐渍化。
4 冲积体 
冲积体是风化的碎屑物质，经河流常年性流水的侵蚀、搬运、沉积在河流两岸的沉积物。它们是构成广大平原的主要物质。为非间歇性流水，且在较大山地的河流出口处，因携带泥砂沉积所造成的扇形堆积，故称冲积扇。洪积扇与冲积扇它们的成因相同，只是范围大小不一，大的冲积扇有时可达几万平方公里，如黄河在河南开封的冲积扇。
冲积物最明显的特征是：垂直剖面上层次分明，层间界线清晰而整齐，每层内或砂或粘，磨圆度高，粗细均一。在水平分布上，距河床愈近，沉积物愈粗，越远越细。按其与河流的关系，可以分为河床沉积体、河漫滩沉积体、牛轭湖沉积体以及三角州沉积体四类。 
（1）．河床沉积体 
常有河水流过的地方称为河床，在河床中沉积的物质，称河床沉积体。因为在河流中心的流水强度较大，河床沉积物一般以砾石、粗砂为主，很少有细的粘粒。当河流改道后，这种沉积体可以为不同的沉积体所掩埋，被埋藏的粗质沉积物透水性好，可以贮存和传送地下水，常为开发水源的基地，在其上形成的土壤，易发生漏水漏肥现象。 
（2）．河漫滩沉积体 
河漫滩是指河流泛滥时可以淹没的地方，它的宽度比河床宽几倍至几十倍，表面较平缓或微有起伏，它在河流的中下游发育较好，是冲积平原或泛滥平原的主体部分。 
河漫滩沉积体较河床沉积体细，由于河床的侧向移动，以及洪水期、平水期的相互交替，常使河床为新的河漫滩沉积所覆盖而造成粗细相间，构成了河流冲积物的层次性。所以河漫滩沉积体在垂直剖面上，上下粗细排列明显不同。在地面的水平分布上，愈近河床（自然堤）物质愈粗，离河床愈远的地方，沉积物质较细。河水泛滥漫出河床后，因流速减小，在两岸堆积大量物质，所以在近河床处形成地势略高的自然堤。离河床愈远，流速就愈小，沉积的颗粒愈细，地势也愈低。
河漫滩形成后，如地壳上升，河漫滩即高出于河床而形成阶地，所以阶地的沉积物是不同时期的河漫滩沉积物，它的分布规律和层次性与河漫滩相同，所不同的是它脱离了现代河流的影响，地下水位较低，在土地利用和农业规划上皆与河漫滩不同（如图01-16）。

图01-16 河谷地形组成断面图
―平水位    --- 洪水位 
1. 河床  2. 河漫滩  3. 谷坡  4. 阶地

（3）牛轭湖沉积体

河流因河曲发育截弯取直所遗弃的河床，或因砂州，砂岛阻隔所遗弃的河床为镰刀状或牛轭状，在静水的作用下，常在河床沉积物之上又沉积了较细的物质，组成较大的透镜体，称牛轭湖沉积体。

牛轭湖沉积物是静水沉积物，类似湖泊沉积物，这种沉积物质主要是由淤泥、粘土及植物残体相间沉积而成，并时常含有植物化石或软体动物化石等，有时也含有一些显示还原过程的矿物如蓝铁矿，菱铁矿等。它与普通湖泊沉积体的区别在于没有清楚的层理。在其上发育的土壤，由于土质细，升温慢，土性凉，但保水力强，养分含量较高（图01-17）。

图01-17  牛轭湖形成示意图 
1. 狭窄的曲流颈  2. 牛轭湖

（4）．三角洲沉积体

发育于河流入海或入湖的出口处。当河流从狭窄的河口入海时，水流从窄的河面进入宽的出水面，流速急剧下降，流水携带大量的泥砂在河口处沉积下来，当发展到阻碍水流宣泄时，河流就开始分支，分支的河口又出现砂滩，支河再分支。随着这一发展过程，沉积物不断扩大。这个为许多分流分割的沉积物，虽有许多起伏的缓岗，但从平面看去，形似三角，称三角洲沉积体。

三角洲沉积物质虽然较细，但仍有分选作用，一般缓岗较粗，碟形洼地较细。近河口的物质较粗，远离河口的物质较细，到边缘地区则以淤泥为主，并有水平层理。

由于三角洲沉积体的地形平坦，土质又粘又细，常出现上层滞水。

由第四纪河流沉积物组成的广大平原，包括东北平原、华北平原、长江中下游平原，珠江三角洲等占我国平原总面积的80%以上。它们都具有深厚而明显的沉积层次，从1－10m不等。同一层次内，颗粒大小基本均一，不同层次则颗粒组成差异较大。在这些沉积母质上发育的土壤，其生产性状和肥力水平差异也很大。

