喜樂、光明、空靈

土壤化學

第一節、土壤膠體

一、土壤膠體的類型

1.土壤膠體的定義

凡某化學物質之粒子直徑小於0.0002mm(0.2m)（按：1mm(mu=micro)=1×10^-6m）時即稱膠體粒子（colloidal particles）。同理類推，土壤物質小於此粒徑者均可稱為土壤膠體（soil colloids）。

2.土壤膠體的種類

土壤膠體可分為：無機膠體（多半為黏土礦物）與有機膠體（由土壤有機質構成之土壤膠體即腐植質），土壤中之礦物粒子其直徑在0.002mm以下者稱粘粒，粘粒（黏土）直徑在0.0002mm以下者稱膠體粘粒（colloidal clay）。

二、土壤膠體的性質

1.土壤膠體不能完全溶於水，在水中成為懸浮體（suspensoid）或乳膠體（emulsoid），牛奶即是一典型之例。

2.土壤膠體粒子由於粒子極小，故其比面積甚大，比面積係指單位重量或體積之物質所暴露在外的表面積。按幾何的原理粒徑愈小，比面積愈大，一個球體之比面積：(Sc)»(3/r)（r為膠體半徑）。

3.土壤膠體粒子外圍吸附一些水分子形成一層水膜包圍粒子，使其體積膨脹，即所謂水合作用(hydration)。膠體粒子因比面積甚大，故其水合能力就甚強。

4.因水合作用使土壤膠體具雙極性，致膠體常帶有電價。一般土壤膠體多具有兩性帶電的性質，一般以帶負電為主，故常吸附帶電相反的離子，以平衡電價，但不必然一定如此。

5.當乾土開始濕潤時，即可將潛熱放出，其放出之熱即為溼潤熱。土壤膠體吸附水份（發生水合作用）時將放出熱量，而腐植質之濕潤熱為無機膠體之5-20倍（水的比熱與土壤膠體雙重影響），故灌溉有防霜害的功能（尤以黑色土壤為然）。

6.膠體粒子同時帶正電子及負電子，當pH提高時，誘發酸根部解離出帶正電之質子（釋出H⁺）而帶負電，有助於吸附其他陽離子。反之，當pH降低時，則－NH₂接受質子而帶正電，有助於吸附其他陰離子。

         R － CH － COOH        R － CH － COO^－ ＋ H^＋

               NH₂                     NH₂

            － OH          － OH₂^＋＋H^－

        R － CH － COOH       R － CH － COOH

             NH₂                      NH₃^＋＋ OH^－

            － OH ＋ HOH           － OH₂^＋ ＋ OH^－

7.土壤膠體具有良好的緩衝能量與吸附能力，可抑制土壤性質因外來因素產生劇烈變動。

表5-1、粘粒類型及數種土壤質地之比面積

資料來源：郭魁士，1997：185

表5-2、主要土壤膠體之溼潤熱

資料來源：郭魁士，1997：185

三、土壤膠體之陰離子吸附與交換

1.定義

(1)土壤膠體多具兩性的特性，除了帶負電而吸附陽離子，又可帶正電而吸附陰離子（pH偏低時尤其顯著），此即陰離子吸附作用（Anion adsorption），有些被膠體表面吸附之陰離子又可被其他陰離子所交換，此即陰離子交換作用（Anion exchange）。

(2)陰離子交換能量（AEC, Anion Exchange Capacity）之定義為在pH4及pH5土壤吸附磷酸根(PO₄^－3)之量(m.e./100g)。

2.膠體對陰離子的吸附能力

pH降低造成鹽基根之活化，因而增強AEC。膠體對陰離子的吸附能力依序為：NO₃^－＜Cl^－＜SO₄^－2＜SCN^－＜Ac＜H₂BO₃^－＜HCO₃^－＜H₂PO₄^－(PO₄^－3)＜檸檬酸根＜草酸根＜F^－；交換能力大致相反依序為NO₃^－＞Cl^－＞SO₄^－2＞SCN^－＞Ac＞H₂BO₃^－＞HCO₃^－＞H₂PO₄^－(PO₄^－3)＞檸檬酸根＞草酸根＞F^－。

3.CEC／AEC之比值，蒙特石為6.7、伊萊石為2.3、高嶺石為0.5。

四、膠體之絮聚與絮散

土壤粒子間有吸引力（靜電力〔庫侖力〕與凡得瓦力）與排斥力，即膠體中陰離子有效淨電荷（即中和陽離子後剩餘的陰電荷之量），當兩者的淨力平衡（吸引力)－(排斥力)＞0）為正時，土粒將保持緊靠在一起，稱為絮聚（flocculation）；反之（吸引力－排斥力）＜0，當兩者的淨力平衡為負時，土粒將以反方向移動（以布朗運動方式移動），直到達到新的平衡為止，稱為絮散（deflocculation）。膠體絮聚與絮散力之強弱，依下列因子而異：

1.有機膠體與水之親和力極大，分散力大於無機膠體。

2.交換性陽離子的種類

一般而言，膠粒對低價陽離子的吸引力較弱（H⁺例外），水合程度較高，易起解離（造成絮散），高價陽離子則反之。陽離子對膠粒的分散力大小依序為：Li^＋＞Na^＋＞K^＋＞NH₄^＋＞Mg^＋2＞Ca^＋2＞H^＋＞Al^＋3＞Fe^＋3。一般的認知：鈉是良好的土壤分散劑；鈣及氧化鐵是良好的膠結劑。

3.土壤中多量之可溶性鈉鹽存在，如受海水入侵或海水倒灌的地區，粒團易於分散，即不易結成強韌及發達的粒團構造。

第二節、陽離子交換能量

一、陽離子交換（置換）能量

1.可交換性陽離子

「可交換性陽離子」是指：可溶於土壤水溶液而以解離狀態釋出的陽離子（並不是所有吸附於土壤粘粒或有機膠體的離子皆是可交換性的）。土壤溶液中可交換性Ca⁺², Mg⁺², Na⁺, K⁺四者佔最多（通常佔CEC的95%以上），其次為Al⁺³, H⁺；少量的NH⁺, Fe⁺²與Mn^+2~+7；微量的Fe⁺³, Cu⁺², Zn⁺²等離子，以及對動物體有毒害的Pb⁺², Cd⁺², Hg₂⁺², Cr⁺²及Sr⁺²等離子。

2.陽離子交換能量之定義

每100克的烘乾土所含每一種可交換性陽離子的毫克當量數（寫成m.e./100g）（按：milligram＝1/1,000g，milligram equivalent（＝〔質量(mg)´(離子價數)／(原子量或分子量)〕／100克之烘乾土）加起來的總數，稱為陽離子交換能量（cation exchange capacity，簡稱C.E.C.）為土壤營養鹽的總量，可大略表示土壤的肥力。

3.鹽基物質

「鹽基物質」係指能在土穰溶液中解離的鹼根(base)離子，一般稱即是指Ca⁺², Mg⁺², Na⁺, K⁺四者，其當量毫克數（m.e.／100g）的總和與CEC的比值稱為「鹽基飽和度」。

土壤中鹽基飽和度（base saturation）的大小，端視土壤膠體所吸附之可交換性鹼根離子種類與數量的多寡。鹽基飽和度通常是決定土壤呈現鹼性反應的重要關鍵（Al, H⁺離子濃度是決定土壤呈現酸性反應的重要關鍵），亦為植物生長所需的重要元素，故鹽基飽和度比陽離交換能量（CEC），更具有顯示土壤肥沃度的功能。土壤pH常與鹽基飽和度有密切關係，pH低者鹽基飽和度亦低；少雨地區土壤的pH常在7以上，鹽基飽和度接近100%。

4.鹽基飽和度

                           〔Ca⁺²+Mg⁺²+Na⁺+K⁺〕

      鹽基飽和度(%)＝                                ×100%

                      〔可交換性陽離子總量〕＝CEC

土壤中某種交換性陽離子之量（m.e.／100g）與該土壤CEC之比，以百分率表示，即為該陽離子之飽和度(Saturation)，如氫之飽和度、鈉之飽和度等。一般而言，鈣之飽和度須維持在65-85%，低於65%即有鈣不足之感；鈉之飽和度，又稱「鈉交換率」（exchangeable sodium percentage or, ESP）在15%以上即為鹼土（alkali soil）。

4.陽離子交換作用

土壤膠體之表層原來吸附之陽離子與土壤溶液中其它溶解性陽離子起交換（換質）作用互換位置，吸附性陽離子變成溶解性陽離子，溶解性陽離子則成為吸附性陽離。陽離子的交換作用與吸附作用為一體的兩面，甲陽離子的吸附，將交換出乙陽離子。

