土壤的组成和性质
1 土壤的组成
土壤是由固、液、气三相物质构成的复杂的多相体系。土壤固相包括矿物质、有机质和土壤生物；在固相物质之间为形状和大小不同的孔隙，孔隙中存在水分和空气。土壤是以固相为主，三相共存。三相物质的相对含量因土壤种类和环境条件而异。土壤组分的比例（体积分数）为：矿物质约45％，有机质约5％，水20％～30％，空气20％～30％。
1.1 土壤矿物质
矿物质是土壤中最基本的组分，重量占土壤固体物质总重量的90％以上。矿物质通常是指天然元素或经无机过程形成并具结晶结构的化合物。地球上大多数土壤矿物质都来自各种岩石，这些矿物经物理和化学风化作用从母岩中释放出来时，就成为土壤矿物质和植物养分的主要来源。土壤矿物质按其成因可分为原生矿物和次生矿物两类。
⑴原生矿物：指在物理风化过程中产生的未改变化学成分和结晶构造的造岩矿物，如石英、云母、长石等，属于土壤矿物质的粗质部分，形成砂粒（直径在2.00～0.05mm之间）和粉砂（直径在0.05～0.002mm之间）。原生矿物主要有四类：①硅酸盐类矿物；②氧化物类矿物；③硫化物类矿物；④磷酸盐类矿物。 ⑵次生矿物：指原生矿物晶化学风化后形成的新矿物，其化学成分和晶体结构均有所改变。次生矿物包括：①简单盐类；②三氧化物；③次生铝硅酸盐。其中，三氧化物和次生铝硅酸盐是土壤矿物质中最细小的部分，常称为粘土矿物，如高岭石、蒙脱石、伊利石、绿泥石、褐铁矿和三水铝土等，它们形成的粘粒（直径小于0.002mm）具有吸附、保存呈离子态养分的能力，使土壤具有一定的保肥性。
1.2 土壤有机质
土壤有机质指土壤中含碳有机化合物的总称。有机质按重量计算只占土壤固体总重量的5％左右。土壤有机部分主要可以分为两类：原始组织及其部分分解的有机质和腐殖质。原始组织包括高等植物未分解的根、茎、叶；动物分解原始植物组织，向土壤提供的排泄物和死亡之后的尸体等。这些物质被各种类型的土壤微生物分解转化，形成土壤物质的一部分。因此，土壤植物和动物不仅是各种土壤微生物营养的最初来源，也是土壤有机部分的最初来源。这类有机质主要累积于土壤的表层，约占土壤有机部分总量的10％～15％。有机组织经由微生物合成的新化合物，或者由原始植物组织变化而成的比较稳定的分解产物便是腐殖质（humus），约占土壤有机部分总量的85％～90％。腐殖质是一种复杂化合物的混合物，通常呈黑色或棕色，性质上为胶体状，它具有比土壤无机组成中粘粒更强的吸持水分和养分离子的能力，因此，少量的腐殖质就能显著提高土壤的生产力。
1.3 土壤生物
土壤中充满了从微小的单细胞有机体到大的掘土动物，证明土壤是一种具有活性的物质，例如在每立方厘米耕层中细菌的数量可达109个以上，而在每立方厘米的森林土壤中，螨虫的数量亦可达到104个。
土壤中的生物群可以分为土壤植物区系和土壤动物区系。土壤植物区系包括细菌、放线菌、真菌、藻类，以及生活于土壤中的高等植物器官（根系）等；土壤动物区系包括至少有部分生活史是在土壤中度过的所有动物，其种类繁多。
土壤生物是土壤有机质的重要来源，又主导着土壤有机质转化的基本过程。土壤生物对进入土壤中的有机污染物的降解以及无机污染物的形态转化起着重要作用，使土壤净化功能的主要贡献者。
1.4 土壤水分