5 湖积体

湖积体多分布在河流沉积物与冲积扇沉积物交互沉积所形成的一系列交接洼地和湖泊洼地上，属静水沉积物，其物质来源有二：一是湖周流水向湖心汇集的过程中，所携泥砂因流速下降而在湖心沉积；二是湖水中有藻类等生物残体的累积。在滨海洼地，表层可见淡水贝壳残体，而下层有海生蚌壳残体。

湖泊沉积体的特征是：分选度高，从湖边向湖心，颗粒由粗到细，在垂直剖面中有腐殖质或泥炭夹层，随着物质不断积累，湖泊逐渐淤塞而干涸，因地下水位高出现沼泽化。由于排水条件差，铁与磷酸结合成蓝铁矿Fe3(PO4)2 × 8H2O、或形成菱铁矿(FeCO3)，使湖泥呈蓝灰色或青灰色。干旱地区，湖水蒸发后可能有盐类结晶等。在湖泊沉积体上开垦利用时，首先要解决沼泽化与盐渍化的问题。

6 风积体

风积体是由风力作用将其他成因的沉积物进一步侵蚀、搬运，再沉积的沉积体。我国西北地区的大陆性砂丘、沿黄河一带及旧河道两旁的河岸砂丘及滨海砂丘都是风积体。黄土高原也是风积体。风积体的特点是：分选好、颗粒粗细均匀，层次厚而且明显，砂粒磨圆度不等，表面光泽暗淡。

除黄土性物质外，我国华北和西北等地区的砂丘其颗粒较粗，砂粒磨圆度不高，植被稀少时，易于移动，造成砂荒地和飞砂地。

7 黄土母质

黄土是第四纪的一种特殊沉积物，据统计，全球陆地上有4%的面积被黄土覆盖，我国是世界上最大的黄土覆盖区，面积达37万平方公里以上,除部分为风积的原生黄土外，大部分均为流水搬运而再沉积的次生黄土。

黄土的颜色为淡黄色或暗黄色，质地轻且疏松多孔，通透性好。黄土通常是粉砂质的，颗粒以粗粉粒（0.05－0.01毫米）为主，约占50%以上，易受侵蚀，有直立性，能形成很高的峭壁，柱状结构发达，矿物成分以石英占优势，此外还含有长石、云母、辉石、角闪石。粘粒矿物以蒙脱石及伊利石为主。

最近一时期形成的黄土，距今有一万五千余年。在旧社会封建统治时期，黄土地区水利失修，山林滥伐乱垦，植被破坏，水土流失严重。黄土高原被切割得支离破碎，沟谷纵横。在沟谷之间残留有"塬"、"墚"、"峁"三种地形，这不仅破坏了黄土高原的农业生产，而且由于水土流失，使黄河成为世界上含砂量最大的一条河流，导致下游河床填高，形成地上河，使水害不断发生。解放后，政府十分重视黄土地区的水土保持工程，1955年起，就制定了根治黄河水害、开发黄河水利的综合规划。迄今，水土保持工程和黄河水利综合利用成效显著。 8 滨海沉积体

滨海沉积体是因海潮的涨落而形成的。滨海的范围，指涨潮与落潮线之间的地区，在海潮涨落的范围内，因海水时涨时落，生物不易大量生存，化学沉积物也不易保存，只有被河流搬运的泥砂，海洋剥蚀下来的碎石，在海浪的冲击下，平缓的分布在海岸线上，形成以滨海沉积物为主的海滩。海滩地形微有起伏，并与陆相堆积物交互形成起伏而孤立的小岗，有岗间洼地，岗地的质地较砂，洼地的质地较粘。一般滨海沉积物的特点是，层次深厚，层理分明，并含有一定的盐分，盐分类型主要是氯化物，地下水矿化度高达30g/L左右，须围垦洗盐后方可利用。

图01-18 不同成因的土壤母质类型

由此可见，不同类型的沉积体在地表的分布有其规律性（如图01-18所示）。而且各个沉积体的物质粗细，层次排列都有明显的不同，使后来发育的土壤也具有一定层次性，特别是冲积体表现得尤为突出。粗细层次的排列状况及厚薄对土壤肥力的影响很大。

Jenny (1983)认为，除氮素外土壤中其它养分的原始贮存均承袭自母岩。或者也可以更确切地说：除氮素以外的土壤养分贮量不能摆脱母岩有元素组成和含量的影响，但主要承袭自成土风化壳或成土母质，因为在岩石成为风化壳的过程中其元素组成可能已发生某种改变。

