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《土壤的性质和组成要素》 第4版 4 土壤结构与物理性质
“庄稼生长、收获之时，却无人用手指搓碎滚烫的土块，任泥土从指缝间洒落。”
—— 约翰・斯坦贝克，《愤怒的葡萄》
软土（黑土型土壤）的结构与质地。
（照片由雷・R・韦尔提供）
农业、生态及工程项目的成败，往往取决于所用土壤的物理性质。土壤物理性质深刻影响着土壤在生态系统中的功能发挥，以及最佳管理方式的选择。许多植物物种的生存与生长，与土壤物理性质密切相关；水分及其溶解的养分与化学污染物在土壤表面的流动和向土壤内部的渗透，同样也受土壤物理性质的影响。此外，土壤科学家在对土壤剖面进行分类，以及判断土壤是否适合各类土地利用方式时，会参考土层的颜色、质地及其他物理性质。掌握土壤基本物理性质不仅具有重要的实际价值，也有助于理解后续章节中涉及的土壤多方面知识。
本章标题中提及的 “土壤结构”（soil architecture）一词，引导我们将土壤视为一座 “大厦”，如同房屋这类建筑。土壤中的原生颗粒便是构建这座 “大厦” 的 “砖块”。土壤质地描述的是土壤颗粒的大小，而土壤结构则描述土壤颗粒的团聚方式。因此，土壤结构决定了土壤中孔隙与通道系统的特征 —— 这类似于房屋中的房间与走廊。
本章所探讨的土壤物理性质，主要聚焦于土壤固体颗粒以及颗粒间的孔隙。土壤质地与结构共同决定了土壤保持和传导生命所需水分与空气的能力。这些因素还会影响土壤在不同场景下的表现：用于修建公路和建筑地基时、进行耕作操作时，或是暴露在侵蚀性风雨中时。
4.1 土壤颜色 ¹
¹ 关于土壤颜色成因与测定的论文集，可参见比格姆与乔尔科什（1993）的著作。
颜色通常是土壤最显著的特征。尽管颜色本身对土壤的多数行为表现和利用方式影响甚微，但它能为我们提供有关土壤其他性质与状态的直观线索。为了获得土壤分类与解读所需的精确、可重复的颜色描述，土壤科学家会将少量土块与《门塞尔色卡》（Munsell color charts）中的标准色片进行对比。《门塞尔色卡》中的色片按人类感知颜色的三个维度排列：
在《门塞尔色卡》图册中，色片按以下规律排列：明度从下到上逐渐升高，彩度从左到右逐渐增加，而色相则随页面变化（请仔细观察图 4.1）。
图 4.1
《门塞尔色卡》图册中的一页，展示了土壤中常见的 2.5YR 色相（黄红色调）。页面后方放置的土块颜色，与标注为 2.5YR 4/4 的轮廓色片最为接近。其中：
如对页（左侧）所示，“棕红色” 这一颜色名称对应四个色片。
（照片由雷・R・韦尔提供）
图 4.1 完整替代文本
土壤呈现出丰富多样的颜色，包括红色、棕色、黄色，甚至绿色（图 4.2）。有些土壤近乎黑色，有些则近乎白色；有些颜色鲜艳，有些则呈暗淡的灰色。在不同地块间（参见图 2.25 中的土壤序列）、土壤剖面不同深度的土层（土层）中（参见图 3.30），甚至在同一土层或同一土块内（图 4.2），土壤颜色都可能存在差异。在野外进行土壤描述时，值得注意的是：同一土壤剖面中，彩度和明度不同的土层，其色相往往相似。
图 4.2
由不同铁矿物及氧化状态影响形成的红色、橙色、棕色、灰色和蓝色土壤示例：
（比例尺单位：毫米）
（照片由雷・R・韦尔提供）
图 4.2 完整替代文本
土壤颜色的成因与解读
影响土壤颜色的三大主要因素的是：（1）有机质含量；（2）含水量；（3）矿物中铁、锰氧化物的存在形态及氧化状态。有机质会包裹在矿物颗粒表面，使矿物本身鲜艳的颜色变暗并被掩盖（参见图 3.24 和图 4.3）。通常情况下，土壤湿润时比干燥时颜色更深（明度值更低）。水分对土壤颜色还存在一种更深远的间接长期影响：它会改变土壤中的氧气含量，进而影响有机质的积累速率（有机质会使土壤颜色加深）和铁的氧化状态（高度氧化的铁化合物会为土壤赋予鲜艳、高彩度的红色和棕色）。
其他影响土壤颜色的矿物包括氧化锰（呈黑色）和海绿石（呈绿色）—— 如图 4.3 所示。在干旱地区，方解石和可溶性盐类会使许多土壤呈现白色。这些颜色与还原态铁化合物赋予排水不良土壤剖面的灰色和蓝色（低彩度）形成鲜明对比（图 4.2a、b、d）。在长期厌氧环境下，还原态铁（溶解度远高于氧化态铁）会从颗粒表面的包裹层中流失，往往使下方硅酸盐矿物的浅灰色暴露出来。因铁被还原且流失而呈现灰色的土壤，被称为 “潜育化土壤”（gleyed soil）。若厌氧环境中存在硫元素，无论有机质含量如何，硫化亚铁都可能使土壤呈现黑色。
图 4.3
马尔顿土壤（Marlton soil）Bss 层中富含海绿石的绿色黏土，以及戴维森土壤（Davidson soil）B/C 层中由氧化锰形成的黑色包裹层。
（照片由雷・R・韦尔提供）
颜色是土壤分类的诊断指标之一。例如，松软表层（mollic epipedon，参见 3.2 节）颜色极深，其明度值和彩度值均不超过 3。再如，某些土纲的红色亚类（Rhodic subgroups），其 B 层颜色鲜红，色相介于 2.5YR（黄红色调页面中最偏红的色调）与 10R（《门塞尔色卡》中最偏红的色调）之间。
表层土壤中出现潜育色（低彩度颜色）—— 无论是单独出现，还是与鲜艳颜色形成斑块状混合分布（参见图 4.6）—— 都是划分湿地的依据之一，因为这表明至少在植物生长季的大部分时间里，土壤处于积水状态（参见 7.7 节）。土壤剖面中潜育色出现的深度，有助于确定土壤的排水等级。
图 4.6
间隔不到两小时拍摄的照片显示，堤坝的两处渗漏迅速扩大，最终导致提顿坝（Teton Dam）完全溃决。
（照片由美国土地垦务局提供）
图 4.6 完整替代文本
a 部分参考阿瑟（1977）与萨西哈兰（2003）的研究。
4.2 土壤质地（土壤颗粒的大小分布）
了解土壤中不同大小颗粒的比例（即土壤质地），对于理解土壤行为和管理方式至关重要。在某一地块调查土壤时，确定各土层的质地往往是首要且最重要的工作 —— 土壤科学家可通过这一信息得出诸多结论。此外，田间土壤的质地不易改变，因此被视为土壤的基本永久性属性。
土壤粒级的性质
单个土壤颗粒的直径范围极广，从石块（直径 1 米）到亚显微级黏土颗粒（直径 < 10⁻⁶米）不等。科学家根据多种分类体系对这些颗粒进行分组，如图 4.4 所示。本书采用美国农业部（U.S. Department of Agriculture）制定的分类体系。粒级范围的划分并非完全随意，而是反映了颗粒行为特征及由其赋予土壤的物理性质的重大变化。
直径大于 2 毫米的砾石、卵石、石块及其他粗碎屑，可能会影响土壤的部分行为，但它们不属于 “细土粒”（fine earth fraction）范畴，而 “土壤质地” 这一术语严格来说仅适用于细土粒。
图中颗粒示意图中间的刻度及标注的名称均遵循美国农业部（U.S. Department of Agriculture）分类体系，该体系在全球范围内应用广泛，本书也采用此体系。图中还展示了另外两种分类体系，它们同样被土壤学家和公路建设工程师广泛使用。示意图呈现了不同颗粒的相对大小（注意刻度）。
（图表由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供）
图 4.4 完整替代文本（供辅助理解用）
砂粒（Sand）
粒径小于 2 毫米但大于 0.05 毫米的颗粒称为砂粒。用手指揉搓砂粒，会有粗糙感。砂粒通常肉眼可见，形态可能呈圆形或棱角状（例如见图 1.15），具体形态取决于其经历的风化和磨蚀程度。由于石英是大多数砂粒中的主要矿物成分，砂粒中通常几乎不含植物养分。此外，无论砂粒中可能存在哪些含养分矿物，其较大的粒径都会大幅减缓养分向土壤溶液中的释放速度。
砂粒粒径相对较大，因此砂粒之间的孔隙也相对较大。砂质土壤中的大孔隙无法抵抗重力作用保持大量水分（见 5.2 节），因此排水速度快，且有利于空气进入土壤。图 4.5 展示了颗粒粒径与比表面积（单位质量颗粒的表面积）之间的关系。砂粒粒径大，比表面积小，因此砂粒持水和保肥能力弱，且无法黏结形成紧实团聚体（见 4.9 节）。基于上述特性，大多数砂质土壤通气性好、质地疏松，但肥力较低且易干旱。
图 4.5 表面积与颗粒粒径的关系
假设存在一个边长为 8 毫米、质量为 1.3 克的立方体（图 a）。该立方体有 6 个面，总表面积为 384 平方毫米（6 个面 × 每个面 64 平方毫米），比表面积为 295 平方毫米 / 克（384÷1.3）。若将这个立方体切割成边长仅为 2 毫米的小立方体（图 b），相同质量的物质会形成 64 个小立方体（4×4×4），每个小立方体的表面积为 24 平方毫米（6 个面 × 每个面 4 平方毫米），总表面积则为 1536 平方毫米（每个小立方体 24 平方毫米 ×64 个小立方体），比表面积为 1182 平方毫米 / 克（1536÷1.3）。此时的总表面积是单个大立方体的 4 倍。
曲线（图 c）解释了为何矿物土壤中几乎所有的吸附能力、膨胀性、可塑性、湿润热以及其他与表面积相关的特性，都与黏粒组分密切相关。
（图表由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供）
图 4.5 完整替代文本（供辅助理解用）
粉粒（Silt）
粒径小于 0.05 毫米但大于0.002 毫米的颗粒被归类为粉粒。尽管粉粒在形态和矿物组成上与砂粒相似，但单个粉粒极小，肉眼无法直接观察到。用手指揉搓粉粒时，不会有粗糙感，而是呈现光滑或丝滑的触感，类似面粉。若粉粒由易风化矿物构成，其相对较小的粒径（及较大的比表面积）会使风化作用速度加快，从而释放出大量植物可利用的养分。
粉粒物质颗粒间的孔隙比砂粒间的孔隙小得多（且数量多得多），因此粉粒持水性较强，排水性较弱。然而，即使处于湿润状态，粉粒本身也不具备明显的黏性或可塑性（延展性）。部分粉粒组分所表现出的微弱可塑性、黏结性和吸附能力，很大程度上源于其表面附着的一层黏粒薄膜。
由于粉粒的黏性和可塑性较低，粉粒和细砂含量高的土壤极易遭受风蚀和水蚀。在一种名为 “管涌”（piping）的过程中，粉质性土壤很容易被流水冲刷带走（见专栏 4.1）。
黏粒（Clay）
黏粒的粒径小于 0.002 毫米，因此具有极大的比表面积，这使其具备强大的吸水和吸附其他物质的能力。一勺黏粒的表面积可能相当于一个足球场的大小（见 8.1 节）。这种巨大的吸附表面导致黏粒在干燥后会黏结形成坚硬的块状物；而湿润时，黏粒具有黏性，且易于塑形（表现出高可塑性）。
细黏粒颗粒极小，表现出胶体特性 —— 若将其悬浮于水中，很难沉降。与大多数砂粒和粉粒不同，黏粒颗粒通常呈微小的薄片或扁平血小板状。黏粒颗粒间的孔隙极小且弯曲，因此水分和空气的移动速度非常缓慢。在黏质土壤中，颗粒间的孔隙虽小，但数量极多，使得土壤能保持大量水分；然而，其中很大一部分水分可能无法被植物吸收利用（见 5.7 节和 5.9 节）。
黏粒并非只是 “更小的土壤颗粒”，而是由一类特殊的次生矿物（称为黏土矿物，见第 8 章）构成，每种黏土矿物都会为其主导的土壤赋予独特的性质。因此，土壤的收缩 - 膨胀性、可塑性、持水性、土壤强度和化学吸附性等性质，不仅取决于黏粒的含量，还与黏粒的种类有关。
专栏 4.1 粉粒与提顿坝溃决事件⁽¹⁾
1976 年 6 月 5 日，美国爱达荷州南部发生了美国历史上最惨痛、损失最惨重的工程溃决事故之一 —— 横跨提顿河的大型土坝（提顿坝）在建成后不到一年便轰然倒塌。巨大的水墙冲垮大坝，席卷下游山谷，造成 11 人死亡、2.5 万人无家可归。此次溃决毫无预警：最初的小渗漏（图 4.6 左图）迅速演变为汹涌的洪流，冲毁了前来抢修的大型推土机队伍。
提顿坝采用了经过长期实践验证的 “分区填土坝” 标准设计：首先在土壤下方的流纹岩 / 玄武岩岩层上构筑坝基，然后修建由紧密压实土壤材料构成的坝芯（1 区），坝芯外侧覆盖一层由岩石和较粗冲积土材料组成的保护层（2 区），以抵御水蚀和风蚀。坝芯的设计功能是作为 “水密密封层”，防止水分渗透大坝。
通常情况下，坝芯会选用黏质材料，因为湿润黏土具有黏性和可塑性，可被压实成具有延展性的水密结构体 —— 只要保持湿润，就能维持整体性且不产生裂缝。反观粉粒，尽管在现场观察中可能与黏土相似，但它无法被压实成紧实结构体，且在沉降过程中会因缺乏可塑性而产生裂缝。若水分渗入这些裂缝，粉粒会被流水迅速冲刷带走，导致裂缝扩大，进而吸引更多水流渗入，形成 “冲刷 - 裂缝扩大” 的恶性循环。这一渗漏通道快速扩大的过程被称为 “管涌”（piping）。
提顿坝溃决的主要原因几乎可以确定为 “管涌”：工程师未使用黏土，而是采用当地的风积粉粒沉积物（即黄土，见 2.3 节）来构筑 1 区坝芯。这一惨痛事故为我们敲响了警钟，揭示了土壤质地对土壤行为的决定性作用，以及区分黏土与粉粒的重要性。
