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土は、一般的に土や泥とも呼ばれ、植物や土壌生物の生命を支える有機物、鉱物、ガス、液体、生物の混合物です。科学的な定義の中には、土を土壌と区別するために、前者の用語を特に移動した土に限定しているものもあります。
土壌は、鉱物と有機物の固体相（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。 [1] [2]したがって、土壌は固体、液体、および気体の3状態システムです。 [3]土壌は、気候の影響、地形の起伏（標高、方位、傾斜）、生物、および土壌の親物質（元の鉱物）が時間の経過とともに相互作用するいくつかの要因の産物です。[4]土壌は、関連する侵食を伴う風化を含む多数の物理的、化学的、および生物学的プロセスによって継続的に発達します。 [5]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嵩密度（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、土壌粒子の密度はそれよりはるかに高く、2.6～2.7 g/cm 3の範囲です。[7]地球上の土壌のうち更新世より古いものはほとんどなく、新生代より古いものはありません。[8]ただし、化石化した土壌は始生代まで遡って保存されています。[9]
地球の土壌は総称して土壌圏と呼ばれています。土壌圏は岩石圏、水圏、大気圏、生物圏と接しています。[10]土壌には4つの重要な機能があります。
これらすべての機能は、土壌とその特性を変化させます。
土壌科学には、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ます。[11] 土壌学は、自然環境における土壌の形成、記述（形態）、および分類に焦点を当てています。[12]工学用語では、土壌は、月やその他の天体で見られるような、岩盤の上にある他の緩い物質も含む、より広い概念のレゴリスに含まれます。[13]
プロセス
土壌は地球の生態系の主要な構成要素です。世界の生態系は土壌で行われるプロセスによって広範囲に影響を及ぼしており、その影響はオゾン層の破壊や地球温暖化から熱帯雨林の破壊や水質汚染にまで及びます。地球の炭素循環に関して言えば、土壌は重要な炭素貯蔵庫として機能し、[14]潜在的に人間の撹乱[15]や気候変動に対して最も反応しやすいものの 1 つです。 [16]地球が温暖化すると、高温での生物活動の増加により土壌が大気中に二酸化炭素を追加すると予測されています。これは正のフィードバック(増幅) です。[17]しかし、この予測は土壌炭素ターンオーバーに関する最近の知識を考慮すると疑問視されています。[18]
土壌は、工学的媒体、土壌生物の生息地、栄養素と有機廃棄物のリサイクルシステム、水質の調整器、大気の組成の修正器、植物の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提供者となっています。[19]土壌には利用可能なニッチと生息地が非常に広範囲にわたるため、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、ほとんどが微生物で大部分がまだ探索されていない数千種に属する数十億の生物が含まれている可能性があります。[20] [21]土壌の平均 原核生物密度は1グラムあたり約10 8生物ですが、[22]海には海水1ミリリットル（グラム）あたり10 7を超える原核生物がいません。 [23]土壌に含まれる 有機炭素は、最終的には従属栄養生物による呼吸のプロセスを通じて大気中に戻りますが、かなりの部分は土壌有機物の形で土壌に保持されます。耕作は通常、土壌呼吸の速度を速め、土壌有機物の枯渇につながります。[24]植物の根は酸素を必要とするため、通気性は土壌の重要な特性です。この通気性は、相互につながった土壌の孔のネットワークを介して実現され、この孔は雨水を吸収して保持し、植物がすぐ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、ほとんどの地域では散発的に降雨があるため、土壌の保水能力は植物の生存に不可欠です。[25]
土壌は不純物を効果的に除去し、[26]病原体を殺し、[27]汚染物質を分解することができ、この後者の特性は自然減衰と呼ばれています。[28]通常、土壌は酸素とメタンの正味の吸収を維持し、二酸化炭素と亜酸化窒素の正味の放出を受けます。[29]土壌は植物に物理的なサポート、空気、水、温度の緩和、栄養素、毒素からの保護を提供します。[30]土壌は、死んだ有機物をさまざまな栄養素の形に変換することにより、植物や動物がすぐに利用できる栄養素を提供します。[31]
構成
シルトローム土の成分（体積パーセント）
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、固形物が約50%（鉱物45%、有機物5%）で、50%が空隙（または孔）で、その半分は水で、残りの半分はガスで占められています。[32]土壌の鉱物と有機物の含有量は（短期的には）一定として扱うことができますが、土壌の水分とガスの含有量は非常に変動しやすいと考えられており、一方の増加は他方の減少によって同時にバランスが取れています。[33]孔隙空間は、土壌中の生命にとって不可欠な空気と水の浸透と移動を可能にします。[34]土壌の一般的な問題である 圧縮により、この空間が減少し、空気と水が植物の根や土壌生物に届かなくなります。[35]
十分な時間が経てば、未分化土壌は土壌層と呼ばれる2つ以上の層からなる土壌プロファイルを形成する。これらは、質感、構造、密度、多孔性、稠度、温度、色、反応性など、1つ以上の特性が異なっている。[8]層は厚さが大きく異なり、一般に明確な境界がなく、その発達は母材の種類、母材を変更するプロセス、およびそれらのプロセスに影響を与える土壌形成因子に依存する。土壌特性に対する生物学的影響は地表近くで最も強く、地球化学的影響は深さとともに増大する。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が含まれる。土壌体は通常、A層とB層を含む。土壌の生物成分は主に土壌体に限定されており、一般にA層でより顕著である。[36]地表からその下の母材まで垂直に伸び、そのすべての層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（ほとんどの土壌生物が生息する、腐植土の形態に相当）とコペドン（中間の位置にあり、鉱物の風化のほとんどが起こる）とリトペドン（下層土と接触している）に細分化できると示唆されている。[37]
土壌の質は、土壌を構成する砂、シルト、粘土 の個々の粒子の相対的な割合によって決まります。
個々の鉱物粒子が有機物、水、ガスと生物的および非生物的プロセスを介して相互作用することで、それらの粒子が凝集（くっついて）して団粒またはペッドを形成します。[38]これらの団粒が識別できる場合、土壌は発達していると言われ、色、多孔性、粘稠度、反応（酸性度）など の観点からさらに説明できます。
水は土壌を構成する物質の溶解、沈殿、浸食、輸送、堆積に関与しているため、土壌の発達において重要な因子です。[39]土壌の空隙を占める水と溶解または懸濁物質の混合物は土壌溶液と呼ばれます。土壌水は純粋な水ではなく、何百もの溶解した有機物と鉱物を含んでいるため、より正確には土壌溶液と呼ぶことができます。水は、土壌プロファイルからの鉱物の溶解、沈殿、浸出の中心です。最後に、水は土壌で生育する植物の種類に影響を与え、それが今度は土壌の発達に影響を与えます。これは複雑なフィードバックであり、半乾燥地域の縞状植生パターンのダイナミクスに例証されています。[40]
土壌は植物に栄養分を供給しますが、そのほとんどは粘土や有機物（コロイド）の粒子によって固定されています[41]。栄養分は粘土鉱物の表面に吸着されていたり、粘土鉱物内に結合していたり（吸収されていたり）、あるいは生物や死んだ土壌有機物の一部として有機化合物内に結合していたりします。これらの結合した栄養分は土壌水と相互作用して、土壌が湿ったり乾いたり、植物が栄養分を吸収したり、塩分が浸出したり、酸やアルカリが加えられたりしたときに、土壌溶液の組成を緩衝します（土壌溶液の変化を弱めます）。[ 42]
植物の養分利用能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pHは多くの土壌形成因子の関数であり、風化が進んでいる場所では一般的に低くなります（酸性度が高くなります）。[43]
窒素を除く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する。窒素の一部は、希硝酸やアンモニアとして雨に由来するが[44]、ほとんどの窒素は細菌による窒素固定の結果として土壌で利用可能である。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渣（土壌有機物）、ミネラル結合形態、および土壌溶液を通じてリサイクルされる。生きている土壌生物（微生物、動物、植物の根）と土壌有機物はどちらも、このリサイクル、ひいては土壌形成と土壌肥沃度に非常に重要である。[45]微生物土壌酵素は、ミネラルまたは有機物から栄養素を放出して植物やその他の微生物が利用できるようにしたり、それらを生体細胞に隔離（組み込む）したり、揮発（ガスとして大気中に失われる）または浸出によって土壌から失われたりすることがあります。[46]
