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これは、岩盤から土壌までの土壌層の図と関連写真です。
A、B、およびCは、土壌プロファイルを表します。これは、土壌学の父であるVasily Dokuchaev(1846–1903)によって最初に造られた表記法です。Aは表土です; Bはレゴリスです; Cはサプロライト(風化の少ないレゴリス)です。最下層は岩盤を表しています。

土壌は、有機物ミネラル気体液体、および生物の混合物であり、一緒になって生命を支えます土壌圏と呼ばれる地球の土壌には、 4つの重要な機能があります。

これらの機能はすべて、順番に、土壌とその特性を変更します。

土壌は一般にまたはとも呼ばれます。いくつかの科学的定義は、前者の用語を特に変位した土壌に限定することによって 土と土壌を区別します。

土壌圏は、リソスフェア水圏大気、および生物圏と相互作用します[1]ペドリスという用語は、一般に土壌を指すために使用され、古代ギリシャ語のπέδον「地面、地球」からの基本的な石という意味での地面の石に変換されます。土壌は、鉱物と有機物の固相(土壌マトリックス)と、ガス(土壌大気)と水(土壌溶液)を保持する多孔質相で構成されています。[2] [3]したがって、土壌学者は土壌を3つの固体、液体、気体の状態システム。[4]

土壌はいくつかの要因の産物です:気候の影響、起伏(地形の標高、向き、傾斜)、生物、そして時間の経過とともに相互作用する土壌の母材(元の鉱物)。[5]それは、関連する侵食を伴う風化を含む、多くの物理的、化学的および生物学的プロセスによって継続的に開発されていますその複雑さと強い内部のつながりを考えると、土壌生態学者は土壌を生態系と見なしています[6]

ほとんどの土壌の乾燥かさ密度(乾燥時の空隙を考慮した土壌の密度)は1.1〜1.6 g / cm 3ですが、土壌粒子密度は2.6〜2.7 g / cm3の範囲ではるかに高くなっています[7]惑星地球の土壌のほとんどは更新世より古くなく、新生代より古くはありません[8]が、化石化した土壌は始生代までさかのぼって保存されています。[9]

土壌学には、土壌学と土壌学という2つの基本的な研究分野があります。土壌学は、土壌が生物に与える影響を研究しています。[10] 土壌学は、自然環境における土壌の形成、説明(形態)、および分類に焦点を当てています。[11]工学用語では、土壌はレゴリスのより広い概念に含まれます。これには、月や他の天体に見られるように、岩盤の上にある他の緩い物質も含まれます[12]

プロセス

土壌は地球生態系の主要な構成要素として機能します。世界の生態系は、オゾン層破壊地球温暖化から熱帯雨林の破壊水質汚染に至るまで、土壌で行われるプロセスによって広範囲に影響を受けています地球の炭素循環に関して、土壌は重要な炭素貯蔵庫として機能し[13] 、人間のかく乱[14]や気候変動に対して最も反応性の高い土壌の1つである可能性があります。[15]地球が温暖化するにつれて、土壌は高温での生物活性の増加、正のフィードバック(増幅)のために大気に二酸化炭素を追加すると予測されています。[16]しかしながら、この予測は、土壌の炭素代謝回転に関するより最近の知識を考慮して疑問視されてきた。[17]

土壌は、エンジニアリング媒体、土壌生物の生息地、栄養素有機廃棄物のリサイクルシステム、水質の調整、大気組成の調整剤、および植物成長の媒体として機能し、生態系サービスの非常に重要なプロバイダーになります。 [18]土壌には利用可能なニッチ生息地の範囲が非常に広いため、土壌には地球の遺伝的多様性の重要な部分が含まれています。1グラムの土壌には、数千の種に属する数十億の生物が含まれている可能性があり、ほとんどが微生物であり、ほとんどが未踏です。[19] [20]土壌の平均 原核生物密度は、 1グラムあたり約10 8生物であるが、 [21]海洋には、1ミリリットル(グラム)の海水あたり107生物以下の原核生物が存在する。[22]土壌に保持されている有機炭素は、従属栄養生物によって行われる呼吸の過程を経て最終的に大気に戻されますが、かなりの部分が土壌有機物の形で土壌に保持されます。耕作は通常、土壌呼吸の速度を増加させ、土壌有機物の枯渇につながります。[23] 植物の根は酸素を必要とするため、通気は土壌の重要な特徴です。この換気は、相互接続された土壌間隙のネットワークを介して達成できます。この間隙は、雨水を吸収して保持し、植物が容易に吸収できるようにします。植物はほぼ継続的な水の供給を必要としますが、ほとんどの地域は散発的な降雨を受けるため、土壌の保水能力は植物の生存に不可欠です。[24]

土壌は不純物を効果的に除去し、[25]病原体を殺し、[26]汚染物質を分解します。後者の特性は、自然減衰と呼ばれます。[27]通常、土壌は酸素メタンの正味の吸収を維持し、二酸化炭素亜酸化窒素の正味の放出を受けます。[28]土壌は、植物に物理的サポート、空気、水、温度調節、栄養素、および毒素からの保護を提供します。[29]土壌は、死んだ有機物をさまざまな栄養形態に変換することにより、植物や動物にすぐに利用できる栄養素を提供します。[30]

作曲

土壌プロファイル:暗くなった表土と赤みがかった下層土層は、湿潤亜熱帯気候地域に典型的です

体積パーセントによるシルトローム土壌の成分

  水(25%)
  ガス(25%)
  砂(18%)
  シルト(18%)
  粘土(9%)
  有機物(5%)

典型的な土壌は、約50%の固形物(45%の鉱物と5%の有機物)と50%の空隙(または細孔)であり、その半分は水で、半分はガスで占められています。[31]土壌ミネラルおよび有機物含有量の割合は(短期的には)一定として扱うことができますが、土壌水分およびガス含有量の割合は非常に変動しやすいと考えられ、一方の増加と他方の減少のバランスが同時に取られます。[32]間隙空間は、空気と水の浸透と移動を可能にします。これらは両方とも、土壌に存在する生命にとって重要です。[33] 土壌に共通の問題である圧縮は、このスペースを減らし、空気と水が植物の根や土壌生物に到達するのを防ぎます。[34]

十分な時間が与えられると、未分化の土壌は、土壌層位と呼ばれる2つ以上の層からなる土壌プロファイルを進化させます。これらは、テクスチャ構造密度、多孔性、一貫性、温度、色、反応性などの1つまたは複数のプロパティが異なります。[8]地平線は厚さが大きく異なり、一般に鋭い境界がありません。それらの発達は、母材の種類、それらの母材を変更するプロセス、および土壌形成要因に依存しますそれらのプロセスに影響を与えます。土壌特性への生物学的影響は地表近くで最も強く、土壌特性への地球化学的影響は深さとともに増加します。成熟した土壌プロファイルには通常、A、B、Cの3つの基本的なマスター層位が含まれます。通常、土壌にはA層とB層が含まれます。土壌の生きている成分は主に土壌に限定されており、一般的にA層でより顕著です。[35]表面から下にある母材まで垂直に伸び、そのすべての地平線の特徴を示すのに十分な大きさの土の柱であるペドンは、フミペドンに細分できることが示唆れている。(腐植土の形態に対応する、ほとんどの土壌生物が住んでいる生きている部分)、コペドン(鉱物のほとんどの風化が起こる中間位置にある)およびリソペドン(下層土と接触している)。[36]

土性は、土を構成するシルト粘土の個々の粒子の相対的な比率によって決まります。生物的および非生物的プロセスを介した個々の鉱物粒子と有機物、水、ガスとの相互作用により、これらの粒子は凝集(互いにくっつき)して凝集体またはペッドを形成します。[37]これらの骨材を特定できる場合、土壌は発達していると言え、色、多孔性、粘稠度、反応(酸性度)など の観点からさらに説明することができます。

水は、土壌を構成する物質の溶解、沈殿、侵食、輸送、堆積に関与するため、土壌開発において重要な要素です。[38]土壌間隙空間を占める水と溶解または懸濁した物質の混合物は、土壌溶液と呼ばれます。土壌水は決して純水ではありませんが、何百もの溶存有機物やミネラル物質を含んでいるため、より正確には土壌溶液と呼ばれることがあります。水は、土壌プロファイルからの鉱物の溶解沈殿、および浸出の中心です。最後に、水は土壌で成長する植生のタイプに影響を与え、それが土壌の発達に影響を与えます。これは、半乾燥地域の縞模様の植生パターンのダイナミクスに例示されている複雑なフィードバックです。[39]

土壌は植物に栄養素を供給し、そのほとんどは粘土と有機物の粒子(コロイド)によって定位置に保持されます[40]栄養素は粘土鉱物表面に吸着されるか、粘土鉱物内に結合される(吸収される)か、有機化合物内に結合されます。生物の一部または死んだ土壌有機物。これらの結合した栄養素は、土壌が湿ったり乾いたり、植物が栄養分を吸収したり、塩が浸出したり、酸やアルカリが加えられたりすると、土壌水と相互作用して土壌溶液の組成を緩衝します(土壌溶液の変化を減衰させます)。[41] [42]