大气降水渗入土壤内部，充填土壤中的孔隙，形成土壤中的水分。根据水分在土壤中的存在方式，通常可分为吸湿水、毛管水和重力水。存在于土壤颗粒表面的水膜称为吸湿水；当膜状的吸湿水充满土壤毛细孔隙后，靠毛管力而保持的土壤水分称为毛管水；经过长期降水或灌溉之后，土壤内部孔隙几乎全部被水分占据，达到饱和状态，使存在于大孔隙中的水因重力作用而下移，进入地下水潜水层。这种水分只能暂时保持在土壤中，一旦外来水源中断，则很快流失，称为重力水。
1.5 土壤空气
土壤空气来源于大气，它存在于未被水分占据的空隙中，但其性质与大气圈中的空气明显不同。首先，土壤空气是不连续的。由于不易于交换，局部孔隙之间的空气组成往往不同。其次，土壤空气一般含水量高于大气。在土壤含水量适宜时，土壤空气的相对湿度接近100％。第三，土壤空气中CO2含量明显高于大气，可以达到大气中浓度的几倍到上百倍，O2的含量略低于大气，N2的含量则与
大气相当。这是由于植物根系的呼吸和土壤微生物对有机残体的好气性分解，消耗了土壤孔隙中的O2，同时产生大量CO2的缘故。
2 土壤的性质
2.1 土壤的物理性质
土壤的物理性质在很大程度上决定着土壤的其他性质，例如土壤养分的保持、土壤生物的数量等。因此，物理性质是土壤最基本的性质，它包括土壤的质地、结构、比重、容重、孔隙度、颜色、温度等方面。本节择其主要的性质予以介绍。
⑴土壤质地
质地表示土壤颗粒的粗细程度，也即砂、粉砂和粘粒的相对比例。植物生长中许多物理、化学反应的程度都受到质地的制约，这是因为它决定着这些反应得以进行的表面积。按照土壤颗粒的大小，可以划分出不同的土壤粒级，表1列出了美国制和国际制土壤粒级的划分标准及其有关性质。
表1 土壤的粒级和性质
根据砂、粉砂和粘粒在土壤中按不同比例的组合情况，便可以进行土壤质地的分类。图1中给出了粘土、壤土、粉砂土和砂土4种基本土壤类型和12种不同土壤类别的粒级比例。例如A点代表一个土壤样本含有15％的粘粒，65％的砂和20％的粉砂，其质地类别名称是砂质壤土；B点代表一个含有等量的砂、粉砂和粘粒的土壤样本，其质地类别名称是粘壤土。实际上不同土壤的质地是渐变的。
图1 土壤质地三角形
⑵土壤结构
土壤结构就是指土壤颗粒（砂、粉砂和粘粒）相互胶结在一起而形成的团聚体，也称土壤自然结构体。团聚体内部胶结较强，而团聚体之间则沿胶结的弱面相互分开。土壤结构是土壤形成过程中产生的新性质，不同的土壤和同一土壤的不同土层中，土壤结构往往各不相同。土壤团聚体按形态分为球状、板状、块状和棱柱状四种（表2）。
表2 土壤团聚体形态和所处位置
由于多数土壤团聚体的体积较单个土粒为大，所以它们之间的孔隙往往也比砂、粉砂和粘粒之间的孔隙大得多，从而可以促进空气和水分的运动，并为植物根系的伸展提供空间，为土壤动物的活动提供通道。由此可见，土壤结构的重要性在于它能够改变土壤的质地。在各种土壤结构中，球状团粒结构对土壤肥力的形成具有最重要的意义。
⑶土壤孔隙
土壤孔隙度是指单位体积土壤中孔隙体积所占的百分数。土壤质地和土壤结构对土壤孔隙、土壤容重和土壤密度有很大影响。当容重和密度增加时，孔隙的体积便减小；反之，孔隙的体积则增大。就表土来说，砂质土壤的孔隙度一般为35％～50％，壤土和粘性土则为40％～60％，有机质含量高，且团粒结构好的土壤的孔隙度甚至可以高于60％。但紧实的淀积层的孔隙度可低至25％～30％。