形成
土壌は、有機物が蓄積し、コロイドが下方に押し流されて粘土、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形成されると言われています。これはやや恣意的な定義であり、砂、シルト、粘土、腐植土の混合物は、その時期以前に生物活動や農業活動を支えます。[ 47]これらの成分は、水と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、土壌プロファイルに層（層）が形成されます。土壌内の物質の変化と移動により、明確な土壌層が形成されます。ただし、最近の土壌の定義では、火星で形成されたレゴリス[48]や地球の砂漠の類似の状態など、有機物がまったく含まれない土壌も含まれています。[49]
土壌の発達の一例としては、溶岩流の基盤岩の風化から始まる。この風化によって、土壌の質が形成される純粋に鉱物ベースの母材が生成される。土壌の発達は、温暖な気候で、多雨かつ頻繁な降雨があるときに、最近の溶岩流の露出した岩盤から最も急速に進む。このような条件下では、有機物が非常に少ないにもかかわらず、植物（最初の段階では窒素固定 地衣類とシアノバクテリア、次に岩石付着性の 高等植物）が玄武岩質溶岩上に非常に速く定着する。 [50]ゴルディッチ溶解系列によると、玄武岩質鉱物は一般に比較的速く風化する。[51]植物は、岩から溶解した鉱物を運ぶ栄養分を含んだ水で満たされた多孔質の岩によって支えられている。岩の局所的な地形であるクレバスやポケットには、細かい物質が保持され、植物の根が生息する。発達中の植物の根は、鉱物風化菌根菌[52]と関連しており、多孔質の溶岩を分解するのに役立ちます。これにより、有機物とより細かい鉱物土壌が時間とともに蓄積されます。このような土壌発達の初期段階は、火山[53]、インゼルベルグ[54]、氷河モレーン[55]で説明されています。
土壌形成がどのように進むかは、土壌の進化に絡み合う少なくとも5つの古典的な要因、すなわち母材、気候、地形（起伏）、生物、時間の影響を受けます。[56]気候、起伏、生物、母材、時間の順に並べると、頭字語CROPTが形成されます。[57]
物理的特性
土壌の物理的性質は、作物生産などの生態系サービスに対する重要性の降順で、テクスチャ、構造、嵩密度、多孔度、稠度、温度、色および抵抗率である。[58]土壌テクスチャは、土壌分離体と呼ばれる3種類の土壌鉱物粒子、すなわち砂、シルト、粘土の相対的な割合によって決まる。次の大きなスケールでは、鉄酸化物、炭酸塩、粘土、シリカ、腐植が粒子を覆い、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、土壌分離体からペッドまたはより一般的には土壌団粒と呼ばれる土壌構造が形成される。[59]標準化された水分条件で測定された土壌嵩密度は、土壌の圧縮の推定値である。[60]土壌多孔度は、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る。土壌の稠度は、土壌物質が互いに接着する能力である。土壌温度と色は自己定義可能である。抵抗率は電流の伝導に対する抵抗を指し、土壌に埋設された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断面の深さ、つまり土壌層によって異なります。これらの特性のほとんどは、土壌の通気性と、水が浸透して土壌内に保持される能力を決定します。 [62]
土壌水分
土壌水分量は体積または重量で測定できます。土壌水分レベルは、水分量の多い順に、飽和、圃場容量、萎凋点、自然乾燥、オーブン乾燥です。圃場容量は、水分含有量が重力と平衡に達した時点での排水された湿った土壌を表します。圃場容量を超えて土壌に灌漑すると、浸透による損失のリスクがあります。萎凋点は、生育中の植物の乾燥限界を表します。生育期には、土壌水分は官能基や種の豊富さの影響を受けません。[63]
有効水容量とは、土壌中に保持され、植物が利用できる水の量です。水分含有量が減少すると、植物は増加する接着力と吸着力に逆らって水を吸収しなければなりません。灌漑スケジュールは、ストレスが誘発される前に枯渇した水を補給することで、水分ストレスを回避します。[64] [65]
毛細管現象は、土壌の湿った部分から乾燥した部分へ地下水を移動させる役割を果たします。地下灌漑設計（ウィッキングベッド、地下灌漑プランターなど）は、毛細管現象を利用して植物の根に水を供給します。毛細管現象により、塩分の蒸発濃縮が起こり、塩性化による土地の劣化を引き起こす可能性があります。
土壌水分測定（土壌の水分含有量を体積または重量で表す）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いて行われます。土壌水分測定は、土壌活動の変化を判断する上で重要な要素です。[63]
土壌ガス
土壌の大気、つまり土壌ガスは、上空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と二酸化炭素の放出により、酸素が減少し、二酸化炭素濃度が増加します。大気中のCO 2濃度は0.04%ですが、土壌の細孔空間ではその10～100倍にも達することがあり、根の呼吸を阻害する原因となっている可能性があります。[66]石灰質土壌は炭酸塩緩衝作用によってCO 2濃度を調節しますが、酸性土壌では呼吸されたCO 2 はすべて土壌の細孔系に蓄積します。[67]極端なレベルのCO 2 は有毒です。[68]これは、根と微生物の呼吸（土壌呼吸とも呼ばれる）に対する阻害効果を通じて、土壌CO 2 濃度が負のフィードバック制御される可能性があることを示唆しています。[69]さらに、土壌の空隙は、少なくとも最大吸湿性に達するまでは水蒸気で飽和しており、それを超えると土壌の空隙空間で蒸気圧不足が発生する。 [34]適切な多孔性は、水の浸透を可能にするだけでなく、ガスの拡散を可能にするためにも必要である。ガスの移動は、高濃度から低濃度への拡散によって行われ、拡散係数は土壌の圧縮とともに減少する。[70]上空の大気からの酸素は土壌に拡散して消費され、上空の大気を超えた二酸化炭素レベルは、水だけでなく他のガス（温室効果ガスを含む）とともに拡散する。 [71]土壌の質と構造は、土壌の多孔性とガス拡散に大きく影響する。土壌へのガスの拡散速度を決定するのは、土壌の孔隙サイズではなく、土壌の全孔隙空間（多孔度）と孔隙の相互連結度（または逆に孔隙の密閉度）であり、水分含有量、空気の乱流、温度と相まって、土壌へのガスの拡散速度を決定する。[72] [71]板状の土壌構造と土壌の圧縮（低多孔度）はガスの流れを妨げ、酸素が不足すると嫌気性細菌が硝酸塩NO 3からガスN 2、N 2 O、NOに還元（酸素を奪う）し、それが大気中に放出されて土壌の窒素が枯渇する、脱窒と呼ばれる有害なプロセスとなる。[73] 通気性のある土壌はメタン（ CH4）の純吸収源でもある[74]が、土壌の酸素が枯渇し、気温が上昇するとメタン（強力な熱吸収性温室効果ガス）の純発生源にもなる[75] 。
土壌大気は、根、 [76]細菌、[77]菌類、[78]動物など、さまざまな土壌生物からの炭素酸化物や窒素酸化物以外の揮発性物質の放出源でもあります。 [79]これらの揮発性物質は化学的な合図として使用され、土壌大気は相互作用ネットワークの拠点となっています。 [80] [81]相互作用ネットワークは、土壌生態系の安定性、ダイナミクス、進化に決定的な役割を果たしています。[82]生物起源の土壌揮発性有機化合物は地上大気と交換されますが、地上の植生からの揮発性有機化合物よりもわずか1～2桁低いだけです。[83]
人間は、よく知られている「雨上がり」の匂い、つまり干ばつの後に浸透した雨水が土壌の空気全体を洗い流したときや、土壌を掘削したときに感じる匂いを通じて、土壌の空気についてある程度の見当をつけることができます。[84]これは、還元主義的に、ペトリコールやゲオスミンなどの特定の生化学物質に起因すると考えられている全体的な性質です。
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することができます。土壌の粒度分布、つまり土壌の質感は、その土壌の多くの特性、特に透水係数と水分ポテンシャルを決定しますが、[85]それらの粒子の鉱物学は、それらの特性を大きく変える可能性があります。最も細かい土壌粒子である粘土の鉱物学は特に重要です。[86]
土壌の生物多様性
