备用。 (2)新鲜土样在田间用土钻取有代表性的新鲜土样,刮去土钻中的上部浮土 将土钻中部所需深度处的土壤约20g,捏碎后迅速装入已知准确质量的大型铝盒内,盖 紧,装入木箱或其他容器,带回室内,将铝盒外表擦拭干净,立即称重,尽早测定水 分 2.3.5测定步骤 (1)风干土样水分的测定取小型铝盒在105℃恒温箱中烘烤约2h,移入干燥器 内冷却至室温,称重,准确到至0.001g。将铝盒盖揭开,放在盒底下,置于已预热至 105±2℃的烘箱中烘烤6h。取出,盖好,移入干燥器内冷却至室温(约需20min),立 即称重。风干土样水分的测定应做两份平行测定 (2)新鲜土样水分的测定将盛有新鲜土样的大型铝盒在分析天平上称重,准确 至0.01g。揭开盒盖,放在盒底下,置于已预热至105±2℃的烘箱中烘烤12h。取出, 盖好,移入干燥器内冷却至室温(约需30min),立即称重。新鲜土样水分的测定应做 三份平行测定。 *注:烘烤规定时间后1次称重,即达“恒重”。 2.3.6结果的计算 (1)计算公式: m1-m2 水分(分析基),% mI-m2 水分(干基),% ×100 m2-m0 式中:m-—烘干空铝盒质量(g) 烘干前铝盒及土样质量(g); m——烘干后铝盒及土样质量(g)。 (2)平行测定的结果用算术平均值表示,保留小数后一位。 (3)平行测定结果的相差,水分小于5%的风干土样不得超过02%,水分为5% 25%的潮湿土样不得超过0.3%,水分大于15%的大粒(粒径约10mm)粘重潮湿土样 不得超过07%(相当于相对相差不大于5%)
备用。 （2）新鲜土样 在田间用土钻取有代表性的新鲜土样，刮去土钻中的上部浮土， 将土钻中部所需深度处的土壤约 20g，捏碎后迅速装入已知准确质量的大型铝盒内，盖 紧，装入木箱或其他容器，带回室内，将铝盒外表擦拭干净，立即称重，尽早测定水 分。 2.3.5 测定步骤 （1）风干土样水分的测定 取小型铝盒在 105℃恒温箱中烘烤约 2h，移入干燥器 内冷却至室温，称重，准确到至 0.001g。将铝盒盖揭开，放在盒底下，置于已预热至 105±2℃的烘箱中烘烤 6h。取出，盖好，移入干燥器内冷却至室温（约需 20min），立 即称重。风干土样水分的测定应做两份平行测定。 （2）新鲜土样水分的测定 将盛有新鲜土样的大型铝盒在分析天平上称重，准确 至 0.01g。揭开盒盖，放在盒底下，置于已预热至 105±2℃的烘箱中烘烤 12h。取出， 盖好，移入干燥器内冷却至室温（约需 30min），立即称重。新鲜土样水分的测定应做 三份平行测定。 *注：烘烤规定时间后 1 次称重，即达“恒重”。 2.3.6 结果的计算 （1）计算公式： m1-m2 水分（分析基），%=—————×100 m1-m0 m1-m2 水分（干基），%=—————×100 m2-m0 式中：m0——烘干空铝盒质量（g）； m1——烘干前铝盒及土样质量（g）； m2——烘干后铝盒及土样质量（g）。 （2）平行测定的结果用算术平均值表示，保留小数后一位。 （3）平行测定结果的相差，水分小于 5%的风干土样不得超过 0.2%，水分为 5%～ 25%的潮湿土样不得超过 0.3%，水分大于 15%的大粒（粒径约 10mm）粘重潮湿土样 不得超过 0.7%（相当于相对相差不大于 5%）
