土壤顆粒表面的性質和孔隙結構決定了土壤的持水能力以及距不同顆粒表面距離水分所受力的大小，同時也決定了土壤內的水分隨溫度的相變規律，并影響不同狀態及過程的水分遷移特征。

如前所述，土壤的固體礦物顆粒由原生礦物和次生礦物構成，土壤中原生礦物的絕大部分是顆粒比較粗的砂粒和礫石，它們具有堅實而穩定的晶格，不具有透水性、物理化學吸附性和膨脹性。次生礦物分為可溶性和不可溶性兩大類，其中不可溶次生礦物顆粒非常微小，粒徑從數微米到百分之幾微米，是構成粘土礦物顆粒的主要成分，土壤的化學和物理性質取決于粘粒部分的表面活性。

具有巨大的表面是分散體系的首要特性。由于次生礦物顆粒極細，故有較大的比表面積，顆粒愈細小，比表面積愈大。如邊長為 l1 的立方體，其表面積 A1=。若將它分割成邊長為 l2=l1/n 的n3 個小塊，則分割后每個小塊的表面積為 A2===，總表面積為 n3 A2==nA1。可見顆粒愈細，總表面積愈大，總表面積與顆粒的線性尺度呈反比關系。

土壤的比表面積為單位質量土粒的總表面積Am，或單位容積土粒的總表面積Av，即

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，Am、Av為分別表示土壤質量比表面積和容積比表面積；A為土粒的總表面積（cm2）；m為土粒的質量（g）；V為土粒的容積（cm3）。

土壤比表面積的大小除主要取決于土壤粒徑的大小外，還與土壤顆粒的形狀有很大關系。扁平或細長的土粒，顯然要比同樣體積的球形或正方體的土粒比表面積大。土壤中大部分粘土礦物是片狀的。土壤的比表面積可用上面公式估算，也可用實測方法直接測得（如BET法）。

次生礦物特別是其中的無機膠體顆粒有選擇地從土壤中吸附一種離子，從而使膠體具有帶電性。不同的膠體顆粒在不同的土壤溶液介質中，由于所選擇吸附的離子不同，膠粒所帶的電性不同，大多數情況下，其表面帶負電。由于土壤膠體在電介質溶液中是帶電性的，它必然要吸引土壤溶液中與之表面電性相反、電荷相等的離子形成反離子層。這樣，就在膠體表面與液相接觸面上形成雙電層結構。所以，膠體顆粒一般是由膠核、決定電位離子層和補償離子層構成。

（1）膠核：為腐殖質和次生粘土礦物體。

（2）決定電位離子層：是固定于膠核表面并決定其電性和電位的一層離子（一般帶負電性）。

（3）補償離子層：即反離子層，由于決定電位離子層的存在，必然要從土壤溶液中吸引與其符號相反、電位相等的離子圍繞其外，以平衡電位，形成補償離子層。

由于雙電層結構的存在，使得粘土-水體系在電性上呈中性。反離子層中的陽離子既受到膠粒表面靜電引力的作用，同時也受到熱運動的擴散作用（布朗運動），但是越靠近膠粒表面靜電引力越大。在緊靠固相表面處，由于靜電引力很強，陽離子被緊密地吸附在膠粒表面上，成為不活動層，其厚度約為吸附陽離子的直徑，稱為非活性補償離子層或非活性吸附層。非活性層外面靜電引力相對較小，陽離子一方面受靜電引力作用被吸引至膠粒表面，另一方面也受熱力作用向外擴散，處于動平衡狀態，該層陽離子有一定的活動性，且越遠離膠核的陽離子，活動性越大，反離子的密度也越小，稱該層為擴散層。擴散層中的離子可與土壤溶液中的離子相互交換，此層為膠體的外層，與分散介質土壤溶液相接觸。由于土壤膠體的帶電性，膠體微粒擴散層中處于動態平衡的陽離子很容易被溶液中其他陽離子代換出來。同時溶液中的陽離子，不斷進入膠體的擴散層以代換原擴散層中的離子，從而受到膠體的吸附被保蓄下來。這個過程被稱為離子代換吸附。

當膠體帶負電性時，擴散層為陽離子，就會發生陽離子代換吸收；而當膠體帶正電性時，擴散層為陰離子，發生陰離子代換吸收。

次生礦物特別是其中的無機膠體顆粒，表面通常帶負電性，與從土壤中吸附的陽離子相平衡，被吸附的陽離子還可以與溶液中的某些離子互相交換，這種現象稱為土壤的離子代換吸收，交換性陽離子總量稱陽離子交換量（CEC）。一般來說，土壤的顆粒愈細，這種代換吸收的性能愈強，陽離子交換量亦愈大。

土壤與水分的相互作用主要表現為粘粒與水分的相互作用，因為粘粒的比表面積大，在土壤與水的相互作用過程中最為活躍，粘粒吸附水，使土壤在濕潤和干燥過程中產生膨脹和收縮，絕大部分粘粒帶負電性，與代換陽離子形成靜電雙電層。砂粒與粉砂粒比表面積小，因此，在與水的相互作用中表現出比較低的物理化學性質。礦物顆粒表面對水的吸附作用隨顆粒表面的特性及有關交換陽離子變化，吸附水的定向排列是水分子與晶體表面原子之間的氫鍵鍵合和吸附性陽離子的水化結果。