土壌には、多数の微生物、動物、植物、菌類が生息している。しかし、土壌の生物多様性は、そのほとんどが目に見えないため研究が難しく、土壌の生物多様性に関する推定は不十分であった。最近の研究では、土壌には地球上の種の59 ± 15%が生息している可能性が高いことが示唆されている。土壌に生息する種の割合が最も高いのは、ミミズ科（98.6%）で、続いて菌類（90%）、植物（85.5%）、シロアリ（等翅目）（84.2%）となっている。他の多くの動物グループでも、かなりの割合の種が土壌に生息しており、例えば昆虫では約30%、クモ類では約50%である。[87]ほとんどの脊椎動物は地上に生息するが（水生種は除く）、多くの種は掘り出し物、つまりほとんどの盲蛇のように土壌に生息する。
化学
土壌の化学性は、利用可能な植物栄養素を供給する土壌の能力を決定し、土壌の物理的特性およびそこに住む人々の健康に影響を及ぼします。さらに、土壌の化学性は、土壌の腐食性、安定性、汚染物質の吸収 能力、および水のろ過能力も決定します。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の表面化学です。 [88]コロイドは、サイズが 1ナノメートルから1マイクロメートルの小さな不溶性粒子であり、ブラウン運動によって流体媒体内で沈降することなく浮遊できるほど小さいです。 [89]ほとんどの土壌には、粘土の無機コロイド粒子だけでなく、腐植と呼ばれる有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正味の電荷により、土壌はイオンを保持および放出する能力を持っています。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状態で陽イオンを引き付けたり放出したりします。陽イオン交換容量は、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、 cmol c /kg ）で表されます。同様に、コロイド上の正電荷部位は土壌内の陰イオンを引き付けたり放出したりすることができ、土壌の陰イオン交換容量を決定します。
陽イオンと陰イオンの交換
コロイドと土壌水の間で起こる陽イオン交換は、土壌の pH を緩衝（調整）し、土壌構造を変え、有益なものから有害なものまであらゆる種類の陽イオンを吸着して浸透水を浄化します。
コロイド粒子の負電荷または正電荷により、粒子表面にそれぞれ陽イオンまたは陰イオンを保持することができます。電荷は4つの原因から生じます。[90]
- 同形置換は粘土の形成中に起こり、結晶構造においてより低い原子価の陽イオンがより高い原子価の陽イオンと置き換わる。[91]電荷の強さは距離の2乗に比例して低下するため、最外層での置換は最内層での置換よりも効果的である。その結果、酸素原子は正味で負に帯電し、陽イオンを引き付ける能力を持つようになる。
- 粘土の端にある酸素原子は、四面体と八面体構造が不完全であるため、イオン的にバランスが取れていない。[92]
- ヒドロキシル基はシリカ層の酸素と置き換わることがあり、このプロセスは水酸化と呼ばれます。粘土ヒドロキシル基の水素が溶液中にイオン化されると、酸素は負に帯電します（アニオン性粘土）。[93]
- 腐植土の水酸基の水素も溶液中でイオン化され、粘土と同様に負に帯電した酸素が残る。[94]
負に帯電したコロイドに保持された陽イオンは水によって流されることを防ぎ、植物の根の届かないところにあるため、降雨量が中程度で気温が低い地域では土壌の肥沃度が保たれます。[95] [96]
コロイド上の陽イオン交換のプロセスには階層があり、陽イオンはコロイドによる吸着の強さが異なり、したがって互いに置き換わる能力（イオン交換）も異なります。土壌水溶液に等量存在する場合：
Al 3+がH +を置き換え、Ca 2+がMg 2+を置き換え、 K +を置き換え、 NHと同じ+
4Na +を置換する[97]
ある陽イオンを大量に添加すると、その数の力だけで他の陽イオンと置き換わる可能性がある。これは質量作用の法則と呼ばれる。これは主に陽イオン肥料（カリ、石灰）を添加した場合に起こることである。[98]
土壌溶液がより酸性に（低pH 、つまり H +が豊富）なると、コロイドとの結合が弱い他の陽イオンが溶液中に押し出され、水素イオンが交換サイトを占有する（プロトン化）。低 pH により、ヒドロキシル基の水素が溶液中に引き込まれ、コロイド上の荷電サイトが他の陽イオンによって占有されるようになる。土壌コロイド表面のヒドロキシ基のこのイオン化により、pH 依存性表面電荷と呼ばれるものが生じる。 [99]同形置換反応によって生じる永久電荷とは異なり、pH 依存性電荷は可変であり、pH の上昇とともに増加する。[100]遊離した陽イオンは植物が利用できるようになるが、土壌から浸出しやすく、土壌の肥沃度を低下させる可能性がある。[101]植物は有機酸の合成によってH + を土壌に排泄することができ、それによって根付近の土壌の pH を変えてコロイドから陽イオンを押しのけ、植物が利用できるようにする。[102]
陽イオン交換容量（CEC）
陽イオン交換容量とは、土壌が土壌水溶液から陽イオンを取り除き、植物の根が水素イオンを溶液に放出する際に後で交換される陽イオンを隔離する能力です。[103] CEC は、乾燥重量 100 グラムの土壌と結合する交換可能な水素陽イオン (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、乾燥土壌 100 グラムあたりの水素イオンの 1000 分の 1 グラムは、水素イオンの測定値になります。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= 乾燥土壌 100 グラムあたり 20 ミリ当量の水素イオン、つまり 20 meq/100 g に変換されます。[104] CECの現代的な測定方法は、オーブンで乾燥した土壌1キログラムあたりの正電荷のセンチモル（cmol/kg）として表されます。
土壌のCECのほとんどは粘土や腐植コロイド上に存在し、熱帯雨林のような高温多湿の気候では浸出や分解によりCECが不足し、熱帯土壌が不毛に見えるのはそのためです。[105]生きた植物の根にも、比表面積に関連するCECがいくらか存在します。[106]
陰イオン交換容量（AEC）
陰イオン交換容量とは、土壌水溶液から陰イオン（硝酸塩、リン酸など）を取り除き、植物の根が土壌水溶液に炭酸イオンを放出するときに後で交換するために隔離する土壌の能力です。 [108] CECが低いコロイドは、ある程度のAECを持つ傾向があります。非晶質粘土と三二酸化物粘土のAECが最も高く、[109]鉄酸化物がそれに続きます。[110] AECのレベルはCECよりもはるかに低いですが、これは、変動電荷土壌を除いて、土壌コロイド上の正（負よりも）に帯電した表面の割合が一般に高いためです。[111]リン酸は陰イオン交換部位に保持される傾向があります。[112]
鉄およびアルミニウム水酸化物粘土は、水酸化物アニオン（OH −）を他のアニオンと交換することができる。 [108]アニオン接着の強さを反映する順序は以下のとおりである。
- H
2PO−
4SOを置き換える2−4
...NOを置き換える−
3Clを置き換える−
交換可能な陰イオンの量は、乾燥土壌100gあたり10分の1から数ミリ当量である。[107] pHが上昇すると、相対的にヒドロキシル基が多くなり、コロイドから陰イオンが排除され、溶液中に押し出されて貯蔵庫から追い出される。そのため、AECはpH（アルカリ度）の上昇とともに減少する。[113]
反応性（pH）
土壌反応性はpHで表され、土壌の酸性度やアルカリ度を測る指標である。より正確には、水溶液中の水素イオン濃度の指標であり、0から14（酸性から塩基性）の範囲の値をとるが、土壌の場合、実際にはpHは3.5から9.5の範囲であり、これを超えるpH値は生命体に有毒である。[114]
25℃では、pH 3.5 の水溶液には、1 リットルあたり10 −3.5 モルのH 3 O + (ヒドロニウムイオン) が含まれています (また、1リットルあたり10 −10.5モルの OH −も含まれています)。中性として定義される pH 7 には、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モルの OH − が含まれています。2 つの濃度は等しいため、互いに中和すると言われています。pH 9.5 には、1 リットルあたり 10 −9.5モルのヒドロニウムイオンが含まれています (また、1 リットルあたり 10 −2.5モルの OH − も含まれています)。pH 3.5 には、1 リットルあたり pH 9.5 の溶液よりも 100 万倍多くのヒドロニウムイオンが含まれており ( 9.5 − 3.5 = 6または 10 6 )、より酸性です。[115]
土壌に対する pH の影響は、土壌から特定のイオンを除去したり、利用可能にしたりすることです。酸性度の高い土壌には、毒性のある量のアルミニウムとマンガンが含まれる傾向があります。[116]毒性と必要量のトレードオフの結果、ほとんどの栄養素は中程度の pH で植物にとってより利用しやすくなりますが、[117]ほとんどのミネラルは酸性土壌でより溶けやすくなります。土壌生物は高酸性によって妨げられ、ほとんどの農作物は pH 6.5 のミネラル土壌と pH 5.5 の有機土壌で最もよく育ちます。[118]低 pH では、有毒金属 (カドミウム、亜鉛、鉛など) は陽イオンとして正に帯電し、有機汚染物質は非イオン性であるため、両方とも生物にとってより利用しやすくなります。[119] [120]酸性土壌に一般的に生息する植物、動物、微生物は、自然由来であれ人為起源であれ、あらゆる種類の汚染にあらかじめ適応していると示唆されています。 [121]