⁽¹⁾注：原文中 “a” 为表格 / 专栏注释标记，此处保留原标记逻辑。
表面积对土壤其他性质的影响
如图 4.5 所示，随着颗粒粒径减小，土壤比表面积及相关特性会显著增强。相同质量下，细胶体黏粒的表面积约为中砂粒的 10000 倍。土壤质地通过五种基本的表面现象，对土壤的诸多其他性质产生深远影响（见表4.1）：
表 4.1 颗粒粒径对土壤性质及行为的综合影响⁽¹⁾
土壤性质 / 行为
不同土壤颗粒组分的表现
砂粒（Sand）
粉粒（Silt）
黏粒（Clay）
持水性
中至高
通气性
排水速度
慢至中
极慢
土壤有机质含量
中至高
高至中
有机质分解速度
春季土壤升温速度
压实性
风蚀敏感性
中（细砂粒含量高则为高）
水蚀敏感性
低（细砂粒含量高除外）
团聚则低，未团聚则高
收缩 - 膨胀潜力
极低
中至高
池塘、水坝及垃圾填埋场密封性
雨后可耕性
污染物淋溶潜力
低（产生裂缝除外）
植物养分储存能力
中至高
抗 pH 值变化能力（缓冲性）
⁽¹⁾注：上述规律存在例外情况，尤其是受土壤结构和黏土矿物类型影响时。
表 4.1 完整替代文本（供辅助理解用）
4.3 土壤质地分类
在砂质土、黏质土和壤质土这三大类土壤中，特定的 “质地类别名称” 能更精确地反映土壤颗粒的粒径分布特征及土壤物理性质的总体特征。质地类别名称与砂粒、粉粒、黏粒含量比例的关系，通常用三角坐标图（图 4.7）来直观呈现。建议仔细研究图 4.7，并参照图注中的示例，掌握土壤质地三角坐标图的使用方法。
土壤质地分类是根据质地三角图上的粗边界线，由砂粒、粉粒和黏粒的百分比（克 / 100 克矿质土壤）来定义的。使用该图时，首先在三角图左侧找到对应的黏粒百分比，然后向内绘制一条与三角图底边平行的线。接着，在三角图底边找到对应的砂粒百分比，再向内绘制一条与三角图右侧边平行的线。小箭头指示了画线的方向。这两条线相交所在区域的名称，即为该土壤样品的质地类别。若同时使用三种颗粒的百分比，则三条线会交于同一点。由于砂粒、粉粒和黏粒的百分比总和为 100%，因此只要已知其中两种颗粒的百分比，即可轻松计算出第三种颗粒的百分比。例如，某土壤含 15% 砂粒和 15% 黏粒，则粉粒含量必定为 70%，该土壤属于 “粉壤土”（蓝色虚线箭头所示）。另一个含 33% 砂粒、34% 粉粒和 33% 黏粒的土壤样品，其对应线条（未显示）会交于 “黏壤土” 区域的中心。
图 4.7 完整替代文本
质地类别呈梯度序列分布，从质地粗糙的砂类土壤到质地细腻的黏类土壤。砂土壤和壤质砂土的特性以砂粒为主导，因为砂粒在土壤物质中的重量占比至少为 70%，而黏粒占比不足 15%（见图4.7 中的边界线）。黏土、砂质黏土和粉砂质黏土的特性以黏粒为主导。同理，粉砂土的特性以粉粒为主导。然而，大多数土壤都属于某种壤土类型。
壤土是砂粒、粉粒和黏粒的混合物，其表现出的各颗粒组分特性占比大致相当。该定义并不意味着三种颗粒组分的含量完全相等（这也是为何壤土类别并非恰好位于图 4.7 三角图正中央的原因）。这种特殊情况的存在，是因为只需相对较少比例的黏粒就能使土壤呈现出黏质特性，而少量砂粒和粉粒对土壤性状的影响则较小。砂粒占主导的壤土被归类为砂质壤土。同理，部分土壤可归类为粉砂壤土、粉砂质黏壤土、砂质黏壤土和黏壤土。由图 4.7 可知，黏壤土的黏粒含量最低可至 26%；而要归为砂质壤土或粉砂壤土，土壤的砂粒含量需至少达到 45%，粉粒含量需至少达到 50%（二者分别对应）。
若土壤中含有大量比砂粒更粗的颗粒（称为粗碎屑），则可在质地类别名称前添加限定形容词。最大直径在 2-75 毫米范围内的粗碎屑称为砾石或卵石；直径在 75-250 毫米范围内的，若呈圆形则称为中砾，若呈扁平状则称为扁砾；直径超过 250 毫米的则称为石块或巨砾。砾质细砂壤土就是这类经过修饰的质地类别的实例之一。
土壤质地类别的改变
在漫长的时间尺度上，淋溶作用、矿物风化等土壤形成过程会改变某些土层的质地。同样，侵蚀作用以及随后的沿坡沉积作用，也会选择性地搬运或沉积特定粒径的颗粒。然而，在田间尺度上，农业管理措施通常无法改变土壤的质地类别。要改变某一土壤的质地，需将其与另一种不同质地类别的土壤物质混合。例如，为改善黏土的物理性状（用于温室盆栽或草坪）而掺入大量砂粒，这种情况可视为土壤质地的改变。但在配制盆栽基质时，向土壤中添加泥炭或堆肥并不属于质地改变，因为质地这一属性仅针对矿质颗粒。事实上，对于主要由珍珠岩、泥炭、聚苯乙烯泡沫或其他非土壤物质构成的人工基质，“土壤质地” 这一术语并不适用。
需特别注意的是，切勿通过添加砂粒来改善细质地土壤的物理性状。当需要特定质地类别的土壤材料（如景观设计需求）时，通常建议寻找天然存在的、符合要求的土壤，而非尝试通过掺入砂粒或黏粒来改变土壤质地类别。若砂粒粒径不合适或掺入量不足，不仅无法改善土壤性状，反而可能使情况恶化。尽管相邻的粗砂粒之间会形成较大孔隙，但嵌入粉土或黏土基质中的砂粒却无法形成这种孔隙。掺入适量细砂或粒径范围差异较大的砂粒，最终形成的物质可能更接近混凝土，而非砂质土壤。不过，在某些特定场景下（如高尔夫球场果岭和运动场），由于需要土壤具备快速排水能力以及潮湿时的抗压实性，使用精心挑选的均匀砂粒配制人工土壤是合理的。同样，对于需要平整坚硬表面的场景（如网球场），则可能需要人工配制的黏质土壤。
“手感法” 测定土壤质地类别
测定土壤质地类别是土壤学学习者应掌握的首要田间技能之一。通过手感判断土壤质地类别，在土壤调查、土地分类以及所有涉及土壤质地影响的研究中都具有重要实用价值。判断的准确性很大程度上依赖经验，因此应尽可能多地练习 —— 从已知质地的土壤开始，“校准” 自己的手感判断能力。如专栏 4.2 和图 4.8 所述，使用手感法测定质地类别时，需牢记质地三角图（见图 4.7）的分类标准。
专栏 4.2 手感法测定土壤质地
手感法测定土壤质地的第一步（也是最关键的一步），是取胡桃大小的湿润土壤样品，将其揉捏成均匀的油灰状稠度，必要时可缓慢加水。这一步可能需要几分钟时间，若过早判断则极易出错 —— 因为黏粒和粉粒形成的坚硬团块可能会被误认为砂粒。
在挤压和揉捏样品的过程中，需留意其可塑性、黏性和硬度，这些特性均与黏粒含量相关。粉粒含量高的土壤样品触感光滑、呈丝绒状，黏性低且抗变形能力弱；砂粒含量高的土壤样品触感粗糙、有砂砾感，在耳边揉搓时还会发出研磨声。
要判断黏粒含量，可将湿度适宜的土壤捏成球状，然后用拇指和食指侧面挤压，使土壤形成条带。将条带一点点挤出，尽可能拉长，直至其因自身重量断裂（见图 4.8）。根据图 4.9 的标准对观察结果进行判断，即可确定土壤质地类别。
图 4.8
手感法测定土壤质地类别：将湿润的土壤样品在拇指和食指间揉搓，并挤压成 “条带”。（右）砂质壤土（含约 15%黏粒）的条带短，呈粗糙、无黏结性外观；（中）粉砂壤土的条带易碎裂，呈光滑、无光泽外观；（左）黏土的条带长且柔韧，呈光滑、有光泽外观。
（图片由雷・R・韦尔提供）
图 4.9
手感法测定土壤质地类别的流程图：使用该图时，从左上角开始。
[图表源自韦尔（2009）]
图 4.9 完整替代文本
要更精确地估算砂粒含量（从而更准确地确定其在质地三角图水平维度上的位置），可按以下方法操作：取豌豆大小的土壤团块置于掌心，加水湿润后用手指将其在掌心涂抹，直至掌心覆盖一层稀糊状的土壤悬浮液。此时砂粒会清晰可见，可估算其相对于原始 “豌豆” 大小的体积占比，以及砂粒的相对粒径（细砂、中砂、粗砂等）。
需注意，土壤质地类别的划分仅基于砂粒及更细粒径的矿质颗粒；因此，砂粒、粉粒和黏粒的百分比总和始终为 100%。石块和砾石的含量需单独评定，而有机质则不纳入质地分类考量。
实验室颗粒大小分析
实验室颗粒大小分析的第一步（有时也是最困难的一步），是将土壤样品在水中完全分散，确保即使是极小的团块也能分解为单个原生颗粒。分散过程通常需结合化学处理，同时使用高速搅拌机、振荡器或超声波振动器。
土壤样品在水中悬浮后，大多数实验室会采用沉降法（通常结合不同砂粒粒径的筛分法）来测定土壤样品中的颗粒大小分布（图 4.10）。该方法所依据的原理十分简单：由于土壤颗粒的密度大于水，颗粒会下沉，且沉降速度与其粒径成正比。换言之，“颗粒越大，沉降越快”。描述这一关系的方程被称为斯托克斯定律（专栏 4.3）。
在进行粒度分析时，需将一份土壤样品（已去除有机质）悬浮于水中，充分搅拌后静置。比重计（右侧）可用于测定不同静置时间后仍悬浮在水中的颗粒质量（悬浮的土壤颗粒越多，比重计浮得越高）。利用斯托克斯定律（Stokes’ law），可计算出在这些时间点仍处于悬浮状态的颗粒的最小有效直径。（左侧）7 小时后已沉降的砂层和粉土层。
（图片由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供）
图 4.10 完整替代文本
专栏 4.3 斯托克斯定律与通过沉降法测定粒度
斯托克斯定律的完整表达式表明，颗粒在流体中沉降的速度V与重力加速度g、颗粒密度与流体密度的差值（\(D_s - D_f\)）以及颗粒有效直径的平方（\(d^2\)）成正比。此处提及 “有效直径”，是因为斯托克斯定律适用于光滑的球形颗粒。由于大多数土壤颗粒既不光滑也非球形，因此沉降法测定的是颗粒的有效直径，而非土壤颗粒的实际直径。颗粒的沉降速度与流体的黏度（即 “稠度”）成反比。由于速度等于距离h除以时间t，因此斯托克斯定律可表示为：
\(V = \frac{h}{t} = \frac{d^2 g (D_s - D_f)}{18\eta}\)
其中：
将上述数值代入公式，可得：
\(V = \frac{h}{t} = \frac{d^2 \times 9.81\ \text{N/kg} \times (2.65 \times 10^3\ \text{kg/m}^3 - 1.0 \times 10^3\ \text{kg/m}^3)}{18 \times 10^{-3}\ \text{Ns/m}^2} \approx 9.81\)
需注意，\(V = kd^2\)是斯托克斯定律的高度简化形式，其中k代表一个与重力加速度和液体性质相关的常数。
假设我们要对深度为 0.1 米（10 厘米）处的土壤悬浮液进行取样或测定（见图 4.10）。若希望最小的粉土颗粒刚好经过取样深度（从而使样品中仅含黏土），我们可计算所需的静置时间（秒）。
已知条件：\(h = 0.1\ \text{m}\)，\(d = 2 \times 10^{-6}\ \text{m}\)（即 0.002 毫米，为最小粉土颗粒直径）
对t进行求解，可得：
\(t = \frac{0.1\ \text{m}}{(2 \times 10^{-6}\ \text{m})^2 \times 9 \times 10^5\ \text{s}^{-1}\text{/m}^{-1}} = 27777\ \text{秒} = 463\ \text{分钟} = 7.72\ \text{小时}\)
相比之下，最小的砂粒颗粒（直径\(d = 0.05\ \text{毫米}\)）完成这段沉降过程仅需 44 秒。
4.4 矿质土壤的结构 ²
² 若需深入了解土壤结构与土壤生物学之间的关系，可参阅里茨（Ritz）与杨（Young）于 2011年发表的研究；关于真菌作用的综述，可参阅辛格（Singh）于2012 年发表的研究。
正如本章引言中所述，可将土壤比作一座复杂的建筑 —— 土壤质地好比建造这座建筑所用 “砖块”（即颗粒）的大小。我们可以继续沿用这一建筑类比：土壤颗粒（类比为砖块）如何团聚在一起，形成土壤结构（类比为房屋）。不同大小的 “砖块” 组合成带有窗户、门和走廊的“房屋”，这一过程对应土壤结构的形成，而 “窗户”“门” 和 “走廊” 则对应土壤中复杂的孔隙与通道（见图 4.11）。将 “砖块” 固定的 “水泥”，则对应能够稳定土壤结构的微生物胶结物、植物根系以及真菌菌丝。
颗粒（类比为砖块）团聚在一起形成结构（类比为房屋）。固定 “砖块” 的 “水泥” 与 “纤维”，对应稳定土壤结构的微生物胶结物、根系和真菌菌丝；它们共同构建出类似 “窗户”“走廊” 和 “房间” 的复杂空间 —— 这些空间既是微生物的 “生存场所”，也是水、气体、养分及其他化学物质的 “储存空间”。
（图片由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供）
图 4.11 完整替代文本