植物の栄養素の利用可能性は、土壌溶液中の水素イオン活性の尺度である土壌pHの影響を受けます。土壌のpHは多くの土壌形成因子の関数であり、風化が進むと一般に低くなります(酸性度が高くなります)。[43]

窒素を除いて、ほとんどの植物栄養素は、土壌の母材を構成するミネラルに由来します。一部の窒素は希硝酸アンモニアとして雨に由来しますが[44] 、ほとんどの窒素はバクテリアによる窒素固定の結果として土壌で利用可能です土壌-植物系に入ると、ほとんどの栄養素は、生物、植物および微生物の残留物(土壌有機物)、ミネラル結合型、および土壌溶液を介して再利用されます。生きている土壌生物(微生物、動物、植物の根)と土壌有機物の両方が、このリサイクル、ひいては土壌形成土壌肥沃度にとって非常に重要です。[45]微生物土壌酵素は、植物や他の微生物が使用するためにミネラルや有機物から栄養素を放出したり、それらを生細胞に隔離(取り込み)したり、揮発(ガスとしての大気への損失)や浸出によって土壌からの損失を引き起こしたりする可能性があります[46]

フォーメーション

土壌形成、または土壌生成、土壌の母材に作用する物理的、化学的、生物学的および人為的プロセスの複合効果です。土壌は、有機物が蓄積し、コロイドが下向きに洗い流され、粘土、腐植土酸化鉄炭酸塩石膏の堆積物が残り、B層と呼ばれる明確な層が生成されるときに形成されると言われています。砂、シルト、粘土、腐植土の混合物がそれ以前の生物学的および農業的活動を支援するため、これはやや恣意的な定義です。[47]これらの成分は、水や動物の活動によって、あるレベルから別のレベルに移動します。その結果、土壌断面に層(地平線)が形成されます。土壌内の物質の変化と移動は、独特の土壌層位の形成を引き起こします。しかし、最近の土壌の定義は、火星で形成されたレゴリス[48]や惑星地球の砂漠での類似の条件など、有機物を含まない土壌を包含しています。[49]

土壌の発達の例は、溶岩流の岩盤の風化から始まります。これにより、純粋に鉱物ベースの母材が生成され、そこから土性が形成されます。土壌の発達は、大雨と頻繁な降雨の下で、温暖な気候の最近の流れの裸の岩から最も急速に進行します。このような条件下では、有機物がほとんどないにもかかわらず、植物(最初の段階では窒素固定 地衣類シアノバクテリア、次に陸上 植物)が玄武岩質溶岩上に非常に早く定着します。[50]玄武岩質鉱物は、Goldich溶解シリーズ[51]によると、一般的に比較的速く風化します。植物は、岩から溶解したミネラルを運ぶ栄養素を含む水で満たされているため、多孔質の岩によって支えられています。岩の局所的な地形であるクレバスとポケットは、細かい材料を保持し、植物の根を宿します。発育中の植物の根は、多孔質の溶岩を破壊するのを助けるミネラル風化菌根菌[52]と関連しており、これらの手段によって、有機物とより細かいミネラル土壌が時間とともに蓄積します。このような土壌発達の初期段階は、火山、[53]残丘、[54]および氷河のモレーンで説明されています。[55]

土壌形成がどのように進行するかは、土壌の進化に絡み合う少なくとも5つの古典的な要因の影響を受けます。それらは、母材、気候、地形(起伏)、生物、および時間です。[56]気候、起伏、生物、母材、および時間に並べ替えられると、それらは頭字語CROPTを形成します。[57]

物性

土壌の物理的特性は、作物生産などの生態系サービスの重要性が低い順に、テクスチャ、構造、かさ密度、多孔性、一貫性、温度、色、抵抗率です。[58]土性は、砂、シルト、粘土の3種類の土壌鉱物粒子の相対的な比率によって決まります。次に大きな規模では、酸化鉄、炭酸塩、粘土、シリカ、腐植土が粒子を覆い、それらをより大きく、比較的安定した二次構造に付着させるときに、土壌分離物からペッドまたはより一般的には土壌凝集体と呼ばれる土壌構造が作成されます。[59]標準化された水分条件で決定された場合の土壌のかさ密度は、土壌の締固めの推定値です。[60]土壌の多孔性は、土壌体積の空隙部分で構成され、ガスまたは水で占められています。土壌の一貫性とは、土壌材料が互いにくっつく能力です。土壌の温度と色は自己定義的です。抵抗率とは、電流の伝導に対する抵抗率を指し、土壌に埋もれている金属やコンクリート構造物の腐食速度に影響を与えます。[61]これらの特性は、土壌プロファイルの深さ、つまり土壌層位によって異なります。これらの特性のほとんどは、土壌の通気と、土壌に浸透して土壌内に保持される水の能力を決定します。[62]

土壌水分

土壌水分とは、土壌の含水量を指します。体積または重量で表すことができます。土壌水分測定は、現場プローブ(静電容量プローブ中性子プローブなど)またはリモートセンシング法に基づくことができます

土壌ガス

土壌の大気、または土壌ガスは、上記の大気とは大きく異なります。微生物や植物の根による酸素の消費、およびそれらの二酸化炭素の放出は、酸素を減少させ、二酸化炭素濃度を増加させます。大気中のCO2濃度は0.04%ですが、土壌間隙空間ではそのレベルの10倍から100倍の範囲である可能性があり、したがって根の呼吸の阻害に寄与する可能性があります。[63]石灰質土壌は、呼吸したすべてのCO 2が土壌間隙システムに蓄積する酸性土壌とは対照的に、炭酸塩緩衝によってCO2濃度を調節します。[64]極端なレベルでは、CO2有毒です。[65] これは、根と微生物の呼吸(「土壌呼吸」とも呼ばれる)に対する抑制効果を通じて、土壌CO2濃度の負のフィードバック制御の可能を示唆しています。[66]さらに、土壌の空隙は、少なくとも吸湿性が最大になるまで水蒸気で飽和し、それを超えると、土壌の間隙空間で蒸気圧の不足が発生します。[33]水の浸透を可能にするだけでなく、ガスを内外に拡散させるためにも、適切な多孔性が必要です。ガスの移動は、高濃度から低濃度への拡散によるものであり、拡散係数は土壌の締固めとともに減少します。[67]上層大気からの酸素は、それが消費される土壌に拡散し、上層大気を超えるレベルの二酸化炭素は、水だけでなく他のガス(温室効果ガスを含む)とともに拡散します。[68]土性と構造は、土壌の多孔性とガス拡散に強く影響します。土壌の総細孔空間(多孔度)であり、細孔サイズではなく、細孔の相互接続(または逆に細孔のシーリング)の程度と、含水量、空気の乱れ、および温度が、ガスの拡散速度を決定します。土から。[69] [68] プラティ土壌構造と土壌圧縮(低多孔性)はガスの流れを妨げ、酸素の不足は嫌気性細菌が硝酸塩NO 3からガスN2 N 2 O、およびNOに還元(酸素を除去)するのを促進する可能性があります。大気、それによって土壌の窒素を枯渇させる、脱窒と呼ばれる有害なプロセス。[70]曝気された土壌は、メタン(CH 4[71]の正味の吸収源でもありますが、土壌が酸素を使い果たして高温にさらされると、メタン(強力な熱吸収温室効果ガス)の正味の生産者になります。[72]

土壌大気は、根、 [73]バクテリア、[74]菌類、[75]動物など、さまざまな土壌生物からの炭素および窒素酸化物以外の揮発性物質の排出場所でもあります。[76]これらの揮発性物質は化学的手がかりとして使用され、土壌大気を相互作用ネットワークの座にします[77] [78]土壌生態系の安定性、ダイナミクス、進化において決定的な役割を果たします。[79]生体土壌の揮発性有機化合物は、地上の大気と交換されます。地上の大気では、地上の植生よりも1〜2桁低くなっています。[80]

人間は、よく知られている「雨後」の香りを通して、干ばつ期間の後に雨水をろ過して土壌大気全体を洗い流すとき、または土壌が掘削されるときに、土壌大気についてある程度の知識を得ることができます[ 81] 。ペトリコールゲオスミンなどの特定の生化学的化合物へ還元主義的な方法で。

固相(土壌マトリックス)

土壌粒子は、その化学組成(鉱物学)とサイズによって分類できます。土壌の粒子サイズ分布、そのテクスチャーは、その土壌の多くの特性、特に透水係数水ポテンシャルを決定しますが[82]、それらの粒子の鉱物学はそれらの特性を強く変更する可能性があります。最高級の土壌粒子である粘土の鉱物学は特に重要です。[83]