降雨量が多い地域では、通常または異常な雨の酸性度から生じるヒドロニウムイオンがコロイドに付着したイオンに大量に作用することで、塩基性陽イ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素が洗い流され、熱帯雨林のような非常に酸性の条件で栄養素を吸収するのに特に効率的な生物だけが土壌に生息することになります。[122]コロイドがH 3 O +で飽和すると、それ以上のヒドロニウムイオンまたはアルミニウムヒドロキシル陽イオンが追加されると、土壌の緩衝能力がなくなるため、pHはさらに低下します（酸性が強くなります）。[123]降雨量が多く気温が高い地域では、粘土と腐植が洗い流され、土壌の緩衝能力がさらに低下する可能性があります。[124]降雨量の少ない地域では、浸出していないカルシウムがpHを8.5まで押し上げ、交換性ナトリウムが加わると土壌のpHは10に達することがあります。[125] pHが9を超えると、植物の成長が減少します。 [126] pHが高いと微量栄養素の移動性が低下しますが、それらの栄養素の水溶性キレートで不足を補うことができます。[127]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。カルシウムは粘土にナトリウムよりもしっかりと付着するため、土壌水溶液に押し込まれ、大量の水で洗い流されるからです。[128] [129]
基本飽和度
酸を形成する陽イオン（例えば、ヒドロニウム、アルミニウム、鉄）と塩基を形成する陽イオン（例えば、カルシウム、マグネシウム、ナトリウム）がある。負に帯電した土壌コロイド交換部位（CEC）のうち塩基を形成する陽イオンによって占められている割合を塩基飽和度と呼ぶ。土壌のCECが20 meqで、5 meqがアルミニウムとヒドロニウム陽イオン（酸を形成する陽イオン）である場合、コロイド上の残りの位置（20 − 5 = 15 meq）は塩基を形成する陽イオンによって占められていると想定され、塩基飽和度は15 ÷ 20 × 100% = 75%となる（残りの25%は酸を形成する陽イオンと想定される）。塩基飽和度はpHにほぼ正比例する（pHが上昇するにつれて増加する）。[130]これは酸性土壌を中和するために必要な石灰の量（石灰必要量）を計算する際に役立つ。土壌を中和するために必要な石灰の量は、土壌水溶液中の酸形成イオン（遊離酸度）だけでなく、コロイド上の酸形成イオン（交換酸度）の量も考慮する必要があります。[131]土壌水溶液を中和するのに十分な量の石灰を追加しても、pHを変えるには不十分です。土壌コロイドに蓄積された酸形成陽イオンは、追加された石灰のカルシウムによってコロイドから押し出され、元のpH状態を回復する傾向があるためです。[132]
バッファリング
酸性物質や塩基性物質の添加による土壌の pH 変化に対する抵抗は、土壌の緩衝能力の尺度であり、（特定の土壌タイプでは）CEC が増加するにつれて増加します。したがって、純粋な砂にはほとんど緩衝能力がありませんが、コロイド（鉱物性または有機性）を多く含む土壌は高い緩衝能力を持っています。[133]緩衝は陽イオン交換と中和によって行われます。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。炭酸塩の役割も強調する必要があります。[134]より一般的には、pH レベルに応じて、炭酸カルシウム 緩衝範囲から鉄緩衝範囲まで、いくつかの緩衝システムが互いに優先されます。[135]
少量の高塩基性アンモニア水を土壌に加えると、アンモニウムがコロイドからヒドロニウムイオンを置換し、最終生成物は水とコロイドに固定されたアンモニウムになりますが、土壌の pH 全体に永続的な変化はほとんどありません。
少量の石灰（Ca(OH) 2 ）を加えると、土壌コロイドからヒドロニウムイオンが置換され、コロイドへのカルシウムの固定と CO 2と水の発生が起こりますが、土壌 pH に永続的な変化はほとんどありません。
上記は土壌 pH の緩衝作用の例です。一般的な原理は、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（緩衝作用）、その陽イオンの溶液が減少すると、その陽イオンがコロイドから引き出されて溶液中に移動する（緩衝作用）というものです。緩衝作用の程度は、土壌の CEC と関係していることが多く、CEC が大きいほど、土壌の緩衝能力は大きくなります。[136]
酸化還元
土壌化学反応には、プロトンと電子の移動の組み合わせが関与しています。移動プロセスで電子が失われると酸化が起こり、電子が得られると還元が起こります。還元電位はボルトまたはミリボルトで測定されます。土壌微生物群は電子伝達鎖に沿って発達し、導電性バイオフィルムを形成し、細菌ナノワイヤのネットワークを発達させます。
土壌の発達における酸化還元因子。酸化還元色の特徴の形成は、土壌の解釈に重要な情報を提供します。酸化還元勾配を理解することは、炭素隔離、バイオレメディエーション、湿地の境界設定、土壌ベースの微生物燃料電池を管理する上で重要です。
栄養素
植物の成長と繁殖には、17の元素または栄養素が不可欠です。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）、鉄（Fe）、ホウ素（B）、マンガン（Mn）、銅（Cu）、亜鉛（Zn）、モリブデン（Mo）、ニッケル（Ni）、塩素（Cl）です。[138] [139] [140]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、非必須栄養素と見なされます。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、[140]栄養素はもともと土壌のミネラル成分に由来します。最小法則は、土壌溶液中の栄養素の利用可能な形態が十分でない場合、植物は他の栄養素を最適な速度で吸収できないことを示しています。[141]したがって、土壌溶液の特定の栄養素比率は、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栄養素比率とは異なる可能性があります。[142]
植物による栄養素の吸収は、それが植物が利用できる形で存在している場合にのみ進行します。ほとんどの場合、栄養素は土壌水から（または土壌水とともに）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の大部分は一次鉱物と二次鉱物の中に結晶の形で保持されていますが、それらの風化は植物の急速な成長を支えるには遅すぎます。たとえば、細かく粉砕された鉱物、長石、アパタイトを土壌に施用しても、栄養素のほとんどがそれらの鉱物の結晶に結合したままであるため、植物の良好な成長に必要な量のカリウムとリンが十分な速度で供給されることはめったにありません。[143]
粘土コロイドや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（K、Ca、Mg、P、Znなど）のよりアクセスしやすい貯蔵庫を提供します。植物が土壌水から栄養素を吸収すると、可溶性プールは表面結合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もう1つのメカニズムであり、これは土壌からの植物が利用できるN、S、P、Bの供給にとって重要です。[144]
グラム当たりで見ると、腐植土の養分と水分を保持する能力は粘土鉱物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上の荷電カルボキシル基から生じます。 [145]しかし、腐植土は水に浸すと水分を保持する能力が非常に高いにもかかわらず、その高い疎水性により乾燥すると濡れ性が低下します。[146]全体として、少量の腐植土は土壌の植物成長を促進する能力を著しく高める可能性があります。[147] [144]
土壌有機物
土壌中の有機物は有機化合物で構成されており、生きているものも死んでいるものも含め、植物、動物、微生物の物質が含まれています。典型的な土壌のバイオマス構成は、微生物 70%、大型動物 22%、根 8% です。1 エーカーの土壌に含まれる生物成分には、ミミズ 900 ポンド、菌類 2400 ポンド、細菌 1500 ポンド、原生動物 133 ポンド、節足動物と藻類 890 ポンドが含まれます。[148]
土壌有機物の数パーセントは、滞留時間が短く、死んだ有機物を分解する働きをするバクテリア、カビ、放線菌の微生物バイオマスと代謝産物で構成されています。[ 149 ] [ 150]これらの微生物の働きがなければ、大気中の二酸化炭素はすべて土壌中に有機物として隔離されます。しかし、同時に、土壌微生物は安定した腐植の形成を通じて表土の炭素隔離に貢献しています。 [151]温室効果を緩和するために土壌に炭素をより多く隔離するという目的では、長期的には、落葉の分解を減らすよりも腐植化を促進する方が効率的です。[152]
