粘化作用clayification,argillification

土壤中由于次生层状硅酸盐粘粒的生成或经淋移、淀积而导致粘粒含量增加的过程。土壤粘粒部分(小于2微米)除了一些晶质和非晶质的氧化物和氢氧化物外，主要矿物成分是层状硅酸盐。
发展简史 50年代前后，苏联学者根据对地中海地区、苏联南部及中亚地区褐土、灰褐土的研究，首先提出了粘化作用的概念，即土壤剖面一定部位中粘粒就地形成的过程。70年代，格拉西莫夫(И.П.Герасимов)认为，粘化作用既是风化一成土作用的产物，也可以是在特定的土壤水热状况下发生土内风化和表层粘粒发生分散、下移、淀积的结果，把在风化一成土过程中土体层内粘粒的形成称为原生粘化作用；土壤剖面中由于土内风化而进一步形成粘粒的作用，称为次生粘化作用。罗札诺夫(Б.Г.Розанов)则认为土内风化包括原生粘化和次生粘化，两者都是原生硅酸盐矿物变质过程的产物。在欧美土壤学文献中，过去并无粘化作用一词。后来有人从美国土壤系统分类的诊断层一淀积粘化层(argillic horizon)引伸出粘化作用的英文术语(argillification,argillization)，其概念是层状硅酸盐粘粒由表层迁移，淀积于剖面一定深度并达到一定数量的过程。但是他们并不排除粘化层中的粘粒的生成，有一部分可能来自粘粒的就地形成。在中国，对粘化作用的认识，存在不同概念。一种认为粘化仅指土内风化；另一种着重于淀积粘化；第三种则认为，粘化作用应包括残积粘化作用、次生粘化作用和淀积粘化作用。以下按第三种看法介绍如下。
残积粘化作用 又称原生粘化作用、正硅铝化作用、风化粘化作用、变质作用等。是在风化一成土过程中，母岩的原生矿物遭受风化，生成的粘粒就地残积于土体层，成为土壤组成物质的作用，除土状沉积物(黄土、河流冲积物等)发育的土壤外，是土壤形成过程中的普遍现象。残积粘化作用所生成的粘粒，与土壤物质的其他组成分一起构成风化B层的基础物质。
粘粒的生成 包括原生矿物在化学风化过程中的蚀变、转化，形成粘土矿物，以及由可溶性或无定形风化产物合成，形成新生粘粒。粘粒的转化是层状硅酸盐原生矿物或粘土矿物经蚀变但并未改变其基本层状结构而形成粘粒的作用。这种转化一般发生于温带地区土壤的母质、土壤过渡带或特定土层内。其矿物结晶性逐渐减弱和组成分逐渐蚀变而失去者为降解变质作用；有元素加入结晶不良的晶格中并改善晶体构造者为加成变质作用。例如常见的2∶1型粘土矿物的转化图式有：