土壤孔隙的大小不同，粗大的土壤颗粒之间形成大孔隙（孔径大于0.1mm），细小的土壤颗粒如粘粒之间则形成小孔隙（孔径小于0.1mm）。一般来说，砂土的容重大，总孔隙度较小，但大部分是大孔隙，由于大孔隙易于通风透水，所以砂质土的保水性差。与此相反，粘土的容重小，总孔隙度较大，且大部分是小孔隙，由于小孔隙中空气流动不畅，水分运动主要为缓慢的毛管运动，所以粘土的保水性好。由此可见，土壤孔隙的大小和孔隙的数量是同样重要的。
⑷土壤温度
温度既是土壤肥力的因素之一，也是土壤的重要物理性质，它直接影响土壤动物、植物和微生物的活动，以及粘土矿物形成的化学过程的强度等。例如，在0℃以下，几乎没有生物的活动，影响矿物质和有机质分解与合成的生物、化学过程是很微弱的；在0～5℃之间，大多数植物的根系不能生长，种子难以发芽。
土壤温度的状况受到土壤质地、孔隙度和含水量的影响，主要表现为不同土壤的比热和导热率的差异。
土壤比热指单位质量(g)土壤的温度增减1K所吸收或放出的热量(J/g·K)，它仅相当于水的比热的1/5。因此，水分含量多的土壤在春季增温慢，在秋季降温也慢；相反，水分含量少的土壤在春季增温快，在秋季降温也快。此外，不同质地和孔隙度的土壤，其比热也不同，砂土的孔隙度小，比热亦小，土温易于升高和降低，粘土则相反。
土壤导热率指单位截面(1cm2)、单位距离(1cm)相差1K时，单位时间内传导通过的热量，单位是J/(cm·s·K)。土壤三相组成中以固体的导热率最大，其次是土壤水分，土壤空气的导热率最小。因此，土壤颗粒愈大，孔隙度愈小，则导热率愈大；反之，土壤颗粒愈小，孔隙度愈大，则导热率愈小。例如砂土的导热率比粘土要大，其升温和降温都比粘土迅速。
2.2 土壤的化学性质
存在于土壤孔隙中的水通常是土壤溶液，它是土壤中化学反应的介质。土壤溶液中的胶体颗粒担当着离子吸收和保存的作用；土壤溶液的酸碱度决定着离子的交换和养分的有效性；土壤溶液的氧化还原反应则影响着有机质分解和养分有效性的程度。因此，土壤化学性质主要表现在土壤胶体性质、土壤酸碱度和氧化还原反应三个方面，下面分别予以介绍。
⑴土壤胶体性质
如前所述，次生粘土矿物和腐殖质是土壤中最为活跃的成分，它们呈胶体状态，具有吸收和保存外来的各种养分的性能，是土壤肥力形成的主要物质基础。
胶体一般是指物质颗粒直径在1～100nm之间的物质分散系。土壤胶体（soil colloids）颗粒的直径通常小于1μm，它是一种液-固体系，即分散相为固体，分散介质为液体。根据组成胶粒物质的不同，土壤胶体可分为有机胶体（如腐殖质）、无机胶体（粘土矿物）和有机-无机复合胶体三类。由于土壤中腐殖质很少呈自由状态，常与各种次生矿物紧密结合在一起形成复合体，所以，有机-无机复合胶体是上壤胶体存在的主要形式。
由于胶体颗粒的体积很小，所以胶体物质的比面（单位体积物质的表面积）非常大。土壤中胶体物质含量越多，其所包含的面积也就越大。据估算，在104m2的土地面积上，如果20cm深的土层内含直径为1μm的粘粒10％，则粘粒的总面积将超过7×108m2。根据物理学的原理，一定体积的物质比面越大，其表面能也越大。因此，胶体含量越高的土壤，其表面能也越大，从而养分的物理吸收性能便越强。