土壌有機物の主な部分は、小さな有機分子の複雑な集合体であり、総称して腐植または腐植物質と呼ばれています。明確な化学分類に基づかないこれらの用語の使用は、時代遅れであると考えられてきました。[153]他の研究では、分子という古典的な概念は腐植には適していないことが示されました。腐植は、2世紀以上にわたって単位成分に分解しようとするほとんどの試みを逃れましたが、それでも化学的には多糖類、リグニン、タンパク質とは異なります。[154]
植物、動物、細菌、菌類など、土壌中の生物のほとんどは、栄養分やエネルギーを有機物に依存している。土壌には、さまざまな程度の分解を伴う有機化合物が含まれており、その速度は温度、土壌水分、通気性に依存する。細菌と菌類は生の有機物を餌とし、それを原生動物が食べ、線虫、環形動物、節足動物が食べ、それら自体が生の有機物または腐植化した有機物を消費して変化させることができる。これは土壌食物網と呼ばれ、すべての有機物はこの食物網を通じて消化器系のように処理される。[155]有機物は土壌を開放状態に保って空気と水の浸透を可能にし、土壌の重量の2倍もの水を保持できる。砂漠や岩砂利土など、多くの土壌には有機物がほとんどまたは全く含まれていない。泥炭（ヒストソル）などの有機物のみの土壌は不毛である。[156]分解の初期段階では、元の有機物はしばしば生有機物と呼ばれます。分解の最終段階は腐植と呼ばれます。
草原では、土壌に添加される有機物の多くは、深部の繊維状の草の根系から来ます。対照的に、森林の土壌有機物の主な供給源は、林床に落ちた木の葉です。もう 1 つの違いは、草原では火災が頻繁に発生し、地上部の物質が大量に破壊される一方で、根からの寄与がさらに大きくなることです。また、森林の下は酸性度がはるかに高いため、表面の落葉の多くを鉱物質土壌に混ぜる特定の土壌生物の活動が抑制されます。その結果、草原の土壌は、森林の土壌よりも厚いA 層を形成し、有機物がより深く分布します。森林の土壌は、有機物のほとんどを林床 ( O 層) に蓄え、A 層が薄いのが特徴的です。[157]
腐植土
腐植土とは、土壌微生物や動物によって分解され、それ以上分解されにくい状態になった有機物を指します。腐植土は通常、土壌の体積の 5% 以下を占めるに過ぎませんが、必須の栄養源であり、土壌の健康と植物の成長に不可欠な重要な質感を付与します。[158]腐植土は、節足動物、シロアリ、ミミズの餌にもなり、土壌をさらに改善します。[159]最終生成物である腐植土は、土壌溶液中にコロイド状に浮遊し、鉄原子とアルミニウム原子をキレート化してケイ酸塩鉱物を攻撃できる弱酸を形成します。[160]腐植土は、乾燥重量ベースで粘土コロイドの何倍もの陽イオンと陰イオンの交換容量を持ちます。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。[161]
生の有機物として始まるフミン酸とフルボ酸は、腐植の重要な構成成分です。植物、動物、微生物の死後、微生物は細胞外土壌酵素を産生して残留物を食べ始め、最終的に腐植が形成されます。 [162]残留物が分解されると、酸素と水素の結合によって組み立てられ安定化された脂肪族および芳香族炭化水素の分子のみが、腐植と呼ばれる複雑な分子集合体の形で残ります。[154]腐植は土壌中で純粋になることはありません。金属や粘土と反応して複合体を形成し、それが土壌の安定性と土壌構造にさらに寄与するためです。[161]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く）、弱い結合によって陽イオンと陰イオンの栄養素を引き寄せて結合させることができ、さらに根の選択的吸収と土壌pHの変化に応じて土壌溶液に放出されます。これは熱帯土壌の肥沃度維持にとって非常に重要なプロセスです。[163]
リグニンは分解されにくく、土壌中に蓄積します。また、リグニンはタンパク質と反応し、[164]微生物による酵素分解を含む分解に対する抵抗力がさらに高まります。[165]植物質の 脂肪とワックスはさらに分解されにくく、土壌中に千年も残るため、埋没土層の過去の植生のトレーサーとして使用されます。[166]粘土質の土壌は、有機分子が粘土に付着して安定化されるため、粘土のない土壌よりも有機含有量が多く、長く残ります。[167]タンパク質は通常、硬タンパク質を除いて容易に分解しますが、粘土粒子に結合すると分解に対して抵抗力が高まります。[168]他のタンパク質と同様に、粘土粒子は微生物が分泌する酵素を吸収し、酵素活性を低下させながら細胞外酵素を分解から保護します。[169]粘土質土壌に有機物を加えると、その有機物と追加された栄養素が植物や微生物にとって何年も利用できなくなる可能性があります。[170]ある研究では、粘土質土壌に成熟した堆肥を加えると土壌の肥沃度が上昇することが示されました。[171]土壌の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。[172] [173]
腐植の形成は、毎年加えられる植物質の量と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。[157]腐植を含む土壌の窒素含有量はさまざまですが、通常は3〜6％の窒素が含まれています。窒素とリンの貯蔵庫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。[156]腐植は水を吸収し、粘土よりも乾燥状態と湿潤状態の間で膨張および収縮する度合いが高く、土壌の多孔性を高めます。[174]腐植は土壌のミネラル成分よりも安定性が低く、微生物による分解によって減少し、新しい有機物が追加されない限り、時間の経過とともに濃度が低下します。ただし、最も安定した形の腐植は、数千年とは言わないまでも、数世紀にわたって存続する可能性があります。[175] 木炭は、黒色炭素と呼ばれる非常に安定した腐植の供給源であり、[176]栄養分の乏しい熱帯土壌の肥沃度を高めるために伝統的に使用されてきた。アマゾンの暗黒土の起源で確認されているこの非常に古い慣行は、バイオ炭という名前で復活し、普及した。バイオ炭は、温室効果との戦いにおいて、より多くの炭素を隔離するために使用できることが示唆されている。[177]
気候の影響
有機物の生成、蓄積、分解は気候に大きく左右される。例えば、雪解けが起こると、土壌ガスと大気ガスのフラックスが大きく影響を受ける。[178]土壌中の有機物の蓄積に影響を与える主な要因は、温度、土壌水分、地形である。有機物は、低温[179]または過剰な水分によって分解者の活動が妨げられる湿潤または寒冷条件下で蓄積する傾向がある。 [180]逆に、熱帯気候の過剰な雨と高温は、有機物の急速な分解と植物栄養素の浸出を可能にする。これらの土壌の森林生態系は、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生産性を維持しているが、このプロセスは人間の活動によって妨げられている。[181]特に農業のための耕作がある場合の過度の傾斜は、最終的に腐植になる生の有機物のほとんどを保持する土壌の表層の浸食を促進する可能性がある。[182]
植物残渣
植物残留成分の代表的な種類と割合
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％）
糖類およびデンプン類（5％）
脂肪およびワックス（2％）
セルロースとヘミセルロースは菌類や細菌によって急速に分解され、温帯気候では半減期は12～18日である。[183] 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す。植物のエネルギー貯蔵システムであるデンプンは、細菌や菌類によって急速に分解される。リグニンは、植物細胞壁のセルロース、ヘミセルロース、ペクチンに結合した、高度に分岐した非晶質構造を持つ500～600単位からなるポリマーからなる。リグニンは主に白色腐朽菌と放線菌によって非常にゆっくりと分解され、温帯条件下での半減期は約6か月である。[183]
地平線
土壌の水平層は、その物理的特徴、組成、および年代が上および下のものと異なり、土壌層と呼ばれます。 層の名前は、それが構成されている物質の種類に基づいています。 これらの物質は、土壌形成の特定のプロセスの期間を反映しています。 これらは、色、サイズ、テクスチャ、構造、粘稠度、根の量、pH、空隙、境界特性、および団塊または結石の存在に関して層を表す文字と数字の省略表記を使用してラベル付けされます。[184]土壌断面には、すべての主要な層はありません。エンティソルと呼ばれるものの中には、1つの層しか持たないか、現在層がないと考えられているものもあり、特に、未再生の鉱山廃棄物堆積物、[185] モレーン、[186] 火山円錐丘[187] 砂丘または沖積台地からの初期土壌がそうです。 [ 188]風や水による土壌の浸食で切断された土壌では、上層の土壌層位が欠落している可能性があり、同時に土壌層位が斜面下に埋没しているが、これは耕作などの農業活動によって悪化した自然現象である。 [189]樹木の成長も撹乱のもう1つの原因であり、樹木が枯れた後も土壌層位にミクロ規模の不均一性が生じる。[190]ある層位から別の層位へ、土壌断面の上から下へ移動することで、時間を遡り、堆積層と同様に土壌層位に過去の出来事が記録される。土壌層位で花粉、有殻アメーバ、植物の残骸を採取すると、土壌形成の過程で発生した環境変化（気候変動、土地利用の変化など）を明らかにするのに役立つ可能性がある。 [191]土壌層位は、ミミズの活動やその他の機械的撹乱による土壌撹乱を免れる大きさであれば木炭片を使用して、放射性炭素法などのいくつかの方法で年代測定できる。[192]古土壌の化石土壌層は堆積岩層の中に発見され、過去の環境を研究することができます。[193]