5.陽離子交換作用之環境

陽離子交換作用通常發生於水中，起交換作用之陽離子的溶解度都很大。

(1)離子濃度的影響：Na⁺對Ca⁺²及Mg⁺²之交換力，隨Na⁺濃度的增加而加強（正常的情況為Ca⁺²及Mg⁺²交換出，主要是因Na⁺的活性較前兩者為大）。故一般而言，交換離子的濃度增加，則其交換力也增加。

(2)陽離子的種類：陽離子之交換能力（交換出別的陽離子，使之解離，而使自身被膠體粒子吸附）隨離子價的增加而加強（唯獨H⁺例外）；亦隨著離子半徑（原子量）的增加而加強。交換能力之次序：Fe⁺³＞Al⁺³＞H⁺＞Ca⁺²＞Mg⁺²＞K⁺＞NH₄⁺＞Na⁺＞Li⁺。與吸附能力恰互為相反：Fe⁺³＜Al⁺³＜H⁺＜Ca⁺²＜Mg⁺²＜K⁺＜NH₄⁺＜Na⁺＜Li⁺。

(3)吸附性陽離子（如Ca⁺²為極易被膠體吸附的陽離子）之數量：學者指出當可交換的Ca⁺²降低時，則愈難被其他離子所交換，換言之，其可交換性逐漸降低。

(4)不同陽離子之相互作用：有不同陽離子（如甲離子）存在膠體表層被吸附時，且甲陽離子的交換能力大於該陽離子（乙離子），則乙離子較易交換出來。

(5)交換性陽離子溶液中陰離子之種類：許多研究發現某陽離子之交換力，將依存於溶液中之陰離子影響，如用Ca⁺²來交換蒙特石上的Na⁺時，Ca⁺²的交換能力依Ca(OH)₂或CaSO₄而有差異。

(6)加熱的影響：將膠體懸浮液加熱

至適當的溫度，會使陽離子之可

交換性發生變動。如蒙特石熱至          圖5-1、水流對土壤的陽離交換影響模式圖

125^oC時，趨於固定Li⁺成為不可

交換的狀態，但對Na⁺之可交換性無甚影響，而在常溫下，Li⁺比Na⁺更易被交換。

(7)粘土礦物的種類：同一種陽離子在不同類型的粘粒上，其交換性有所差異，2：2型的黏土礦物（如綠泥）即較1：1型的黏土礦物（如高嶺石）等，有較大的比面積可供陽離子交換，故其CEC也較大，如高嶺石類之CEC為2-5me/100g、伊來石類為15-40、膨潤石類為80-120、蛭石類為100-180、綠泥石類為10-40。

二、陽離子之吸附作用

1.陽離子吸附作用

土壤膠體常帶負電，其外圍有多數陽離子與之接觸時，即依靜電平衡電價而吸附陽離子，此種現象稱為陽離子吸附作用（cation adsorption）。最常見一被土壤膠體吸附的陽離子有者有H⁺, Ca⁺², Mg⁺², K⁺, Na⁺五種陽離子。陽離子吸附能力與種類與下列土壤環境有關：

(1)少雨區排水良好多吸附性鈣。

(2)排水良好多雨區之多吸附性鈉。

(3)土壤施用多量氮素肥料多銨(NH₄⁺)。

(4)施用多量鉀肥則多吸附鉀離子。

(5)施用石灰則多吸附性鈣離子。

2.土壤膠體常帶負電及吸附陽離子的原因：

(1)由於斷鍵（broken bonds）所產生的不飽和價（unsaturated charges）所引起之帶負電，如SiO₄等四面體離子，因與OH^－接觸使Si⁺⁴解離而斷鍵而脫離晶格，使晶格邊緣上產生負電（Si-OH+H₂O®SiO⁺²+H₃O⁺），pH高時尤容易發生。

(2)由於黏土晶格中低價陽離子替換高價陽離子（如Mg⁺²替換Al⁺³；Al⁺³替換Si⁺⁴），造成電價不飽和現象（帶負電），須吸附陽離子以平衡之。

(3)由於膠體露出之OH^－根，根上之H⁺解離出來（－OH^－®－Ｏ^-2+ H⁺）而使膠體表面帶負電，能吸附各種陽離子，此作用在pH高時更議發生。

(4)腐植質之吸附陽離子，主由於其－COOH及酚根解離引起帶負電的關係。

三、土壤中CEC發生變動的原因

1.土壤中所含膠體的比例

凡土壤含膠體量愈多，則整體顆粒越細，則比面積愈大，離子的吸附與交換能量愈大，則CEC愈大。

2.土壤所含膠體的種類

有機膠體因表面常帶負電，有助於吸附大量的陽離子，自然可交換的能量也就愈高，故其CEC常大於無機膠體。

3.被吸附陽離子的數量

當交換性陽離子被膠體吸附的量減少時，則愈難被其他陽離子所交換。

4.被吸附陽離子的種類

交換能力依離子的粗細之增加而加強；如其他條件相同離子價愈高交換力愈強（以此推理，高價離子一旦被膠體吸附，則不易被其他陽離子交換而解離）。

5.粘粒的所佔土壤質地的比例與粗細

土壤中黏粒的比例愈高，相對土壤膠體比例通常也就愈高，自然CEC有趨於愈大；粒子愈細則表面積愈大，膠體吸附或交換離子能力愈強，CEC愈大。

6.溫度的影響

一般而言，溫度增高有降低CEC之趨勢，因加溫有助於陽離子向內移動至晶格中，較不易被交換出而解離。

7.粘粒磨細的影響

粒子經過磨細後因表面積增加，有助於離子的相互吸附與交換，故CEC增大。

8.陽離子交換位置被阻塞

H⁺增加引起Al⁺³溶解釋出移至吸附位置上降低CEC。有機質體積較大吸附於粘粒上阻擋其它陽離子交換作用。

圖5-2、土壤的CEC、石灰含量、質地與pH的關係

圖5-3、CEC在不同理化條件下所佔的％

S, Adams, R. Titus, K. Pietersen, G. Tredoux, C. Harris (2001) “Hydrochemical characteristics of aquifers near Sutherland in the Western Karoo, South Africa”, Journal Hydrology, No.241: 91-103.

Excerpt from p.100.

圖5-4、不同地下水類型的化學過程反應概觀

第三節、土壤的緩衝作用

一、土壤的緩衝作用

1.緩衝作用及緩衝物質

純水中只要加入少量的酸或鹼，pH即迅速變化，所以純水對酸或鹼是非常敏感的，但是加入少量的酸或鹼物質於土壤中，不一定能改變土壤pH，此乃因土壤具有強大的緩衝作用。而緩衝作用係因含有緩衝物質（buffer material）之故。土壤有緩和酸鹼變化及離子濃度的作用稱為「緩衝作用」（buffer reaction）。

2.緩衝能量

緩衝能量（Buffering capacity）表示某物質在酸或鹼侵入時，緩和pH變化能力的強弱。自然界諸多物質中土壤膠體的緩衝能量算是相當大的，是最重要之土壤緩衝物質，土壤膠體的表面不同位置各帶正、負電，具陰陽兩性，以吸附、交換及中和反應等方式表現緩衝能量。土壤中所含的緩衝物質愈多，則其忍耐酸或鹼之容量愈大，此稱為緩衝能量。

3.土壤物質種類與緩衝能量的高低

土壤物質的緩衝能量的高低，基本上與其吸附及交換能量成正比例關係，即CEC大者，緩衝能量亦大。是故，有機膠體之緩衝能量大於無機膠體者；黏土礦物之緩衝能量大於水合鐵鋁氧化物；黏土之結晶構造體積小者之緩衝能量大於體積大者；矽氧層比例愈高者（如2：2型＞2：1型＞1：1型）。具體歸納如下：有機膠體（腐植質）＞無機膠體（蒙特石族（或稱膨潤石族）、蛭石族＞伊萊石族、綠泥石族＞高嶺石族＞合鐵鋁氧化物）。

二、土壤緩衝作用的表現方式

1.以吸附及交換方式表現緩衝能量

如土壤膠體吸附H⁺離子，可減少土壤溶液中之H⁺離子濃度，並同時釋出其他陽離子，如Al⁺³、Ca⁺²、Mg⁺²、K⁺、NH₄⁺、Na⁺等，使得這些陽離子以解離狀態呈現在水中，水解使得OH^－離子釋出，這些陽離子可中和土壤溶液中之OH^－離子，因此，以吸附及交換方式表現的緩衝能量，有助於緩衝因H⁺加入所造成的酸化。土壤膠體對OH^－離子吸附及交換所產生的功能可依此類推。