化学

土壌の化学的性質は、利用可能な植物栄養素を供給する能力を決定し、その物理的特性とその生活人口の健康に影響を与えます。さらに、土壌の化学的性質は、その腐食性、安定性、および汚染物質を吸収 して水をろ過する能力も決定します。土壌の化学的性質を決定するのは、鉱物および有機コロイド表面化学です。[84]コロイドは、1ナノメートルから1マイクロメートルのサイズの小さな不溶性粒子であり、したがって、沈降することなく流体媒体中でブラウン運動によって浮遊したままになるのに十分小さい。[85]ほとんどの土壌には、腐植土と呼ばれる有機コロイド粒子と粘土の無機コロイド粒子が含まれています。コロイドの非常に高い比表面積とそれらの正味の電荷は、土壌にイオンを保持および放出する能力を与えます。コロイド上の負に帯電した部位は、陽イオン交換と呼ばれるもので陽イオンを引き付けて放出します。陽イオン交換容量(CEC)は、乾燥土壌の単位重量あたりの交換可能な陽イオンの量であり、土壌100グラムあたりの正電荷イオンのミリ当量(または土壌1キログラムあたりの正電荷のセンチモル)で表されます。c / kg)。同様に、コロイド上の正に帯電した部位は、土壌中の陰イオンを引き付けて放出し、土壌の陰イオン交換容量(AEC)を与えることができます。

陽イオンと陰イオンの交換

コロイドと土壌水の間で行われる陽イオン交換は、土壌のpHを緩衝(中程度)し、土壌構造を変化させ、有用および有害の両方のすべてのタイプの陽イオンを吸着することによって浸透水を浄化します。

コロイド粒子の負または正の電荷により、コロイド粒子はそれぞれ陽イオンまたは陰イオンを表面に保持することができます。料金は4つのソースから発生します。[86]

  1. 同形置換は、結晶構造内の低原子価陽イオンが高原子価陽イオンに置き換わるときに、粘土の形成中に発生します。[87]電荷強度は距離の二乗に比例して低下するため、最外層の置換は最内層よりも効果的です。最終的な結果は、正味の負電荷と陽イオンを引き付ける能力を持つ酸素原子です。
  2. 四面体と八面体の構造が不完全であるため、粘土の端の酸素原子はイオン的にバランスが取れていません。[88]
  3. ヒドロキシルは、ヒドロキシル化と呼ばれるプロセスであるシリカ層の酸素の代わりになる場合があります粘土のヒドロキシルの水素がイオン化されて溶液になると、それらは負の電荷を持つ酸素を残します(陰イオン性粘土)。[89]
  4. 腐植土のヒドロキシル基の水素もイオン化されて溶液になり、粘土と同様に、負の電荷を持つ酸素が残ります。[90]

負に帯電したコロイドに保持された陽イオンは、水による下向きの洗浄に抵抗し、植物の根の届かない場所にあるため、中程度の降雨量と低温の地域の土壌の肥沃度を維持します。[91] [92]

陽イオンはコロイドによる吸着の強さ、したがって互いに置換する能力(イオン交換)が異なるため、コロイドでの陽イオン交換のプロセスには階層があります土壌水溶液に等量存在する場合:

Al3 +はH +を置き換えますCa2 +を置き換えますMg2 +を置き換えますK +を置き換えますNHと同じ+
4
Na + [93]を置き換えます

1つの陽イオンが大量に追加されると、他の陽イオンがその数の力に置き換わる可能性があります。これは質量作用の法則と呼ばれます。これは主にカチオン性肥料(カリ石灰)の添加で起こることです。[94]

土壌溶液がより酸性になると(低pH、つまりH +が豊富になる)、水素イオンが交換サイトを占めるため、コロイドに弱く結合している他の陽イオンが溶液に押し込まれます(プロトン化)。pHが低いと、ヒドロキシル基の水素が溶液に引き込まれ、コロイド上の荷電部位が他の陽イオンによって占有される可能性があります。土壌コロイドの表面のヒドロキシのこのイオン化は、pH依存性の表面電荷と呼ばれるものを生成します。[95]同形置換によって発生する永久電荷とは異なり、pH依存電荷は変動し、pHの増加とともに増加します。[42]遊離した陽イオンは植物が利用できるようにすることができますが、土壌から浸出する傾向があり、土壌の肥沃度が低下する可能性があります。[96]植物は、有機酸の合成を通じてH +を土壌に排出することができ、それによって、根の近くの土壌のpHを変化させ、コロイドから陽イオンを押し出し、植物がそれらを利用できるようにします。[97]

陽イオン交換容量(CEC)

陽イオン交換容量は、土壌の水溶液から陽イオンを除去し、植物の根が水素イオンを溶液に放出するときに交換される陽イオンを隔離する土壌の能力と考える必要があります。[98] CECは、土壌の乾燥重量100グラムと結合する交換可能な水素カチオン(H +)の量であり、その測定値は土壌100グラムあたり1ミリ当量(1 meq / 100 g)です。水素イオンは単一の電荷を持ち、100グラムの乾燥土壌あたり1000グラムの水素イオンは1ミリ当量の水素イオンの測定値を与えます。原子量が水素の40倍で、原子価が2のカルシウムは、(40÷2)×1ミリ当量に変換されます。=乾燥土壌100グラムあたり20ミリ当量の水素イオンまたは20ミリ当量/ 100g。[99] CECの最新の測定値は、オーブン乾燥土壌1キログラム(cmol / kg)あたりの正電荷のセンチモルとして表されます。

土壌のCECのほとんどは粘土と腐植土のコロイドで発生し、それぞれ浸出と分解のために、高温多湿の湿潤気候(熱帯雨林など)でそれらが不足していることが、熱帯土壌の見かけの無菌性を説明しています。[100]生きている植物の根にも、比表面積に関連するCECがあります。[101]

土壌の陽イオン交換容量; 土性; 土壌コロイド[102]
CEC meq / 100 g
シャーロット細かい砂 フロリダ 1.0
ラストン細かい砂壌土 テキサス 1.9
グロチェスターローム ニュージャージー 11.9
汚れたシルトローム イリノイ 26.3
グリーソン粘土ローム カリフォルニア 31.6
サスケハナ粘土ローム アラバマ 34.3
デイビーマッキーファインサンド フロリダ 100.8
サンズ 該当なし 1〜5
細かい砂壌土 該当なし 5〜10
ロームとシルトローム 該当なし 5〜15
粘土ローム 該当なし 15〜30
粘土 該当なし 30以上
セスキオキシド 該当なし 0〜3
カオリナイト 該当なし 3〜15
イライト 該当なし 25〜40
モンモリロナイト 該当なし 60〜100
バーミキュライト(イライトに類似) 該当なし 80〜150
腐植土 該当なし 100〜300

陰イオン交換容量(AEC)

陰イオン交換能力は、土壌水溶液から陰イオン(硝酸塩リン酸塩など)を除去し、植物の根が炭酸陰イオンを土壌水溶液に放出するときに交換するためにそれらを隔離する土壌の能力と考える必要があります。[103] CECが低いコロイドは、AECがいくらかある傾向があります。アモルファスおよび三二酸化物の粘土はAECが最も高く[104]、酸化鉄がそれに続きます。[105] AECのレベルは、可変電荷土壌を除いて、土壌コロイド上の正に(負に)帯電した表面の割合が一般的に高いため、CECよりもはるかに低くなります。[106]リン酸塩は陰イオン交換部位に保持される傾向があります。[107]

鉄と水酸化アルミニウムの粘土は、それらの水酸化物陰イオン(OH-)を他の陰イオンと交換することができます[103]陰イオン接着の強さを反映する順序は次のとおりです。

H
2
PO
4
SOを置き換えます2−
4
NOを置き換えます
3
Cl-を置き換えます

交換可能な陰イオンの量は、100gの乾燥土壌あたり10分の1から数ミリ当量です。[102] pHが上昇すると、比較的多くのヒドロキシルが存在し、コロイドから陰イオンを置換し、それらを溶液に入れて貯蔵から外します。したがって、AECはpH(アルカリ度)の増加とともに減少します。[108]

反応性(pH)

土壌の反応性はpHで表され、土壌の酸性度またはアルカリ度の尺度です。より正確には、これは水溶液中のヒドロニウム濃度の尺度であり、0から14(酸性から塩基性)の値の範囲ですが、実際には土壌の場合、これらの極値を超えるpH値は生命に有毒であるため、pHは3.5から9.5の範囲です。フォーム。[109]

25°Cでは、pHが3.5の水溶液は、溶液1リットルあたり10-3.5モルのH3 O +(ヒドロニウムイオン)(および1リットルあたり10 -10.5 モルのOH- )を持ちます。中性と定義されるpH7は、溶液1リットルあたり10 -7モルのヒドロニウムイオンと、1リットルあたり10-7モルOH-を含みます。2つの濃度が等しいので、それらは互いに中和すると言われています。pH 9.5の場合、溶液1リットルあたり10〜9.5モルのヒドロニウムイオン(および1リットルあたり10〜2.5モルのOH −)が含まれます。)。pH 3.5は、pH 9.5( 9.5 − 3.5 = 6または106 )の溶液よりも1リットルあたり100万倍多いヒドロニウムイオンを含み、より酸性です。[110]