胶体的供肥和保肥功能除了通过离子的吸附与交换来实现之外，还依赖于胶体的存在状态。当土壤胶体处于凝胶状态时，胶粒相互凝聚在一起，有利于土壤结构的形成和保肥能力的增强，但也降低了养分的有效性；当胶体处于溶胶状态时，每个胶粒都被介质所包围，是彼此分散存在的，虽可使养分的有效性增加，但易引起养分的淋失和土壤结构的破坏。土壤中的胶体主要处于凝胶状态，只有在潮湿的土壤中才有少量的溶胶。
⑵土壤酸碱度
土壤酸碱度又称土壤反应，它是土壤盐基状况的一种综合反映。土壤酸度是由H+引起的，而土壤碱度则与OH-的数量有关。H+大大超过OH-的土壤溶液呈酸性；而OH-大大超过H+的土壤溶液呈碱性；如果两种离子的浓度相等，土壤溶液则呈中性。
土壤的活性酸度是由土壤溶液中游离的H+造成的，通常用pH值表示。化学上把溶液中氢离子浓度的负对数定义为pH值，对于土壤而言，pH值就是土壤溶液中氢离子浓度的负对数。根据pH值的高低，可将土壤分为若干的酸碱度等级，图2是美国的一种划分结果。
另一种酸度称为潜在酸度，是土壤胶体所吸附的H+和Al3+被交换出来进入土壤溶液中所显示的酸度。因为这些离子在被交换出来之前并不显示酸度，因此得名。
图2土壤酸碱度分级及其pH值变化范围
活性酸度和潜在酸度在本质上并没有截然的区别，二者保持着动态平衡的关系，可用反应式表示：
假如加入石灰物质来中和土壤溶液的氢离子使酸度降低，上述反应将向右进行，结果是更多地吸附性氢和铝移动出来进入土壤溶液，变为活性酸度，使土壤酸度不会降低过快；而当较多的氢离子加入到土壤溶液之中时，溶液酸度升高，上述反应将向左进行，更多的氢离子被胶核所吸附，变为潜在酸度，使土壤酸度不会升高过快。土壤这种对酸化和碱化的自动协调能力称为土壤的缓冲作用，它使得土壤pH值具有稳定性，从而给高等植物和微生物提供了一个比较稳定的化学环境。
⑶氧化还原反应
在土壤溶液中经常地进行着氧化还原反应，它主要是指土壤中某些无机物质的电子得失过程。根据化学的知识，一个原子或离子失去电子称为被氧化，它本身是还原剂；而一个原子或离子得到电子称为被还原，它本身是氧化剂。土壤中存在着多种多样的氧化还原物质，在不同的条件下，它们参与氧化还原过程的情况是不同的。
土壤中的氧化作用主要由游离氧、少量的NO3-和高价金属离子如Mn4+、Fe3+等引起，它们是土壤溶液中的氧化剂，其中最重要的氧化剂是氧气。在土壤空气能与大气进行自由交换的非渍水土壤中，氧是决定氧化强度的主要体系，它在氧化有机质时，本身被还原为水：O2+4H+＋4e→2H2O。在土壤淹水的条件下，大气氧向土壤的扩散受阻，土壤含氧量由于生物和化学消耗而降低。如果土壤中缺氧，则其他氧化态较高的离子或分子成为氧化剂。
土壤中的还原作用是由有机质的分解、嫌气微生物的活动，以及低价铁和其它低价化合物所引起的，其中最重要的还原剂是有机质，在适宜的温度、水分和PH值等条件下，新鲜而未分解的有机质还原能力很强，对氧气的需要量非常大。
一般来说，氧化态物质有利于植物的吸收利用，而还原态物质不但有效性降低，甚至会对植物产生毒害。