第三章土壤有机质的测定 31概述 311土壤有机质含量及其在肥力上的意义 土壤有机质是土壤中各种营养特别是氮、磷的重要来源。它还含有刺激植物生长 的胡敏酸等物质。由于它具有胶体特征,能吸附较多的阳离子,因而使土壤具有保肥 力和缓冲性。它还能使土壤疏松和形成结构,从而可改善土壤的物理性状。它也是土 壤微生物必不可少的碳源和能源。因此,除低洼地土壤外,一般来说,土壤有机质含 量的多少,是土壤肥力高低的一个重要指标 华北地区不同肥力等级的土壤有机质含量约为:高肥力地>150gkgl,中等肥力地 100~140gkg,低肥力地50~10.0gkgl,薄砂地<50gkgl。 南方水稻土肥力高低与有机质含量也有密切关系。据浙江省农业科学院土壤肥料 研究所水稻高产土壤研究组报道,浙江省高产水稻土的有机质含量大部分为236~ 48gkg-l,均较其邻近的一般田高。上海郊区高产水稻土的有机质含量也在250~40有 机质含量范围之内。 我国东北地区雨水充足,有利于植物生长,而气温较低,有利于土壤有机质的积 累。因此,东北的黑土有机质含量高达40~50gkg以上。由此向西北,雨水减少,植 物生长量逐年减少,土壤有机质含量亦逐渐减少,如栗钙土为20~30gkgl,棕钙土为 20gkg1左右,灰钙土只有10~20gkgl。向南雨水多、温度高,虽然植物生长茂盛, 但土壤中有机质的分解作用增强,黄壤和红壤有机质含量一般为20~30gkgl。对耕作 土壤来讲,人为的耕作活动则起着更重要的影响。因此,在同一地区耕种土壤有机质 含量比未耕种土壤要低得多。影响土壤有机质含量的另一重要因素是土壤质地,砂土 有机质含量低于粘土 土壤有机质的组成很复杂,包括三类物质:①分解很少,仍保持原来形态学特征 的动植物残体。②动植物残体的半分解产物及微生物代谢产物。③有机质的分解和合 成而形成的较稳定的高分子化合物一一腐植酸类物质。 分析测定土壤有机质含量,实际包括了上述全部2、3两类及第1类的一部分有机 物质,以此来说明土壤肥力特性是合适的。因为从土壤肥力角度来看,上述有机质三 个组成部分,在土壤理化性质和肥力特性上,都起重要作用。但是,在土壤形成过程 中,研究土壤腐殖质中碳氮比的变化时则需严格剔除未分解的有机物质。 全国和地的大量资料分析结果表明[2](表3-1),土壤有机质含量与土壤总氮量之 间呈正相关。例如浙江省对水稻255个样品统计分析,其相关系数r=0.943,达极显著 水平(图3-1)。又如吉林省东部山区的通化对115个早地土壤样品进行的回归分析 其回归方程为: y=0.0062+0.573X=0.939* 表3-1耕地土壤全土壤有机质含量的比值 省(区) 有机质 全氮 全氮/有机质 (gkg.) 河北 12.2 0.74 山西 10.7 河南 12.2 0.70 5.74 安徽 14.0 0.86 6.14 福建 15.9 新疆
第三章 土壤有机质的测定 3.1 概 述 3.1.1 土壤有机质含量及其在肥力上的意义 土壤有机质是土壤中各种营养特别是氮、磷的重要来源。它还含有刺激植物生长 的胡敏酸等物质。由于它具有胶体特征，能吸附较多的阳离子，因而使土壤具有保肥 力和缓冲性。它还能使土壤疏松和形成结构，从而可改善土壤的物理性状。它也是土 壤微生物必不可少的碳源和能源。因此，除低洼地土壤外，一般来说，土壤有机质含 量的多少，是土壤肥力高低的一个重要指标。 华北地区不同肥力等级的土壤有机质含量约为：高肥力地>15.0g·kg-1，中等肥力地 10.0～14.0 g·kg-1，低肥力地 5.0～10.0 g·kg-1，薄砂地<5.0 g·kg-1。 南方水稻土肥力高低与有机质含量也有密切关系。