水分子本身不是呈電中性的，它是由兩個帶正電荷的氫原子和一個帶負電荷的氧原子構成。其空間結構為兩個氫原子位于以氧原子為頂點，夾角約105°三角形的兩個底邊上。由于氧原子和氫原子不在同一條直線上，使得水分子中的靜電荷產生了不平衡，從而形成了一端帶正電，另一端帶負電荷的偶極體。偶極體使得水分子之間極性相反的兩端相互吸引而形成較弱的氫鍵，引起某種定向排列，同時偶極體也可以吸附在帶電離子的周圍，使離子水化而形成水化膜。

在水分子中，兩個氫原子之間的距離為0.154 nm，氫原子和氧原子相距0.097 nm。當水凍結后，冰中相鄰兩個由氫鍵連接起來分子的氧原子相距0.272 nm，每個水分子可以與另外四個水分子相連。當冰融化后，相鄰水分子間氧原子的距離增大到0.290 nm。水的密度隨著溫度升高到4℃時達最大值，這是因為當氫鍵伸長時有些鍵斷裂，排列不太有序的晶體結構得到發展。

每個水分子在任何時候都可能被5個或更多具有共用鍵的可變氫鍵分子結構圍繞。無論怎樣變動，其結構還是足夠牢固的。因此，水分子團聚體本身在某種程度上就像單個分子一樣活動，使水顯示出類似聚合物一樣的特性，只有在氣態，分子結構才消失。

液態水中分子間力使水分子很難變成氣態而散失，因此水具有很高的沸點。同時，由于水在液態時已微具晶體結構，容易由液態變為固態，這樣水的冰點也較高。液態水中弱氫鍵的存在使水的粘度高于不相締合的液態。而且水在一切固態和液態物質中具有最大的熱容量。

當水由固態變為液態和由液態變為氣態時，氫鍵必然斷裂，在相反的過程中它們必然重建。因此，需要相當高的能量以完成這種轉變。當融化1 g冰時需要提供333.56 J熱量，同樣，相反的過程則放出相同數量的熱。水由液面蒸發或沸騰變為水蒸氣需要吸收汽化熱以破壞分子間的結構使水分子離開液體，同理，當水從固態升華為氣態時，需吸收升華熱。在三相點（0℃），實測的汽化熱和升華熱分別為2497 J/g和2830.36 J/g。

根據分子運動學說，液態、氣態和固態水中的分子始終在不停地進行著熱運動，運動的速度隨著溫度的升高加快。運動中的分子常相互碰撞使其中一些分子獲得足夠高的動能而離開液面和冰晶表面進入周圍的空氣中，同時空氣中的某些水分子因撞擊水面和冰晶表面被吸附。相同時間中進入空氣和相反方向被水面或冰晶表面吸附的水分子量取決于空氣中水蒸氣的濃度及達到平衡狀態時水氣壓與溫度的關系。平衡水氣壓通常稱為飽和水氣壓。所以，蒸發或升華是水分子沿兩個不同方向運動的代數和，平衡時其值為零，宏觀上表現為蒸發或升華過程的終止。顯然，蒸發或升華過程與系統中物質的相對或絕對數量無關，只取決于系統是否達到平衡。系統的飽和水氣壓由水的物理條件（壓力和溫度）和化學條件（水溶液濃度）決定，其隨溫度的升高而增大，隨水溶液中溶質濃度的升高而降低。同時水溶液中溶質濃度的升高導致水溶液沸點的升高和冰點的下降。表1-2為飽和水氣壓ps值隨溫度的變化。

表1-2 飽和水氣壓ps（mmHg①）隨溫度t（℃）的變化

當給干土壤加入水分或將其置于一定水氣壓的環境時，它會不斷地吸附水分子，直至土壤與大氣之間水氣壓達到平衡為止。水分子將會受到土中各種水的作用。首先將受到范德華力和氫鍵的作用。前者是由于土壤顆粒表面的原子和內部原子的狀態不同，在顆粒內的每個原子，從各個方面由不同的力與其他原子相聯系，但在顆粒表面，部分力沒有受到其他原子的作用，這些力是自由的，并能吸附水和各種氣體。這種力的產生主要在緊靠顆粒表面處，并與吸附物質距表面距離的六次冪或七次冪成反比，對緊靠顆粒表面的水產生很大影響。通常把土顆粒表面對水分的作用力稱為吸附力，并將土壤從空氣中吸收水分子的性質稱為吸濕性，所吸收的水量稱為吸濕含水率。吸水量隨粘粒含量（比表面）和土壤所在的大氣中的水分子蒸氣壓的增加而增加，并且也隨溫度的降低而增加。

土壤顆粒表面對水分的吸收作用是由于顆粒表面存在剩余表面能，這種剩余表面能以及土壤中氣、液界面的表面張力引起土壤中的水分從一個區域向另一個區域遷移，特定條件下土壤中的吸濕水含量為不同粒徑含量土壤顆粒吸濕水量的和，且吸水的含量隨著土顆粒的減小而增大，這表明特定土壤空氣相對濕度條件下的土壤吸濕水含量取決于土壤固體顆粒的表面積。由于粘粒具有巨大的比表面，在同一水氣壓下或同一相對濕度下，粘粒的含量越高，吸附的水分越多。

標簽：土壤顆粒表面