土壌に対するpHの影響は、土壌から除去するか、特定のイオンを利用できるようにすることです。酸性度の高い土壌は、有毒な量のアルミニウムマンガンを含む傾向があります。[111]毒性と要件の間のトレードオフの結果として、ほとんどの栄養素は中程度のpHで植物によりよく利用可能ですが[112]、ほとんどのミネラルは酸性土壌により溶けやすくなっています。土壌生物は高い酸性度によって妨げられ、ほとんどの農作物はpH6.5の無機質土壌とpH5.5の有機質土壌で最もよく機能します。[113]低pHでは、有毒金属(カドミウム、亜鉛、鉛など)が陽イオンとして正に帯電し、有機汚染物質が非イオン性であるため、どちらも生物が利用できるようになります[114]。[115]酸性土壌に一般的に生息する植物、動物、微生物は、自然起源であろうと人間起源であろうと、あらゆる種類の汚染に事前に適応していることが示唆されてい[116]

高降雨地域では、コロイドに付着したものに対する通常または異常な雨の酸性度からのヒドロニウムイオンの大量作用によって塩基性カチオンが土壌コロイドから押し出されるため、土壌は酸性化する傾向があります。降雨量が多いと栄養分が洗い流され、熱帯雨林のように非常に酸性の条件で栄養分を取り込むのに特に効率的な生物だけが土壌に生息するようになります。[117]コロイドがH3O +で飽和すると土壌が緩衝能力を持たないままになっているため、ヒドロニウムイオンまたはアルミニウムヒドロキシルカチオンを追加する、pHがさらに低くなります(より酸性になります)。[118]極端な降雨と高温の地域では、粘土と腐植土が洗い流され、土壌の緩衝能力がさらに低下する可能性があります。[119]降雨量の少ない地域では、浸出されていないカルシウムがpHを8.5に押し上げ、交換可能なナトリウムを加えると、土壌はpH10に達する可能性があります。[120] pH 9を超えると、植物の成長が低下します。[121] pHが高いと微量栄養素の移動性が低くなりますが、これらの栄養素の水溶性キレートは不足を修正できます。[122]カルシウムはナトリウムよりも粘土にしっかりと付着するため、石膏(硫酸カルシウム)を添加することでナトリウムを減らすことができます。ナトリウムは土壌水溶液に押し込まれ、大量の水で洗い流すことができます。[123] [124]

基本飽和率

酸を形成する陽イオン(ヒドロニウム、アルミニウム、鉄など)と塩基を形成する陽イオン(カルシウム、マグネシウム、ナトリウムなど)があります。塩基形成カチオンによって占められている負に帯電した土壌コロイド交換サイト(CEC)の割合は、塩基飽和と呼ばれます。土壌のCECが20meqで、5 meqがアルミニウムとヒドロニウムの陽イオン(酸形成)である場合、コロイド上の残りの位置(20 − 5 = 15 meq)は塩基形成陽イオンで占められていると見なされます。塩基飽和度は15÷20×100%= 75%です(補数25%は酸形成カチオンと見なされます)。塩基飽和度はpHにほぼ正比例します(pHの増加とともに増加します)。[125]これは、酸性土壌を中和するために必要な石灰の量を計算するのに役立ちます(石灰の必要量)。土壌を中和するために必要な石灰の量は、土壌水溶液中のイオン(遊離酸性)だけでなく、コロイド上の酸形成イオンの量(交換可能な酸性)を考慮に入れる必要があります。[126]土壌コロイドに貯蔵された酸形成カチオンは、カルシウムによってコロイドから押し出されるため、元のpH状態に戻る傾向があるため、土壌水溶液を中和するのに十分な石灰の添加はpHを変えるには不十分です。追加された石灰の。[127]

バッファリング

酸性または塩基性物質の添加の結果としてのpHの変化に対する土壌の耐性は、土壌の緩衝能力の尺度であり、(特定の土壌タイプの場合)CECが増加するにつれて増加します。したがって、純粋な砂には緩衝能力がほとんどありませんが、コロイドを多く含む土壌(鉱物または有機)は高い緩衝能力を持っています。[128]緩衝作用は、陽イオン交換と中和によって起こります。ただし、コロイドは土壌pHの唯一の調節因子ではありません。炭酸塩の役割にも下線を引く必要があります。[129]より一般的には、pHレベルに応じて、炭酸カルシウム 緩衝液の範囲から鉄緩衝液の範囲まで、いくつかの緩衝液システムが互いに優先されます。[130]

土壌に少量の高塩基性アンモニア水を加えると、アンモニウムがヒドロニウムイオンをコロイドから置換し、最終生成物は水とコロイド状に固定されたアンモニウムになりますが、土壌のpHは全体的にほとんど変化しません。

少量の石灰Ca(OH)2を添加すると、土壌のコロイドからヒドロニウムイオンが置換され、カルシウムがコロイドに固定され、CO 2と水が発生しますが、土壌のpHはほとんど変化しません。

上記は土壌pHの緩衝の例です。一般的な原則は、土壌水溶液中の特定の陽イオンが増加すると、その陽イオンがコロイドに固定され(緩衝化)、その陽イオンの溶液が減少すると、コロイドから引き抜かれ、溶液に移動することです(緩衝)。緩衝の程度は、しばしば土壌のCECに関連しています。CECが大きいほど、土壌の緩衝能力は大きくなります。[131]

栄養素

植物の栄養素、それらの化学記号、および土壌に一般的で植物の取り込みに利用できるイオン形態[132]
エレメント シンボル イオンまたは分子
炭素 C CO 2(主に葉を通して)
水素 H H +、H 2 O(水)
空気 O O 2- OH- CO2−
3
SO2−
4
、CO 2
リン P H
2
PO
4
HPO2−
4
(リン酸塩)
カリウム K K +
窒素 N NH+
4
いいえ
3
(アンモニウム、硝酸塩)
硫黄 S それで2−
4
カルシウム Ca Ca 2+
Fe Fe 2 +、Fe 3+(鉄、第二鉄)
マグネシウム Mg Mg 2+
ボロン B H 3 BO 3H
2
BO
3
B(OH)
4
マンガン Mn Mn 2+
Cu Cu 2+
亜鉛 亜鉛 Zn 2+
モリブデン Mo MoO2−
4
(モリブデン酸塩)
塩素 Cl Cl (塩化物)

17の要素または栄養素は植物の成長と繁殖に不可欠です。それらは、炭素(C)、水素(H)、酸素(O)、窒素(N)、リン(P)、カリウム(K)、硫黄(S)、カルシウム(Ca)、マグネシウム(Mg)、(Fe )です。 )、ホウ素(B)、マンガン(Mn)、(Cu)、亜鉛(Zn)、モリブデン(Mo)、ニッケル(Ni)、塩素(Cl)。[133] [134] [135]植物がそのライフサイクルを完了するために必要な栄養素は、必須栄養素と見なされます植物の成長を促進するが、植物のライフサイクルを完了するために必要ではない栄養素は必須ではないと見なされます。二酸化炭素と水によって供給される炭素、水素、酸素、および窒素固定によって供給される窒素を除いて[135]、栄養素はもともと土壌のミネラル成分に由来します。最小の法則は、利用可能な栄養素の形態が土壌溶液中で十分な比率になっていない場合、他の栄養素を植物が最適な速度で取り込むことができないことを示しています。[136]したがって、土壌溶液の特定の養分比は、植物の成長を最適化するために必須であり、その値は、植物の組成から計算された養分比とは異なる場合があります。[137]

栄養素の植物への取り込みは、それらが植物が利用できる形で存在する場合にのみ進行することができます。ほとんどの場合、栄養素は土壌水から(または一緒に)イオンの形で吸収されます。ミネラルはほとんどの栄養素の起源であり、土壌中のほとんどの栄養素要素の大部分は一次および二次ミネラル内に結晶形で保持されていますが、天候が遅すぎて植物の急速な成長をサポートできません。たとえば、細かく粉砕されたミネラルである長石アパタイトを土壌に適用すると、ほとんどの栄養素がこれらのミネラルの結晶に結合したままになるため、植物の良好な成長に十分な速度で必要な量のカリウムとリンが提供されることはめったにありません。[138]

粘土コロイドと土壌有機物の表面に吸着された栄養素は、多くの植物栄養素(例えば、K、Ca、Mg、P、Zn)のよりアクセスしやすい貯蔵所を提供します。植物が土壌水から栄養分を吸収すると、可溶性プールは表面に結合したプールから補充されます。微生物による土壌有機物の分解は、栄養素の可溶性プールが補充される別のメカニズムです。これは、土壌から植物が利用できるN、S、P、およびBを供給するために重要です。[139]