土壤的组成和性质
1 土壤的组成
土壤是由固、液、气三相物质构成的复杂的多相体系。土壤固相包括矿物质、有机质和土壤生物；在固相物质之间为形状和大小不同的孔隙，孔隙中存在水分和空气。土壤是以固相为主，三相共存。三相物质的相对含量因土壤种类和环境条件而异。土壤组分的比例（体积分数）为：矿物质约45％，有机质约5％，水20％～30％，空气20％～30％。
1.1 土壤矿物质
矿物质是土壤中最基本的组分，重量占土壤固体物质总重量的90％以上。矿物质通常是指天然元素或经无机过程形成并具结晶结构的化合物。地球上大多数土壤矿物质都来自各种岩石，这些矿物经物理和化学风化作用从母岩中释放出来时，就成为土壤矿物质和植物养分的主要来源。土壤矿物质按其成因可分为原生矿物和次生矿物两类。
⑴原生矿物：指在物理风化过程中产生的未改变化学成分和结晶构造的造岩矿物，如石英、云母、长石等，属于土壤矿物质的粗质部分，形成砂粒（直径在2.00～0.05mm之间）和粉砂（直径在0.05～0.002mm之间）。原生矿物主要有四类：①硅酸盐类矿物；②氧化物类矿物；③硫化物类矿物；④磷酸盐类矿物。 ⑵次生矿物：指原生矿物晶化学风化后形成的新矿物，其化学成分和晶体结构均有所改变。次生矿物包括：①简单盐类；②三氧化物；③次生铝硅酸盐。其中，三氧化物和次生铝硅酸盐是土壤矿物质中最细小的部分，常称为粘土矿物，如高岭石、蒙脱石、伊利石、绿泥石、褐铁矿和三水铝土等，它们形成的粘粒（直径小于0.002mm）具有吸附、保存呈离子态养分的能力，使土壤具有一定的保肥性。
1.2 土壤有机质
土壤有机质指土壤中含碳有机化合物的总称。有机质按重量计算只占土壤固体总重量的5％左右。土壤有机部分主要可以分为两类：原始组织及其部分分解的有机质和腐殖质。原始组织包括高等植物未分解的根、茎、叶；动物分解原始植物组织，向土壤提供的排泄物和死亡之后的尸体等。这些物质被各种类型的土壤微生物分解转化，形成土壤物质的一部分。因此，土壤植物和动物不仅是各种土壤微生物营养的最初来源，也是土壤有机部分的最初来源。这类有机质主要累积于土壤的表层，约占土壤有机部分总量的10％～15％。有机组织经由微生物合成的新化合物，或者由原始植物组织变化而成的比较稳定的分解产物便是腐殖质（humus），约占土壤有机部分总量的85％～90％。腐殖质是一种复杂化合物的混合物，通常呈黑色或棕色，性质上为胶体状，它具有比土壤无机组成中粘粒更强的吸持水分和养分离子的能力，因此，少量的腐殖质就能显著提高土壤的生产力。
1.3 土壤生物
土壤中充满了从微小的单细胞有机体到大的掘土动物，证明土壤是一种具有活性的物质，例如在每立方厘米耕层中细菌的数量可达109个以上，而在每立方厘米的森林土壤中，螨虫的数量亦可达到104个。
土壤中的生物群可以分为土壤植物区系和土壤动物区系。土壤植物区系包括细菌、放线菌、真菌、藻类，以及生活于土壤中的高等植物器官（根系）等；土壤动物区系包括至少有部分生活史是在土壤中度过的所有动物，其种类繁多。
土壤生物是土壤有机质的重要来源，又主导着土壤有机质转化的基本过程。土壤生物对进入土壤中的有机污染物的降解以及无机污染物的形态转化起着重要作用，使土壤净化功能的主要贡献者。
1.4 土壤水分