母材を好ましい条件にさらすと、侵食された土壌の場合と同様に、植物の成長にかろうじて適した鉱物質土壌が生成されます。[194]植物の成長により有機残留物が生成され、これは植物の地上部のリター（葉のリター）として地面に落ちるか、地下の植物器官（根のリター）として地下に直接生成され、その後溶解した有機物を放出します。[195]残りの表面有機層はO層と呼ばれ、その中に生息する生物の影響により、より活性な土壌を生成します。生物はコロニーを形成して有機物を分解し、他の植物や動物が生息できる栄養素を提供します。[196]十分な時間が経つと、腐植は下方に移動し、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を通じて有機物が鉱物質と混合され、土壌撹乱と呼ばれるプロセスが行われます。この自然のプロセスは、強酸性、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と完了せず、鉱物質土壌の上にある単一の有機層内に分解されていない有機物が蓄積し、その下の鉱物層に腐植化した有機物と鉱物粒子が混ざることなく並置されることに起因します。[198 ]
分類
最初の土壌分類システムの一つは、1880年頃にロシアの科学者ヴァシリー・ドクチャエフによって開発された。 [199]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た。このシステムは、土壌はそれを形成する物質と要因に基づいて特定の形態を持つという考えに基づいていた。1960年代には、親物質と土壌形成要因の代わりに土壌形態に焦点を当てた別の分類システムが登場し始めた。それ以来、このシステムはさらに修正されてきている。世界土壌資源参照基準[200]は、土壌分類の国際的な参照基準を確立することを目指している。
用途
土壌は農業に利用され、植物の根源および主要な栄養源として機能します。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。農業土壌科学は、 19 世紀に土壌学が登場するずっと前から、土壌に関する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、ハイドロポニックスによって実証されているように、土壌物質は農業に絶対的に不可欠なものではなく、無土壌栽培システムは、限りなく成長する人類のための農業の未来であると主張されてきました。[201]
土壌材料は、鉱業、建設業、造園業においても重要な要素である。[202]土壌は、ほとんどの建設プロジェクトの基礎となる。露天掘り、道路建設、ダム建設では、大量の土の移動が必要となる。アースシェルターリングとは、建物の壁の外部熱質量として土壌を使用する建築手法である。多くの建築材料は土壌をベースにしている。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大な問題となり得る。[203]
土壌資源は、環境だけでなく食料や繊維の生産にとっても重要であり、人間が消費する食料の98.8%を生産しています。[204]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提供します。土壌は雨水を吸収して後で放出することで洪水や干ばつを防ぎ、洪水調節は土壌が提供する主要な生態系サービスの一つです。[205]土壌は、水が浸透する際に土壌を浄化します。[206]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、ナメクジ、ダニ、トビムシ、エンキトラエ、線虫、原生生物、細菌、古細菌、菌類、藻類の形で土壌に存在します。地上に生息する生物のほとんどは、その一部（植物）を地下で生活しているか、またはそのライフサイクルの一部（昆虫）を地下で過ごしています。[207]地上と地下の生物多様性は密接に関連しており、[157] [208]土壌保護はあらゆる修復計画や保全計画において最も重要です。
土壌の生物学的成分は、その約57%が炭素であるため、極めて重要な炭素吸収源である。砂漠でも、シアノバクテリア、地衣類、コケ類が生物学的土壌クラストを形成し、光合成によって相当量の炭素を捕獲して隔離する。不適切な農業や放牧方法により土壌は劣化し、隔離された炭素の多くが大気中に放出されている。世界の土壌を回復させることで、温室効果ガス排出量の増加の影響を相殺し、地球温暖化を遅らせ、同時に作物の収穫量を向上させ、水需要を減らすことができる。[209] [210] [211]
廃棄物管理には土壌の要素が含まれることが多い。浄化槽排水場では好気性土壌プロセスを利用して浄化槽の排水を処理する。廃水の土地への散布は土壌生物学を利用して好気的にBODを処理する。あるいは、埋立地では日常的な覆いとして土壌を使用し、廃棄物堆積物を大気から隔離し、不快な臭いを防ぐ。堆肥化は現在、好気性固形家庭廃棄物や沈殿池の乾燥排水の処理に広く使用されている。堆肥は土壌ではないが、堆肥化中に起こる生物学的プロセスは、土壌有機物の分解および腐植化中に起こるプロセスに似ている。[212]
有機土壌、特に泥炭は、重要な燃料および園芸資源として役立つ。泥炭土壌は、泥炭地を排水すると食料生産のための肥沃な土壌を提供するため、北欧諸国では農業にも一般的に使用されている。[213]しかし、雨水で満たされるミズゴケ 湿原（ブランケットボグまたは高架湿原とも呼ばれる）などの泥炭生産の広い地域は、その財産的価値のために現在保護されている。例えば、スコットランドの4,000平方キロメートルの起伏のあるブランケットボグの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への登録候補となっている。現在の地球温暖化の下では、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るが、[214]フィールド規模で置き換えられた場合や植物の成長が促進された場合、この主張は依然として議論の的となっている。[215]
土食とは、土に似た物質を食べる習慣である。動物も人間も、薬用、娯楽用、宗教的な目的で土を食べることがある。[216]サルの中には、タンニンの毒性を軽減するために、好物（木の葉や果物）と一緒に土を食べるものもいることが分かっている。 [217]
土壌は水をろ過・浄化し、その化学組成に影響を与える。雨水や池、湖、川に溜まった水は、土壌層と上部の岩石層に浸透し、地下水となる。害虫（ウイルス）や、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（鉛、亜鉛、カドミウム）、過剰な栄養素（硝酸塩、硫酸塩、リン酸塩）などの汚染物質は、土壌によってろ過される。[218]土壌生物はそれらを代謝するか、バイオマスやネクロマスの中に固定化し、[219]安定した腐植に組み込む。[220]土壌の物理的完全性は、起伏の多い地形で土砂崩れを回避するための前提条件でもある。[221]
劣化
土地劣化は、土地の機能能力を損なう人為的または自然なプロセスです。[222] 土壌劣化には、酸性化、汚染、砂漠化、浸食、または塩性化が含まれます。[223]
酸性化
土壌の酸性化はアルカリ性土壌の場合には有益であるが、作物の生産性や土壌生物活動を低下させ、汚染や浸食に対する土壌の脆弱性を高めることで土地を劣化させる。土壌はもともと酸性であり、その親物質の塩基性陽イオン（カルシウム、マグネシウム、カリウム、ナトリウム）が少ない場合は酸性のままである。耐候性ミネラルが豊富な親物質では、塩基性陽イオンが降雨によって土壌プロファイルから浸出するか、森林や農作物の収穫によって運び出されると、酸性化が発生する。土壌の酸性化は、酸性形成窒素肥料の使用や酸性雨の影響によって加速される。森林伐採も土壌酸性化のもう1つの原因であり、樹冠がないために土壌栄養素の浸出が増加することで媒介される。[224]
汚染