土壤结构指的是土壤颗粒在空间上排列，形成复杂团聚体、孔隙与通道的状态。砂粒、粉粒、黏粒和有机颗粒在不同作用力下，于不同尺度上团聚，形成具有明显特征的结构单元，即 “结构体”（ped）或 “团聚体”（aggregate）（见图 4.12）。当挖掘出一团土壤并轻轻掰开时，土壤往往会沿天然薄弱带破裂成结构体。这些薄弱带的抗拉强度较低，因为同一结构体（或团聚体）内部颗粒间的吸引力，大于其与周围土壤颗粒的吸引力。尽管 “团聚体”（aggregate）和 “结构体”（ped）有时可互换使用，但 “结构体” 一词更常用于描述观察土壤剖面时可见的宏观结构 —— 这类结构单元的大小通常从几毫米到约 1 米不等。
在宏观尺度上，土壤颗粒通过特定排列形成结构单元的过程，主要受以下物理过程影响：冻融循环、干湿交替、膨胀收缩、植物根系的穿透与膨胀、土壤动物的穴居活动，以及人类与机械活动的干扰。需注意，土壤结构体不可与 “土块”（clod）混淆 —— 土块是湿土在耕作或挖掘过程中因人为挤压形成的黏结块状物。
图 4.12
土壤剖面中可见的大型结构单元，各自包含多个小型结构单元。下方示例显示：B 层土壤中典型的柱状结构体如何分解为更小的结构体（以此类推）；上方示例显示：A 层土壤中典型的、直径约 1 毫米的粒状大团聚体内部，包含直径小于 0.25 毫米的微团聚体。微团聚体通常围绕大团聚体中原本包裹的微小有机质颗粒形成，并将其包裹在内。请注意柱状结构与粒状结构采用了两种不同的尺度标注。
（图表由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供）
图 4.12 完整替代文本
大多数大型结构体由小型结构体或团聚体组成，且可分解为小型结构体或团聚体（见图 4.12）。团聚体内部及团聚体之间的孔隙网络，是土壤结构的关键特征（见 4.7 节）。孔隙网络对土壤中空气与水的运动、植物根系的生长，以及土壤生物的活动（包括有机质的积累与分解）均有重要影响。下文将探讨土壤剖面中可观察到的结构类型及其特征。
土壤结构的类型 ³
³ 在美国《土壤调查手册》（USDA-NRCS，2005）中，“单粒状”（single-grained）和 “大块状”（massive）被描述为 “无结构”（structureless）状态。
土壤中存在多种形状的结构体，且同一土壤剖面的不同土层中，结构体类型往往不同。部分土壤可能呈现 “单粒状” 结构 —— 即颗粒未发生团聚。例如，风成沙丘中的松散砂粒、新沉积的黄土（loess）等松散粉尘堆积物，均属于单粒状结构。与之相反，另一些土壤（如某些黏土沉积物）则以大型黏结块状存在，被称为 “大块状” 结构。然而，大多数土壤会形成一定的团聚体，其结构体可根据形状（或类型）、大小及清晰度（或发育程度）进行分类。土壤结构体的四种主要形状为：球状（spheroidal）、板状（platy）、柱状（prismlike）和块状（blocklike）（详见下文及图 4.13）。
矿质土壤中常见的各类结构（形状）及其典型分布位置。示意图展示了各类结构的核心特征，实物图则显示了它们在土壤中的实际形态。为便于判断尺度，请注意（e）图中的铅笔长 15 厘米，（d）图和（f）图中的刀刃宽 3 厘米。
（（e）图由詹姆斯・L・阿恩特（James L. Arndt）/ 默金特公司（Merjent, Inc.）提供；其他图片由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供）
图 4.13 完整替代文本
1. 球状（Spheroidal）
粒状结构（granular structure）由近似球状的团聚体组成，这些团聚体以松散堆积的方式彼此分离（见图 4.13a）。其直径通常从小于 1 毫米到 10 毫米不等。在描述这类结构时，“团聚体”（aggregate）一词比 “结构体”（ped）更常用。粒状结构常见于许多表层土壤（通常为 A 层），尤其在有机质含量高的土壤中更为典型。因此，这类结构是受管理措施影响最显著的土壤结构类型。
2. 板状（Platy）
板状结构的特征是形成相对较薄的水平片状结构体（即 “板”），在表层和亚表层土壤中均可能出现。多数情况下，板状结构是由成土过程形成的；但与其他结构类型不同，板状结构也可能继承自土壤母质（尤其是水成或冰成母质）。此外，重型机械对黏性土壤的压实作用，也可能导致板状结构的形成（见图 4.13b）。
3. 块状（Blocklike）
块状结构体形状不规则、近似立方体，直径约为 5 至 50 毫米。单个块状结构体的形状并非独立形成，而是由周围结构体的形状共同塑造。若块状结构体的边缘尖锐、矩形表面清晰，则被称为 “棱角块状”（angular blocky）（见图 4.13c）；若边缘发生一定程度的圆化，则被称为 “亚棱角块状”（subangular blocky）（见图 4.13d）。这类结构通常见于 B 层土壤，有助于土壤排水、通气及根系穿透。
4. 柱状（Prismlike）
柱状（columnar）和棱柱状（prismatic）结构的特征是形成垂直定向的柱状或柱状结构体，不同土壤中这类结构体的大小差异较大，直径可达 150 毫米甚至更大（见图 4.13）。其中，柱状结构（见图 4.13e）的顶部呈明显的圆顶状，主要见于钠含量较高的底土（如碱化层（natric horizon）；见 3.2 节）。若柱状结构体的顶部相对棱角分明且呈水平扁平状，则被称为棱柱状结构（见图 4.13f）。这两种柱状结构通常与膨胀型黏土相关。棱柱状结构常见于干旱和半干旱地区的亚表层土壤，发育良好时会成为土壤剖面中极具辨识度的特征（见图 4.14）。在湿润地区，棱柱状结构有时可见于排水不良的土壤、由无结构沉积物在陆地上沉积形成的人为土壤，以及脆盘层（fragipans）（见图 2.23 和图 3.34）。
取自加拿大不列颠哥伦比亚省一种干旱型简育冰冻软土（Ustic Haplocryoll）Bw 层的大棱柱状结构体（prismatic ped）实例。
（照片由西蒙弗雷泽大学玛格丽特・G・施密特提供）
田间土壤结构描述
在描述土壤结构时（参见 3.18 节），土壤学家不仅会关注存在的结构体（ped）类型（形状），还会关注结构体的相对大小（细、中、粗）以及发育程度或清晰度（等级，如强、中、弱）。例如，图 4.13d 中所示的土壤可描述为 “弱发育、细粒、亚角块状结构”。通常，当土壤处于相对干燥的状态时，其结构更易观察；土壤湿润时，结构体可能会膨胀并相互挤压，导致单个结构体的轮廓不够清晰。接下来，我们将重点探讨土壤结构的形成与稳定过程，尤其是表征表土层特征的团粒状团聚体。
4.5 土壤团聚体的形成与稳定
表土的团粒状团聚是一种高度动态的土壤属性。随着土壤条件的变化，部分团聚体会分解，而新的团聚体则会形成。通常，小团聚体比大团聚体更稳定，因此，要维持备受重视的大团聚体，需要精心管理。在探讨影响团聚体形成与稳定的因素之后，我们将进一步介绍土壤结构管理的实用方法。
土壤团聚体的层级结构⁴
⁴土壤团聚体的层级结构由蒂斯达尔（Tisdall）和奥兹（Oades）于1982 年首次提出。关于该领域的研究进展综述，可参见西克斯（Six）等人 2004 年的研究。
表土层通常具有圆形团粒状结构，且呈现出明显的层级特征：相对较大的大团聚体（直径0.25-5 毫米）由较小的微团聚体（直径 2-250 微米）构成；而微团聚体又由直径仅几微米的黏土与有机质小颗粒群组成。要验证这种团聚层级结构的存在，可选取土壤中几颗最大的团聚体，轻轻压碎或拆解，将其分离成许多较小的颗粒；然后用拇指和食指揉搓这些土壤碎粒中最小的颗粒。对于大多数土壤而言，即使是最小的土粒，通常也会分解成由更细小的粉粒、黏粒和腐殖质组成的糊状物质。在团聚体的每个层级中，有不同的因素负责将亚单元结合在一起（图 4.15）。
大团聚体通常由小团聚体聚集形成。本图展示了土壤团聚体层级结构中的 4 个级别，并标注了每个级别中对团聚作用至关重要的不同因素。（a）大团聚体：由多个微团聚体组成，主要通过真菌菌丝和细根形成的黏性网络结合在一起。（b）微团聚体：主要由细砂粒以及粉粒、黏粒与有机残体形成的小团块组成，通过根毛、真菌菌丝和微生物胶结合在一起。（c）极小的亚微团聚体：由包裹有机残体的细粉粒，以及包裹着更细小黏粒、腐殖质与铁 / 铝氧化物颗粒群的植物和微生物残体小颗粒（称为颗粒状有机质）组成。（d）最小尺度的团聚单元：由平行排列和随机排列的黏土片层组成，这些黏土片层与铁 / 铝氧化物及有机聚合物相互作用。
（图表由雷・R・韦尔提供）
图 4.15 完整替代文本
影响土壤团聚体形成与稳定性的因素
土壤团聚体的形成涉及生物过程和物理化学过程。在小尺度团聚体的形成中，物理化学过程往往起主导作用；而在大尺度团聚体的形成中，生物过程更为关键。团聚体形成的物理化学过程主要与黏土相关，因此在质地较细的土壤中更为重要；在黏土含量极少的砂质土壤中，团聚作用几乎完全依赖生物过程。
物理化学过程
物理化学过程中最重要的两类是：（1）絮凝作用（黏土与有机分子间的相互吸引）；（2）黏土体的膨胀与收缩。
黏土的絮凝作用及吸附阳离子的作用
除了几乎不含黏土的粗砂质土壤外，团聚作用均始于黏土颗粒的絮凝，形成微观团块或絮凝体（图4.16）。当两个黏土片层足够接近时，压缩在它们之间的阳离子会吸引两个片层上的负电荷，从而起到 “桥接” 作用，将黏土片层结合在一起。这些过程会形成由平行黏土片层堆叠而成的小单元，称为黏土结构域（clay domain）。其他类型的黏土结构域排列更随机，类似 “纸牌屋” 结构：这类结构由黏土片层边缘的正电荷与平面上的负电荷相互吸引形成（图 4.16）。多价阳离子（尤其是 Ca²⁺、Fe²⁺和 Al³⁺）还能与疏水性有机分子形成络合物，使其能够结合到黏土表面。黏土 / 腐殖质结构域会形成 “桥键”，将自身与细粉粒（主要是石英）结合，形成土壤团聚体层级结构中最小的颗粒群（图 4.15d）。在某些多价阳离子（同样以 Ca²⁺、Fe²⁺和 Al³⁺为主）和腐殖质的絮凝作用辅助下，这些结构域为较小的微团聚体（<0.25 毫米）提供了大部分长期稳定性。在一些高度风化的黏性土壤（老成土Ultisols 和氧化土 Oxisols）中，氧化铁和其他无机化合物的胶结作用会形成稳定性极强的小团聚体，称为假砂（pseudosand）。
阳离子和细菌在黏土絮凝中的作用。（a）二价和三价阳离子（如 Ca²⁺、Fe³⁺、Al³⁺）被黏土表面强烈吸附，形成桥键将黏土颗粒结合在一起，并有效中和黏土表面的负电荷。（b）一价离子（尤其是 Na⁺）会导致黏土颗粒相互排斥，形成分散状态，原因包括：① 水合作用后的 Na⁺离子体积较大，无法充分靠近黏土表面以有效中和负电荷；② Na⁺仅带一个电荷，无法有效在黏土颗粒间形成桥键；③ 与二价或三价离子相比，需要 2-3 倍数量的一价离子挤在黏土颗粒之间才能中和黏土表面电荷。（c）由于细菌细胞壁携带电荷，且能产生黏性胞外物质，因此细菌（黄色）可进一步促进黏土颗粒（棕色）的絮凝。
（图表（a）（b）由雷・R・韦尔提供；X 射线断层扫描图像（c）来自蒂默（Thieme）等人 2003 年的研究）
图 4.16 完整替代文本
当某些絮凝能力弱于 Ca²⁺或 Al³⁺的阳离子（尤其是 Na⁺，其次是 K⁺，甚至 Mg²⁺）占主导时，吸引力无法克服带负电黏土片层之间的自然排斥力（图 4.16）。黏土片层无法充分靠近以发生絮凝，因此保持分散状态，导致土壤呈凝胶状，不透水、不透气，从植物生长的角度来看非常不利。这种分散状态在 Na⁺离子的作用下最为显著，且在干旱和半干旱地区的土壤中最为常见（详见 9.14 节）。
黏性物质的体积变化
当土壤干燥失水时，黏土结构域中的片层会相互靠近，导致结构域乃至整个土体体积收缩。土体收缩时，会沿薄弱区域产生裂缝。经过多次干湿循环（如田间降雨或灌溉事件之间的循环）后，裂缝网络会变得更加清晰。在土壤物理过程与生物过程的多种相互作用中，植物吸水会使根区干燥，从而强化与干湿交替相关的物理团聚过程。
冻融循环也会产生类似效果：冰晶的形成过程本质上是干燥过程，同样会使黏土结构域失水。土壤中冻融和干湿循环伴随的膨胀与收缩作用会产生裂隙和压力，这些力量既能将大土体破碎，又能将土壤颗粒压缩成轮廓清晰的结构体。这类水分和温度循环对团聚作用的影响，在含高膨胀型黏土的土壤（参见第 8 章）中最为显著，尤其是变性土（Vertisols）、软土（Mollisols）和部分淋溶土（Alfisols）（参见第 3 章）。
生物过程
土壤生物的活动
在团聚作用的生物过程中，最主要的三类是：（1）土壤动物的穴居和塑造活动；（2）根系与真菌菌丝形成的黏性网络对土壤颗粒的缠绕；（3）微生物（尤其是细菌和真菌）产生的有机胶结物质。