グラム単位で、腐植土が栄養分と水を保持する能力は、粘土鉱物の能力よりもはるかに大きく、土壌の陽イオン交換容量のほとんどは、有機物の荷電カルボキシル基から生じます。[140]しかしながら、腐植土は一度水に浸すと水を保持する能力が高いにもかかわらず、その高い疎水性はその湿潤性を低下させます。[141]全体として、少量の腐植土は、植物の成長を促進する土壌の能力を著しく増加させる可能性があります。[142] [139]

土壌有機物

土壌有機物は有機化合物で構成されており、生きているものと死んでいるものの両方の植物、動物、微生物の物質が含まれています。典型的な土壌は、70%の微生物、22%の大型動物相、および8%の根のバイオマス組成を持っています。1エーカーの土壌の生きている構成要素には、900ポンドの土虫、2400ポンドの菌類、1500ポンドの細菌、133ポンドの原生動物、および890ポンドの節足動物と藻類が含まれる場合があります。[143]

滞留時間が短い土壌有機物の数パーセントは、微生物バイオマス、死んだ有機物を分解する働きをするバクテリア、カビ、放線菌の代謝物で構成されています。[144] [145]これらの微生物の作用がなければ、大気の二酸化炭素部分全体が土壌中の有機物として隔離されていたでしょう。しかし同時に、土壌微生物は安定した腐植土の形成を通じて表土の炭素隔離に貢献します。[146]温室効果を緩和するために土壌中のより多くの炭素を隔離する目的で、刺激することは長期的にはより効率的であろうごみの分解を減らすよりも腐植[147]

土壌有機物の主要部分は、腐植土または腐植質物質と総称される小さな有機分子の複雑な集合体です。明確な化学分類に依存しないこれらの用語の使用は、廃止されたと見なされています。[148]他の研究では、分子の古典的な概念は腐植土には便利ではないことが示されました。腐植土は、2世紀にわたって単位成分に分解するほとんどの試みを免れましたが、多糖類、リグニン、タンパク質とは化学的に異なります。[149]

植物、動物、バクテリア、菌類など、土壌中のほとんどの生物は、栄養素やエネルギーを有機物に依存しています。土壌にはさまざまな分解度の有機化合物が含まれており、その速度は温度、土壌水分、および通気に依存します。バクテリアと菌類は、原生動物によって供給される生の有機物を食べます。原生動物は、線虫形動物、節足動物によって供給され、それ自体が生または腐敗した有機物を消費して変換することができます。これは土壌食物網と呼ばれ、消化器系のようにすべての有機物が処理されます[150]有機物は土壌を開いたままにし、空気と水の浸透を可能にし、水中でその重量の2倍もの重量を保持する可能性があります。砂漠や岩石砂利の土壌を含む多くの土壌には、有機物がほとんどまたはまったくありません。泥炭ヒストソル)など、すべて有機物である土壌は不毛です。[151]分解の初期段階では、元の有機物はしばしば生の有機物と呼ばれます。分解の最終段階は腐植土と呼ばれます。

草地では、土壌に加えられる有機物の多くは、深く繊維状の草の根系からのものです。対照的に、林床に落ちる木の葉は、森林の土壌有機物の主な供給源です。もう1つの違いは、大量の地上物質を破壊するが、根からのさらに大きな寄与を刺激する火の草地で頻繁に発生することです。また、森林の下でのはるかに高い酸性度は、そうでなければ表面のくずの多くを無機質土壌に混合する特定の土壌生物の作用を阻害します。その結果、草地の下の土壌は一般的に厚いA層を発達させます森林下の同等の土壌よりも有機物の分布が深く、有機物の大部分が林床(O層)と薄いA層に貯蔵されているのが特徴です。[152]

腐植土

腐植土とは、土壌の微生物相や動物相によって分解され、それ以上の分解に耐えられる程度にまで分解された有機物を指します。腐植土は通常、土壌のわずか5%以下の体積で構成されますが、栄養素の不可欠な供給源であり、土壌の健康と植物の成長に不可欠な重要なテクスチャー品質を追加します。[153]腐植土はまた、節足動物、シロアリミミズに餌を与え、土壌をさらに改善します。[154]最終生成物である腐植土は、コロイド状で土壌溶液に懸濁し、鉄とアルミニウムの原子をキレート化することによってケイ酸塩鉱物を攻撃できる弱酸を形成します。[155]腐植土は陽イオンと陰イオンの交換容量が高く、乾燥重量ベースで粘土コロイドの何倍にもなります。また、粘土のように、pHや土壌水分の変化に対する緩衝剤としても機能します。[156]

生の有機物として始まる腐植酸フルボ酸は、腐植の重要な成分です。植物、動物、および微生物の死後、微生物は細胞外土壌酵素の生成を通じて残留物を食べ始め、最終的に腐植土を形成します。[157]残留物が分解すると、脂肪族および芳香族炭化水素でできており、酸素および水素結合によって組み立てられ安定化された分子のみが、腐植土と総称される複雑な分子集合体の形で残ります。[149]腐植土は、金属や粘土と反応して錯体を形成し、その安定性と土壌構造にさらに寄与するため、土壌中で純粋になることはありません。[156]腐植土の構造自体には栄養素がほとんどありませんが(カルシウム、鉄、アルミニウムなどの構成金属を除いて)、弱い結合によって、土壌溶液にさらに放出される可能性のある陽イオンと陰イオンの栄養素を引き付けて結合することができます選択的な根の取り込みと土壌のpHの変化に応じて、熱帯土壌の肥沃度を維持するための最も重要なプロセス。[158]

リグニンは分解に耐性があり、土壌中に蓄積します。また、タンパク質と反応し[159]、微生物による酵素分解を含む分解に対する耐性をさらに高めます。[160] 植物由来の脂肪ワックスは、分解に対してさらに耐性があり、土壌中に何千年も存続するため、埋められた土壌層の過去の植生のトレーサーとして使用されます。[161]粘土質土壌は、有機分子が粘土に付着して安定化するため、粘土を含まない土壌よりも長く持続する有機物含有量が高いことがよくあります。[162]硬化性タンパク質を除いて、タンパク質は通常容易に分解します、しかし、粘土粒子に結合すると、それらは分解に対してより耐性になります。[163]他のタンパク質に関しては、粘土粒子は微生物によって滲出する酵素を吸収し、細胞外酵素を分解から保護しながら酵素活性を低下させます。[164]粘土質土壌への有機物の添加は、その有機物と追加された栄養素を長年植物や微生物にアクセスできないようにする可能性があります[165][166]土壌タンニン含有量が高いと、窒素が耐性タンニン-タンパク質複合体として隔離される可能性があります。[167] [168]

腐植土の形成は、毎年追加される植物材料の量と基盤土壌の種類に依存するプロセスです。どちらも気候と存在する生物の種類の影響を受けます。[152]腐植土を含む土壌は窒素含有量が異なる場合がありますが、通常は3〜6パーセントの窒素が含まれています。窒素とリンの貯蔵としての生の有機物は、土壌の肥沃度に影響を与える重要な成分です。[151]腐植土はまた、水を吸収し、乾燥状態と湿潤状態の間で粘土よりも高度に膨張および収縮し、土壌の多孔性を高めます。[169]腐植土は、微生物の分解によって減少するため、土壌のミネラル成分よりも安定性が低く、時間の経過とともに、新しい有機物を追加せずにその濃度が低下します。ただし、最も安定した形態の腐植土は、数千年とまではいかなくても、何世紀にもわたって存続する可能性があります。[170] 木炭は、ブラックカーボン呼ばれる非常に安定した腐植土の供給源であり[171]、栄養素の少ない熱帯土壌の肥沃度を改善するために伝統的に使用されてきました。アマゾンの暗い地球の起源で確認されたこの非常に古い慣習は、バイオチャーの名前で更新され、人気がありました温室効果との戦いにおいて、バイオ炭を使用してより多くの炭素を隔離できることが示唆されています。[172]

気候学的影響

有機物の生成、蓄積、分解は気候に大きく依存します。たとえば、解凍イベントが発生すると、土壌ガスと大気ガスのフラックスが大きく影響を受けます。[173]温度、土壌水分および地形は、土壌中の有機物の蓄積に影響を与える主要な要因です。有機物は、低温[174]または過剰な水分によって分解活性が妨げられ、嫌気性条件をもたらす湿潤または低温条件下で蓄積する傾向があります。[175]逆に、過度の雨と熱帯気候の高温は、有機物の急速な分解と植物栄養素の浸出を可能にします。これらの土壌の森林生態系は、人間の活動によって妨げられるプロセスである生産性を維持するために、生きている植物と微生物バイオマスによる栄養素と植物物質の効率的なリサイクルに依存しています。[176]過度の傾斜は、特に農業のための耕作の存在下で、そうでなければ最終的に腐植土になるであろう原料有機物の大部分を保持する土壌の最上層の侵食を助長する可能性があります。[177]