降解变质作用是土壤中最常见的矿物转化作用，而加成变质作用常见于淋洗作用不明显的封闭沉积环境中。粘粒新生是由风化产物，如硅酸盐、火山玻璃、溶液中的离子和凝胶，或一种粘土矿物合成另一种粘土矿物的作用。新生粘粒可从溶液中直接结晶，或由一种粘土矿物被置换、变形，或由凝胶结晶而产生。土壤中常可见到由于铝硅酸盐的假晶置换而形成粘粒的现象，如碱土金属离子的存在，有利于长石的绢云母化，形成新生的云母结构。
次生粘化作用 又称变质粘化作用、土内风化作用、土内粘化作用和硅铝化作用，是温带地区一定水分条件下发生的土内风化，土层内的可风化原生矿物就地转化形成2∶1型或2∶1∶1型次生粘土矿物，并就地聚积。强烈的次生粘化作用的结果是形成次生粘化层。
次生粘化发生的机理是降解变质作用。在含碳酸盐的土壤中，原生硅酸盐矿物在中性水解条件下进行风化，溶液中的Ca²⁺或Mg²⁺参与离子交换，使矿物晶层间的K⁺受到极缓慢而不完全的脱钾作用，八面体上的Fe²⁺有一部分被氧化脱去。这样就限制了矿物的降解变质作用，土内风化过程比较缓慢。但是在半湿润、半干旱地区，土壤上部、中部的碳酸盐遭受淋洗后，加上该部位可有连续进行土内风化所需的良好温度条件和足够水分，便有利于土壤中原生矿物的水解，并转化成粘粒，使该层粘粒含量增高而形成次生粘化层。因此，含碳酸盐土壤的次生粘化作用，必须在脱钙作用之后才能发生。近代研究表明，在干旱地区的棕漠土、灰棕漠土中，紧接孔状结皮层之下色调偏红的紧实层也是次生粘化作用的产物。
次生粘化层与上、下土层相比，具有较高的彩度和较红的色调，比较紧实。在较湿润地区多见于土壤剖面的中、上部，厚度大于10厘米。干旱荒漠地区多位于孔状结皮层之下，厚度一般小于10厘米。此层粘粒含量高于其上、下土层，其粘粒比≥1.2；在土壤薄片中可见大量风化粘粒斑块和一些粘粒假晶、粘粒镶边等各种风化粘粒体。
淀积粘化作用 是湿润地区土壤表层的层状硅酸盐粘粒经分散，随悬液向下迁移，至一定深度进行淀积，从而使该土层粘粒含量增高的作用。粘粒的垂直迁移和在心土层的淀积的条件是：表层粘粒必须分散，有充分的水做介质使粘粒迁移，心土层比较干燥。
粘粒的分散 除了有利的土壤水分状况外，硅酸盐粘粒上的负电荷、介质的pH、电解质的种类和浓度、离子的类型及数量等都会影响粘粒的分散和凝聚。❶粘粒的扩散双电层，粘粒周围双电层的阳离子浓度梯度，导致颗粒表面与周围溶液之间有一电位差(ζ电位)。双电层的厚度和ζ电位随土壤溶液中电解质浓度的增加而减小。厚的扩散双电层和高的ζ电位可使粘粒互相排斥而分散。
❷电解质效应，当土壤中电解质浓度增高时，双电层收缩，粘粒间的排斥作用减小，粘粒易凝聚。
❸阳离子效应，双电层厚度也决定于阳离子的类型，如钠、钾离子形成的双电层厚度最大，钙、镁离子次之，而铝、铁离子形成的双电层很薄。所以，石灰性土壤中的粘粒被Ca²⁺凝聚成稳定的团聚体而不能分散，高度风化土壤的粘粒因被铁、铝离子凝聚，更难分散。
粘粒的迁移 硅酸盐粘粒在土壤溶液中分散成悬液，随渗漏水向下移动。悬液中的细粘粒(小于0.2微米)可由毛管引力从非毛管孔隙移向毛管孔隙，由粗毛管孔隙移向细毛管孔隙，其迁移方向既可由上而下，也可水平方向，甚至由下向上运行。在缺乏水分的土壤，粘粒即使一度分散也难以迁移； 而在水分过剩的情况下（例如沼泽土），粘粒也难以迁移。粘粒的迁移还与粘土矿物类型密切有关，其迁移活动性的次序大致如下： 蒙脱石、蛭石、混层矿物、绿泥石、伊利石、高岭石。土壤质地也影响粘粒迁移。较粗质地有利于粘粒迁移，甚至可渗漏出土体层而不能形成淀积粘化层。
粘粒的淀积 是淀积粘化作用的最后一个过程。❶物理沉积—凝聚作用，是指粘粒随渗漏水下移，在渗漏水停止移动处停滞。这时土壤结构体表面或孔隙壁像是一个过滤器，粘粒在其自然表面上沉积下来。最初是相互排斥，也许是彼此滚滑，以后随着水分的失去，就以平行于自然表面孔隙壁的方向定向排列、凝聚，形成密实的光性定向粘粒胶膜。在中粒质或粗粒质土壤中，可能有一部分细粘粒进一步随水扩散，通过孔隙壁进入毛管孔隙而逐渐沉积，形成淀积一扩散粘粒胶膜。
❷物理化学凝聚作用，在石灰性土壤中，表层碳酸盐淋失后，如果发生粘粒的分散、迁移，当粘粒到达碳酸盐聚积层，就被Ca²⁺、Mg²⁺离子凝聚。由于钙、镁等离子的数量和相互作用的程度不同，可形成或多或少的凝聚体，然后进一步凝聚成稍为蓬松，不很致密的弱光性定向粘粒胶膜。在高度风化土壤中，如果表层1:1型高岭石等粘粒在一定条件下发生分散，并下移到pH接近电荷零点的土层时，便凝聚而积累。高岭石凝聚时颗粒的缔合方式主要是散凝的面—面缔合、散凝的复颗粒边—面缔合、散凝的单颗粒边—面缔合和聚凝的单颗粒边—面缔合，故只能形成各种形状的粘粒集结体，在土壤薄片中观察不到淀积粘粒胶膜。
淀积粘化层的特征 淀积粘化层的粘粒百分率至少应为淋溶层的1.2倍。粘粒部分的细粘粒与总粘粒之比，或与粗粘粒(2～1微米)之比均大于A层或E层，前一比例通常应至少高出1/3。在田间可见结构体表面有大量具蜡状光泽的粘粒胶膜，在微形态上则可见光性定向淀积粘粒胶膜、淀积—扩散粘粒胶膜或淀积粘粒薄膜、粘粒填隙体等，其总面积应至少占薄片面积的1%。

粘化作用nianhua zuoyong

又称土壤的粘性化过程，是土壤形成作用的一种。在温暖湿润的气候条件下，土壤形成过程中发生强烈的原生矿物分解和次生矿物的生成，其结果是在土壤剖面中形成了富含粘土矿物的粘重土层。粘化作用的分布极为广泛，在我国条件下几乎到处可以发生。因此，季风区各地带性土类如黑钙土、棕壤、褐土、紫色土、黄壤、红壤及砖红壤中，都具有明显的粘化土层。