大气降水渗入土壤内部，充填土壤中的孔隙，形成土壤中的水分。根据水分在土壤中的存在方式，通常可分为吸湿水、毛管水和重力水。存在于土壤颗粒表面的水膜称为吸湿水；当膜状的吸湿水充满土壤毛细孔隙后，靠毛管力而保持的土壤水分称为毛管水；经过长期降水或灌溉之后，土壤内部孔隙几乎全部被水分占据，达到饱和状态，使存在于大孔隙中的水因重力作用而下移，进入地下水潜水层。这种水分只能暂时保持在土壤中，一旦外来水源中断，则很快流失，称为重力水。
1.5 土壤空气
土壤空气来源于大气，它存在于未被水分占据的空隙中，但其性质与大气圈中的空气明显不同。首先，土壤空气是不连续的。由于不易于交换，局部孔隙之间的空气组成往往不同。其次，土壤空气一般含水量高于大气。在土壤含水量适宜时，土壤空气的相对湿度接近100％。第三，土壤空气中CO2含量明显高于大气，可以达到大气中浓度的几倍到上百倍，O2的含量略低于大气，N2的含量则与
大气相当。这是由于植物根系的呼吸和土壤微生物对有机残体的好气性分解，消耗了土壤孔隙中的O2，同时产生大量CO2的缘故。
2 土壤的性质
2.1 土壤的物理性质
土壤的物理性质在很大程度上决定着土壤的其他性质，例如土壤养分的保持、土壤生物的数量等。因此，物理性质是土壤最基本的性质，它包括土壤的质地、结构、比重、容重、孔隙度、颜色、温度等方面。本节择其主要的性质予以介绍。
⑴土壤质地
质地表示土壤颗粒的粗细程度，也即砂、粉砂和粘粒的相对比例。植物生长中许多物理、化学反应的程度都受到质地的制约，这是因为它决定着这些反应得以进行的表面积。按照土壤颗粒的大小，可以划分出不同的土壤粒级，表1列出了美国制和国际制土壤粒级的划分标准及其有关性质。
表1 土壤的粒级和性质
根据砂、粉砂和粘粒在土壤中按不同比例的组合情况，便可以进行土壤质地的分类。图1中给出了粘土、壤土、粉砂土和砂土4种基本土壤类型和12种不同土壤类别的粒级比例。例如A点代表一个土壤样本含有15％的粘粒，65％的砂和20％的粉砂，其质地类别名称是砂质壤土；B点代表一个含有等量的砂、粉砂和粘粒的土壤样本，其质地类别名称是粘壤土。实际上不同土壤的质地是渐变的。
图1 土壤质地三角形
⑵土壤结构
土壤结构就是指土壤颗粒（砂、粉砂和粘粒）相互胶结在一起而形成的团聚体，也称土壤自然结构体。团聚体内部胶结较强，而团聚体之间则沿胶结的弱面相互分开。土壤结构是土壤形成过程中产生的新性质，不同的土壤和同一土壤的不同土层中，土壤结构往往各不相同。土壤团聚体按形态分为球状、板状、块状和棱柱状四种（表2）。
表2 土壤团聚体形态和所处位置
由于多数土壤团聚体的体积较单个土粒为大，所以它们之间的孔隙往往也比砂、粉砂和粘粒之间的孔隙大得多，从而可以促进空气和水分的运动，并为植物根系的伸展提供空间，为土壤动物的活动提供通道。由此可见，土壤结构的重要性在于它能够改变土壤的质地。在各种土壤结构中，球状团粒结构对土壤肥力的形成具有最重要的意义。
⑶土壤孔隙
土壤孔隙度是指单位体积土壤中孔隙体积所占的百分数。土壤质地和土壤结构对土壤孔隙、土壤容重和土壤密度有很大影响。当容重和密度增加时，孔隙的体积便减小；反之，孔隙的体积则增大。就表土来说，砂质土壤的孔隙度一般为35％～50％，壤土和粘性土则为40％～60％，有机质含量高，且团粒结构好的土壤的孔隙度甚至可以高于60％。但紧实的淀积层的孔隙度可低至25％～30％。