蚯蚓（和白蚁）会搬运土壤颗粒，常将其吞食后形成粪粒（cast）（参见第 10 章）。在一些森林土壤中，表土层主要由蚯蚓粪粒形成的团聚体构成（例如，参见图4.13a）。植物根系在土壤中伸展时，也会搬运颗粒：这种运动迫使土壤颗粒紧密接触，从而促进团聚作用。同时，植物根系和土壤动物形成的孔隙会成为新根系生长的大通道，这些孔隙还能破碎土块，帮助形成更大的土壤结构单元（参见图 4.17）。
（左图）美国马里兰州一片森林老成土（Ultisol）的上部土层中，遍布着古老的树木根系通道，通道内最初的树木根系早已腐烂。这些通道内壁覆盖着深色有机质，是当前植物根系生长的 “高速公路”。（右图）美国宾夕法尼亚州一片始成土（Inceptisol）的 Bt 层（深度60 厘米处）中，采用覆盖作物和免耕技术管理形成的蚯蚓洞穴。洞穴内壁附着富含养分的有机物质，甜椒根系可通过这些洞穴轻松获取底土水分。
（照片由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供）
植物根系（尤其是根毛）和真菌菌丝会分泌糖类多糖及其他有机化合物，形成黏性网络，将单个土壤颗粒和微小的微团聚体结合成更大的大团聚体（见图 4.15a 和图 4.18）。与植物根系共生的丝状真菌（称为菌根，详见 10.9 节）会产生一种名为球囊霉素（glomalin）的黏性糖蛋白，该物质被认为是一种高效胶结剂。
图 4.18 有机质（OM）对土壤团聚体遇水崩解（分散）稳定性的影响
两个土壤样本采自贝尔茨维尔粉砂壤土（Fragiudults，强淋溶土亚类）上相邻的试验小区。有机质含量较低的土壤，20 年来每年采用常规耕作方式种植玉米籽粒作物；有机质含量较高的土壤，同期种植早熟禾草坪，土壤有机质含量比前者高出约 9 克 / 1000 克（0.9%）。尽管两种土壤在干燥状态下均表现出良好的团聚结构（左图），但当向两者加入等量水分后，低有机质土壤中的团聚体迅速崩解，而高有机质土壤中的团聚体仍保持完整。有关这些试验小区的数据，可参考韦尔与马格多夫（Weil and Magdoff, 2004）的研究。
（照片由雷・R・韦尔提供）
图 4.18 完整替代文本
细菌在分解植物残体时，也会产生有机胶结物质（如多糖，见图 4.19），这些物质与黏土在极微小尺度上混合。许多这类由根系和微生物产生的有机胶结物能抵抗水的溶解，因此不仅能促进土壤团聚体的形成，还能确保其在数月至数年内保持稳定。这些过程在表层土壤中最为显著，因为表层土壤中根系和动物活动更频繁，有机质积累也更丰富。
有机质的影响
在大多数温带土壤中，团粒状团聚体的形成与稳定主要受土壤有机质影响（见图 4.18）。有机质为上述生物活动提供了能量来源。在团聚过程中，土壤矿物颗粒（粉粒和细砂粒）会被分解后的植物残体碎片及其他有机物质包裹和覆盖。分解产生的有机聚合物会与硅酸盐黏土颗粒以及铁、铝氧化物发生化学作用，这些化合物有助于将黏土定向排列成 “黏土结构域”（domains），在单个土壤颗粒间形成连接桥，从而将它们结合成水稳性团聚体（见图 4.15d）。在图 4.19 中，我们可直接观察到细菌聚合物和有机 - 矿物结构域对土壤颗粒的胶结作用。
图 4.19 透射电子显微镜下观察到的水稳性团聚体中有机物质与硅酸盐黏土的相互作用
深色物质（C）为黏土颗粒群，它们正与有机多糖（P）发生相互作用；一个细菌细胞（B）也被多糖包裹。注意黏土颗粒整体呈平行排列，这是黏土结构域的典型特征。
（引自 Emerson 等人，1986；照片由澳大利亚格伦奥斯蒙德联邦科学与工业研究组织（CSIRO）的 R. C. 福斯特（R. C. Foster）提供；美国土壤科学学会版权所有）
耕作的影响
耕作对土壤团聚体既可能有促进作用，也可能有破坏作用。若土壤湿度适中（不过湿也不过干），耕作可将大土块破碎成自然团聚体，暂时形成疏松、多孔的状态，有利于幼苗根系伸展和嫩苗出土（见专栏 4.4）。此外，耕作还能将有机改良剂混入土壤，并起到除草作用。
然而，长期耕作会显著加速土壤有机质的氧化流失，从而削弱土壤团聚体的稳定性。耕作操作（尤其是在土壤过湿时进行）还可能碾压或压实土壤团聚体，导致大孔隙减少，形成板结状态。
铁 / 铝氧化物的影响
热带地区许多高度风化的土壤（尤其是氧化土（Oxisols））中，含有大量铁、铝倍半氧化物（多为无定形形态）。这些氧化物会包裹土壤颗粒并胶结土壤团聚体，从而防止土壤在耕作或遇水时团聚体轻易崩解。与有机质含量相近的温带地区土壤相比，这类热带土壤的团聚体稳定性通常高得多，且其团聚作用对土壤有机质的依赖性更低（见图 4.22）。
图 4.22 不同土壤中团聚体稳定性的影响因素差异
对于杜洛克系列（Duroc series）这类中度风化土壤，团聚体稳定性主要取决于土壤有机质与黏粒组分的相互作用。因此，当耕作（尤其是常规耕作）导致土壤有机质含量下降时，土壤团聚体稳定性也会随之降低。而对于莫里系列（Maury series）这类高度风化土壤，团聚体稳定性对有机质含量的依赖性较弱，更多取决于铁氧化物与高岭石等硅酸盐黏土的相互作用。因此，耕作方式对这类高度风化土壤的团聚体稳定性影响较小。热带地区高度风化的耕作土壤，其团聚体稳定性可能高于温带地区类似的耕作土壤。
（改编自 Six 等人，2000）
图 4.22 完整替代文本
专栏 4.4 优质苗床的制备
在生长季初期，农民或园艺工作者的核心任务之一是制备优质苗床，以确保播种顺利进行、种子快速萌发且幼苗出土后株距均匀。
优质苗床需具备以下特征：
耕作通常用于疏松板结土壤、辅助除草；在气候较凉爽的地区，耕作还能帮助土壤排水，使其更快升温。但在土壤和气候条件适宜的情况下，若通过覆盖物、除草剂或覆盖作物控制早期杂草，也可采用少耕或免耕方式制备苗床（见图 4.20）。
图 4.20 美国得克萨斯州软土（Mollisol，具体为黏化干润软土（Argiustolls））中三种苗床类型的棉花出苗情况
（左图）常规耕作苗床：播种前通过粉碎秸秆、圆盘耙耙地、起垄、耕作混入除草剂、杆式除草等步骤制备（后续还需通过耕作进一步除草）。（中图）免耕苗床：种子通过机械方式播入前茬棉花残体覆盖下的土壤中（可见白色棉絮），采用喷洒除草剂的方式除草，不扰动土壤。（右图）覆盖作物免耕苗床：播种前通过除草剂杀死覆盖作物，利用其残体保护苗床，不扰动土壤。
（照片由得克萨斯A&M 大学的保罗・德劳恩（Paul DeLaune）提供）
图 4.20 完整替代文本
即使采用免耕方式，机械播种机也能帮助维持优质苗床状态。免耕播种机配备有切盘（锋利的钢质圆盘），用于在土壤表面的植物残体中开辟通道。通常在切盘之后，免耕播种机会安装一对锋利的切割轮（称为双圆盘开沟器），在土壤中开出沟槽以便播种（见图 4.21）。大多数播种机还配有压土轮，位于播种装置后方，可适度压实疏松的土壤，确保沟槽闭合且种子与湿润土壤充分接触。
图 4.21 免耕播种机结构与工作原理
（左图）大型免耕播种机：从黄色料斗中将玉米种子播入覆盖作物残体覆盖的田间，整个过程几乎不暴露土壤。（右图）免耕播种机特写：展示其在最小化扰动前茬作物残体覆盖层（“O 层”）的情况下完成播种的原理 ——切盘在土壤中开出窄 “V” 形槽，种子播入后压土轮将槽闭合。这一复杂的播种设备还可在播种的同时施用肥料和农药：肥料输送管清晰可见（蓝色箭头），种子则通过一根管道（黄色箭头，隐藏在机架后方）播入土壤沟槽，该管道位于一对名为 “双圆盘开沟器” 的切盘之间。
（左图照片由林恩・贝茨 / 出版服务有限责任公司（Lynn Betts/Publication Services, LLC）提供；右图照片由雷・R・韦尔提供）
理想状态下，仅需将播种行中的窄条区域压实以形成种子萌发区，而行间土壤则应尽量保持疏松，为根系生长提供良好环境。行间根系生长区的地表可保留粗糙状态，以促进水分入渗并减少侵蚀。上述原则同样适用于手工播种的家庭园艺场景：无需压土轮，园艺工作者可通过在播种行上按压木板，或小心在种子上方行走，确保种子与土壤充分接触，同时避免压实行间土壤。
4.6 土壤耕作与结构管理
当土壤处于茂密植被覆盖之下，且不受践踏或耕作干扰时，大多数土壤（干旱地区部分植被稀疏的土壤可能除外）的表层结构稳定性足以实现水分快速入渗，并防止板结。然而，对于耕作土壤的管理者而言，培育并维持稳定的表层土壤结构是一项重大挑战。多项研究表明，在长期垄作作物耕作模式下，土壤团聚体结构及相关优良土壤属性（如水分入渗速率）会逐渐衰退。
耕作与土壤耕性
土壤耕性（Tilth）指土壤在植物生长相关方面的物理状态。它是一种高度动态的土壤属性，不仅取决于团聚体的形成与稳定性，还与以下因素相关：
土壤耕性的一个重要方面是土壤易碎性（另见 4.9 节）。若土壤土块既不黏结也不坚硬，且易碎裂并显露出其组成团聚体，则称该土壤具有易碎性。通常情况下，当单个团聚体的抗拉强度（即拉碎团聚体所需的力）相对高于土块的抗拉强度时，土壤易碎性会增强。这种状态使耕作或挖掘力能轻松破碎大土块，同时破碎后形成的团聚体仍保持稳定。正如预期的那样，土壤易碎性会随含水量变化而显著改变，细质地土壤尤为明显。每种土壤通常都存在一个最适含水量，在此含水量下易碎性最强（图 4.23）。
图 4.23 不同含水量下耕作和车轮碾压对土壤强度的影响
抗拉强度指破碎土壤土块所需的力（单位：千帕，kPa）。该力越小，土壤越易碎裂，易碎性和可耕作性越强。
可见，土壤存在一个最适含水量，此时其抗拉强度最低，易碎性最强（该土壤的最适含水量约为 300g/kg）。此外，碾压和耕作越少，土壤易碎性越强（抗拉强度越低），在土壤极干或极湿时尤为明显。
（数据来源于 Watts 和 Dexter 于 1997 年的研究）
图 4.23 完整备选文本
黏质土壤因其高塑性和黏结性，尤其容易出现泥泞化和压实问题。泥泞化的黏质土壤干燥后，通常会变得致密坚硬。与砂质土壤相比，黏质土壤更难把握碾压作业的适宜时机 —— 前者需要更长时间才能干燥至适宜含水量，且可能因过度干燥而难以耕作。
提高土壤有机质含量通常能增强土壤易碎性，并可部分降低黏质土壤在耕作和碾压过程中发生结构破坏的敏感性。
湿润热带地区的部分黏质土壤比上述黏质土壤更易管理。这类土壤的黏粒部分以铁、铝的水合氧化物为主，其黏结性、塑性较低，耕作难度较小。由于这类土壤既能保持大量水分，又具有稳定性极强的团聚体，雨后耕作反应与砂质土壤相似，因此可能具备非常优良的物理属性。
温带地区的农民通常会在播种前（早春）遇到土壤过湿、无法耕作的问题；而热带地区的农民在播种前（旱季末期）则可能面临相反的困境 —— 土壤过干，难以轻松耕作。在旱季较长的热带和亚热带地区，农民往往会在土壤极度干燥时进行耕作，以便在首场降雨来临时为播种做好土地准备。然而，在这种干旱条件下耕作能耗极高，且若土壤含黏粒较多，还可能形成坚硬土块。
与上述情况相反，稻农通常会在土壤饱和含水时特意进行深度耕作（图 4.24）。此举旨在破坏土壤团聚体结构，大幅降低水分渗透性，使土壤更适合在稻田中保水 —— 水稻需在淹水条件下生长。
图 4.24 坦桑尼亚北部农民为稻田淹水和播种特意将土壤搅成泥泞状
这种耕作方式会破坏土壤结构、降低土壤渗透性。这些结果在旱地农田中通常需要避免，但在需淹水种植水稻的稻田中则是理想状态。
（照片由 Ray R. Weil 提供）
传统耕作与作物生产
自中世纪以来，铧式犁一直是西方世界最主要的耕作农具⁵。其作用是将土壤抬起、翻转并倒置，同时将作物残体和牲畜粪便混入 10-20 厘米厚的耕作层中（图 4.25 左图）。铧式犁通常会搭配圆盘耙使用：圆盘耙带有滚动钢盘，可切碎并部分混入残体，同时对较薄（5-10 厘米厚）的土层进行部分翻转。其他农具则使用钢齿将不同深度的土壤破碎、搅拌，但对植物残体的掩埋程度较低。
在传统耕作实践中，初级耕作后会进行多次次级耕作，例如通过耙地清除杂草、破碎土块，从而制备细碎的苗床。作物播种后，可能还需进一步次级耕作以控制生育期杂草。尽管这些耕作操作能暂时疏松土壤、破碎土块并抑制杂草，但也会产生严重的不利影响：
⁵关于铧式犁的早期但仍具价值的评论，可参见 Faulkner（1943）的研究。
（左图照片由 Ray R. Weil 提供；右图照片由 Steve Groff 提供）
1.26
保护性耕作与土壤耕性
在过去半个世纪中，农业土地管理系统不断发展，这些系统最大限度减少了土壤耕作需求，并使土壤表面大部分区域保持植物残体覆盖。此举能实现以下效果：
基于这些原因，这类系统所采用的耕作方式被称为 “保护性耕作”。美国农业部将保护性耕作定义为：播种后土壤表面残体覆盖率至少保持 30% 的耕作方式。图 4.25 右图展示了一种免耕作业 —— 在前茬作物残体上直接种植后茬作物，几乎不进行任何耕作。其他少耕系统（如深松耕作）允许对土壤进行一定程度的搅拌，但仍能使大部分植物残体留在土壤表面形成保护性覆盖层。