植物残渣

植物残留成分の典型的な種類と割合

  セルロース(45%)
  リグニン(20%)
  ヘミセルロース(18%)
  タンパク質(8%)
  砂糖とでんぷん(5%)
  脂肪とワックス(2%)

セルロースヘミセルロースは、真菌やバクテリアによって急速に分解され、温暖な気候では半減期が12〜18日です。[178] 褐色腐朽菌は、セルロースとヘミセルロースを分解し、リグニンとフェノール化合物を残します。植物のエネルギー貯蔵システムであるでんぷんは、バクテリアや菌類によって急速に分解されます。リグニンは、植物細胞壁のセルロース、ヘミセルロース、ペクチン結合した、高度に分岐したアモルファス構造を持つ500〜600ユニットで構成されるポリマーで構成されています。リグニンは、主に白い腐敗によって非常にゆっくりと分解します菌類および放線菌; 温帯条件下での半減期は約6ヶ月です。[178]

地平線

物理的特徴、組成、年代が上下とは異なる土壌の水平層は、土壌層位と呼ばれます。地平線の命名は、それを構成する材料の種類に基づいています。これらの材料は、土壌形成の特定のプロセスの期間を反映しています。それらは、色、サイズ、テクスチャ、構造、一貫性、根の量、pH、ボイド、境界特性、および小結節または結節の存在の観点から地平線を説明する文字と数字の省略表記を使用してラベル付けされます。[179]すべての主要な地平線を持っている土壌プロファイルはありません。エンティソルと呼ばれるものの中には、地平線が1つしかないものや、現在地平線がないと見なされているもの、特に未再生の鉱業廃棄物からの初期の土壌があります。堆積物、[180] モレーン[181] 火山円錐丘[182] 砂丘または沖積段丘[183]​​上部土壌層位は、風や水の除去に続く切り詰められた土壌に欠けている可能性があり、それに伴って土壌層位の下り坂が埋もれ、耕作などの農業慣行によって自然過程が悪化します。[184]樹木の成長は別の妨害源であり、樹木が枯れた後も土壌層位にまだ見られるマイクロスケールの不均一性を生み出します。[185]地平線から別の地平線に、土壌プロファイルの上から下に移動することにより、過去のイベントが次のように土壌層位に登録されて、過去にさかのぼります。堆積物層。土壌層位に残っている花粉精巣アメーバ、植物のサンプリングは、土壌形成の過程で発生した環境変化(気候変動、土地利用変化など)を明らかにするのに役立つ可能性があります。[186]土壌層位は、ミミズの活動やその他の機械的擾乱による土壌擾乱から逃れるのに十分な大きさの炭を使用して、放射性炭素などのいくつかの方法で年代測定することができます。[187]土壌からの化石土壌層位は、堆積岩シーケンス内に見られ、過去の環境の研究を可能にします。[188]

母材を好ましい条件にさらすと、侵食された土壌の場合のように、植物の成長にわずかに適した無機質土壌が生成されます。[189]植生の成長は、植物の空中部分の落葉(落葉)として地面に落ちるか、地下の植物器官(根の落葉)のために地下で直接生成される有機残留物の生成をもたらし、次に溶解した有機物を放出します。[190] O層位と呼ばれる残りの表層有機層は、その中に生息する生物の影響により、より活発な土壌を生成します。生物は有機物にコロニーを形成して分解し、他の植物や動物が生きることができる栄養素を利用できるようにします。[191]十分な時間が経過すると、腐植土は下向きに移動し、A層と呼ばれる独特の有機鉱物表層に堆積します。この層では、穴を掘る動物の活動によって有機物が鉱物と混合されます。これは、ペドターベーションと呼ばれるプロセスです。この自然のプロセスは、強い酸性度、寒冷な気候、汚染など、土壌の生命に有害な条件が存在する場合には完了しません。これは、無機質土壌を覆う単一の有機地平線内に未分解の有機物が蓄積することに起因します[192]。下にある鉱物の地平線で、密接に混合することなく、湿った有機物と鉱物粒子を並置します。[193]

分類

土壌は、異なる土壌間の関係を理解し​​、特定の地域における土壌の適合性を判断するために、カテゴリに分類されます。最初の分類システムの1つは、1880年頃にロシアの科学者Vasily Dokuchaevによって開発されました。[194]これは、アメリカとヨーロッパの研究者によって何度も修正され、1960年代まで一般的に使用されていたシステムに発展しました。それは、土壌がそれらを形成する材料と要因に基づいて特定の形態を持っているという考えに基づいていました。1960年代に、親物質や土壌形成因子ではなく、土壌形態に焦点を当てた別の分類システムが出現し始めました。それ以来、それはさらなる修正を受けています。The世界土壌資源照合基準(WRB)[195]は、土壌分類の国際参照基準を確立することを目的としています。

を使用します

土壌は農業で使用され、植物のアンカーおよび主要な栄養素の基盤として機能します。土壌の種類と利用可能な水分によって、栽培できる植物の種類が決まります。農業土壌学は、19世紀に土壌学が登場するずっと前から、土壌知識の原始的な領域でした。しかし、エアロポニックス、アクアポニックス、水耕栽培で示されているよう土壌材料農業にとって絶対に不可欠なものではなく、無限に成長する人類の農業の未来として、土壌のない作付体系が主張されています。[196]

土壌材料は、鉱業、建設業、景観開発産業でも重要な要素です。[197]土壌は、ほとんどの建設プロジェクトの基盤として機能します。大量の土壌の移動は、露天掘り道路建設ダム建設に関与する可能性があります。アースシェルターは、建物の壁に対する外部の熱質量に土壌を使用する建築手法です。多くの建築材料は土壌ベースです。都市化による土壌の喪失は多くの地域で急速に増加しており、自給農業の維持にとって重要である可能性があります。[198]

土壌資源は、環境だけでなく、食物や繊維の生産にとっても重要であり、人間が消費する食物の98.8%を生産しています。[199]土壌は、植物の栄養に関係するいくつかのプロセスに従って、植物にミネラルと水を供給します。土壌は雨水を吸収して後で放出するため、洪水や干ばつを防ぎます。洪水規制は、土壌が提供する主要な生態系サービスの1つです。[200]土壌は、水が浸透するときに水をきれいにします。[201]土壌は多くの生物の生息地です。既知および未知の生物多様性の大部分は、ミミズ、ワラジムシ、ヤスデ、ムカデカタツムリ土壌にあります。ナメクジダニトビムシヒメミミズ線虫原生生物)、バクテリア、古細菌、菌類、藻類; そして、地上に住むほとんどの生物は、それらの一部(植物)を持っているか、それらのライフサイクルの一部(昆虫)を地下で過ごします。[202]地上と地下の生物多様性は緊密に相互に関連しており、[152] [203]あらゆる修復または保全計画 にとって土壌保護が最も重要になっています。

土壌の生物学的成分は、生物含有量の約57%が炭素であるため、非常に重要な炭素吸収源です。砂漠でも、シアノバクテリア、地衣類コケは生物学的な土壌クラストを形成し、光合成によってかなりの量の炭素を捕獲して隔離します。不十分な農業と放牧の方法は土壌を劣化させ、この隔離された炭素の多くを大気に放出しました。世界の土壌を回復することで、温室効果ガス排出量の増加と地球温暖化の遅延の影響を相殺すると同時に、作物の収穫量を改善し、水の必要量を減らすことができます。[204] [205] [206]

廃棄物管理には、多くの場合、土壌成分が含まれます。浄化槽排水場は、好気性土壌プロセスを使用して浄化槽排水を処理します。廃水の土地利用は、BODを好気的に処理するために土壌生物学に依存しています。あるいは、埋め立て地は毎日の覆いに土壌を使用し、大気から廃棄物の堆積物を隔離し、不快な臭いを防ぎます。堆肥化は現在、好気的に固形の家庭廃棄物や沈砂池の乾燥排水を処理するために広く使用されています。堆肥は土壌ではありませんが、堆肥化中に発生する生物学的プロセスは、土壌有機物の分解および腐植中に発生するプロセスと類似しています。[207]

有機質土壌、特に泥炭は、重要な燃料および園芸資源として機能します。北欧諸国では、泥炭地が排水されると食料生産に肥沃な土壌を提供するため、泥炭土壌は農業のためにも一般的に使用されています。[208]しかしながら、ブランケットボグまたは湿原呼ばれる天水ミズゴケボグ などの広範囲の泥炭生産は、愛国的な関心のために現在保護されている。一例として、スコットランドのブランケット沼地の4,000平方キロメートルの起伏のある広がりをカバーするフローカントリーは、現在、世界遺産リストに含まれる候補となっています。現在の地球温暖化下では、泥炭土壌は温室効果ガス(メタンと二酸化炭素)の排出量の増加と気温の上昇という自己強化(正のフィードバック)プロセスに関与していると考えられています[209]。フィールドスケールで交換され、刺激された植物の成長を含みます。[210]