      Ca⁺²    Mg⁺²                     2H⁺     H⁺

H⁺                  Al⁺³＋6H⁺       H⁺                 Al⁺³＋Ca⁺²＋Mg⁺²＋K⁺＋Na⁺

       K⁺     Na⁺                        H⁺     2H⁺

                   6H⁺＋NH₄OH                     NH₄⁺＋H₂O

2.以中和反應方式表現緩衝能量

OH^－離子中和可溶性鹽類中弱酸或中性之離子；或H⁺離子中和可溶性鹽類中弱鹼或中性之離子，產生新的鹽類化合物，成為沉澱或成為接近中性的電解質），因而減低土壤溶液中OH^－離子或H⁺離子的濃度。如：

       CaCO₃＋H₂SO₄＋6H⁺      Ca⁺²＋SO₄^－2＋CO₂＋H₂O

3.以水合作用方式表現緩衝能量

由於水具有雙極性，容易形成土壤溶液中的離子與「暫時」水分子結合，形成水合化合物（寫成：X_aY_b·nH₂O），不使水中的離子呈解離狀態而影響到土壤溶液之pH。

三、土壤所具有之緩衝作用與吸附作用在環境保護上的功能

1.減少因酸鹼劇烈震盪使農作物死亡

緩衝能量大的土壤物質能吸附、交換或中和大量的酸、鹼根離子，使之在短時間內釋出大量的OH^－離子或H⁺離子，緩和土壤溶液因外界環境所造成的劇烈pH變動。

2.減少農作物或動物受重金屬即時性的污染

土壤膠體能暫時性的吸附大量的重金屬（一般指原子量大於鐵的金屬）離子，減少高濃度有毒重金屬在短時間內釋出毒害土壤中或水中的生物體。不過以長期而言，土壤吸附大量的重金屬仍會透過食物鏈的循環，陸續釋出且強化濃度，進而危害生物體。

其次，大部分的重金屬在自然狀態其溶解度原本甚低，之所以呈離子狀存在於水溶液中，往往是由於工廠利用強酸洗滌工業原料、半成品或成品時，強迫這些工業物質中的重金屬解離，使得帶有強酸性與大量的重金屬離子溶液，排放進入田中或河川中而造成污染。

3.通過土壤水、透過土壤膠體強大的吸附能力，使水質淨化，可減少即時性的水污染（包括重金屬及酸鹼的污染）

故保留大面積的水田具有緩和甚至改善生態環境劣化的速度，這也是水田除了糧食生產之外的另一項重要的功能。

圖5-5、土壤之緩衝力

第四節、土壤反應

一、土壤反應之定義

土壤反應（soil reaction）係指「土壤溶液」（soil solution）中解離狀態的（即可自由移動的）H⁺之濃度值。土壤中加水成溶液狀即是土壤溶液，故土壤溶液所反映出的酸鹼特性，並非「土壤結合水」的酸度或鹼度，亦非土壤物質之「潛在酸度」（後詳），而是土壤溶液之「活性酸度」，故實不宜逕稱為「土壤酸鹼度」。

1.酸、鹼定義之層次

(1)舌蕾感覺有酸味。

(2)依阿瑞尼士的定義，凡溶於水而能產生H₃O⁺的化合物，統稱為酸(acids)。凡溶於水能產生OH^－者統稱為鹼基（bases），一般以pH表示之。

(3)得失電子：可溶物質能失去電子者（即呈氧化反應）為鹼性物質；能獲得電子者（即呈還原反應）為酸性物質。

2.酸的各種特性

(1)酸溶於水後能產生H³O⁺（H⁺）。

(2)酸之水溶液具有酸味。

(3)酸是一種電解質故溶液能導電。

(4)酸與鹼中和反應而生成水及鹽。

(5)酸能使某些指試劑變色。

(6)酸能與許多金屬氧化物反應生成水及鹽。

(7)酸能與許多金屬作用生成氫氣與鹽。酸鹼反應

3.土壤反應

土壤反應以pH表示（以pH計量測而得之），土壤溶液反應接近pH=7時者為中性土、pH＜7者為酸性土、pH＞7者為鹼性土（25℃）。其計算方式如下：

Kw=〔H⁺〕´〔OH^－〕=1.0´10^－14

Kw：水之解離常數即，於25℃時一升純水中約含相等數目（1.0´10^－7莫耳）之氫離子與氫氧離子，氫離子與氫氧離子濃度乘積即Kw。

log1/Kw=log(1/〔H^＋〕)+log(1/〔OH^－〕)=14

=log(1/〔H^＋〕´〔OH^－〕)=14

pH=log(1/〔H^＋〕)

或pH=14+log〔OH^－〕

表5-3、土壤反應各階段的名稱

資料來源：郭魁士，1986：216。

二、土壤（溶液）的氧化還原反應

氧化還原反應和酸鹼反應一樣，是土壤中一種基本的化學反應。土壤中存在著許多有機和無機的氧化還原物質，土壤空氣中游離氧分子和高價金屬離子都是主要的氧化劑，而土壤有機質以及在嫌氣條件下所形成的分解產物和低價金屬離子等為還原劑（高秋實、袁書玉，1989：170）。

土壤是一個不均勻的多相體系，不僅在土壤剖面的上下層間，而且在同一土層內不同的位置上，在反應條件和反應物數量上都有差異。其次，土壤氧化還原狀況還受季節變化和人為措施（如水稻灌溉）的影響（高秋實、袁書玉，1989：170）。

土壤溶液的氧化還原反應與土壤溶液pH的關係極大，一個體系中，當氫離子直接參與氧化還原反應時，其反應式如下（高秋實、袁書玉，1989：170）：

氧化反應：氧化劑₁＋ mH^＋＋ ne^－       還原劑₁＋ pH₂O………………..(1)

還原反應：還原劑₂＋ mH^＋      氧化劑₂＋ pH₂O ＋ ne^－………………..(2)

25℃時，兩式的Eh（氧化還原電位）各為：

                            [氧化劑₁]

    Eh＝E_o ＋ (0.059／n) log            ＋ (0.059／n)mpH………………(3)

                            [還原劑₁]

                            [氧化劑₂]

    Eh＝E_o ＋ (0.059／n) log            － (0.059／n)mpH………………(4)

                            [還原劑₂]

(1)式為H^＋參與還原反應；(2)式為H^＋參與氧化反應。氧化還原電位是綜合反映土壤的氧化或還原程度的強弱，一般認為，在自然條件下，Eh值低於0.3V（按：毫伏特mV＝1×10^-3V）時為還原狀態，淹水水稻土的Eh值甚至可降低至負值，故Eh值指示土壤的通氣和排水狀況，當水稻土之Eh＜200mV時由於Fe⁺²和Mn⁺²佔優勢，而成灰白或灰色。圖5-5是土壤溶液的Eh－pH圖，土壤中O₂－H₂O和H₂體系，是組成土壤氧化還原反應的兩個極端體系，實際上是構成土壤溶液中各種不同氧化還原體系Eh值的上下限。從Eh－pH圖既能直接讀出不同pH和Eh值，而且可區分出該體系在不同pH和Eh條件下，可能存在的穩定狀態，可作為控制土壤中有害化學物質遷移動向的理論依據。（參：高秋實、袁書玉，1989：171；李天杰等，1983：91）

                     Eh(V)

                         1.6

                         1.2

                         0.8

                         0.4

                         0.0

                         -0.4

                         -0.8

                               2   4   6   8  10  12  pH

圖5-5、土壤溶液的Eh－pH圖

資料來源：高秋實、袁書玉，1989：171

表5-4、土壤中主要氧化還原物質體系的標準電位（E₀：V）

資料來源：李天杰等，1985：90

三、自然界各元素含量之「背景值」

1.自然界的土壤一直呈現酸鹼中和反應

火山風化的土壤母質具鹽基性物質，內含多種可溶性的離子，總體表現偏鹼性反應。Na⁺表現強鹼反應，Ca⁺²、Mg⁺²、K⁺等離子表現鹼反應。Si⁺⁴、Fe⁺²等離子表現弱酸反應；O^-2與H⁺則視化合物而定，故總體表現偏鹼性反應。地殼所含主要元素之重量比可視為土壤物質所含元素的背景值(background values)，依序如表5-3。

2.降雨

降雨溶解空氣中懸浮物質與氣體，尤以CO₂為主，表現偏酸性反應。雨水中所含的碳酸（主要為HCO₃^-極少量為CO₃^－2）與土壤中的有機酸（帶負電），及少量之礦酸，能淋溶土壤鹽基性物質（帶正電），因而降低了土壤溶液pH。此外，100餘年來的工業化所排放的SO₂與NO_x，所形成的雨水酸化，更加速了土壤趨向酸性反應。