土壤板结
暴雨或喷灌时的下落水滴会击碎土壤表层裸露的团聚体。在部分土壤中，雨水对盐分的稀释作用会刺激黏粒分散（见 9.14 节）。团聚体一旦分散，细小颗粒和分散的黏粒会随水渗入并堵塞土壤孔隙。在雨滴冲击作用下，土壤表层剩余的粗颗粒会紧密堆积，孔隙空间极少。很快，土壤表面会形成一层薄的、部分胶结的低渗透性层，称为 “表层结壳”（surface seal）。表层结壳会阻碍水分入渗，增加侵蚀损失。
表层结壳干燥后会形成坚硬的板结层（图 4.26）。幼苗即便能出土，也只能从板结层的裂缝中钻出。作物播种后不久若形成板结层，可能导致出苗率极低，不得不重新播种。此外，土壤结壳和板结还可能引发灾难性后果 —— 大量地表径流会导致可供植物生长的水分所剩无几。
（（a）和（b）照片由胡霞、顺江丽提供；（c）照片由Ray R. Weil 提供）另可参见 Hu 等人（2012）的研究。
通过在土地表面保留植被覆盖或覆盖物以减轻雨滴冲击，可最大限度减少板结的发生。板结层形成后，若要挽救新播种的作物，可能需要在土壤仍湿润时通过轻度耕作（如使用旋转锄）破碎板结层。
土壤改良剂
优化土壤有机质管理并使用特定土壤改良剂，可对土壤起到 “改良” 作用，有助于防止黏粒分散和板结形成（另见 9.18 节）。
石膏
石膏（硫酸钙）可通过开采获得纯度较高的产品，也可作为多种工业副产品的主要成分。研究表明，石膏能有效改善多种类型土壤的物理状况，包括部分高度风化的酸性土壤，以及半干旱地区部分低盐度、高钠含量的土壤（见第 9 章）。
溶解度较高的石膏产品能提供充足的电解质（溶解的阳离子和阴离子），促进土壤团聚体絮凝，抑制其分散，从而防止表层板结。田间试验显示，与未处理土壤相比，经石膏处理的土壤水分入渗量更大，抗侵蚀能力更强。此外，石膏还能降低土壤深层坚硬土层的强度，从而促进根系下扎，使植物能从深层土壤中吸收更多水分。
有机聚合物
某些合成有机聚合物对土壤结构的稳定作用，与多糖等天然有机聚合物相似。例如，聚丙烯酰胺（PAM）在低用量下即可有效稳定表层团聚体：
将 PAM 与石膏产品结合使用，几乎可完全消除灌溉引发的土壤侵蚀。
其他土壤改良剂
多种藻类以及各类腐殖酸盐产品（大部分源自软煤）均作为土壤改良剂销售，施用量较低（10-100千克 / 公顷）。研究表明，部分（而非全部）腐殖酸盐产品在连续施用 3 至 5 年后，能显著提高土壤团聚体稳定性。
土壤耕性管理通用指南
尽管不同土壤面临的问题与改良潜力各不相同，但以下建议普遍适用于土壤耕性管理：
土壤团聚体发育良好，有助于土壤发挥关键的生态系统功能，因为这些功能大多受土壤孔隙度和密度影响 —— 接下来我们将探讨这两个土壤属性。
4.7 土壤密度
颗粒密度
土壤颗粒密度（\(D_p\)）定义为单位体积土壤固体颗粒的质量（与土壤总体积不同，土壤总体积还包含颗粒间的孔隙）。例如，若 1 立方米（\(m^3\)）土壤固体颗粒的质量为 2.6 兆克（Mg），则其颗粒密度为2.6 兆克 / 立方米（\(Mg/m^3\)），也可表示为 2.6 克 / 立方厘米（\(g/cm^3\)）⁶。
⁶由于 1 兆克（Mg）=100 万克，1 立方米（\(m^3\)）=100 万立方厘米（\(cm^3\)），因此 1 兆克 / 立方米（\(Mg/m^3\)）=1 克 / 立方厘米（\(g/cm^3\)）。
土壤颗粒密度本质上与固体物质的比重相同。矿物的化学组成和晶体结构决定了其颗粒密度。颗粒密度不受孔隙空间影响，因此与颗粒大小或颗粒排列方式（即土壤结构）无关。
大多数矿质土壤的颗粒密度范围较窄，介于 2.60 至 2.75 兆克 / 立方米（\(Mg/m^3\)）之间。这是因为石英、长石、云母以及胶体硅酸盐（通常是矿质土壤的主要组成部分）的密度均处于该区间内。对于有机质量为 1%-5% 的耕作层矿质土壤，若未知其实际颗粒密度，可假设颗粒密度约为 2.65 兆克 / 立方米（\(Mg/m^3\)）。若土壤中含有大量高密度矿物（如磁铁矿或角闪石），则颗粒密度需上调至 3.0 兆克 / 立方米（\(Mg/m^3\)）或更高；反之，对于已知有机质含量较高的土壤，其颗粒密度需下调 —— 有机质的颗粒密度仅为 0.9 至1.4 兆克 / 立方米（\(Mg/m^3\)）。
容重（ bulk density ）
土壤另一个重要的质量衡量指标是容重（\(D_b\)），定义为单位体积干土的质量，该体积既包含固体颗粒，也包含孔隙。仔细观察图 4.27，可清晰区分颗粒密度与容重的差异：两者的计算均仅考虑土壤中固体颗粒的质量，因此需排除土壤中所有水分的影响。
（图表由雷・R・韦尔提供）
图 4.27 完整替代文本（注：此处为图表文本说明，无实际图表内容）
测定土壤容重的方法有多种，核心步骤均为：获取已知体积的土壤样品，干燥以去除水分，然后称量干土质量。使用专用取芯仪器（图 4.28）可获取已知体积的土壤样品，且不破坏土壤的自然结构。对于表层土壤，最简单的方法或许是挖掘一个小孔，将挖出的土壤全部干燥并称重，然后在孔内铺设塑料薄膜，向其中灌满已知体积的水，从而确定土壤体积。该方法非常适用于含石较多的土壤 —— 此类土壤难以使用取芯取样器。
（图片由雷・R・韦尔提供）
影响容重的因素
孔隙空间占比高于固体颗粒占比的土壤，其容重低于结构更紧实、孔隙空间更少的土壤。因此，任何影响土壤孔隙空间的因素都会对容重产生作用。图 4.29 展示了不同土壤物质及土壤条件下容重的典型范围，建议仔细研读该图，以对容重数值形成清晰认知。
图 4.29 完整替代文本（注：此处为图表文本说明，无实际图表内容）
土壤质地的影响
人们通常会提及 “轻质砂质土” 和 “重质黏质土”，但图 4.29 显示，粉壤土、黏土、黏壤土等细质地土壤的容重通常低于砂质土壤。这一事实初看可能与直觉相悖，原因在于：此处的 “轻” 与 “重” 并非指土壤单位体积的质量，而是指使用耕作工具操作这些土壤所需的人力 —— 黏性土壤因易结块、黏附农具，耕作难度远大于砂质土壤。
若细质地土壤中含有充足的有机质，其固体颗粒往往会形成多孔团聚体。在这类团聚化土壤中，团聚体内部和团聚体之间均存在孔隙，这一特性确保了土壤具有较高的总孔隙度和较低的容重。然而，砂质土壤的有机质含量通常较低，固体颗粒团聚的可能性较小，因此其容重普遍高于细质地土壤。砂质土壤与团聚良好的细质地土壤拥有相近数量的大孔隙，但砂质土壤几乎没有团聚体内的细小孔隙，因此总孔隙度更低（图 4.30）。
该图展示了两类土壤中大型（宏观）孔隙与小型（微观）孔隙的相对数量。砂质土壤的总孔隙空间少于黏质土壤，原因在于黏质土壤的每个团聚体（a）内部都含有大量细小孔隙；而砂粒（b）尽管与黏质土壤团聚体大小相近，但其本身为实心结构，内部不含任何孔隙。这也解释了为何在表层土壤中，质地粗糙的土壤通常比质地更细腻的土壤密度更高。
（示意图由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供）
尽管砂质土壤通常具有较高的容重，但砂粒的堆积方式也会对其容重产生影响（见图 4.31）。松散堆积的砂粒可能仅占据总体积的 52%，而紧密堆积的砂粒则可能占据高达 75% 的体积。假设砂粒由石英构成（颗粒密度为 2.65 Mg/m³），那么松散至紧密堆积状态下砂质土壤的容重范围对应的就是 1.38至 1.99 Mg/m³，这与实际在极砂质土壤中观测到的容重范围差异不大。若砂粒多为同一粒径等级（即 “分选良好的砂”），其容重通常较低；而不同粒径混合的砂（即 “级配良好的砂”）则可能具有极高的容重。在后一种情况下，较小的颗粒会部分填充在较大颗粒之间的空隙中。同时具备 “砂粒粒径混合” 与 “紧密堆积方式” 这两个特征的物质，是密度最高的土壤类型。
图 4.31 粒径均匀性与堆积方式对砂质材料容重的影响
颗粒粒径的均匀程度和堆积排列方式会显著影响砂质材料的容重。由大小相近的颗粒组成的材料被称为 “分选良好”（或 “级配不良”）的砂；而包含多种粒径颗粒的材料则被称为 “级配良好”（或 “分选不良”）的砂。无论属于哪种情况，将颗粒压实成紧密堆积状态都会显著提高材料的容重，并降低其孔隙度。
（示意图由 R・韦尔（R. Weil）提供）
图 4.31 完整替代文本
土壤剖面深度对容重的影响
在土壤剖面较深的层次，容重通常更高，这通常是由以下因素导致的：上层土壤重量产生的压实作用、有机质含量较低、团聚体数量较少，以及生物孔隙（由生物活动形成的孔隙）较少。压实严重的底土，其容重可能达到 2.0 Mg/m³ 甚至更高。许多由冰碛物（见 2.3 节）发育而成的土壤，由于过去被巨厚冰层覆盖产生的压实作用，底土密度极高。
实用的密度数据
对于建筑工程中需要搬运土壤的工程师，或需要用卡车运输表土的园林从业者而言，了解不同土壤的容重有助于估算待搬运（干燥）土壤的重量。典型的中质地矿质土壤，其容重约为 1.25 Mg/m³，即每立方米重量为 1250 千克⁷。人们常常会对土壤的重量感到惊讶：试想你开着皮卡车去苗圃购买散装天然表土，将卡车车厢（1.8 米 ×2.4 米）装满表土，形成一个体积约为 4.3 立方米的规整土堆。但实际上你不会真的这么做 —— 因为这样的载重量会让你无法驾驶车辆离开。一辆典型的 “半吨级”（1000 磅，即 454 千克）皮卡车，其载重量仅相当于 0.36 立方米的这类土壤（若土壤潮湿，可承载的体积会更小），尽管卡车车厢的容积约为这个体积的 12 倍。
⁷美国大多数商业园林从业者和工程师仍在使用英制单位。若要将以 Mg/m³ 为单位的容重数值换算为磅 / 立方码（lb/yd³），需乘以 1686。因此，对于容重为 1.25 Mg/m³ 的典型中质地矿质土壤，每立方码的重量会超过 1 吨（1686×1.25 = 2108 lb/yd³）。土壤中含有的水分会额外增加重量。
1 公顷土壤在常规耕作深度（15 厘米）范围内的质量，可通过土壤容重计算得出。假设典型耕作表层土壤的容重为 1.3 Mg/m³，那么 1 公顷、15厘米深的 “犁沟层” 土壤重量约为 200 万千克⁸。这一关于每公顷表层土壤质量的估算值，在计算石灰和肥料施用量，以及碳、氮或其他土壤组分储量时非常实用（详见专栏 8.4、9.3 和 12.1 的具体示例）。但需注意，若土壤容重并非 1.3 Mg/m³，或所考虑土层的深度并非 15 厘米，则需对该估算质量进行调整。
⁸计算过程：10000 平方米 / 公顷 × 1.3 Mg/m³ × 0.15 米 = 1950 Mg / 公顷，即1 公顷、15 厘米深的土壤重量约为 200 万千克。在英制单位中，对应的数值为：1 英亩、6 至 7 英寸深的犁沟层土壤重量约为 200 万磅。
影响容重的管理措施
特定土壤的容重变化易于测量，这一指标可提醒土壤管理者关注土壤质量和生态系统功能的变化。容重增加通常意味着根系生长环境变差、通气性降低，以及水文功能出现不良变化（如水分入渗量减少）。
林地土壤
大多数林地土壤的表层土层容重都较低（见图 4.29）。树木生长和森林生态系统功能对容重增加尤为敏感。传统的木材采伐方式通常会对 20% 至 40% 的林地地表造成扰动和压实（图 4.32），其中在拖拽原木的集材道和堆放、装载原木的装卸场区域，破坏尤为严重。一种成本较高但有效的原木运输方式 —— 通过在塔架间架设钢缆或从大型气球上悬挂钢缆来搬运原木 —— 可以最大限度地减少对林地土壤的压实。
图 4.32 木材采伐对林地土壤的压实作用
（左图）在美国阿巴拉契亚山脉南部的硬木森林中，潮湿条件下的装卸场区域，重型设备（集材机和运木卡车）对土壤造成了严重影响。（右图）在加拿大艾伯塔省西部的北方针叶林中，一台类似的传统橡胶轮式集材机正在作业。此类作业会导致严重的土壤压实，可能在多年内损害土壤生态系统功能。可减少林地土壤此类损害的采伐措施包括：择伐（选择性采伐）、使用履带式灵活运输设备或架空钢缆运输原木，以及避免在潮湿条件下进行采伐作业。
（左图照片由雷・R・韦尔（Ray R. Weil）提供，右图照片由加拿大艾伯塔省环境中心的安德烈・斯塔尔采夫（Andrei Startsev）提供）
在林地及其他有自然植被覆盖的区域，高强度的休闲活动（如露营、徒步）和交通使用也会导致土壤容重增加。这种影响在便道、步道和露营地等区域尤为明显（图 4.33）。容重增加的一个重要后果是土壤吸水能力下降，进而导致地表径流损失增加。为减少徒步者对土壤的破坏，可采取以下措施：将步行路线限制在设计合理的现有步道内（这些步道可铺设厚木屑层）；对于人流量大且土壤极为脆弱的区域（如湿地），可搭建架空木板路。