土壤孔隙的大小不同，粗大的土壤颗粒之间形成大孔隙（孔径大于0.1mm），细小的土壤颗粒如粘粒之间则形成小孔隙（孔径小于0.1mm）。一般来说，砂土的容重大，总孔隙度较小，但大部分是大孔隙，由于大孔隙易于通风透水，所以砂质土的保水性差。与此相反，粘土的容重小，总孔隙度较大，且大部分是小孔隙，由于小孔隙中空气流动不畅，水分运动主要为缓慢的毛管运动，所以粘土的保水性好。由此可见，土壤孔隙的大小和孔隙的数量是同样重要的。
⑷土壤温度
温度既是土壤肥力的因素之一，也是土壤的重要物理性质，它直接影响土壤动物、植物和微生物的活动，以及粘土矿物形成的化学过程的强度等。例如，在0℃以下，几乎没有生物的活动，影响矿物质和有机质分解与合成的生物、化学过程是很微弱的；在0～5℃之间，大多数植物的根系不能生长，种子难以发芽。
土壤温度的状况受到土壤质地、孔隙度和含水量的影响，主要表现为不同土壤的比热和导热率的差异。
土壤比热指单位质量(g)土壤的温度增减1K所吸收或放出的热量(J/g·K)，它仅相当于水的比热的1/5。因此，水分含量多的土壤在春季增温慢，在秋季降温也慢；相反，水分含量少的土壤在春季增温快，在秋季降温也快。此外，不同质地和孔隙度的土壤，其比热也不同，砂土的孔隙度小，比热亦小，土温易于升高和降低，粘土则相反。
土壤导热率指单位截面(1cm2)、单位距离(1cm)相差1K时，单位时间内传导通过的热量，单位是J/(cm·s·K)。土壤三相组成中以固体的导热率最大，其次是土壤水分，土壤空气的导热率最小。因此，土壤颗粒愈大，孔隙度愈小，则导热率愈大；反之，土壤颗粒愈小，孔隙度愈大，则导热率愈小。例如砂土的导热率比粘土要大，其升温和降温都比粘土迅速。
2.2 土壤的化学性质
存在于土壤孔隙中的水通常是土壤溶液，它是土壤中化学反应的介质。土壤溶液中的胶体颗粒担当着离子吸收和保存的作用；土壤溶液的酸碱度决定着离子的交换和养分的有效性；土壤溶液的氧化还原反应则影响着有机质分解和养分有效性的程度。因此，土壤化学性质主要表现在土壤胶体性质、土壤酸碱度和氧化还原反应三个方面，下面分别予以介绍。
⑴土壤胶体性质
如前所述，次生粘土矿物和腐殖质是土壤中最为活跃的成分，它们呈胶体状态，具有吸收和保存外来的各种养分的性能，是土壤肥力形成的主要物质基础。
胶体一般是指物质颗粒直径在1～100nm之间的物质分散系。土壤胶体（soil colloids）颗粒的直径通常小于1μm，它是一种液-固体系，即分散相为固体，分散介质为液体。根据组成胶粒物质的不同，土壤胶体可分为有机胶体（如腐殖质）、无机胶体（粘土矿物）和有机-无机复合胶体三类。由于土壤中腐殖质很少呈自由状态，常与各种次生矿物紧密结合在一起形成复合体，所以，有机-无机复合胶体是上壤胶体存在的主要形式。
由于胶体颗粒的体积很小，所以胶体物质的比面（单位体积物质的表面积）非常大。土壤中胶体物质含量越多，其所包含的面积也就越大。据估算，在104m2的土地面积上，如果20cm深的土层内含直径为1μm的粘粒10％，则粘粒的总面积将超过7×108m2。根据物理学的原理，一定体积的物质比面越大，其表面能也越大。因此，胶体含量越高的土壤，其表面能也越大，从而养分的物理吸收性能便越强。