表5-3、組成地殼之各種重要元素

資料來源：張仲民，1992：14。

                          表5-4、世界河川平均化學成分（1963）       濃度單位：mg/L

*因缺乏降水之HCO₃^-資料，故以河水代替，因^-海水、地層與深層地下水中HCO₃^-含量極少，故可認定

河水中所含之HCO₃^-來自於降水，而降水所含之HCO₃^-來自於大氣中之CO₂。且理論上降水之HCO₃^-

含量高於河水中所有；而鹼性金屬離子則反之。

資料來源：楊萬全，1993：447。

四、影響土壤反應的自然因素

1.降雨量

降雨愈多地區，土壤愈偏酸性，原因是雨水降落過程中溶解空氣中大量的CO₂，水與CO₂化合形成HCO₃^－與CO₃^-2，並釋出H⁺。另外，降雨量大的地區通常植被亦趨於茂盛，可提供大量的有機質，有機質分解的過程釋出有機酸。反之乾燥地區，土壤偏鹼性。

CO₂ + 2H₂O ® H₂CO₃ ® HCO₃^－+ H⁺

2.土壤母質

從土壤母質的岩性來推論，由於火成岩的化學成分最接近地殼（表5-3），地殼中偏鹼性元素含量遠高於偏酸性元素，加上火山地區通常有較大的坡度，侵蝕作用較顯著，土壤礦質相對年輕，故火成岩風化之土壤通常易於偏鹼性反應，其中基性火成岩（如：玄武岩、輝長岩、橄欖岩等）所含之鹼性元素比例較高，自然會使土壤母質之pH稍微偏高；酸性火成岩（實應稱為矽質火成岩，如：花岡岩、流紋岩等）所含之SiO₂較多，SiO₂溶解後屬微酸性（但溶解度很低），故土壤母質偏鹼的程度不及前者。

其次，如果母質質地緻密（頁岩、泥岩等風化物等），則風化的土壤粒子顆粒也愈細小，水分入滲效果較差，淋溶作用力較弱，故土壤保留鹽基性物質愈多，土壤溶液的pH相對偏高。

3.排水情況

排水愈好之土壤環境，淋溶作用力愈強，土壤中之鹼基物質流失愈多，所剩餘呈鹼性反應的鹽基物質愈少，導致土壤溶液中多為呈酸性反應離子。

4.天然植物的影響

森林植物殘體易產生偏酸性腐植質，助長淋溶作用，使得土壤含鹽基物較低，造成土壤偏酸性；若為草原地區，植物殘體常產生中性腐植質，加上與降水量降少，較不會助長淋溶作用，故土壤偏鹼性。

5.土壤化育程度的影響

土壤化育程度高，土壤受雨水淋溶作用強烈，所留存鹽基性物質較少且多呈酸性反應。

6.土壤處於還原狀態

排水不良的環境中，鐵、鋁、錳離子（尤其是鋁離子）含量的多寡與pH有密切關係，這些離子的含量愈多愈有助於降低pH（土壤中鐵、鋁、錳所佔的比例與「聚鐵鋁化」的程度有關，如紅壤長期浸水有助於降低pH）。

Al₂O₃或Fe₂O₃（在還原環境中，氧化還原電位降低）® 2Al⁺³＋O^－2或®2Fe⁺³＋O^-2（釋出氧氣提供嫌氣性微生物作用）

Þ2Al⁺³＋6H₂O ® 2Al(OH)₃＋6H⁺ ®2Al(OH)₂⁺＋H₂O

不溶           可溶

2Fe⁺³＋6H₂O ® 2Fe(OH)₃＋6H⁺ ®2Fe(OH)₂⁺＋H₂O

不溶           可溶

圖5-7、鋁離子在土壤中的形式與酸鹼值

7.土壤中所含膠體的類型的影響

右邊化學式為酸對黏土礦物的滴定曲線的解釋：pH＝pK＋log（[鹽基飽和度]／[H⁺之飽和度]）

式中的pK為黏土礦物外觀上的解離常數（Apparent dissociation constant）之倒數的對數值。對於鹼根離子在一定不變的濃度時，其解離的次序為：高嶺石＞蒙特石＞伊萊石，即高嶺石所吸附的鹼根離子較易解離，在相同H⁺飽和度的情形下，其pH顯得高些。

8.交換性陽離子種類之影響

一價陽離子（如K^＋, Na^＋）的解離度較大，pH較高；二價陽離子（如Mg^＋2, Ca^＋2）的解離度較低，鹼性的反應作用較不強烈。

9.土壤含水量的影響

土壤含水量變高時，黏粒濃度及由於H⁺離子與電極表面的接觸減少，使得多水時pH略高；此外，又由於土壤中可溶性鹽類稀釋，為使溶解度平衡，土層中釋放出更多吸附性金屬離子（可溶性陽離子）解離進入溶液中，如果土壤原本已經是鹼土（土壤溶液之pH＞8.5），則土壤含水量變高時，將更提高土壤溶液之pH。

但是當土壤長時間（在臺灣通常是3-5天以上）「浸水」，初期微生物大量繁殖，產生有機酸，加上水鋁離子發揮的酸化作用，使得pH下降；繼之在嫌氣性環境中，土層缺氧還原，產生硫化氫等酸性物質，更促使土壤溶液酸化。臺灣處於溫暖潮濕的氣候環境，這種現象更容易發生。

在自然情況下，土壤逐漸變乾時其pH逐漸變低。所以作物生長於酸性土中，濕時較乾時更能容忍酸性；如作物生長於鹼性土中，土壤水分過多會更顯鹼害。也就是當「土壤溶液在未形成還原環境之前」，灌水有助於提高pH；長期浸水反而將促使土壤溶液酸化。

10.土壤中CO₂含量的影響

土壤中的CO₂含量愈高，愈有機會增加HCO₃^－離子的濃度，HCO₃^－離子多，將有對應H^＋離子解離出來，使得pH降低。一般而言土壤中的微生物的分解作用（生化作用）的終極產物，會釋放出CO₂與H₂O，兩者化合將增加土壤溶液中的HCO₃^－離子濃度。

11.土壤物質中各元素溶解度差異的影響

主要之自然界鹽基元素的溶解度高低，鹼性元素的溶解度高低依序為：Na⁺＞Mg⁺²＞K⁺＞Ca⁺²；酸性元素的溶解度高低依序為：Cl^-＞SO₄^-2＞HNO₃^-＞HCO₃^-。地殼中偏鹼性元素含量遠高於偏酸性元素，故假設降水條件類似的情況下，愈上游的土壤母質pH相對偏高，反之愈下游的土壤母質pH相對偏低。由於Na⁺之溶解度遠高於Mg⁺²、K⁺、Ca⁺²，因此愈下游地區土壤中Na⁺所佔的比例愈高；愈上游則Ca⁺²所佔的比例愈高。沿海地區因受海成分影響（表5-5），鈉害嚴重，但受因氯離子中和的結果，pH只呈現微鹼性。

表5-5、海水的主要成分

資料來源：何春蓀，1981：286。

五、酸性土壤的生成

1.多雨

鹼性離子長期受淋溶作用而脫離；有機質受微生物之分解作用產生有機酸、碳酸、硫酸、磷酸及硝酸等，其中以碳酸（雨水）最重要。若有酸雨的產生（主要為SO₂及No_x等）。

2.排水不良之低窪沼澤區

排水不良之低窪沼澤區土壤中常含硫化鐵(FeS₂)礦物，排水改善後產生硫酸根：Al⁺²→Al⁺³；Fe⁺²→Fe⁺³；S^－→S^-2

3.施用酸性肥料如硫酸銨、磷肥、氮肥等。

(1)加入含銨(NH₄⁺)肥料

NH₄⁺ + 2O₂ ® NO₃^－ + H₂O + 2H⁺

(2)加入含硫(S)肥料

2S + 3O₂ + 2H₂O ® 2SO₄^-2 + 4H⁺

3.上游地區雨水帶入酸性物質。

表5-6、在不同環境下所造成的陰離子與陽離子淋溶作用損失

資料來源：Brady, N. L., 1990，引自，Miller, R. W. & Donahue, R. L. 1995: 145.