（白色箭头所示）在大多数露营地，受高强度影响的区域会从火圈或帐篷垫向外延伸约 10 米。休闲用地管理者必须仔细考虑如何保护敏感土壤免受压实 —— 土壤压实可能导致植被死亡和侵蚀加剧。
（数据来源于Vimmerstadt 等人 1982 年的研究）
图 4.33 完整替代文本
城市土壤
在城市区域，用于园林绿化的树木往往需要应对严重压实的土壤。尽管通常无法对树木的整个根系区域进行改良，但可采取以下几种措施来改善生长条件（另见 7.6 节）：
在部分城市环境中，可能需要人工配制 “人造土壤”：其 “骨架” 由粗颗粒棱角砾石构成（提供强度和稳定性），同时混合壤质表土和有机质（提供保肥和保水能力）。此外，在用于种植高尔夫球场果岭草坪的细质地土壤中，有时会在表层几厘米土壤内混入大量砂和有机质。
屋顶绿化土壤
土壤容重在屋顶花园设计中至关重要。为设计出成本效益高且强度足以承载土壤负荷的结构，必须尽量减少土壤用量。一种选择是仅种植景天属植物或草坪草等浅根植物，这样只需铺设较薄的土壤层（如 15 厘米），可避免土壤总质量过大。此外，选择容重相对较低的天然土壤（如某些团聚体结构良好的壤土或泥炭土），也可能降低建设成本。通常，屋顶绿化会使用由珍珠岩和泥炭等轻质材料配制而成的人工生长基质。但需注意，这类极低密度的材料可能需要铺设表层网罩，以防被风吹离屋顶；而且对于树木等高大植物而言，此类基质无法像天然土壤那样起到固定植株的作用（见 1.2 节）。
农业用地
尽管耕作可能会暂时疏松表层土壤，但从长期来看，高强度耕作会因消耗土壤有机质、破坏土壤结构而增加土壤容重（详见 4.6 节）。表 4.2 中的数据就体现了这一趋势。这些数据来源于不同地区的长期研究 —— 研究人员将相对未受干扰的土壤与邻近已耕作 12 至 80 余年的土壤进行了对比。在所有案例中，耕作均导致表层土壤容重增加。若大量添加作物残体或农家肥，并实行耕作作物与禾本科草地轮作，可将耕作对土壤容重的影响降至最低。
表 4.2 耕作区与邻近未耕作区表层土壤的容重及孔隙度
土壤类型
耕作年限
容重（兆克 / 立方米）- 耕作土壤
容重（兆克 / 立方米）- 未耕作土壤
孔隙度（%）- 耕作土壤
孔隙度（%）- 未耕作土壤
南达科他州 6 个干软土平均值
粉壤土
80 年以上
1.30
1.10
50.9
58.5
马里兰州 2 个湿润老成土平均值
砂壤土
50 年以上
1.59
0.84
40.0
66.4
马里兰州 2 个湿润老成土平均值
粉壤土
50 年以上
1.18
0.78
55.5
68.8
津巴布韦 3 个干热老成土平均值
黏土
20-50 年
1.44
1.20
54.1
62.6
津巴布韦 3 个干热老成土平均值
砂壤土
20-50 年
1.54
1.43
42.9
47.2
在所有案例中，耕作均导致土壤容重增加，孔隙度则相应降低。
表 4.2 完整补充说明
在机械化农业中，用于牵引农具、施加改良剂或收割作物的重型机械车轮，可能导致限制产量的土壤板结。某些耕作农具（如铧式犁和圆盘耙）在疏松表层土壤的同时，会压实其作业深度以下的土壤。使用这类农具或重型机械在田间反复行驶，可能形成犁底层或压实层 —— 即耕作层正下方的致密区域（见图 4.34）。而另一些耕作农具（如凿形犁和弹齿耙）不会压实其下方的土壤，因此可用于破碎犁底层，在最小化土壤板结的前提下疏松土壤。大型凿形犁（图 4.35a）可用于深耕作业，将土壤破碎至较深深度，打破致密的底土层，从而促进根系向深层生长（图 4.35b）。这类农具应能在不形成水平压实层的前提下疏松土壤，同时切断作物残体且对土壤表层造成的扰动较小。然而，在大多数土壤中，深耕的效果通常是暂时的；且任何耕作方式都会降低土壤强度，使其对后续板结的抵抗力减弱。在湿润的细质地土壤中，深耕农具在土壤中滑动时，可能会形成压实面。
车辆轮胎会将土壤压实至相当深的深度。（左图）砂壤土上因车辆行驶形成的典型容重分布。耕作可暂时疏松压实的表层土壤（耕作层），但通常会加剧耕作层正下方土壤的板结程度。（右图）单胎负载 750 千克的车辆轮胎，可将土壤压实至约 50 厘米深度。轮胎越窄，下陷越深，压实影响的深度也越大。图中轮胎示意图标注了以千帕（kPa）为单位的压实压力。有关减少压实的轮胎设计，可参考 Tijink 与 Van der Linden（2000 年）的研究。
（示意图由 Ray R. Weil 提供）
图 4.34 完整补充说明
两种缓解底土层板结的方法。（a）重型凿形犁（也称为深耕犁或松土器），在土壤干燥时使用，可使板结土壤碎裂，形成网状裂缝，从而促进水分、空气流通及根系生长（b）。另一种方法是在春秋季底土层相对湿润、易被根系穿透时，种植直根类植物（如图中所示的饲料萝卜）（c）。这些直根腐烂后，会留下半永久性的通道，后续作物的根系可通过这些通道穿过板结的底土层—— 即便在夏季土壤相对干燥坚硬时也能实现。（d）在饲料萝卜之后种植的玉米，其扎入底土层（30 厘米以下）的根系数量，是黑麦（须根系）之后种植玉米的 2 倍，更是冬季无覆盖作物土壤中种植玉米的近 10 倍。
（图 a、c 由 Ray R. Weil 提供；图b 由美国农业部国家耕作实验室提供；数据基于 Chen 与Weil（2011 年）的研究）
图 4.35 完整补充说明
在寒冷气候区，冬季反复的冻融循环可破碎表层附近的板结土壤。然而，即便气候寒冷到能将土壤冻结至 50 或 100 厘米深度，反复冻融循环也仅发生在表层 10 至 20 厘米的土壤中。因此，若重型设备在湿润土壤上行驶导致深层土壤板结，无法依赖寒冷冬季来解决这一问题。
研究表明，某些植物可缓解深层底土层的板结。近年来出现了一种替代深耕的方法：种植覆盖作物—— 这类作物能在土壤湿润期穿透板结层，并为后续作物的根系留下深层通道（图 4.35c、d）。具有粗壮直根的作物最适合用于此目的。
在世界许多地区，农民使用手锄或畜力农具疏松土壤。尽管人类和役用动物的重量不及拖拉机，但其重量集中作用于相对较小的区域（脚印或蹄印），因此也可能导致显著的土壤板结。
车辆在湿润土壤上行驶的破坏力尤为突出。通常，负载越重、土壤越湿润，压实效果越明显，且会深入土壤剖面。为防止土壤板结（板结会导致产量下降和收益减少），应尽量减少耕作作业次数和重型设备在田间的行驶次数，并选择合适的作业时间，避开土壤湿润期。遗憾的是，在湿润的温带地区，春秋季农业土壤处于湿润状态时，车辆行驶有时难以避免。
另一种减少板结的方法是严格将所有车轮行驶限制在特定车道内，使田间其余区域（通常占总面积的 90% 或以上）免受压实影响。这种 “受控行驶系统” 在欧洲被广泛应用，尤其适用于黏性土壤。园丁可通过在种植床之间设置永久性步道来实现受控行驶 —— 步道可通过覆盖厚覆盖物、种植草坪或铺设平板石进行改良。
部分管理者采用相反策略减少板结：为重型设备配备特殊的宽幅轮胎，将重量分散到更大的土壤表面积上，从而降低单位面积承受的压力（图 4.36 右图）。宽幅轮胎虽能减轻压实效果，但也会增加土壤表层的受影响比例。与使用宽幅车轮原理类似，家庭园丁在相对湿润的土壤中整理苗床时，可站在木板上，避免将体重集中在仅几平方厘米的脚印上（图 4.36 左图）。
减少土壤板结的一种方法是将施加的重量分散到更大的土壤表面区域。例如：（左图）用于施加土壤改良剂的重型车辆配备超宽车轮；（右图）早春整理菜园苗床时站在木板上。
（图片由 Ray R. Weil 提供）
容重对土壤强度及根系生长的影响
高容重可能是土壤剖面的自然特征（如脆盘层），也可能是人为导致土壤板结的标志。无论何种情况，土壤密度过高都会从多方面抑制根系生长，包括：增加根系穿透阻力、通气不良、养分和水分移动缓慢，以及有毒气体和根系分泌物积累。
根系通过挤入孔隙实现对土壤的穿透。若孔隙过小，无法容纳根冠，根系就必须将土壤颗粒推开并扩大孔隙。在一定程度上，土壤密度本身会限制根系生长 —— 因为密度越高，土壤中的孔隙数量越少、孔径越小。此外，根系穿透还会受 “土壤强度”（即土壤抵抗变形的特性）限制。量化土壤强度的一种方法是测量将标准尖头杆（penetrometer， penetrometer）压入土壤所需的力（详见 4.9 节）。板结通常会同时增加土壤容重和土壤强度。
土壤含水量和容重均会影响土壤强度（详见 4.9 节及图 4.37）。土壤容重越高，强度越大；细质地土壤越干燥、越坚硬，强度也越大。土壤湿度越高，根系能穿透的容重上限也越高。例如：容重为 1.6 兆克 / 立方米的压实层，在土壤较干燥时可能完全阻止根系穿透，但在土壤湿润时，根系却能轻松穿透该土层。
图 4.37
含水量与容重均会影响土壤强度（以贯入阻力衡量）。数据来源于弗吉尼亚州塔图姆土壤（湿润老成土）的黏质 Bt 层，该土层分为严重压实（容重 1.7 Mg/m³）和未压实（容重 1.3 Mg/m³）两种状态。需注意：随着含水量增加，土壤强度会降低；当土壤接近饱和时，无论容重如何，土壤强度都极低。
（图表基于 Gilker 等人 2002 年的研究）
图 4.37 完整替代文本
土壤中黏土含量越高，平均孔隙尺寸越小，且在特定容重下的贯入阻力越大。因此，在容重相同的情况下，根系更容易穿透湿润的砂质土壤，而非湿润的黏质土壤。根系向湿润土壤中生长的能力通常受容重限制：黏土的限制容重约为 1.45 Mg/m³，壤质砂土则约为 1.85 Mg/m³（见图 4.29）。
正如预期所示，作物种植、牧场、草原、林业或越野作业等土地利用方式，往往会显著且同时影响土壤容重与强度，进而限制或促进根系生长及水分运移。值得注意的是，耕作和交通活动可能导致深层底土压实，而底土要恢复自然孔隙度与疏松度，往往需要多年的修复性管理。图 4.38 便展示了这样一个案例。
对比原生草原，免耕（NT）和常规耕作（CT）旱地棉花种植约 30 年、放牧牧场使用 15 年后的土壤容重与贯入阻力。常规耕作（CT）的棉花田容重和贯入阻力最大，尤其在耕作层以下（15-20 厘米深度），这表明 CT 棉花田形成了犁底层。经过 15-30 年无耕作后，牧场和免耕（NT）棉花系统已部分恢复原生草原的优良物理性状。
所有系统的贯入阻力均较高（2 MPa 即可限制根系生长），这是因为测量时这些半干旱地区土壤的含水量极低。不过，各系统间的土壤水分相对均匀，至少在贯入阻力差异最显著的下层土壤中是如此。（土壤类型：得克萨斯州南部高平原的阿马里洛壤质细砂土，干旱淡色干热土）
（根据 Halfmann 2005 年的数据绘制）
图 4.38 完整替代文本
4.8 矿质土壤的孔隙空间⁹
⁹关于土壤孔隙与水文过程的相互作用综述，参见 Lin（2012）。
对于颗粒密度相同的土壤，容重越低，孔隙空间百分比（总孔隙度）越高。该关系公式的推导过程参见专栏 4.5。
表 4.5 描述土壤结持性与稠度的部分田间测试及术语
土壤结持性ᵃ
土壤稠度ᵇ
干土
湿 - 润土
干土浸水后
田间破碎（压碎）测试
原位含水量土壤（田间贯入测试）
松散
松散
不适用
无法获取试样
铅笔钝端可轻松深贯入（软质）
极疏松
未胶结
拇指与食指间施加极轻微力即碎裂
中等坚实
铅笔钝端施加适度力可贯入约 1.25 厘米（稍硬）
疏松
极弱胶结
拇指与食指间施加轻微力即碎裂
坚实
铅笔钝端可贯入约 0.5 厘米（坚硬）
坚实
弱胶结
拇指与食指间压碎较困难
极坚实
铅笔钝端仅能留下轻微压痕，指甲可轻松贯入（极硬）
极坚实
中胶结
拇指与食指间无法压碎，但可在脚下缓慢压碎
坚硬
铅笔钝端无压痕，指甲仅能勉强贯入（极硬）
黏聚性物质的稠度与其结持性密切相关，但不完全相同。各列顶部术语代表黏聚性最弱的状态，底部附近术语代表黏聚性最强的状态。
ᵃ摘编自美国农业部自然资源保护局（USDA-NRCS，2005）。
ᵇ改编自 McCarthy（1993）。
表 4.5 完整替代文本
专栏 4.5 土壤孔隙空间百分比的计算
土壤容重易于测量，而对于大多数硅酸盐矿物主导的矿质土壤，其颗粒密度通常可假定为2.65 Mg/m³。直接测量土壤孔隙空间需采用更为繁琐且昂贵的技术，因此，常通过容重与颗粒密度数据计算土壤孔隙度。
土壤总孔隙空间百分比计算公式的推导过程如下：
设：Dᵦ = 容重（Mg/m³）；Dₚ = 颗粒密度（Mg/m³）；Wₛ = 土壤（固体）重量（Mg）；Vₛ = 固体体积（m³）；Vₚ = 孔隙体积（m³）；Vₛ + Vₚ = 土壤总体积 Vₜ。
根据定义：
Wₛ/Vₛ = Dₚ，且 Wₛ/(Vₛ + Vₚ) = Dᵦ
求解 Wₛ可得：
Wₛ = Dₚ× Vₛ，且 Wₛ = Dᵦ(Vₛ + Vₚ)
因此：
Dₚ×Vₛ = Dᵦ(Vₛ + Vₚ)，且 Vₛ/(Vₛ + Vₚ) = Dᵦ/Dₚ
由于：
