土壤科学

土壤科学

土壤科学涵盖土壤研究的许多方面，例如土壤物理学、土壤化学、土壤分类、土壤微生物学等学科。其中一项研究是土壤学。土壤学是在自然环境中，从景观角度研究土壤的三维结构，包括起源、形态（形式）、分类、特征或属性、剖面或横截面、地表和内部水分关系、地质、植物生态学等，并对其进行解释以用于使用和管理。

大多数土壤形成于风化的矿物地质材料，其上部通常包含一些有机物质。这被称为O 层，由有机物质组成，通常不被视为表土，而是落叶层和泥炭。矿物土壤起源的岩石被称为母质。通过添加、移除、转移和转化等土壤形成过程的进一步影响，母质的性质发生了改变，最终演变成土壤。土壤形成过程受母质、气候、生物、地形和时间等土壤形成因素的控制。因此，土壤在不同地点的相似性或对比反映了土壤形成过程和因素的相似性或对比。

为土壤命名的一般惯例是选择在土壤首次被识别并确定为一种新土壤的附近的一个命名地理特征，例如：以纽约伊利湖附近的邓克尔克村命名的邓克尔克土壤系列。所有被发现具有密切相似属性的土壤都归类为邓克尔克，无论它们在哪里被发现。这种分布可以是更局部的，也可以是更广泛的。

土壤的描述通常会确定诸如 pH 值（碱度或酸度）、成熟度（成土发育阶段）、质地、稠度、颜色、砾石含量和类型、排水等级以及其他土壤特征等属性。

美国和其他国家都有土壤图，显示了土壤在景观中的相互关系。在这些地图上，每种土壤都与独特的景观位置相关。因此，可以理解土壤分布的模式以及土壤类型的分布位置和范围。土壤图是许多需要现场信息以就许多使用和管理方面做出明智决定的用户的首要需求。还可以比较土壤资源及其各自的适宜性和/或限制，以评估预期用途的替代地点。

在美国，合作土壤调查已有百年以上的历史。各种调查以文本和地图的形式出版，作为软封面书籍。现在，它们通过互联网 Web Soil Survey 发布：http://websoilsurvey.nrcs.usda.gov/app/

土壤方程

土壤的容重是指其干质量除以土壤的总原始体积。土壤的孔隙度是指其孔隙体积除以土壤的总体积。土壤的颗粒密度是指其固体质量除以其固体体积。

土壤水分

田间持水量 当土壤在降雨或灌溉后自由排水数天后，其含水量即为土壤的田间持水量。

田间持水量是衡量土壤储水能力的指标。沙质土壤排水良好，田间持水量低。粘土土壤会保留水分，田间持水量高。粘土土壤比沙质土壤可以储存更多水分。

土壤结构会影响田间持水量。无大孔隙的无结构粘土具有非常高的田间持水量。具有大孔隙的良好结构粘土会自由排水，田间持水量较低。

有机质可以吸收水分并增加田间持水量。

土壤的田间持水量主要由孔隙尺寸分布决定。小孔隙通过毛细作用力保留水分。大孔隙会自由排水，在田间持水量时不会保留水分。

萎蔫点 当土壤干燥，植物因无法吸收水分而发生永久萎蔫时，土壤的含水量即为土壤的萎蔫点。

当含水量高于萎蔫点时，植物可以从土壤中吸收水分。低于萎蔫点时，水分被紧紧吸附在粘土颗粒上，植物无法利用。

沙质土壤的萎蔫点非常低，而粘土的萎蔫点很高。粘土包含大量植物无法利用的水分。

有效水分 土壤储存的植物可以吸收的水量称为有效水分，等于田间持水量减去萎蔫点。

有效水分是土壤储存的水分，对植物有用。质地、结构和有机质会影响有效水分。粘土土壤通常比沙质土壤具有更高的有效水分。良好的结构可以增加有效水分。有机质吸收水分并增加有效水分。