六、鹽、鹼性土壤的生成

1.石灰質土壤

以10%的稀鹽酸溶液滴入土壤，會發生CO₂氣泡者為石灰性土壤，pH在7.0以上。在臺灣地區，此種土壤通常比較肥沃或可能土齡較小。

(1)風化作用強且少雨，聚集碳酸鹽於亞表土，形成石灰層所發育的土壤。

(2)海底隆起成陸之石灰岩地層區，及其下游所發育成的土壤。

2.鹽土（saline soils）

土壤溶液中含多量的可溶性鹽類，主要解離的離子為Ca⁺²、Mg⁺²、Na⁺、K⁺、Cl^－、HCO₃^－、HCO₃^－2、SO₄^－2、NO₃^－。其中土壤飽和溶液電導度＞4mS/cm（4,000mS/cm)者稱為鹽土。可溶性鹽類中鈉離子所佔的比例愈高愈可能使土壤反應成為「鹼土」。

3.鹼土（alkali soils）與鹽性鹼土（saline-alkali soils）

鹽土之形成多半是因為土壤溶液中含有大量的Ca⁺², Mg⁺², Na⁺, K⁺離子，故鹽土較傾向於鹼性反應，而其鹼性（pH）之強弱與鈉離子關係最為密切（請參考下面ESP之定義與說明）。

在理論上，「鹽土」未必同義於「鹼土」；而「土壤鹽化」也未必等於「土壤鹼化」，但因土壤的鹼化與鹽化，常常是伴生的，故也習慣將兩者合稱「土壤鹽鹼化」（大部份的情況下，土壤「鹽化」與土壤「鹼化」現象是伴生的）。

表5-6、鹽土與鹼土之關係表

表5-7、土壤鹽度等級關係表

根據Campelll et al.求出滲透壓與電導度之關係如次：OP（滲透壓）@0.278mS/cm

資料來源：改自：郭魁士，1986：245-247。

4.鹽土的成因

鹽土易生成可能蒸發散量＞降水量的地區。由於水份之喪失主由於蒸發，水中可溶鹽類聚積於土中，鹽類濃度大增，引起土壤鹽化作用（salination or salinization），鹽土主要生成於：

(1)灌溉水量含鹽或不足的乾燥或半乾燥氣候區。

(2)海濱風強溫高蒸發多，海水鹽分容易入侵的地區或受海水倒灌的地區。

(3)下水含鹽高或地下水位高，地下水水位被抬高，使毛細管作用可達地面。

(4)半乾燥而低窪排水不良，鹽分容易聚集的地區。

(5)感潮河段河水的入滲或灌溉的影響區。

5.鹽、鹼土對植物生長的影響

(1)如某種鹽基物含量過高，將抑制其他鹽基物（植物營養鹽）的釋出，使植物缺乏某些生長必須的元素，可謂牽一髮而動全身，如在強鹼性的土壤中容易引起鐵、硼、銅、錳和鋅等微量元素的短缺。

(2)土壤溶液所溶解之可溶性鹽類的濃度過高，引起滲透壓過高，水之自由能降低，植物不能吸收以至於枯萎。

(3)pH3.5～8.5是大多數維管束植物的生長範圍，但生理最適範圍要比此範圍窄得許多。pH＜3或＞9時，大多數維管束植物便不能生存（孫儒泳主編，1995：59）。

6.鹽、鹼土形成的地形土序(Topo-sequences)

地形土序的意義是指「土壤類型受地形的影響而產生具有空間秩序的特性」，地勢高平者，重力水頭較大，受重力牽引，土壤水之移動路徑以向下為主，鹽分不易透過向上的土壤水作用累積於土表。

當地面高度稍減，一旦季節性的降水發生時，土壤表層的壓力水頭上升（負壓力下降），若水理水頭（壓力水頭＋重力水頭）＞0時，水份向下移動；當水份向下移動，重力水頭（正壓力）會逐漸下降，直到水理水頭＝0時，此時、此處，水份向上、向下移動處於平衡狀態，此時最易溶之Na⁺離子澱積於此，鈉鹽聚集使土壤溶液之pH變高，當pH＞8.5時稱為鹼土。

當地勢降低到與毛管作用可將地下水或有效土壤水向上輸送到土體（A＋B層）時，土體中某些土層的可溶性鹽類將不斷的被累積，當土壤溶液的電導度值＞4mS/cm時，即可稱為鹽土。

濕潤環境植物持續提供有機殘體，有機殘體經過腐植化作用，累積腐植質，形成黑土。排水不良之沼澤地，有機質累積但分解效率不佳，形成有機質土。

   無鹽份土

      水份主要是     鹼   土

      向下移動       水份向上、     鹽   土

                     向下移動平    水份主要為     黑   土

                     衡時          向上移動        濕潤土      有機質土

                                                               排水不良

圖5-8、一種地形土序之範例

六、酸性土壤對農作物生長的負面影響

土壤溶液pH的高低對作物養分的攝取有重要的影響，在pH6~7的微酸條件下，土壤養分的有效性最好，最有利於植物生長。

對位於熱帶及副熱帶所地區，所化育之一般是土壤太酸。酸性土對耕作的影響，即強酸性土壤不利於耕作的原因，包括：

1.pH低於5.5將促使交換性的鋁與錳解離溶解於土壤水，鋁、錳離子解離將使土壤溶液釋出更多的H⁺（參見前述化學式）將抑制植物生長，甚至毒害植物。pH5.5是土壤酸化的指標，當土壤溶液小於此數時，必須施用石灰（每公頃約2～3公噸）改善土質。

2.有機氮、硫、磷等元素，在強酸中難以釋放供作物攝取。如土壤中鐵、鋁、錳含量高對磷元素之固定量甚大（圖5-7），亦即土壤中的磷，大都被固定成磷酸鐵、磷酸鋁，因此，作物常會有磷肥不足的現象。相反地，土壤中加石灰（鈣質）提高pH，則有助於這些元素之吸收。

3.在強酸性之土壤環境更強化淋溶作用，使土壤膠體釋出更多吸附性的鉀、鈣、鎂、磷離子，土壤更缺乏鹽基物質作為無機營養鹽。

圖5-9、土壤溶液的pH與磷之固定量（非有效磷）的關係

4.強酸環境易導向的還原反應，造成土壤厭氧狀態，產生有毒氣體，抑制根系的生長；另一方面，抑制有益微生物之活動，如根瘤菌、褐色固氮、胺化細菌和硝化細菌大多喜歡生長在中性土壤中，它們在酸性土壤中難以生存。（參：孫儒泳等，1995：59）

5.土壤動物依其對土壤pH2適應範圍，可區分為嗜酸性及嗜鹼性兩種，蚯蚓和大多數土壤昆蟲喜歡生活在微鹼性土壤中，它們的數量通常在pH8時最為豐富。（孫儒泳等，1995：59）

七、酸性土壤的土壤改良方法

1.酸性土壤施用石灰質土壤改良劑

臺灣地區土壤酸鹼值改良（pH低於5.5時）的方式是將苦土石灰或白雲母粉撒到農地（以不超過2噸／公頃／年為原則），除了改良土壤pH外，同時提供鈣及鎂，以供植物生長所需。

2.土壤磷肥之利用

磷肥在土壤中移動性極低，尤其是酸性土壤中，為提高其利用率，宜進行：

(1)更新根域土壤。

(2)以耕犁方式、提高有機質、調整酸鹼值，以促進根生長。

(3)提高磷酸根之溶解度。

(4)提高土壤根圈微生物活動力。

3.客土改善紅壤之pH及質地

紅壤黏粒含量多，土壤質地大多屬於黏壤土或黏土的範圍，土壤反應從極強酸性到弱酸性，土壤容易結成硬塊，乾燥時土色灰白，堅硬如石（臺灣客家人稱為「牛肝石」），植物根系很難穿透的，耕耘上也費力。但土壤黏粒含量多，則CEC不會太低，保肥力較高，有助於保持氮肥不易流失特性。

從別處搬運土壤填積在田間，以改良土壤或填補田土的作法稱為「客土」。紅壤的pH偏酸，適合客中性及偏鹼性的土壤，水庫之淤砂及平原地區工程施工的廢土，若能客到洪積紅壤區的農地（如桃園），則可產生雙贏的經濟效益。目前經濟部與農委會已經再進行類似的計畫。

第五節、灌溉水及飽和土壤水的水質指標

一、鈉吸著率

鈣與鎂在土壤中可使土壤保持良好構造，使透水及透氣良好；鈉則反之，能使土粒分散，呈緊密結構，透水性降低，導致排水不良。由此可知鈣、鎂量增多對土壤結構有利，反之，鈉離子含量增多對土壤有害。因此灌溉水中鈉與鈣、鎂離子濃度的比例，如公式1之關係，稱為鈉吸著率（Sodium absorption ratio，簡稱SAR）。SAR之計算如下式，式中：Na⁺，Ca⁺²，Mg⁺²為土壤所含水溶液陽離子，以每公升土壤飽和溶液所含各該離子之m.e.數計算之量。