胶体的供肥和保肥功能除了通过离子的吸附与交换来实现之外，还依赖于胶体的存在状态。当土壤胶体处于凝胶状态时，胶粒相互凝聚在一起，有利于土壤结构的形成和保肥能力的增强，但也降低了养分的有效性；当胶体处于溶胶状态时，每个胶粒都被介质所包围，是彼此分散存在的，虽可使养分的有效性增加，但易引起养分的淋失和土壤结构的破坏。土壤中的胶体主要处于凝胶状态，只有在潮湿的土壤中才有少量的溶胶。
⑵土壤酸碱度
土壤酸碱度又称土壤反应，它是土壤盐基状况的一种综合反映。土壤酸度是由H+引起的，而土壤碱度则与OH-的数量有关。H+大大超过OH-的土壤溶液呈酸性；而OH-大大超过H+的土壤溶液呈碱性；如果两种离子的浓度相等，土壤溶液则呈中性。
土壤的活性酸度是由土壤溶液中游离的H+造成的，通常用pH值表示。化学上把溶液中氢离子浓度的负对数定义为pH值，对于土壤而言，pH值就是土壤溶液中氢离子浓度的负对数。根据pH值的高低，可将土壤分为若干的酸碱度等级，图2是美国的一种划分结果。
另一种酸度称为潜在酸度，是土壤胶体所吸附的H+和Al3+被交换出来进入土壤溶液中所显示的酸度。因为这些离子在被交换出来之前并不显示酸度，因此得名。
图2土壤酸碱度分级及其pH值变化范围
活性酸度和潜在酸度在本质上并没有截然的区别，二者保持着动态平衡的关系，可用反应式表示：
假如加入石灰物质来中和土壤溶液的氢离子使酸度降低，上述反应将向右进行，结果是更多地吸附性氢和铝移动出来进入土壤溶液，变为活性酸度，使土壤酸度不会降低过快；而当较多的氢离子加入到土壤溶液之中时，溶液酸度升高，上述反应将向左进行，更多的氢离子被胶核所吸附，变为潜在酸度，使土壤酸度不会升高过快。土壤这种对酸化和碱化的自动协调能力称为土壤的缓冲作用，它使得土壤pH值具有稳定性，从而给高等植物和微生物提供了一个比较稳定的化学环境。
⑶氧化还原反应
在土壤溶液中经常地进行着氧化还原反应，它主要是指土壤中某些无机物质的电子得失过程。根据化学的知识，一个原子或离子失去电子称为被氧化，它本身是还原剂；而一个原子或离子得到电子称为被还原，它本身是氧化剂。土壤中存在着多种多样的氧化还原物质，在不同的条件下，它们参与氧化还原过程的情况是不同的。
土壤中的氧化作用主要由游离氧、少量的NO3-和高价金属离子如Mn4+、Fe3+等引起，它们是土壤溶液中的氧化剂，其中最重要的氧化剂是氧气。在土壤空气能与大气进行自由交换的非渍水土壤中，氧是决定氧化强度的主要体系，它在氧化有机质时，本身被还原为水：O2+4H+＋4e→2H2O。在土壤淹水的条件下，大气氧向土壤的扩散受阻，土壤含氧量由于生物和化学消耗而降低。如果土壤中缺氧，则其他氧化态较高的离子或分子成为氧化剂。
土壤中的还原作用是由有机质的分解、嫌气微生物的活动，以及低价铁和其它低价化合物所引起的，其中最重要的还原剂是有机质，在适宜的温度、水分和PH值等条件下，新鲜而未分解的有机质还原能力很强，对氧气的需要量非常大。
一般来说，氧化态物质有利于植物的吸收利用，而还原态物质不但有效性降低，甚至会对植物产生毒害。