土食は、土壌のような物質を食べる習慣です。動物と人間の両方が、薬用、娯楽用、または宗教的な目的で土壌を消費することがあります。[211]一部のサルは、タンニンの毒性を軽減するために、好みの食物(木の葉や果物)一緒土壌を消費することが示されています。[212]

土壌は水をろ過して浄化し、その化学的性質に影響を与えます。池、湖、川からの雨水や溜まった水は、土壌層位や上部の岩層に浸透し、地下水になります。残留性有機汚染物質(塩素系農薬ポリ塩化ビフェニル)、油(炭化水素)、重金属(、亜鉛、カドミウム)、過剰な栄養素(硝酸塩、硫酸塩、リン酸塩)などの害虫ウイルス)や汚染物質は、土。[213]土壌生物は代謝します それらをバイオマスおよびネクロマスに固定化するか[214] 、それによってそれらを安定した腐植土に組み込む。[215]土壌の物理的完全性は、起伏の多い風景での地滑りを回避するための前提条件でもあります。[216]

劣化

土地の劣化とは、土地が機能する能力を損なう、人為的または自然なプロセスを指します。[217]土壌の劣化には、酸性化汚染砂漠化侵食または塩類化が含まれます。[218]

土壌の酸性化はアルカリ性土壌の場合に有益ですが、作物の生産性、土壌の生物活性を低下させ、汚染や侵食に対する土壌の脆弱性を高めると、土地を劣化させます。土壌は最初は酸性であり、母材の塩基性陽イオン(カルシウム、マグネシウム、カリウム、ナトリウム)が少ない場合でも酸性のままです。耐候性鉱物が豊富な母材では、降雨によって土壌プロファイルから塩基性陽イオンが浸出するか、森林や農作物の収穫によって輸出されると、酸性化が起こります。土壌の酸性化は、酸を生成する窒素肥料の使用によって加速されます酸性雨の影響による森林伐採は土壌酸性化のもう1つの原因であり、樹冠がない場合の土壌養分の浸出の増加によって媒介されます。[219]

低レベルの土壌汚染は、多くの場合、廃棄物を処理および吸収する土壌の能力の範囲内です。土壌生物相は、主に微生物の酵素活性によって廃棄物を変換することによって廃棄物を処理できます。[220]土壌有機物と土壌鉱物は廃棄物を吸着し、その毒性を低下させる可能性がありますが[221]、コロイド状の場合、吸着した汚染物質を地下環境に輸送する可能性があります。[222]多くの廃棄物処理プロセスは、この自然なバイオレメディエーションに依存しています容量。処理能力を超えると、土壌生物相が損傷し、土壌機能が制限される可能性があります。遺棄された土壌は、産業汚染または他の開発活動が、土地を安全にまたは生産的に使用できない程度に土壌を損傷する場合に発生します。遺棄された土壌の修復では、地質学、物理学、化学、生物学の原則を使用して、土壌汚染物質を分解、減衰、分離、または除去し、土壌の機能と価値を回復します。技術には、浸出エアスパージング土壌改良剤ファイトレメディエーション、バイオレメディエーション、および監視された自然減衰(MNA)が含まれます。汚染物質による拡散汚染の例は、銅の蓄積です。有機農業でも殺菌剤が繰り返し使用されているブドウ園果樹園[223]

砂漠化

砂漠化は、乾燥および半乾燥地域における生態系劣化の環境プロセスであり、多くの場合、過剰放牧の過剰収穫などの不適切に適応した人間の活動によって引き起こされます。干ばつが砂漠化を引き起こすというのはよくある誤解です。[224]干ばつは乾燥および半乾燥地で一般的です。適切に管理された土地は、雨が戻ったときに干ばつから回復することができます。土壌管理ツールには、土壌養分と有機物レベルの維持、耕作の減少、被覆の増加が含まれます。[225]これらの慣行は、湿気が利用できる期間中の侵食を制御し、生産性を維持するのに役立ちます。しかし、干ばつの間も土地の乱用が続くと、土地の劣化人口の増加と限界地への家畜の圧力は砂漠化を加速させます。[226]現在の気候温暖化が砂漠化を支持するのか、それとも不利にするのかが疑問視されており、同じ国でも、気温の上昇に関連する予測降雨傾向と地域間の強い不一致についての矛盾した報告があります。[227]

砂防

土壌の侵食は、重力に応じた動きによって引き起こされます。複数の種類の侵食が同時に発生する可能性があります。侵食は風化とは区別されます。なぜなら、侵食は侵食された土壌をその起源の場所から運び去るからです(輸送中の土壌は堆積物として説明されるかもしれません)。侵食は本質的な自然のプロセスですが、多くの場所で、人間の活動、特に不適切な土地利用慣行によって大幅に増加します。[228]これらには、大雨や強風、過剰放牧森林伐採の際に土壌をむき出しにする農業活動が含まれます。、および不適切な建設活動。管理の改善により、侵食を制限できます。採用されている土壌保全技術には、土地利用の変更(侵食されやすい作物や他の土壌結合植物に置き換えるなど)、農業活動のタイミングや種類の変更、テラスの建設、侵食抑制カバー材の使用(被覆作物他の植物を含む)、建設中の妨害を制限し、侵食が発生しやすい時期や急な斜面などの侵食が発生しやすい場所での建設を回避します。[229]歴史的に、不適切な土地利用慣行による大規模な土壌侵食の最良の例の1つは、連邦政府によって奨励された移民農民が1930年代にアメリカとカナダの草原を台無しにした風食(いわゆるダストボウル)です。両国の、元の短草プレーリーを定住させ、農作物牛の放牧に変換しました。

中国では、イエロー川の中流域と揚子江の上流域で、深刻で長期にわたる水浸食の問題が発生しています。イエローリバーからは、毎年16億トン以上の堆積物が海に流れ込んでいます。堆積物は、主に中国北西部の黄土高原地域の水侵食(ガリー侵食)に起因します。[230]

土壌配管は、土壌表面の下で発生する特定の形態の土壌侵食です。[231]堤防とダムの決壊、および陥没穴の形成を引き起こします。乱流は、浸透流の口から始まる土壌を除去し、下層土の侵食は勾配を増して進みます。[232]サンドボイリングという用語は、アクティブな土壌パイプの排出端の外観を説明するために使用されます。[233]

土壌の塩類化とは、土壌や植生の農業価値の低下につながる程度の遊離塩の蓄積です。その結果、腐食による損傷、植物の成長の低下、植物の被覆や土壌構造の喪失による侵食、堆積による水質の問題などが発生します。塩害は、自然のプロセスと人為的なプロセスの組み合わせによって発生します。乾燥状態は塩の蓄積に有利です。これは、土壌の母材が塩水である場合に特に顕著です。乾燥地の灌漑は特に問題があります。[234]すべての灌漑用水にはある程度の塩分濃度があります。灌漑は、特に運河からの漏水や畑での過剰灌漑を伴う場合、地下水面を上昇させることがよくあります急速な塩類化は、地表が塩性地下水の毛管水縁内にあるときに発生します。土壌の塩分制御には、水位の制御と、タイル排水または別の形態の地下排水と組み合わせた高レベルの適用水によるフラッシングが含まれます。[235] [236]

開拓

スメクタイトなど、膨潤性の高い特定の粘土を高レベルで含む土壌は、多くの場合非常に肥沃です。たとえば、タイの中央平原のスメクタイトが豊富な水田土壌は、世界で最も生産性の高い土壌の1つです。しかし、灌漑された集中的なコメ生産における無機窒素肥料と農薬の乱用は、これらの土壌を危険にさらし、農民はコスト削減運用原則(CROP)に基づく統合された慣行を実施することを余儀なくされています。[237]

しかし、熱帯地域の多くの農民は、彼らが働く土壌に有機物と粘土を保持するのに苦労しています。たとえば、近年、より恒久的な土地利用のための焼畑耕作の放棄に伴い、タイ北部の低粘土土壌では生産性が低下し、土壌侵食が増加しています。[238]農民は当初、シロアリ塚の材料から有機物と粘土を加えることで対応したが、シロアリ塚の希薄化のため、これは長期的には持続不可能であった。科学者たちは、粘土のスメクタイトファミリーの1つであるベントナイトを土壌に加えることを試みました。国際水管理研究所の科学者によって実施された実地試験コンケン大学と地元の農民と協力して、これは水と栄養素を保持するのを助ける効果がありました。農家の通常の慣行を1ライあたり200kgのベントナイト(6.26ライ= 1ヘクタール)の単回散布で補うと、平均収量が73%増加しました。[239]他の研究では、劣化した砂質土壌にベントナイトを適用すると、干ばつの年の間に作物が失敗するリスクが減少することが示されました。[240]

最初の試験から3年後の2008年に、IWMIの科学者は、タイ北東部の250人の農民を対象に調査を実施し、その半数がベントナイトを畑に散布しました。粘土の添加を使用した人の平均改善は、非粘土の使用者よりも18%高かった。粘土を使用することで、一部の農民はより肥沃な土壌を必要とする野菜の栽培に切り替えることができました。これは彼らの収入を増やすのに役立ちました。研究者たちは、タイ北東部の200人の農民とカンボジアの400人の農民が粘土の使用を採用し、さらに20,000人の農民が新しい技術を紹介されたと推定しました。[241]