低レベルの土壌汚染は、多くの場合、廃棄物を処理し同化する土壌の能力の範囲内です。土壌生物は、主に微生物の酵素活性を介して廃棄物を変換することで廃棄物を処理することができます。[225]土壌有機物と土壌鉱物は廃棄物を吸着して毒性を低下させることができますが、[226]コロイド形状の場合は、吸着した汚染物質を地下環境に運ぶ可能性があります。[227]多くの廃棄物処理プロセスは、この自然の生物学的修復能力に依存しています。処理能力を超えると、土壌生物が損傷し、土壌機能が制限される可能性があります。荒廃土壌は、産業汚染やその他の開発活動によって土壌が損傷し、土地を安全または生産的に使用できない程度になった場所に発生します。荒廃土壌の修復では、地質学、物理学、化学、生物学の原理を使用して、土壌汚染物質を分解、減衰、隔離、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、空気散布、土壌改良剤、植物浄化、生物浄化、監視自然減衰などがある。汚染物質による拡散汚染の一例として、有機農業でも殺菌剤が繰り返し使用されるブドウ園や果樹園での銅の蓄積が挙げられる。[228]
合成繊維のマイクロファイバーはプラスチックによる土壌汚染の別のタイプであり、中国南西部の農業土壌サンプルの100％にプラスチック粒子が含まれており、そのうち92％がマイクロファイバーでした。マイクロファイバーの発生源には、紐やより糸、衣類を洗濯した灌漑用水などが含まれる可能性があります。[229]
下水汚泥や堆肥から作られたバイオソリッドの施用は、土壌にマイクロプラスチックを導入する可能性がある。これは、他の発生源（例えば大気）からのマイクロプラスチックの負荷を増加させる。ヨーロッパと北米の下水汚泥の約半分は農地に施用されている。ヨーロッパでは、100万人の住民ごとに毎年113〜770トンのマイクロプラスチックが農地の土壌に追加されていると推定されている。[229]
砂漠化
砂漠化は、乾燥地帯および半乾燥地帯における生態系劣化の環境プロセスであり、過放牧や薪の過剰採取など、不適切に適応した人間の活動によって引き起こされることが多い。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ある。[230]干ばつは乾燥地帯および半乾燥地帯では一般的である。適切に管理された土地は、雨が戻れば干ばつから回復することができる。土壌管理の手段には、土壌の栄養分と有機物レベルの維持、耕作の削減、被覆率の増加などがある。[231]これらの慣行は、水分がある期間中の浸食を制御し、生産性を維持するのに役立つ。しかし、干ばつ中に土地の乱用が続くと、土地の劣化が進む。限界地への人口と家畜の増加による圧力は、砂漠化を加速させる。[232]現在、現在の気候温暖化が砂漠化に有利になるか不利になるかは疑問視されており、気温上昇に関連する予測される降雨量の傾向に関する矛盾した報告や、同じ国の中でも地域間で大きな相違がある。[233]
侵食
土壌の浸食は、水、風、氷、重力による動きによって引き起こされます。複数の種類の浸食が同時に発生することもあります。浸食は風化とは区別されます。浸食は、浸食された土壌をその発生場所から運び去るからです（輸送中の土壌は堆積物と呼ばれることがあります）。浸食は本来備わっている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ています。[234]これらには、大雨や強風の際に土壌を裸にする農業活動、過放牧、森林伐採、不適切な建設活動が含まれます。管理を改善することで浸食を抑えることができます。土壌保全技術として、土地利用の変更（浸食されやすい作物を牧草や他の土壌結合植物に置き換えるなど）、農業活動の時期や種類の変更、段々畑の建設、浸食を抑制する被覆資材の使用（被覆作物や他の植物を含む）、建設中の撹乱の制限、浸食されやすい時期や急斜面などの浸食されやすい場所での建設の回避などが挙げられる。[235]歴史的に、不適切な土地利用慣行による大規模な土壌浸食の好例の一つは、1930年代にアメリカとカナダの草原を荒廃させた風食（いわゆるダストボウル）である。当時、両国の連邦政府の奨励を受けた移民農民が定住し、元々の短草草原を農作物や牛の牧場に転換した。
中国では、黄河中流域と長江上流域で深刻かつ長期にわたる水による浸食問題が発生している。黄河からは毎年16億トン以上の堆積物が海に流れ込む。堆積物は主に中国北西部の黄土高原地域の水による浸食（ガリー浸食）に由来する。[236]
土壌パイプは土壌表面の下で発生する土壌侵食の特殊な形態である。[237]堤防やダムの決壊、陥没穴の形成を引き起こす。乱流は浸透流の口から土壌を除去し、土壌侵食は上流に向かって進む。[238]砂の沸騰という用語は、活動中の土壌パイプの排出端の外観を説明するために使用される。[239]
塩害
土壌の塩性化とは、土壌や植生の農業的価値を低下させるほど遊離塩が蓄積することである。その結果、腐食による損傷、植物の成長低下、植物被覆と土壌構造の喪失による浸食、沈殿による水質問題などが生じる。塩性化は、自然と人為的プロセスの組み合わせによって起こる。乾燥条件は塩の蓄積に有利である。これは、土壌母材が塩分を含む場合に特に顕著である。乾燥地の灌漑は特に問題となる。 [240]すべての灌漑用水には、ある程度の塩分が含まれている。灌漑、特に運河からの漏水や圃場での過剰灌漑は、地下水位を上昇させることが多い。急速な塩性化は、地表が塩分を含む地下水の毛細管現象の境界内にある場合に起こる。土壌の塩分濃度の制御には、地下水位の制御と、排水管または他の形態の地下排水と組み合わせて、より高レベルの水で洗い流すことが含まれる。[241] [242]
開拓
スメクタイトなどの膨張性の高い粘土を多く含む土壌は、非常に肥沃であることが多い。例えば、タイ中部平原のスメクタイトを多く含む水田土壌は、世界で最も生産性の高い土壌の一つである。しかし、灌漑集約型米生産における無機窒素肥料と農薬の過剰使用により、これらの土壌は危険にさらされており、農家はコスト削減の運用原則に基づいた統合的な慣行を実施せざるを得なくなっている。[243]
しかし、熱帯地域の多くの農家は、耕作地の土壌に有機物や粘土を保持するのに苦労している。例えば近年、より恒久的な土地利用のために移動耕作が放棄された結果、タイ北部の低粘土土壌では生産性が低下し、土壌浸食が増加している。 [244]農家は当初、シロアリ塚の材料から有機物と粘土を追加することで対応したが、シロアリ塚が希薄化しているため、長期的には持続不可能であった。科学者は、スメクタイト系粘土の一種であるベントナイトを土壌に追加する実験を行った。国際水管理研究所（IWMI）の科学者がコンケン大学および地元農家と協力して実施した現地試験では、これが水分と栄養分の保持に役立つ効果があった。農家の通常の慣行に加えて、1ライあたり200キログラム（1,300 kg/ha、1,100ポンド/エーカー）のベントナイトを1回散布したところ、平均収穫量が73％増加しました。[245]他の研究では、劣化した砂質土壌にベントナイトを散布すると、干ばつ年の作物の不作のリスクが軽減されることが示されています。[246]
最初の試験から3年後の2008年、IWMIの科学者はタイ北東部の250人の農家を対象に調査を実施した。そのうち半数は畑にベントナイトを散布していた。粘土を散布した農家の平均改善率は、粘土を散布しなかった農家より18%高かった。粘土の使用により、一部の農家はより肥沃な土壌を必要とする野菜栽培に切り替えることができた。これは彼らの収入増加に役立った。研究者らは、タイ北東部の200人の農家とカンボジアの400人の農家が粘土の使用を採用し、さらに2万人の農家にこの新技術が紹介されたと推定している。[247]
土壌に粘土や塩分が多すぎる場合（例：塩性土壌）、石膏、洗浄した川砂、有機物（例：都市固形廃棄物）を加えると、組成のバランスが取れます。[248]
栄養分が枯渇し砂分が多すぎる土壌に、枝葉のチップや堆肥などの有機物を加えると、土壌の質が向上し、生産性が向上します。 [249] [250]
木炭、より一般的にはバイオ炭を使用して栄養分の乏しい熱帯土壌を改良することは特筆すべきことである。これは、安定した腐植の源となる土壌黒色炭素の興味深い物理的・化学的特性から、テラ・プレタ・デ・インディオとも呼ばれる人為的なプレコロンブス期アマゾン暗黒大地の肥沃度の高さに基づいたプロセスである。[251]しかし、あらゆる種類の炭化した廃棄物を制御なく施用すると、土壌の生命と人間の健康を危険にさらす可能性がある。[252]
研究の歴史
土壌研究の歴史は、人類が自らの食糧と家畜の飼料を確保するという切実な必要性と密接に結びついています。歴史を通じて、文明は土壌の利用可能性と生産性に応じて繁栄したり衰退したりしてきました。[253]
土壌肥沃度に関する研究
ギリシャの歴史家クセノポン（ 紀元前450年-355年）は、緑肥作物の利点を最初に解説した人物である。「しかし、地面にある雑草は土に還って、肥料と同じくらい土壌を豊かにするのだ。」[254]
コルメラの『農業論』 （紀元60 年頃）は、石灰の使用とクローバーとアルファルファ（緑肥）を土に埋めるべきであると提唱し、[255]ローマ帝国の崩壊まで15世代（450年）にわたって使用された。[254] [256]ローマ帝国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、作物の収穫量は低かった。中世ヨーロッパでは、灌漑を強調したヤヒヤ・イブン・アル＝アウワームのハンドブック[257]が北アフリカ、スペイン、中東の人々を導いた。この作品の翻訳は最終的に、スペインの影響下にあった米国南西部にまで伝わった。[258]フランス 農学の父とされるオリヴィエ・ド・セールは、輪作体系の中で休耕地を廃止し、干草畑に置き換えることを初めて提案した人物である。また、ブドウ園の管理における土壌（フランスのテロワール）の重要性を強調した。彼の有名な著書『農業と土壌管理』 [259]は、近代的で持続可能な農業の台頭と、森林の落ち葉を持ち上げたり、アサートしたりして作物のために土壌を改良するなどの古い農業慣行の崩壊に貢献した。これらの慣行は中世、そして地域によってはその後も西ヨーロッパの土壌を荒廃させた。[260]