[Vₛ/(Vₛ + Vₚ)] ×100 = 固体空间百分比，故固体空间百分比 = (Dᵦ/Dₚ) ×100
又因孔隙空间百分比 + 固体空间百分比= 100%，整理可得孔隙空间百分比 = 100% - 固体空间百分比，因此：
孔隙空间百分比 = 100% - [(Dᵦ/Dₚ) × 100]
示例 1
某耕作黏质土壤的容重经测定为 1.28 Mg/m³。在缺乏直接测量数据的情况下，假定其颗粒密度接近常见硅酸盐矿物的颗粒密度（即 2.65 Mg/m³）。采用上述公式计算孔隙空间百分比：
孔隙空间百分比 = 100% - [(1.28 Mg/m³ / 2.65 Mg/m³) × 100] = 100% - 48.3 = 51.7%
该孔隙空间数值（51.7%）与图1.14 中描述的 “结构良好、中细质地且适宜植物生长的土壤”的典型气 - 水空间百分比非常接近。但需注意，此简单计算无法反映大孔隙与小孔隙的相对比例，因此解读时需谨慎。
示例 2
以高密度矿物含量丰富的土壤为例，考虑津巴布韦的未耕作黏质土壤（干热老成土，数据见表4.2）。这类红色黏土富含氧化铁，其颗粒密度经测定为 3.21 Mg/m³（表 4.2 中未显示）。结合表 4.3 中的容重数据，计算孔隙空间百分比如下：
孔隙空间百分比 = 100% - [(1.20 / 3.21) × 100%] = 100 - 37.4 = 62.6%
如此高的孔隙空间百分比表明，该土壤处于未压实、结构极佳的状态，这是未受干扰的自然植被下土壤的典型特征。
表 4.3 南卡罗来纳州某老成土表层 1 米内，不同直径火炬松根系在土壤基质与旧根道中的分布
根系尺寸（直径）
土壤基质（每 1 平方米土壤剖面的根系数量）
旧根道（每 1 平方米土壤剖面的根系数量）
旧根道中根系密度的相对增幅（%）
细根（<4 毫米）
211
3617
94
中根（4-20 毫米）
20
361
95
粗根（>20 毫米）
155
98
旧根道直径通常为 1-5 厘米，内部填充疏松表土与腐解有机质。这类根道易于根系穿透，且相较于周围土壤基质，具有更优的肥力与通气性。
（数据根据 Parker 和 Van Lear 1996 年的研究计算得出）
表 4.3 完整替代文本
影响总孔隙空间的因素
在第 1 章（图 1.14）中我们提到，对于 “理想的” 中质地、结构良好且适宜植物生长的表土，其孔隙空间约占土壤体积的 50%，且这些孔隙空间中空气与水分各占一半左右。
实际上，不同土壤的总孔隙度差异显著，其原因与容重差异的成因相同：压实底土的孔隙度可低至25%，而团聚性好、有机质含量高的表土孔隙度可超过 65%。与容重类似，管理措施对土壤孔隙空间也有显著影响（见表 4.2）。对多种土壤的研究数据表明，与未耕作土壤相比，耕作往往会降低土壤总孔隙度 ——这种降低通常与有机质含量减少（进而导致团聚性下降）有关。
孔隙尺寸
容重仅能帮助我们预测总孔隙度，但土壤孔隙的尺寸与形状多样，这在很大程度上决定了孔隙在土壤中所发挥的作用。孔隙可按尺寸分为大孔隙、中孔隙、微孔隙等。本节将简化讨论，仅提及大孔隙（直径约大于 0.08 毫米）与微孔隙（直径约小于 0.08 毫米）。
大孔隙
大孔隙的典型功能是便于空气流通与水分排水，其尺寸也足以容纳植物根系及生活在土壤中的各类小型动物（见第 10 章）。图 4.39 展示了几种不同类型的大孔隙：在粗质地土壤中，大孔隙可表现为单个砂粒之间的间隙 —— 因此，尽管砂质土壤的总孔隙度相对较低，但由于大孔隙占主导，其空气流通与水分运移速度却快得惊人。
在结构良好的土壤中，大孔隙通常存在于团聚体之间（即团聚体间孔隙）：这些孔隙可能是疏松堆积的团粒之间的间隙，也可能是紧密排列的块状或棱柱状团聚体之间的平面裂缝（见图 4.39d）。由根系、蚯蚓及其他生物形成的大孔隙被称为 “生物孔隙”，是一类极为重要的孔隙类型。生物孔隙通常呈管状，连续性可长达 1 米甚至更久（见表 4.3 和图 4.17）。在部分黏质土壤中，生物孔隙是大孔隙的主要形式，能极大促进植物根系生长（图 4.35）。多年生植物（如林木和某些覆盖作物）在死亡腐烂后，其生前形成的通道仍可长期作为根系生长的 “导管”，发挥重要作用。
（a）许多土壤孔隙属于堆积孔隙，即土壤原生颗粒之间留存的空隙。这类空隙的大小和形状在很大程度上取决于砂粒、粉粒、黏粒等原生颗粒的大小、形状及其堆积排列方式。
（b）在具有结构性团聚体（结构体）的土壤中，团聚体之间的空隙形成团聚体间孔隙。这类孔隙的形状可能接近平面（如棱柱状团聚体之间的裂隙），也可能更不规则（如松散堆积的粒状团聚体之间的孔隙）。
（c）生物孔隙由蚯蚓、昆虫、植物根系等生物作用形成。大多数生物孔隙是细长且有时带有分支的通道，也有一些是昆虫巢穴等留下的圆形孔洞。
（d）脆盘层（硬盘层）中，植物根系沿大型棱柱状团聚体表面生长。需注意的是，在湿润期，相邻棱柱状团聚体间的裂隙膨胀闭合，导致根系被挤压变平；没有根系能够穿透团聚体致密的内部。
（示意图及照片由雷・R・韦尔提供）
图 4.39 完整备选文本
微孔
与大孔隙不同，田间土壤中的微孔通常充满水分。即使未充满水，微孔的孔径也过小，无法让大量空气流通。微孔中的水分移动速度缓慢，且这些孔隙中留存的大部分水分无法被植物吸收利用（见第 5 章）。质地较细的土壤（尤其是缺乏稳定粒状结构的土壤）可能以微孔为主，因此尽管总孔隙度相对较大，气体和水分的移动仍会受到限制。较大的微孔可容纳植物根毛和微生物，而更小的微孔（有时称为超微孔和隐微孔）孔径极小，甚至无法让最小的细菌或细菌产生的某些酶分子进入。这类微孔可作为某些吸附性有机化合物（包括天然存在的化合物和污染物）的 “藏匿处”，从而保护这些化合物长期不被分解。
耕作与孔隙大小
连作（尤其是在原生有机质含量较高的土壤上）通常会导致大孔隙数量减少（见表 4.4）。当原生草原土壤被开垦并种植玉米、大豆等行播作物时，土壤有机质含量和总孔隙度会下降。但最显著的影响是耕作对大孔隙数量的改变 —— 大孔隙对于空气的顺畅流通至关重要。
表 4.4 连作对土壤大孔隙和微孔的影响
土壤历史
土壤深度（厘米）
有机质（%）
总孔隙度（%）
大孔隙度（%）
微孔度（%）
容重（兆克 / 立方米）
草原
0–15
5.6
58.3
32.7
25.6
1.11
耕作 50 年
0–15
2.9
50.2
16.0
34.2
1.33
草原
15–30
4.2
56.1
27.0
29.1
1.16
耕作 50 年
15–30
2.8
50.7
14.7
36.0
1.31
与未受扰动的草原土壤相比，耕作土壤的大孔隙度显著降低，但微孔度有所增加 —— 这是因为团聚体被破坏后，原本较大的团聚体间孔隙转化为更小的微孔。有机质的流失使团聚体更易在耕作过程中受损。（供试土壤为休斯顿黏土，属于湿润软土亚类。）
表 4.4 完整备选文本
近年来，保护性耕作措施（最大限度减少耕作及相关土壤扰动的方法）已在北美和南美被广泛采用（见 4.6 节和 14.17 节）。由于土壤表层有机质积累增加，且形成了长期稳定的大孔隙网络（尤其是生物孔隙），部分保护性耕作体系可提高表层土壤的大孔隙度。在蚯蚓洞穴大量形成的土壤中，这类益处尤为显著 —— 因为在不耕作的情况下，蚯蚓洞穴可保持完整无扰动。若土壤同时采用覆盖作物种植和免耕技术管理，孔隙状况的改善效果最有可能显现。
4.9 与工程应用相关的土壤性质
土壤性质对工程领域显然具有重要意义。正如理查德・汉德所言：
“几乎所有（人工建造的）结构都由土壤或岩石支撑；若失去这一支撑，要么悬空、要么漂浮，要么坍塌。”
土壤坚实度与稠度的田间评定
1. 坚实度（Consistence）
土壤坚实度描述土壤被重塑或破裂的难易程度，评定时需观察压碎土块所需的力大小，以及土壤对该作用力的响应方式。此外，识别土壤坚实度时还需考虑土壤被二氧化硅、方解石、铁等物质胶结的程度。含水量对土壤承受应力的响应影响极大，因此需分别对湿润土壤和干燥土壤进行坚实度评定（表 4.5）。例如，干燥的黏质土壤若无法用拇指和食指压碎，但可轻易用脚踩碎，则被判定为 “极坚硬”；而同一土壤在湿润状态下，抗变形能力会显著降低，被称为 “可塑性” 土壤。
湿润状态下土壤的黏结性和可塑性（可延展性）通常也会纳入坚实度的描述范畴（尽管表 4.5中未列出）。如 4.6 节所述，湿润土块若仅需轻微压力即可破碎，则称为 “疏松” 土壤；疏松土壤易于开挖或耕作。
2. 稠度（Consistency）
工程师使用 “稠度” 一词描述土壤抵抗物体穿透的能力，而土壤学家所说的 “坚实度” 则描述土壤抵抗破裂的能力。工程师不会压碎土块，而是用铅笔钝端或指甲尝试穿透土壤（表 4.5）。因此，稠度可视为对土壤强度或抗穿透性的一种简单田间估算方法（见 4.7 节）。
对坚实度和稠度的田间观测，可为土壤承载与扰动相关的决策提供有价值的信息。但对于建筑工程而言，需要更精确的测量来预测土壤在承受应力时的响应。
土壤强度与突发性破坏
工程师将土壤承载强度定义为土壤体承受应力而不发生破裂或变形的能力。若土壤无法承受应力（即土壤重量超过其承载强度），可能导致建筑物坍塌。类似地，土坝或防洪堤可能在积水压力下溃决，路面和建筑物也可能在不稳定山坡上滑动（见图 1.6）。
黏性土壤
黏性土壤（本质上是黏粒含量约 15% 以上的土壤）的强度由两部分构成：（1）黏粒片层之间、黏粒表面与极细孔隙水分之间固有的静电引力（见 4.5 节中的黏粒絮凝）；（2）所有粒径土壤颗粒之间的抗移动摩擦力。尽管有多种实验室测试可用于估算土壤强度，但最易理解的或许是直接无侧限抗压试验 —— 使用图 4.40a 所示的仪器进行。将圆柱形黏性土壤样本垂直放置在两块平整的多孔石块（允许被压缩土壤孔隙中的水分排出）之间，然后缓慢施加向下的压力。当压力超过土壤强度时，土柱会先略微鼓胀，随后突然破裂坍塌。
（a）用于测定土壤强度的无侧限抗压试验；（b）用于压实控制的最大密度与最佳含水量测定试验（普罗克特试验）
图 4.40 完整备选文本
若黏性土壤含水量极高且孔隙充满水分，其强度会显著下降。此时土壤颗粒被强行分离，导致黏结力和摩擦力均大幅减弱，土壤易发生突发性破坏（如泥石流、土壤蠕动，见图 4.41；或堤坝溃决，见专栏 4.6）。反之，若黏性土壤被进一步压实或变干，颗粒间接触更紧密，土壤强度会随之增加 —— 这一结果对植物根系生长和工程应用均有意义（见 4.7 节）。
图 4.41
土壤含水量增加时，土壤强度中的静电引力和摩擦力可能会降低到一定程度，导致土体发生移动：既可能如左侧所示突发性发生（泥石流），也可能如右侧所示缓慢发生（土壤蠕动）。当土壤含水量极高、表现出近液体特性时，会沿斜坡流动（甚至越过挡土墙），形成泥石流。土壤蠕动速度极慢，无法直接观测，但可通过树木树干的弯曲形态间接发现 —— 树木生长过程中会试图补偿土壤的下坡移动，从而导致树干弯曲。
（照片由雷・R・韦尔提供）
非黏性土壤
干燥的非黏性土壤材料（如松散砂粒）的强度完全取决于摩擦力，包括粗糙颗粒表面之间的咬合作用。颗粒间摩擦力的一种体现是 “休止角”—— 即材料堆积时不发生坍塌的最大坡度。表面光滑、呈圆形的砂粒无法堆成与表面粗糙、可咬合砂粒相同的陡坡。若少量水分在颗粒间形成水膜桥接，水分与矿物表面的静电引力会提高土壤强度。颗粒间水膜桥接现象可解释为何汽车能在海滩边缘湿润的砂地上行驶，却会在松散干燥的沙地或饱和流沙中陷车并失去牵引力。
湿陷性土壤
某些土壤在原位含水量较低时具有较高强度，但一旦遇水就会突然失去强度。这类土壤可能在道路或建筑物地基下毫无征兆地发生塌陷。土壤塌陷的一种特殊情况是 “触变性”—— 湿润土壤体在受到振动（如地震、爆破产生的振动）时突然液化。
大多数湿陷性土壤为非黏性材料，其松散堆积的砂粒在接触点由少量石膏、黏土或受拉水分胶结。这类土壤通常出现在干旱和半干旱地区，因为这些区域的胶结物质相对稳定。许多湿陷性土壤的疏松颗粒排列结构，源于过去或现在水体环境下的沉积过程。当这类土壤遇水时，过量水分可能溶解石膏等胶结物，或分散颗粒间起桥接作用的黏土，导致土壤强度突然丧失。
沉降 —— 逐渐压缩
压实控制
大多数地基问题都是由土壤缓慢且通常不均匀的竖向沉陷或沉降引起的。用于建造地基或路基的土壤会特意使用重型压路机（图 4.42）或振动设备进行压实处理。若施工后才发生压实，会导致地基或路面不均匀沉降并开裂。
某些土壤颗粒（如特定的硅酸盐黏土和云母）在承受荷载时会被压缩。当荷载移除后，这些颗粒往往能恢复原状，实际上是压缩过程发生了逆转。因此，富含这类颗粒的土壤难以被压实成稳定的道路和地基基层。
图 4.42
用于地基和路基的土壤压实需借助重型设备完成，例如图中的羊足碾。其凸起的 “羊足” 结构能将重量集中在较小的冲击区域，对松散且刚平整过的土壤进行挤压和揉搓，使其达到最佳密实度。