SAR=Na⁺／〔(Ca⁺²+Mg⁺²)/2〕^-2

SAR分級如下（以下參：陳買，1979：《灌溉水質污染監視處理手冊》，臺中：臺灣省水利局暨臺灣省農田水利協進會，P.6-7）：

1.低鈉灌溉水：SAR值之低限自0～2，至高限2.5～10.0之間

適灌於所有土壤，不致引起交換性鈉的聚積而產生鈉害之危險。

2.中鈉灌溉水：SAR值之低限自2.5～10.0，至高限7.0～18.0之間

在細質地而具有高陽離子交換能量的土壤中施灌時，易構成鈉的聚積而產生鈉害，尤其在滲透性低而無石膏（CaSO₄·H₂O）存在之土壤中更為顯著，但在粗質地或含有機質而滲透良好之土壤中可以施灌。

3.高鈉灌溉水：SAR值之低限自7.0～18.0，至高限11.0～26.0之間

對一般土壤施灌時，均易產生鈉害，因此僅適用於排水良好，滲透性高，或有機質土及鈣質土。

4.極高鈉灌溉水：SAR值之低限自11.0～26.0，至高限30.0之間

除非鹽分含量在低至中等範圍，原有土壤中含多量之鈣，或施用石膏及其它化學改良劑，一般的情況已不適於施用。

二、電導度

溶於水中的無機鹽類，解離成離子而導引電流的容量稱為「電容」。電導度（electrical conductivity，簡寫成E.C.）＝單位距離（通常設定為1cm）的導電強度；導電強度=比電阻的倒數（電阻之單位：歐姆，Ω）。

1EC＝1K＝0.000474mhos/cm

1EC´10³＝0.474mmhos/cm

1EC´10⁶＝474micromhos/cm

水質上常用之單位為：微姆歐／公分，即micromhos／cm，早期寫成μ／cm，由於在電腦打字極難處理，故在1980年代後改寫成mS/cm（S為Siemens，西門子之簡寫），另一個單位為mS/cm，即mmhos/cm（＝1,000´mS/cm）；土壤學慣用之單位也有dS/m（按：1dS/m＝1mS/cm（d為deci-之縮寫，表「十分之一」之意）。

表5-9、土壤電導度與「土水比」的關係

註：飽和土壤電導度為1時，等於0.26（土水比1：2），也等於0.11（土水比1：5）。王斐能，2005：26。

資料來源：王斐能(2005)：〈設施栽培土壤肥培管理〉，《桃園區農業專訊》，51：23-28。

表5-10、土壤電導度、鹽分分級與植生概況

資料來源：謝兆申、王明果，1995。

三、鈉飽和度

鈉飽和度（exchangeable sodium percentage，簡稱ESP）是指土壤溶液中鈉離子佔總陽離子之當量濃度的百分比。土壤中鈉飽和度愈大，愈易使土壤趨向於鹼性反應。主要原因乃是Na⁺具有比Ca⁺², Mg⁺², K⁺等鹼金族與鹼土族離子（呈強鹼反應）高的離子置換能力，取代將這離子的化合位置，進而使些離子呈解離狀態，助長土壤溶液的鹼性強度，當鈉飽和度大於15就可視為鹼土。

           Na⁺          1.475SAR─1.26

    ESP＝────´100＝────────────── ´100

          CEC         0.01475SAR+0.9874

表5-11、鈣與鈉不同飽和度對土壤膠體物理性之影響

資料來源：郭魁士，1997：250

圖5-10 灌溉水品質圖解

資料來源：陳買，1979：7

四、殘餘碳酸鈉

殘餘碳酸鈉（residual sodium carbonate，簡稱RSC），按照美國鹽土研究所所建立的方程式如下式，其中各離子濃度均為m.e./L（＝〔質量(mg)´(離子價數)／(原子量或分子量)〕／1L之水溶液）（以下引自：陳買，1979：8）：RSC＝（CO₃^-2＋HCO₃^-）-（Ca⁺²＋Mg⁺²）

灌溉水中含有高濃度碳酸根離子時，能使鈣、鎂有碳酸鹽沈澱之傾向，使土壤水中的鈣、鎂離子降低，鈉離子濃度相對增加，而促進鈉害。RSC一般可分為三級：

1.第一級：＜1.25，可安全灌溉

2.第二級：1.25～2.5，臨界濃度。

3.第三級：＞2.5，不適於灌溉。

五、氯鹽濃度

氯鹽對作物的危害與硫酸鹽大致相同，為毒性較大，Ehrler氏（1960）曾以氯化鈉培養液進行盆栽試驗水稻對氯的忍受性，其結果如表5-12所示（參：陳買，1979：9）：

表5-12、灌溉水中氯離子濃度與水稻忍受性

資料來源：Scofield (1935: 275)，引自：陳買，1979：9。

六、硫酸鹽濃度

硫為植物生長所必須之元素，在濃度低時，有利作物之生育；但濃度過高時使土壤酸化危害作物，其危害方式有三：：(1)提高土壤溶液滲透壓，減少植物吸收生理上所必須的水分；(2)直接引起毒性毒害植物，但很少發生；(3)高濃度之硫化物能引起鈣之沈澱而影響灌溉水之品質。灌溉水含硫之品質分為五級，詳如表5-13所示：

表5-13、灌溉水中硫酸根離子濃度與灌溉水品質

資料來源：Scofield (1935: 275)，引自：陳買，1979：9。

七、Piper水質結構圖

Piper水質結構圖為Piper氏於1944年發表，分別計算(Na⁺+K⁺)、(Ca⁺²+Mg⁺²)、(Cl^-、SO₄^-)和(CO₃^-2+HCO₃^-2)之epm（當量濃度）佔各該陰、陽離子和的百分比後點繪之。在水質菱形圖上分為四區，代表不同水質如下：

Ⅰ區為carbonate hardness，以Ca(HCO₃)₂為主（Ca⁺²+Mg⁺²＞Na⁺+K⁺且CO₃^-2+HCO₃^-＞Cl^-+SO₄^-2時），正常淺層自由地下水、雨水、河水等在此範圍內。

Ⅱ區為carbonate alkali，以NaHCO₃為主（Ca⁺²+Mg⁺²＜Na⁺+K⁺且CO₃^-2＋HCO₃^-＞Cl^-＋SO₄^-2時），正常深層受壓地            圖5-11、Piper水質結構圖

下水在此範圍內。

Ⅲ區為non-carbonate hardness，以

CaSO₄或CaCl₂為主（Ca⁺²+Mg⁺²＞Na⁺+K⁺且CO₃^-2+HCO₃^-＜Cl^-+SO₄^-2時），農業活動污染的地下水、化石水(fossil water)、火山區地下水等在此範圍。

Ⅳ區為non-carbonate alkali，以Na₂SO₄或NaCl為主（Ca⁺²+Mg⁺²＜Na⁺+K⁺且CO₃^-2+HCO₃^-＜Cl^-+SO₄^-2時），海岸地區地下水、海水污染地下水等在此範圍。

受海水嚴重污染的地下水集中於：

        Na+K，SO₄+Cl             70%以上

        Ca+Mg，CO₃+HCO₃        30%以上

此為海水中Cl^-和Na⁺離子特多的緣故。在陽離子三角圖上，受海水嚴重污染的地下水集中於：

        Na+K                     70%以上

        Ca、Mg                   30%以上

在陰離子三角圖上，受海水嚴重污染的地下水集中於：

        Cl            70%以上

        SO₄，CO₃+HCO₃（或4.3Bx）           30%以上

第六節、土壤肥力及其管理

一、土壤肥力的系統分析

(一)土壤肥力的子系統

1.土壤的供肥和保肥系統

生物循環（有機質的形成與分解）在供肥（土壤所能提供的養分）、保肥（施肥之後維持肥料有效性的能力）系統中居主導地位，其次才是礦物質的風化分解過程，營養元素或化合物只有少量來自大氣降水或大氣。在土壤的養分自我調節系統中，包括生物的吸收與分解、化合物的溶解（有效態）與沈澱（難溶態）、離子的吸附與交換等，特別是透過離子交換所保持的有效養分，在土壤養分平衡系統中顯得更為直接和重要，所以，將有機—無機複合體作為肥力的物質基礎是很重要的。（李天杰、鄭應順，1993：93-94）

2.土壤的蓄水和供水系統

決定土壤的蓄水、供水系統，首先是土壤水分平衡系統，包括降水、蒸發散、入滲、側滲、截留、地下水特性等要素的交互作用；其次是土壤本身的水分調節系統，即土壤質地、土壤構造、土壤結持度以及土壤孔隙狀況等。