植物が最初に成長する原因を調べた実験により、植物が燃えた後に残る灰が必須元素であるという考えが生まれましたが、燃焼後に地面に残らない窒素の役割は見落とされていました。この考えは19世紀まで支配的でした。[261] 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、雨水のみを加えて育った柳の木を使った有名な5年間の実験から、水が必須元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を加えたことのみによってもたらされ、土壌の重量は減少していないという事実から生まれました。[262] [263] [264] ジョン・ウッドワード（ 1728年没 ）は、きれいな水から泥水までさまざまな種類の水で実験し、泥水が最も良いことを発見し、土質が必須元素であると結論付けました。他の人は、成長中の植物に何らかのエッセンスを伝えるのは土壌中の腐植であると結論付けました。また、生命の成長の原理は死んだ植物や動物から新しい植物に伝わるものだと主張する者もいた。18世紀初頭、ジェスロ・タルは土を耕す（かき混ぜる）ことが有益であると実証したが、かき混ぜることで土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あった。[263] [265]
化学が発展するにつれ、化学は土壌の肥沃度の調査に応用された。フランスの化学者アントワーヌ・ラボアジエは1778年頃、植物や動物は生きるために体内で酸素を燃焼しなければならないことを示した。彼は、ファン・ヘルモントの柳の重さ165ポンド（75kg）の大部分が空気由来であると推測することができた。[266]植物にとって炭素、水素、酸素の主な供給源は空気と水であり、窒素は土壌から摂取されることを示す証拠を実験によって得たのはフランスの農学者ジャン＝バティスト・ブッサンゴーであった。[267]ユストゥス・フォン・リービッヒは著書『有機化学の農業および生理学への応用』（1840年出版）の中で、植物の化学物質は土壌と空気から来ているに違いなく、土壌の肥沃度を維持するためには使用されたミネラルを補充しなければならないと主張した。[268]それでもリービッヒは窒素は空気から供給されると信じていた。インカ人がグアノで土壌を豊かにしていたことは、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た。これにより、グアノの採掘とチリの硝酸塩の採掘が行われ、1840年以降、米国とヨーロッパで土壌への施用が行われるようになった。[269]
リービッヒの研究は農業にとって革命的であり、他の研究者もそれに基づいて実験を始めた。イギリスではジョン・ベネット・ローズとジョセフ・ヘンリー・ギルバートがローズが設立し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摂取すること、そして塩が植物に吸収されるためには利用可能な状態である必要があることを（再）発見した。彼らの研究は、リン酸岩の酸処理からなる過リン酸石灰も生み出した。 [270]これがカリウム（K）と窒素（N）の塩の発明と肥料としての使用につながった。コークスの製造によって発生したアンモニアは回収され、肥料として使用された。[271]最終的に、堆肥として土壌に運ばれる栄養素の化学的根拠が理解され、19世紀半ばには化学肥料が使用されるようになった。しかし、土壌とそこに住む生命体の動的な相互作用はまだ理解されていなかった。
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、[272] 20年後、ロバート・ワリントンはこの変換が生物によって行われることを証明しました。[273] 1890年、セルゲイ・ウィノグラツキーはこの変換の原因となる細菌を発見したと発表しました。[274]
ある種のマメ科植物が空気中の窒素を吸収して土壌に固定できることは知られていたが、窒素固定における細菌の役割が理解されるようになったのは、19世紀末の細菌学の発展を待たねばならなかった。細菌とマメ科植物の根の共生と細菌による窒素固定は、ドイツの農学者ヘルマン・ヘルリーゲルとオランダの微生物学者マルティヌス・ベイエリンクによって同時に発見された。[270]
輪作、機械化、化学肥料と天然肥料により、1800年から1900年の間に西ヨーロッパの小麦収穫量は2倍になった。[275]
土壌形成の研究
農業の実践に関連して土壌を研究する科学者は、土壌を主に静的な基質として考えていました。しかし、土壌は生物的および非生物的プロセスの作用により、より古い地質学的物質から進化した結果です。土壌の改良に関する研究が始まった後、他の研究者が土壌の生成を研究し始め、その結果、土壌の種類と分類も研究し始めました。
1860年、ミシシッピ州滞在中に、ユージン・W・ヒルガード（1833年 - 1916年）は、岩石の材質、気候、植生、および発達した土壌の種類との関係を研究した。彼は土壌が動的であることに気づき、土壌の種類の分類を検討した。[276]（プロジェクト・グーテンベルクも参照）。彼の研究は継続されなかった。ほぼ同じ時期に、フリードリヒ・アルベルト・ファロウは、ザクセン公国の森林と農地を評価する専門業務の一環として、土壌プロファイルを記述し、土壌特性とその形成を関連付けていた。彼の1857年の著書「土壌科学の第一原理」は、現代の土壌科学を確立した。[277]ファルーの研究と同時期に、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たヴァシリー・ドクチャエフは、ロシアで土壌学者のチームを率いて土壌の広範な調査を行い、類似した基本的な岩石、気候、植生の種類が類似した土壌の層と種類につながることを観察し、土壌分類の概念を確立した。言語の壁のため、このチームの研究は、ロシアのチームのメンバーであるコンスタンチン・グリンカがドイツ語で出版した1914年まで西ヨーロッパに伝えられなかった。[278]
カーティス・F・マーバットは、ロシアチームの研究に影響を受けて、グリンカの出版物を英語に翻訳し、[279]米国国立共同土壌調査の責任者に任命され、それを国家土壌分類システムに適用した。[263]
参照
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Sources
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External links
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Look up soil in Wiktionary, the free dictionary.
Wikiversity has learning resources about Soil Formation
The Wikibook Historical Geology has a page on the topic of: Soils and paleosols
Wikimedia Commons has media related to Soils.
Wikiquote has quotations related to Soil.
- Short video explaining soil basics
- The Soil Water Compendium (soil water content sensors explained)
- Global Soil Partnership
- FAO Soils Portal
- World Reference Base for Soil Resources
- ISRIC – World Soil Information (ICSU World Data Centre for Soils)
- World Soil Library and Maps
- Wossac the world soil survey archive and catalogue
- Canadian Society of Soil Science
- Soil Science Society of America
- USDA-NRCS Web Soil Survey
- European Soil Portal (wiki)
- National Soil Resources Institute UK
- Plant and Soil Sciences eLibrary
- Copies of the reference 'Soil: The Yearbook of Agriculture 1957' in multiple formats