（图片由雷・R・韦尔提供）
普氏试验（Proctor test）用于指导施工前土壤材料的压实作业。具体步骤如下：将一份土壤样本调配至特定含水量后放入容器中，用落锤对其进行压实；随后测量其体积密度（工程师通常称之为干密度）；不断提高土壤含水量并重复上述过程，直至能根据所得数据绘制出普氏曲线（图 4.40b）。该曲线可反映出土壤能达到的最大体积密度，以及使土壤压实性最佳的含水量。在施工现场，油罐车可能会先喷水，将土壤含水量调节至测定的最佳水平，之后再用重型设备（如图 4.42 所示）将土壤压实至目标密实度。
压缩性
可通过对土壤样本进行固结试验，来测定其压缩性 —— 即特定外力作用下土壤体积的缩减程度。由于砂质土壤中单个矿物颗粒的孔隙率相对较低且呈等轴状，一旦颗粒沉降形成紧密堆积结构，就很难被压缩，因此是优良的地基用土。黏土絮凝体的高孔隙率以及黏土颗粒的片状形态，使得黏性土壤具有高得多的压缩性。而主要由有机质（泥炭）构成的土壤，其压缩性最高，通常不适合作为地基。
在实际场地中，潮湿黏性土壤在承受荷载（如建筑物荷载）后，压缩过程可能会非常缓慢。这是因为土壤压缩的速度取决于水分从孔隙中排出的速度，而黏性土壤中的孔隙细小，水分排出速度很慢。意大利比萨斜塔就是因土壤缓慢压缩导致不均匀沉降的最著名案例。遗憾的是，大多数不均匀沉降案例只会带来麻烦，而非成为旅游景点。
膨胀土
某些黏土（尤其是蒙脱石，参见 8.3 节）具有遇湿膨胀、遇干收缩的特性。膨胀土中这类黏土的含量较高。黏土表面的静电荷会将大孔隙中的水分子吸附到黏土结构内部的微孔隙中；同时，黏土表面结合的吸附性阳离子会发生水合作用，进一步吸引水分。水分会将黏土颗粒层推开，导致土壤整体体积膨胀。反之，当土壤干燥时，黏土团聚体中的水分会流失，引发土壤收缩并产生裂缝。
在长期干旱后，蒙脱石含量高的土壤在野外可通过其纵横交错的宽大深裂缝来识别。这种膨胀与收缩会使土壤产生显著位移，进而导致建筑物地基开裂、管道破裂和路面拱起。
膨胀土的施工危害 ¹⁰
¹⁰关于严重干旱期间土壤收缩给房主带来问题的新闻报道，可参见索尔特（2012）的研究。
若在蒙脱石黏土分布区域建造房屋时，未采取预防性设计措施（如图 4.43），建筑物地基很可能会随土壤的膨胀与收缩而移动，导致门窗错位，最终造成地基、墙体和管道开裂。在持续干旱期，建筑物地基下方及周围的土壤会异常干燥，即便对于中度膨胀土，也会产生大幅收缩。在蒙脱石土壤上建造房屋的成本，可能是在非膨胀性黏土主导的土壤上建房成本的两倍 —— 后者可安全采用常规地基设计。
左下方展示了两种黏土的不同膨胀趋势：四个圆柱容器最初均装有干燥且过筛的 B 层黏性土壤，左侧两个为高岭土土壤，右侧两个为蒙脱石土壤。向中间两个容器中加入等量水分后，高岭土土壤略有沉降，且未能吸收大量水分；而蒙脱石土壤体积膨胀了约 25%，并吸收了几乎所有添加的水分。右侧和上方的场景则展示了这些黏土特性知识的实际应用：图中所示的加利福尼亚变性土（Vertisols）是极差的建筑场地。看似正常的房屋（上方图）实际上建在深入地下的钢筋混凝土桩（右下侧图）上，这些桩体支撑在非膨胀性下层土上。每栋房屋需要 15 至 25 根这样的桩，这使得建造成本增加了一倍多。
（图片由雷・R・韦尔提供）
图 4.43 完整替代文本
尽管在许多工业化国家，膨胀土造成的年度总损失超过龙卷风、洪水或地震，但由膨胀土引发的灾害却很少登上新闻头条。例如，美国约 20% 的土地面积分布有膨胀黏土，这类黏土每年给路面、地基和公用设施管线造成的损失高达100 亿美元以上。在美国各地的部分区域，膨胀土造成的破坏可能十分严重，而在长期干旱与降雨期交替出现的地区（参见书末插页中变性土的分布），其破坏程度最为广泛。
阿太堡界限
土壤在干燥状态下呈坚硬的刚性固体；当含水量达到某一特定值（称为收缩限）时，会转变为易碎的半固体状态。若土壤中含有膨胀性黏土，当含水量超过收缩限时，体积也会开始膨胀。反之，含有膨胀性黏土的湿润土壤在干燥过程中，会持续收缩，直至含水量降至收缩限。当含水量超过塑限时，土壤会转变为可塑的塑性体，并进一步膨胀。在含水量达到液限之前，土壤会一直保持塑性状态；一旦含水量超过液限，土壤就会变成黏性液体，受到震动时会发生流动。这些关键含水量（以百分比为单位）被称为阿太堡界限（Atterberg limits）。
塑性指数（PI）
塑性指数是塑限（PL）与液限（LL）的差值，代表土壤具有塑性特性的含水量范围，计算公式如下：
PI = LL − PL
塑性指数大于 25 的土壤通常为膨胀性黏土，不适合作为稳定的路基或地基。图 4.44 展示了假设土壤的阿太堡界限之间的关系，以及含水量增加时土壤体积的变化规律。
该图为阿太堡界限的常见图示，标注了黏性土壤随含水量变化（从左至右）时物理性状的主要转变节点。向一定体积的干燥土壤固体中加水时，首先会排出土壤中的空气；继续加水，若土壤具有膨胀性，则整体体积会增大。当含水量达到收缩限（SL）时，原本坚硬的固体转变为易碎的半固体；进一步加水至塑限（PL）后，土壤具备塑性，可被塑形。在一定含水量范围内，土壤会保持塑性状态，直至含水量超过液限（LL）—— 此时土壤开始表现出黏性液体的特性，受震动时会流动。图左侧标注了用于计算线性膨胀系数（COLE）的体积变化示意。
（图表由雷・R・韦尔提供）
图 4.44 完整替代文本
线性膨胀系数（COLE）
土壤的膨胀性（即其破坏地基和路面的潜在风险）可通过线性膨胀系数（COLE）进行量化。图 4.44 显示了用于计算 COLE 的体积变化与阿太堡界限的关系。具体测量方法如下：将土壤样本湿润至塑限，塑造成长度为 Lₘ的条形；待条形土壤风干后，其长度会收缩至 L_D。线性膨胀系数即为土壤条风干后长度的缩减百分比，计算公式如下：
COLE = [(Lₘ− L_D) / Lₘ] ×100
线性膨胀系数（COLE）和塑性指数（PI）是衡量土壤膨胀性的两个指标（参见 8.3 节）。蒙脱石土壤的这两个指标均远高于高岭土土壤。纯度较高的开采蒙脱石黏土（常以“膨润土” 名义销售），其膨胀潜力和塑性远大于土壤中杂质含量较高的黏土。蒙脱石黏土（参见 8.3 节）通常具有较高的液限和塑性指数，尤其是在被钠离子饱和的情况下；而高岭土及其他非膨胀性黏土的液限值较低。当含水量超过液限时，膨胀性黏性土壤可能会沿陡坡发生流动，引发块状运动和滑坡（如图 4.41 所示）。
土壤材料统一分类体系
美国陆军工兵团（U.S. Army Corps of Engineers）与美国垦务局（U.S. Bureau of Reclamation）联合建立了一套应用广泛的土壤材料分类体系，用于预测土壤在工程应用中的性状（见表 4.6）。该体系首先将土壤分为粗粒土和细粒土两大类，再进一步细分：
每种土壤都会获得一个由两个字母组成的代号，该代号主要基于土壤的颗粒级配（质地）、阿太堡界限（Atterberg limits）和有机质含量确定（例如，GW 代表级配良好的砾石，SP 代表级配不良的砂，CL 代表低塑性黏土，OH 代表高塑性富有机质黏土）。这种土壤材料分类有助于工程师预测土壤的强度、膨胀性、压缩性及其他特性，从而针对具体土壤制定合适的工程设计方案（见专栏 4.6）。
表 4.6 用于工程用途的土壤材料（非自然土体）统一分类体系 ¹
类别
具体分类标准与代号
粗粒土
（通过 200 号筛（0.075mm）的颗粒含量≤50%）
1. 砾石类：粗粒部分中通过 4 号筛（2mm）的颗粒含量≤50%
- 洁净砾石：GW（级配良好砾石）、GP（级配不良砾石）
- 含细粒砾石：GM（粉土质砾石及砾砂混合物）、GC（黏土质砾石及砾砂混合物）
2. 砂类：粗粒部分中通过 4 号筛（2mm）的颗粒含量＞50%
- 洁净砂：SW（级配良好砂及砾质砂）、SP（级配不良砂及砾质砂）
- 含细粒砂：SM（粉土质砂、砂粉混合物）
细粒土
（通过 200 号筛（0.075mm）的颗粒含量＞50%）
1. 液限≤50% 的粉土和黏土
- ML（无机粉土、极细砂、岩粉、粉土质或黏土质细砂）
- CL（低至中塑性无机黏土、砾质黏土、砂质黏土、粉土质黏土、贫黏土）
- OL（低塑性有机粉土、有机粉土质黏土）
2. 液限＞50% 的粉土和黏土
- MH（无机粉土、云母质或硅藻质细砂或粉土、弹性粉土）
- CH（高塑性无机黏土、肥黏土）
- OH（中至高塑性有机黏土）
3. 高有机质土：Pt（泥炭、腐泥及其他高有机质土）
¹ 双字母代号（如 SW、MH 等）可帮助工程师预测土壤材料在建筑工程中的性状：
在细粒土中，表格中越靠右的类型，对地基和路基工程而言越容易引发问题。
（表 4.6 完整替代文本略）
专栏 4.6 “大快活城” 的悲剧 —— 注定失效的防洪堤 ¹
2005 年卡特里娜飓风袭击新奥尔良后，一场 4 米高的风暴潮导致该市多处防洪堤溃决，引发了美国历史上最严重的灾难之一：约 10 万所房屋被淹，超过 1000 人死亡。其中，17 街防洪堤的溃决造成了最严重的洪水灾害（见图 4.45）。事后调查显示，17 街防洪堤的失效早已注定 —— 防洪堤设计存在缺陷，未能妥善处理下方的有机质土层和砂层；再加上防洪堤维护不当，导致水流渗入堤下，削弱了堤基土壤的稳定性。
卡特里娜飓风袭击新奥尔良、冲垮这段防洪堤与海堤数天后，一架大型直升机正在对 17 街防洪堤的溃口进行紧急修复。在距离海岸约 14 米的内陆处，可见大量防洪堤残骸。
（图片由美国陆军工兵团提供）
该防洪堤本质上是一座缓坡压实黏土堤，其陆侧覆盖着一层薄薄的表土，以支撑起防护性的草皮；大部分区域未采用岩石或混凝土制成的硬防护层（见 14.10 节）。为阻挡洪水和风暴潮，工程师沿防洪堤顶部修建了混凝土海堤，并将海堤与打入堤身土壤深处的长钢桩相连。设计初衷是让钢桩既能固定海堤，又能防止水流渗入堤身或从堤下渗透。然而，在修建防洪堤所用的黏土层和壤土层下方，存在数层泥炭（埋藏的有机土）和砂层 —— 这些土层正是防洪堤设计中的薄弱环节，却被人们所忽视。
有机质土的压缩性极高，承载力和抗剪强度极低；泥炭和砂层的渗透性也很强，易导致水流渗透。要实现设计功能，与海堤相连的钢桩必须足够长，以穿透泥炭 / 砂层，打入下方黏结性更强、强度更高的土层中。遗憾的是，17 街防洪堤的钢桩过短（不足 6 米），未能穿透泥炭层（见图 4.46）。每当风暴潮（甚至只是高水位水流）导致运河水位上升时，水流便会通过堤下的泥炭 / 砂层渗透，随后上升并使堤脚土壤饱和。土壤饱和后，其抗剪强度和抗压缩能力会大幅丧失。显然，设计防洪堤的工程师虽掌握了泥炭层的数据，却选择基于土壤的平均特性而非实际存在的最薄弱土层进行设计。
图 4.46
（非等比例）示意图：低强度埋藏有机质土层（a）如何导致风暴潮水渗透（b），进而使防洪堤及其海堤注定失效（c）。
（图表由雷・R・韦尔提供）
（图 4.46 完整替代文本略）
2005 年 8 月 21 日，渗透水使堤基土壤饱和，将泥炭层变成了 “泥浆”；卡特里娜飓风的风暴潮最终 “击溃了最薄弱的一环”—— 冲垮了一段 140 米长的海堤，并将海堤与防洪堤一同推向内陆约 14 米处。被风暴搅动的洪水从溃口涌入，淹没了新奥尔良市。
¹ 基于希德等人（2005）的法医工程调查信息，以及马歇尔（2005）、瓦尔塔贝迪安与布劳恩（2006）的报道。
4.10 结论
土壤是由固体表面、孔隙和界面构成的极其复杂的物理网络，为无数化学、生物和物理过程提供了发生环境。这些过程反过来又影响着植物生长、水文、环境管理及土壤的工程应用。土壤中单个颗粒的性质、粒度分布及其排列方式，决定了非固体孔隙空间的总体积和孔隙大小，进而影响土壤的水 - 气关系。
在田间土壤中，单个颗粒的性质及其比例分布（即土壤质地）几乎不受人为控制。但人们可以在一定程度上控制这些颗粒团聚形成的结构体（即土壤结构），并维持结构体的稳定性。耕作和交通活动必须得到严格控制，以避免对土壤耕性造成过度破坏，尤其是在土壤较湿润时。通常，自然系统能很好地维持土壤结构，人类通过研究自然系统可获得大量土壤管理经验 —— 旺盛且多样的植物生长、充足的有机残体归还、最小化的物理干扰，这些都是自然系统中值得借鉴的特质。合理选择植物种类、实行轮作、调控土壤的化学、物理和生物因素，有助于维持土壤物理质量。近年来，保护性耕作体系的出现让这些管理目标更易实现：该体系可减少土壤耕作操作，同时降低土壤侵蚀和水土流失。
土壤颗粒大小、含水量以及胶体部分的塑性，共同决定了土壤在承受交通、耕作或建筑地基荷载时的稳定性。本章所介绍的土壤物理性质，对几乎所有其他土壤性质及土壤用途都有重要影响，这一点将在全书后续内容中进一步探讨。