土壤中储存的有效水分通常以毫米水分计量。农民喜欢在土壤中储存足够的水分来确保植物良好生长时播种作物。如果储存的水量很少，农民就需要祈求降雨。植物可利用的水量也取决于植物根系的深度。

土壤中的可溶性盐会降低植物对水的利用率。盐会增加水的渗透压。土壤中盐分含量过高会导致植物死亡。[1]

土壤水分入渗

众所周知，城市发展会加剧洪水。在城市地区，径流系数增加，汇流时间缩短。在未受干扰的地区，径流系数可能低至 0.1，而在市中心郊区，径流系数可能高达 0.9。

在降雨期间，当大部分降雨流过土地，很少有水分被土壤吸收时，径流系数的值很高。当所有雨水都流过地表，没有雨水渗入土壤时，径流系数等于 1。如果大量水分进入土壤，径流系数很小，接近 0。

淡水的主要来源是降雨径流，广泛用于满足人类需求。径流是长期水供应的重要组成部分，可以更新水资源，无论是河流、湖泊还是水库。植物需要水分才能生长，植物蒸腾作用会将土壤中的水分返回大气。

水分入渗率 水分在降雨或灌溉期间进入土壤的速度称为入渗率。

当雨水首次进入干燥的土壤时，入渗速度很快，然后随着降雨的持续，入渗速度会下降。在降雨的初期，水分会填满干燥的孔隙。当孔隙被水分充满，土壤饱和时，入渗速度会减慢，直到达到一个恒定值。

当雨停后，表层土壤会充满水分。饱和土壤中的自由水会在重力的作用下向下渗透。大约 2-3 天后，自由水会向下渗透，土壤水分会达到平衡。当自由水向下渗透后，水分即为“田间持水量”。

在田间持水量下，土壤水分通过几种力保留在土壤中。大部分水分通过毛细作用力保留。一些水分被吸附到土壤颗粒，尤其是粘土颗粒和有机质的表面上。

毛细管水分是植物水分供应的主要来源。毛细管水分可以通过植物蒸腾作用和蒸发作用去除。如果表层土壤干燥，而底层土壤潮湿，水分可以通过毛细作用向上移动。

在地下水位之上有一个毛细管边缘。水分通过毛细管力从地下水位向上移动。在一些土壤中，尤其是包含许多细孔的粘土中，毛细管边缘可以高于地下水位一米。

在降雨期间，随着土壤变湿，入渗率会下降。

不同土壤之间的入渗率差异很大，典型的值是：在降雨的第一小时内为 100 毫米/小时，在降雨六小时后降至 10 毫米/小时。

团聚体是许多土壤中发现的小团聚体 (1-2 毫米)。团聚体土壤结构良好，水分可以很容易地流过这些土壤。无团聚体土壤结构不好，无团聚体Template:Fix/category粘土土壤水分入渗性差。沙质土壤通常具有较高的水分入渗率，而粘土土壤具有较低的入渗率。

如果降雨强度恒定，而入渗率以典型的速率下降，那么在降雨的初期阶段不会出现径流。当入渗率低于降雨强度时，预计会发生径流。

入渗率受水力传导率最低的土壤层控制。通常，表土是壤土，具有较高的水力传导率。具有较低水力传导率的粘土亚层将充当节流阀，减缓最终入渗率。

在野外，可以使用环状渗透仪直接测量渗透率。将一个圆形管子插入土壤中，并用水分保持土壤表面湿润。在特定时间间隔内，记录水流入土壤的速度。为了减少变异性，环状渗透仪需要足够大，通常直径应大于112米。通常使用双环渗透仪来减少侧向水流造成的误差。这些实验的变异性通常很高，因此建议进行多次重复试验。

在许多土壤中，渗透率在降雨六小时后通常会下降十倍。通常在六小时前达到稳态平衡。不同土壤的渗透率差异很大，典型值为降雨第一小时100毫米/小时，降雨六小时后降至1毫米/小时。