3.土壤的通氣系統

土壤通氣雖然受外界環境（氣溫、氣壓和風）的影響，但主要受土壤本身通氣系統的影響，特別是土壤的總孔隙率和粗孔隙率與土壤的通氣成正相關，此外，土壤通氣系統還受水分含量變化的影響，甚至是決定性的影響。

4.土壤的熱量系統

在土壤的熱量系統中起決定作用的因素是太陽輻射和土壤熱平衡，但是土壤本身的熱量調節系統和導熱性質也起很重要的的作用，如土壤含水狀態、土色、有機質含量、孔隙率、土壤構造等等。

5.土壤的緩衝系統

土壤緩衝作用是土壤系統自我調節機能中的重要一環，有抵抗土壤酸化、鹼化、土壤污染的作用，對於穩定植物的生長環境（特別是化學環境），維持土壤的正常功能等都有相當重要的功能。上述肥力要素的子系統和肥力之間的關係，並非獨立存在，而是相依、共變等。（李天杰、鄭應順，1993：94）

(二)土壤肥力因子的分析

1.土壤組成成分、土壤構造與水、肥、氣、熱的供應與協調

土壤各組成物質都有自己的轉化過程，具有不同的功能，各組成分之間則又相互作用，相互轉化，並相互連結成一定的網絡（土壤構造），如土壤有機質的轉化，腐植化過程中連結黏土礦物及金屬離子轉化成「有機－粘粒螯合體」及「有機－金屬絡合體」，大分子螯合體的形成伴隨土壤構造發育的強化，而腐植質在「礦質化」的過程透過降解作用、分解作用及離子交換作用，次第的釋出有機和無機養分；土壤礦物（無機質）在與大氣、水及熱能的交流過程中，進行物理及化學風化作用，伴隨風化作用的進行則，反饋到水、肥、氣、熱子系統上。

土壤礦物質若呈單粒存在，無論質地較粗－通氣性良好、供水蓄水能力較差的砂質土；或是質地粘重－透水、通氣性不佳，供水、蓄水性能力良好的粘質土；或兼具上述兩者優點的壤土，它所提供的土壤孔隙體系，仍不能很好的解決透水與蓄水、蓄水與通氣的矛盾，以滿足作物對水分和空氣的需求。只在有適量的腐植質與礦物質相結合，形成較好的粒團構造，才能為植物提供最佳的土壤孔隙體系。這類孔隙體系的孔隙率一般為55%，其中土壤粒團間的孔隙為粗孔隙，約佔15%，可供透水通氣，並減少土壤蒸發；其餘40%左右為毛管孔隙，它存在於土壤粒團內部，可吸收儲存大量水分，它的孔隙率既大，大小孔隙分布也較適當，所以實質上，它具有「土壤水庫」的作用。土壤構造的發育促進粗孔隙的形成，正好調和了土壤質地過粗或過細所產生的透水與蓄水、蓄水與通氣的矛盾，進而改善土壤儲熱機制，有利於養分的保蓄、傳輸與轉化。

2.土體構型與水、肥、氣、熱的供應與管理

一般而言，表土層（0-30公分）的範圍內，是植物根系的主要分布層，要求有機質含量豐富、土層疏鬆、質地不砂不黏，構造發育良好，生物尤其是微生物的活動較強，物質轉化快，同時透水、通氣、水、氣、熱量比較協調，水分和養分供給較多，對作物前期生長關係較大。

底土層（約地面下30公分以下）受地表生物、氣溫影響較小，物質轉化較慢，但它仍然需要保存較多的孔隙，以利於根系延展的範圍，又利於保蓄養分和水分。底土層若較表土層略為密實（正常的情況是如此），具有托水、托肥的作用，可以承受上層的水分和養分，當表土因蒸發散作用而失掉水分時，底土層可透過根系補充水分和養分的不足，這就使得上下土層相配合，使土體成為一個「上虛下實」，水、肥、氣、熱都相互協調的土體構型。（李天杰、鄭應順，1993：95-97）

(三)土壤肥力生態系統與地理景觀

1.土壤肥力的「穩、適、均、足」

土壤肥力生態系統的運作是一種環環相扣的生態體系，肥力高的土壤能「穩、適、均、足」。所謂「穩」是土壤能把水份和養分源源不斷的供給作物；「適」是土壤供應的水分和養分量適當；「均」是土壤隨時均勻的輸送給作物以水分和養分；「足」是指土壤生物轉化過程迅速。「穩、適」是根本，「均、足」是保證，（李天杰、鄭應順，1993：93-94）四個方面的協調運作，方可確保土壤肥力的維持。一個有地區有肥沃的土壤配合充足的灌溉水源，草木欣欣向榮，足食民豐。反之，則民貧地瘠，赤地千里，這是自古變的自然法則。

2.土壤肥沃—貧瘠的地理空間尺度

以大尺度的角度觀之，溫帶濕潤到半乾燥氣候，通常沃野千里，只要有適當的水利設施，作物單位面積生產量必然甚高。熱帶地區（尤其年代久遠的土壤）多與淋溶旺盛，土壤礦物質較少，腐植質，故土壤肥沃度通常不及溫帶地區。

以小尺度的角度觀之，湖積土與火山灰土（灰燼土）的肥沃度較一般土壤高。平原多半為堆積相，累積上游沈積的礦物質與有機質，土壤多肥沃。丘陵、臺地區，情形反之，故土壤多貧瘠（供肥能力甚差）。

然而，臺灣之臺地區土壤雖貧瘠，但由於地勢平坦，田間之灌溉水源易於留存；加上土質粘重，比面積大有促進粘粒或膠體吸附營養鹽的功能，施肥後的土壤「保肥力」仍算是不錯，與丘陵區不能一概而論。

3.土地開發與土壤生產力間的關聯

眾所周知熱帶雨林氣候區比其它氣候區有更高密度的物種種類及生物量(biomass)，但一般學理的認知是：雨林區的土壤貧瘠。貧瘠的土壤如何乘載豐富的物種與生物量？依據生態學家的研究發現，雨林區豐富的物種與生物量，主要依靠綿密的生態系統而產生，而非依靠土壤肥力系統。熱帶雨林有充足的熱能及降水量，足以提供生物能的生產與轉化，維持綿密的生態系是維持雨林欣欣向榮的基礎，熱帶雨林一旦受到開發，這種環環相扣的生態系統將無法維持，原有的土地便很快的轉變成貧瘠的荒蕪之地。

臺灣島廣袤的山地森林，長久下來，已經發展出足以維持環境穩定的生態系，一旦將林木撤除，將會使得土壤中磷肥流失90%、氮肥的製造能力減少75%，鹽基物質（Na⁺、K⁺、Ca⁺²、Mg⁺²）流失75%，很快使得土壤貧瘠化。

二、土壤肥力的管理

土壤肥力管理的基本原則是：(1)土壤物質組成與構造相結合，(2)調控土層與土體構型相結合，(3)管理土壤肥力的供應與協調相結合，(4)調控土壤的物質與能量的輸出入相結合，(5)調控土壤生態系的障礙因素與土體相結合。（李天杰、鄭應順，1993：97）

(一)調控土壤物質組成、構造與土體構型

土壤肥力的高低是和土壤系統的組成成分、構造和土體構型相一致的。土壤組成質量好、構造佳、土體構型適宜土壤肥力就高，因此，調控土壤組成成分，改良土壤構造（在熱帶或副熱帶濕潤氣候區的農地添加石灰就有很好的效果）和土體構型是維持和提高土壤肥力的基本措施。（李天杰、鄭應順，1993：97）

(二)管理土壤的物質平衡

1.土壤養分管理

表5-14、重要營養元素及其來源

改自：劉南威主編（2003）：《地理景觀》（增訂二版）。香港：商務書局。

以對植物的重性而言可分為：「主要肥料元素」，氮、磷、鉀三者；「次要肥料元素」，包括：鎂、鈣、硫、矽等；微量肥料元素包括：鐵、錳、銅、鋅、硼、鉬、氯等。以營養元素製造的量而言可分為：宏量營養元素與微量營養元素。土壤養分存在的形式主要有兩種：

(1)難溶性養分：存在於土壤有機質和礦物質中，非經分解轉化不能為植物吸收利用的所謂「難溶性養分」，也稱之為「遲效性養分」。

(2)有效性養分：是可溶於水，大多是以離子態存在於土壤溶液中，能為植物直接吸收利用的「有效性養分」（或稱「速效性養分」），主要來源於有機質和礦物質風化，其數量相當程度的反映了土壤形成過程，特別是有機質和礦物質轉化過程的結果及其特性。