第二节 土壤矿物质的矿物组成和化学组成

     矿物是天然产生于地壳中具有一定化学组成、物理性质和内在结构的物体，是组成岩石的基本单位。土壤矿物是土壤的主要组成物质，一般占土壤固相部分重量的95-98%左右。固相的其余部分为有机质、土壤微生物体，但所占比例小，一般在固相重量的5％以下。土壤矿物质的组成、结构和性质如何，对土壤物理性质、化学性质、以及生物与生物化学性质均有深刻的影响。

一、土壤矿物质的主要元素组成 
土壤中矿物质，主要由岩石中矿物变化而来。表01－01列了地壳和土壤的平均化学组成，从表1中可见：
（1）氧（O）和硅（Si）是地壳中含量最多的二种元素，分别占了47%和29%，两者合计占地壳重量的76.0％；铁、铝次之，四者相加共占88.7％的重量。在组成地壳的化合物中，极大多数是含氧化合物，其中以硅酸盐最多。
（2）在地壳中，植物生长必需要的营养元素含量很低，其中如磷、硫均不到0.1%，氮只有0.01％，而且分布很不平衡。由此可见，地壳所含的营养元素远远不能满足植物和微生物营养的需要。
（3）土壤矿物的化学组成，一方面继承了地壳化学中组成的遗传特点，另一方面有的化学元素是在成土过程中增加的如氧、硅、碳、氮等，有的显著下降了如钙、镁、钾、钠。这反映了成土过程中元素的分散、富集特性和生物积聚作用。图01-19为土壤的化学组成。

表01-01 地壳和土壤的平均化学组成（重量%）  （维诺格拉多夫，1950、1962） * 根据克拉克等(1924)、费尔斯曼(1939)和泰勒(1964)的估计,地壳的化学元素组成与此表稍有不同,但总的趋势是一致的。

图01-19 为土壤的化学组成

    二、土壤的矿物组成 
（一）土壤的原生矿物和次生矿物

        土壤矿物按矿物的来源，可分为原生矿物和次生矿物。原生矿物是直接来源于母岩的矿物，其中岩浆岩是其主要来源。而次生矿物，则是由原生矿物分解转化而成的。

1、原生矿物

        土壤原生矿物是指那些经过不同程度的物理风化，未改变化学组成和结晶结构的原始成岩矿物。它们主要分布在土壤的砂粒和粉砂粒中。表01－02中列出了土壤中主要的原生矿物组成。从表01－02可见，

①土壤原生矿物以硅酸盐和铝硅酸盐占绝对优势。
②土壤中原生矿物类型和数量的多少在很大程度上决定于矿物的稳定性，稳定性高的矿物，具有很强的抗风化能力，土壤中的含量就高。
③土壤原生矿物是植物养分的重要来源，原生矿物中含有丰富的Ca、Mg、K、Na、P、S等常量元素和多种微量元素，经过风化作用释放供植物和微生物吸收利用。表01-02 土壤中主要的原生矿物组成

（二）结晶质矿物和非晶质矿物

        根据矿物的结晶状态，矿物可分为结晶质和非晶质。
      土壤粘粒矿物以次生的结晶层状硅酸盐为主，还含相当数量的晶态和非晶态的Si、Fe、Al的氧化物和水化氧化物。尤其在热带土壤中，氧化物及水化氧化物的含量相当高。此外，在某些土壤中还含碳酸盐、硫酸盐和黄铁矿等。图01-20 土壤中的矿物组成

一、层状硅酸盐粘土矿物
（一）构造特征
1、基本结构单位
   构成层状硅酸盐粘土矿物晶格的基本结构单位是硅氧四面体和铝氧八面体。
硅氧四面体（或简称四面体）
       四面体基本的结构是由一个硅离子（Si⁴⁺）和四个氧离子(O^2-)所构成。其排列方式是以三个氧离子构成三角形为底，硅离子位于底部三个氧离子之上的中心低凹处，第四个氧则位于硅离子的顶部，恰恰把硅离子盖在氧离子的下面。象这样的构造单位，如果连接相邻的三个氧离子的中心，可构成假想的四个三角形的面，硅离子位于这四个面的中心，所以我们称这种结构单位为硅氧四面体（或简称四面体），如图01－21所示，若用构造图表示，则如结构单元动画所示。

结构单元动画

铝氧八面体（或简称八面体）

        八面体基本的结构是由一个铝离子(Al³⁺)和六个氧(O^2-)离子(或氢氧离子)所构成。六个氧离子（或氢氧离子）排列成两层，每层都由三个氧离子（或氢氧离子）排成三角形，但上层氧的位置与下层氧交错排列，铝离子位于两层氧的中心孔穴内。象这样的构造单位，如果连接相邻的三个氧离子的中心，可构成假想的八个三角形的面，铝离子位于这八个面的中心，所以我们称这种单位为铝氧八面体（简称八面体），如图01－22所示,若用构造图表示，则如结构单元动画所示