土壌の粘土や塩分が多すぎる場合(塩性ナトリウム土壌など)、石膏、洗浄した川砂、有機物(都市ごみなど)を加えると、組成のバランスが取れます。[242]

栄養分が枯渇し、砂が多すぎる土壌に、ラミアルの欠けた木材堆肥などの有機物を加えると、その品質が向上し、生産が向上します。[243] [244]

チャコール、より一般的には栄養素の少ない熱帯土壌を改善するためのバイオチャーの使用について特に言及する必要があります。これは、人類起源のコロンビア以前のアマゾンの暗黒地球(テラプレタデインディオとも呼ばれる)のより高い肥沃度に基づくプロセスです。安定した腐植土の供給源としての土壌ブラックカーボンの化学的性質。[245]しかしながら、あらゆる種類の焦げた廃棄物の管理されていない適用は、土壌生物と人間の健康を危険にさらす可能性があります。[246]

研究と研究の歴史

土壌研究の歴史は、人間が自分たちに食料を提供し、動物に餌を与えるという緊急の必要性と密接に関係しています。歴史を通して、文明はその土壌の利用可能性と生産性の関数として繁栄または衰退してきました。[247]

土壌肥沃度の研究

ギリシャの歴史家クセノポン( 紀元前450〜355年)は、緑肥作物のメリットを最初に説明したとされています。「しかし、地面にある雑草はすべて、土になり、糞と同じくらい土壌を豊かにします。 「」[248]

コルメラ畜産は、西暦60年頃 、石灰の使用を提唱し、クローバーアルファルファ緑肥)は裏返されるべきであり[249] 、ローマ帝国の下で15世代(450年)が崩壊するまで使用されていました。[248] [250]ローマの崩壊からフランス革命まで、土壌と農業の知識は親から子へと受け継がれ、その結果、収穫量は低かった。ヨーロッパ中世の間、Yahya Ibnal-'Awwam 'sハンドブック[251]灌漑に重点を置き、北アフリカ、スペイン、中東の人々を導きました。この作品の翻訳は、スペインの影響下にあるときに最終的に米国南西部に運ばれました。[252] フランスの農学の父と見なされているオリヴィエ・デ・セレスは、輪作における休耕の放棄と干し草の牧草地への置き換えを最初に提案しブドウ園。彼の有名な著書LeThéâtred'Agricultureetmesnagedes champs [253]は、現代の台頭に貢献しました。持続可能な農業と、森林のゴミの除去や暗殺による作物の土壌改良などの古い農業慣行の崩壊により、中世の間、さらには地域によっては西ヨーロッパの土壌が破壊されました。[254]

植物を最初に育てた理由を実験した結果、植物を燃やしたときに残された灰は必須の要素であるが、燃焼後に地面に残されない窒素の役割を見落としていたという考えが生まれました。これは19世紀まで普及していた信念です。 。[255] 1635年頃、フランドルの化学者ヤン・バプティスト・ファン・ヘルモントは、雨水を加えるだけで育てられた柳の木を使った有名な5年間の実験から、水が不可欠な要素であることを証明したと考えました。彼の結論は、植物の重量の増加は明らかに水の添加によってのみ生じ、土壌の重量は減少しなかったという事実から来ました。[256] [257] [258] ジョン・ウッドワードd。 1728)きれいな水から泥だらけの水までさまざまな種類の水を試し、泥だらけの水が最適であることがわかったため、彼は土の物質が不可欠な要素であると結論付けました。他の人々は、成長中の植物にいくらかの本質を渡したのは土壌中の腐植土であると結論付けました。さらに他の人々は、重要な成長の原理は、死んだ植物や動物から新しい植物に受け継がれたものであると考えました。18世紀の初めに、ジェスロタルは土壌を耕作(攪拌)することが有益であることを示しましたが、攪拌によって土壌の細かい部分が植物の吸収に利用できるようになるという彼の意見は誤りでした。[257] [259]

化学が発達するにつれて、それは土壌肥沃度の調査に適用されました。フランスの化学者アントワーヌラヴォワジエは、1778年頃に、植物や動物が生きるために内部で酸素を燃焼しなければならないことを示し、ファンヘルモントの柳の木の165ポンド(75 kg)の重量のほとんどが空気に由来すると推定できました。[260]実験によって、植物の炭素、水素、酸素の主な供給源が空気と水であり、窒素が土壌から取られていることを示す証拠を得たのは、フランスの農業従事者ジャン・バティスト・ブシンゴーでした。[261] ユストゥス・フォン・リービッヒの著書「農業と生理学への応用における有機化学」(1840年公開)、植物中の化学物質は土壌と空気から来たものでなければならず、土壌の肥沃度を維持するには、使用済みのミネラルを交換する必要があると主張しました。[262]それにもかかわらず、リービッヒは窒素が空気から供給されていると信じていた。インカによるグアノによる土壌の濃縮は、1802年にアレクサンダーフォンフンボルトによって再発見されました。これは、その採掘とチリの硝酸塩の採掘につながり、1840年以降の米国とヨーロッパの土壌への応用につながりました。[263]

リービッヒの仕事は農業の革命だったので、他の研究者はそれに基づいて実験を始めました。イギリスでは、ジョン・ベネット・ローズジョセフ・ヘンリー・ギルバートが前者によって設立されたロザムステッド実験ステーションで働き、植物が土壌から窒素を取り込んだこと、そして塩が植物に吸収されるために利用可能な状態である必要があることを(再)発見しました。彼らの調査はまた、リン鉱石の酸処理からなる過リン酸石灰を生成しました。[264]これは、肥料としてのカリウム(K)と窒素(N)の塩の発明と使用につながりました。コークスの製造により発生したアンモニアを回収し、肥料として使用しました。[265]最後に、肥料で土壌に供給される栄養素の化学的基礎が理解され、19世紀半ばに化学肥料が適用されました。しかし、土壌とその生命体の動的な相互作用はまだ発見を待っていました。

1856年、J。トーマスウェイは肥料に含まれるアンモニアが硝酸塩に変換されることを発見し[266]、20年後ロバートワーリントンはこの変換が生物によって行われたことを証明しました。[267] 1890年、セルゲイ・ヴィノグラードスキーは、この形質転換の原因となる細菌を発見したと発表した。[268]

特定のマメ科植物は空気から窒素を吸収して土壌に固定できることが知られていましたが、細菌による窒素固定で果たす役割の理解につながるには、19世紀の終わりにかけて細菌学の発展が必要でした。バクテリアとマメ科植物の根の共生、およびバクテリアによる窒素の固定は、ドイツの農業者ヘルマン・ヘルリーゲルとオランダの微生物学者マルティヌス・ベイジェリンクによって同時に発見されました[264]

輪作、機械化、化学肥料、天然肥料により、1800年から1900年の間に西ヨーロッパで小麦の収穫量が倍増しました。[269]

土壌形成の研究

農業慣行に関連して土壌を研究した科学者たちは、それを主に静的な基質と見なしていました。しかし、土壌は、生物的および非生物的プロセスの作用の下で、より古い地質学的物質からの進化の結果です。土壌の改善の研究が始まった後、他の研究者は土壌の起源を研究し始め、その結果、土壌の種類と分類も研究し始めました。

1860年、ミシシッピ州で、ユージーンW.ヒルガード(1833〜1916)は、岩石の材料、気候、植生、および発達した土壌の種類の間の関係を研究しました。彼は、土壌が動的であることに気づき、土壌タイプの分類を検討しました。[270]残念ながら、彼の仕事は続けられなかった。ほぼ同時に、フリードリヒ・アルベルト・ファロウは、ザクセンの公国について森林と農地を評価する彼の専門的な仕事の一環として、土壌プロファイルを説明し、土壌特性をそれらの形成に関連付けていました彼の1857年の著書、AnfangsgründederBodenkunde(土壌学の第一原理)は、現代の土壌学を確立しました。[271]ファロウの研究と同時代であり、公平な課税のために土地を正確に評価するという同じ必要性に駆り立てられて、ヴァシーリー・ドクチャエフはロシアの土壌科学者のチームを率いて、土壌の広範な調査を実施し、同様の塩基性岩、気候、植生タイプが同様のものにつながることを観察しました土壌の層とタイプ、および土壌分類の概念を確立しました。言語の壁のため、このチームの仕事は、ロシアのチームのメンバーであるコンスタンチン・グリンカによるドイツ語の出版物を通じて、1914年まで西ヨーロッパに伝えられませんでした。[272]

ロシアのチームの仕事に影響を受けたカーティス・F・マーブットは、グリンカの出版物を英語に翻訳し[273]、彼が米国の全国協力土壌調査を担当したので、それを全国の土壌分類システムに適用した。[257]

も参照してください

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