土壤溶液中有效養分進一步轉化的途徑主要有：

(1)轉化成難溶性養分。

(2)隨水分從土體中淋失。

(3)轉化為氣體而逸散。

(4)被土壤膠體吸附。

(5)為植物體吸收。

圖5-12、土壤養分轉換之過程

可見土壤溶液是土壤系統中營養物質遷移轉化最重要的媒介及場所。（參：李天杰、鄭應順，1993：97）

(1)溶解度平衡、絡合及螯合－解離平衡：土壤溶液中養分的有效性受溶解度平衡、絡合及螯合－解離平衡所控制，兩者都和溶液的pH和Eh條件有密切關係。

(2)土壤溶液中有效養分的吸收方式主要有：「離子擴散作用」、「向根液流（mass-flow）作用」及「根系攔截作用」（root-interception）。離子擴散作用，離子擴散依循「布朗運動」（Brown’s movement）。由濃度高的地方低的地方移動，在根不不斷吸收養分的結果，常常產生這種濃度差；由於植物的蒸散及導管引導水反重力方向運動，產生負壓的勢能，進而引起土體水分向根部移動，以效養分隨水向根部遷移。根系的延伸生長，減少擴散作用和向根液流的距離，這種透過根系生長而吸收養分的作用，稱為根系的攔截作用。

(3)不同作物和不同肥料元素，對於上述過程所引起的作用是有差異的：如玉米對於磷和鉀的吸收主要是通過擴散作用，因為其在土壤的溶解度是低的。根表在從土壤溶液吸收養分時，主要是以離子交換方式進行，根表分泌出和交換相應的其他陰、陽離子。

植物所需養分的持續釋出是確保植物快速、正常生長，及使生產量提高的保證，土壤有機質的分解和礦物質的持續轉化，確保土壤供肥、保肥過程的正常進行，並為維持和改善土壤構造提供了條件。維持地力或增加土壤肥力的措施的方法，包括：施用有機肥、種植綠肥作物、施行輪作；依據作物生長的需要，直接施入速效性化學肥料；以及透過土壤水分、通氣和溫度的管理來控制土壤養分的轉化速度；甚至可施入細菌肥料，以強化土壤中物質的轉化。然而，過猶不及，在調控土壤某些養分時，須注意各營養元素間的協調和平衡。

2.土壤水分管理

土壤水分的管理可分為灌溉和排水兩方面，灌溉水源的管理與氣候（氣溫、雨量、降雨季節分配）、土壤本身的物理性質、取水的難易與成本均有密切關係；農地排水則與地形、土壤物理性質和排水系統的良寙有關。只要因地制宜，土壤水分的管理應不是難事。

3.土壤酸鹼值的控制

大尺度影響土壤酸鹼反應的自然因素以氣候、地形、土壤母質；人為因素則以水利措施及耕作型態為主，土壤酸鹼值的管理可透過水分的管理和添加酸性或鹼性土壤改良劑來平衡酸鹼反應。

4.土壤氧化還原反應

水田土壤通常透過對灌溉和排水的管理來調節土壤氧化還原反應；旱作土壤則是透過調控土壤的通氣性和水源的管理來實現。

(三)土壤肥力管理和生態系統的限制性因素

土壤肥力管理和維護生態系統平衡是不同層次的兩個思考程序：(1)土壤和其生產環境條件是密不可分的，必須充分認識土壤所處的內部及外部環境，否則就無法對症下藥。然而，(2)在思考或進行改善土壤肥力的同時，必須因地制宜調和人為措施與生態系統辯證式的互動關係，而非一味的只想到提高土壤肥力，或只是關注於短期利益，忽略長期生態系平衡的維護。

如低漥地區的沼澤化或鹽漬化土壤，如要將之化為可耕地則排水措施是必須的程序，但是沼地耕地化的結果意味生物量的下降、生態環境雜異度的降低（對內外部環境變遷應變機制的下降）、洪水緩衝能力的下降（有提高鄰近人文區位較佳的區域洪水頻率發生的機率）。丘陵地之闢為梯田在坡度上就有一定的限制，長期坡地超限利用的結果，使得近年來在臺灣傳播媒體上，每隔段時間就見到大地反撲威力，令人怵目驚心。

三、土壤肥料管理

供給植物營養份或促進植物養分利用之物品稱為「肥料」，其分類如下：

1.土壤中各種作為肥料的元素對植物的影響

氮的作用在於植物的營養生長；磷的作用在於影響開花結果；鉀的作用在於影響光合作用合成產物，如葡萄糖的轉換及維持細胞的膨壓與參與一些酵素化學反應；鈣的作用是細胞壁中層胚丁酸鈣的成份，主要在於維持細胞的彈性與柔軟度，其與鉀元素有相互拮抗的作用存在，缺鈣會造成植株矮小、葉色深綠、根系發育不良及產量低（對栽培菠菜最明顯）；鎂是葉綠素的主成份，缺鎂時葉綠素形成不完全，就會在老的葉脈間出現黃綠斑駁的現象。

上述五種元素間會有相互影響，氮過多，植物就長葉片，少開花結果；鉀太高，植物容易纖維化。還有一些元素僅為某些植物所必需，如豆科植物必需吸收鈷，藜科植物必需鈉，蕨類植物必需吸收鋁，矽藻必需吸收矽等。(孫儒泳等，1995：60)

2.生態土類

在植物地理學中常按土壤對植物的生態作用劃分出不同的生態土類。常見的（特殊）生態土類與植物類型的對應如下：

(1)砂土—砂生植物：可忍受在砂地的地理環境，發展出抗旱和抗砂的機制。

(2)鹽土—鹽生植物：鹽生植物或具有積鹽、排鹽或抗鹽的能力，如紅樹林就是屬於排鹽（泌鹽）植物。

(3)酸性土—酸土植物：酸性除了是多數植物較不喜歡的土質外，且通常是無機養分較低的土壤，但鐵、鋁、錳離子所佔比例較高。常見植物中如：茶、杜鵑、馬尾松、芒萁，以及大部分沼澤植物均屬之。

(4)鈣質土—鈣土植物：通常是無機養分較高的土壤，但鐵、鋁、錳離子所佔比例較低的偏鹼性土壤。甘草、側柏、鐵線蕨、黃連木等都是比較突出的喜鈣植物。

上述所謂的「生態土類」前三者的土性基本上是不利一般植物的生長，故在地理景觀上少數的適地性植物群落就顯得特別突出。（參：劉南威主編，1997：290-291）

3.肥料施用的適地性

肥料之使用可促進植物生長、增加糧食產量，但其使用必須適時、適量、適當，方可達到最高的效益，過與不及皆會對環境造成危害。為防止肥料對環境污染，吾人必須做到：

(1)遵守適時、適量、適當之施肥原則。

(2)施用有機肥料，替代部份化學肥料，可增加土壤有機質、增進肥力，避免化學肥料使用過多對環境之衝擊。此外，有機殘體在分解的初期微生物大量繁殖，會掠奪土壤中的有效氮素，使作物呈現缺氮現象，有機堆肥使用前，最好能經過適當時間的曝氣或日曬，使微生物初步發酵、分解。如果可能，則進一步添加氮素肥料（如尿素），以增進養分的平衡。

(3)固氮菌、菌根菌、溶磷菌等生物性肥料之配合使用，以增加肥效，降低肥料使用量，間接減少肥料對環境之污染。

4.臺灣地區所使用土壤肥料的種類和名稱

(1)無機肥料：前述之肥料元素。

(2)有機質肥料：包括植物質肥料、動物質肥料（含其排泄物）及混合之肥料。

(3)複合肥料：二種以上三要素肥料複合或再與次量、微量要素肥料、有機質肥料者。

(4)植物生長輔助劑：不屬前三款肥料，而對植物生長有促進作用者。

臺灣地區所使用的肥料種類中硫酸銨、過磷酸鈣、尿素、氯化鉀、硝酸銨鈣及複合化學肥料屬化學肥料，其中以複合化學肥料之使用量最大，為483,839公噸，佔肥料總使用量的9.1%。綠肥、堆肥、禽畜糞、草木灰、稻殼等為有機肥料，其中以禽畜糞肥料之使用量1,760,166公噸最大，佔肥料總使用量之33%。（農委會：1990年資料）

表5-15、常見化學肥料之要素含量

資料來源：農委會，1992：3~41。

表5-16、常見有機肥料之要素含量

資料來源：農委會，1992：3~42。

表5-17、1990年本省肥料之使用量

資料來源：臺灣省農林廳，引自李國欽、林浩潭，1994：186。