图01－21 硅氧四面体

图01－22 铝氧八面体

2、单位晶片
       从化学上来看，四面体为(SiO₄)^4-，八面体为(AlO₆)^9-，它们都不是化合物，在它们形成硅酸盐粘土矿物之前，四面体和八面体分别各自聚合，聚合的结果，在水平方向上四面体通过共用底部氧的方式在平面两维方向上无限延伸，排列成近似六边形蜂窝状的四面体片（简称硅片）。如图01－23所示。硅片顶端的氧仍然带负电荷，硅片可用n(Si₄O₁₀)^4-表示。八面体在水平方向上相邻八面体通过共用两个氧离子的方式，在平面两维方向上无限延伸，排列成八面体片（简称铝片），如图01－24所示。铝片两层氧都有剩余的负电荷，铝片可用n(Al₄O₁₂)^12-。

图01－23 硅氧四面体在平面图上相互连接成硅片图形

图01－24 铝氧八面体在平面上相互连接铝片图形

3、 水化云母组
  又叫2:1型非膨胀性矿物或伊利组矿物，具有以下特征：

（1）2:1型晶层结构
晶层结构与蒙脱石相似，同样是由两层硅片夹一层铝片组成，硅片和铝片的比例为2:1，故又称2:1型非膨胀性矿物。伊利石是其主要代表，见图01-29。分子式为K₂(Al·Fe·Mg)₄ (SiAl)₈O₂₀(OH)₄·nH₂O。

（2）无膨胀性
在伊利石晶层之间吸附有钾离子，如图01－12。钾离子半陷在晶层层面六个氧离子所构成的晶穴内，它同时受相邻两晶层负电荷的吸附，因而对相邻两晶层产生了很强的键联效果，连接力很强，使晶层不易膨胀，伊利石晶层的间距为1.0nm。

（3）电荷数量较大
同晶替代较普遍，主要发生在硅片中，但部分电荷被K+离子所中和，阳离子交换量介于高岭石与蒙脱之间，20－40cmole(+)kg^-1。

图01－29 水云母（伊利石）结构示意图

（4）胶体特性一般 
颗粒大小介于高岭石和蒙脱石之间，总表面积为70－120×10³ m²kg^-1，其可塑性、粘结性、粘着性和吸湿性都介于高岭石和蒙脱石之间。
伊利石广泛分布于我国多种土壤中，尤其是华北干旱地区的土壤中含量很高，而南方土壤中含量很低。 

4、 绿泥石组
       这类矿物以绿泥石为代表，绿泥石是富含镁、铁及少量铬的硅酸盐粘土矿物，具有以下特性：

（1）2:1:1型晶层结构 
晶层由滑石（属2:1型，与蒙脱石结构相似，但其中铝片中Al³⁺为Mg²⁺所替代）和水镁石［Mg₆(OH)₁₂］或水铝石［Al₄(OH)₁₂］片相间重叠而成。由于滑石的晶层构造由两层硅片夹一层铝片组成，再加上与之

图01－30 绿泥石结构示意图（点击放大）

重叠的水镁石或水铝石片也是八面体片，所以绿泥石的晶层结构为2:1:1型。如图01－30所示。绿泥石的分子式为(Mg·Fe·Al)₁₂(SiAl)₈O₂0(OH)₁₆。

（2）同晶替代较普遍 
硅片、铝片和水镁片中都存在程度不同的同晶替代现象，除含有Mg、Al、Fe、等离子外，有时也含有Cr、Mn、Ni、Cu和Li等离子。因而绿泥石元素组成变化较大，阳离子交换量为10－40Cmoles(+)kg^-1。

（3）颗粒较小 
总面积为70－150×103m2kg^-1，其可塑性、粘结性、粘着性和吸湿性居中。土壤的绿泥石大部分是由母质遗留下来，但也可能由层状硅酸盐矿物转变而来。沉积物和河流冲积物中含较多的绿泥石。


二、非硅酸盐粘土矿物

        土壤粘土矿物组成中，除层状硅酸盐外，还含有一类矿物结构比较简单、水化程度不等的铁、锰、铝和硅的氧化物及其水合物和水铝英石。氧化物矿物既可呈结晶质状态存在，也可以非晶质状态存在。
        无论是结晶质还是非晶质的氧化物，电荷的产生都不是通过同晶替代获得，而是通过质子化和表面羟基H+的离解。既可带负电荷，也可带正电荷，决定于土壤溶液中H+离子浓度的高低。如：

式中M代表铁、铝、锰、硅等原子。当表面羟基失去一个氢离子后，表面就带负电荷。当表面羟基吸附一个氢离子后，表面就带正电荷。