据浙江省农业科学院土壤肥料 研究所水稻高产土壤研究组报道，浙江省高产水稻土的有机质含量大部分为 23.6～ 48g·kg-1，均较其邻近的一般田高。上海郊区高产水稻土的有机质含量也在 25.0～40 有 机质含量范围之内。 我国东北地区雨水充足，有利于植物生长，而气温较低，有利于土壤有机质的积 累。因此，东北的黑土有机质含量高达 40～50g·kg-1 以上。由此向西北，雨水减少，植 物生长量逐年减少，土壤有机质含量亦逐渐减少，如栗钙土为 20～30g·kg-1，棕钙土为 20g·kg-1 左右，灰钙土只有 10～20g·kg-1。向南雨水多、温度高，虽然植物生长茂盛， 但土壤中有机质的分解作用增强，黄壤和红壤有机质含量一般为 20～30g·kg-1。对耕作 土壤来讲，人为的耕作活动则起着更重要的影响。因此，在同一地区耕种土壤有机质 含量比未耕种土壤要低得多。影响土壤有机质含量的另一重要因素是土壤质地，砂土 有机质含量低于粘土。 土壤有机质的组成很复杂，包括三类物质：①分解很少，仍保持原来形态学特征 的动植物残体。②动植物残体的半分解产物及微生物代谢产物。③有机质的分解和合 成而形成的较稳定的高分子化合物——腐植酸类物质。 分析测定土壤有机质含量，实际包括了上述全部 2、3 两类及第 1 类的一部分有机 物质，以此来说明土壤肥力特性是合适的。因为从土壤肥力角度来看，上述有机质三 个组成部分，在土壤理化性质和肥力特性上，都起重要作用。但是，在土壤形成过程 中，研究土壤腐殖质中碳氮比的变化时则需严格剔除未分解的有机物质。 全国和地的大量资料分析结果表明[2]（表 3-1），土壤有机质含量与土壤总氮量之 间呈正相关。例如浙江省对水稻 255 个样品统计分析，其相关系数 r=0.943，达极显著 水平（图 3-1）。又如吉林省东部山区的通化对 115 个旱地土壤样品进行的回归分析， 其回归方程为： ý=0.0062+0.573χ r=0.939** 表 3-1 耕地土壤全土壤有机质含量*的比值 省（区） 有机质 （g·kg-1） 全氮 （g·kg-1） 全氮/有机质 （%） 河北 山西 河南 安徽 福建 新疆 广东 12.2 10.7 12.2 14.0 15.9 13.9 14.9 0.74 0.68 0.70 0.86 0.79 0.79 0.80 6.07 6.34 5.74 6.14 4.97 5.68 5.27
*为全省(区)统计的平均值。摘自《中国土壤》1998年,中国农业出版社,P875 全氮(gkg) 102030405060 有机质(gkg) 图31水稻土耕层有机质含量x(gkg1) 和全氮含量(gkg1)的关系 土壤全氮总量与土壤有机质含量的比值,随着土壤所处的环境因素和利用状况而 变化。如表3-2所示,安徽省位于南北过渡带,成土母质复杂,土壤类型众多,而各 类土壤开垦利用情况不同,全氮含量与有机质含量的比值(%)有一定差别。从高地 的山地草甸土的405%至低洼地的砂姜黑土的705%,但总体上看二者的回归相关性仍 显著,y=00364+00371X-=0.9916*(n=15),相关系数r2=0.9833,说明土壤全氮 的变异有9833%可由土壤有机质变异所引起 表3-2土壤有机质含量与土壤全氮(gkg1) 有机质 全氮 全氮量/ 土壤类型样品数土壤变幅|平均值样品数壤变幅平均值有机质 (%) 红壤 4684 152~4422864673 0.88~2.0 1.34 黄壤 黄棕壤 232 12.3~61.0531 232 2.04~2.8 2.36 4.44 棕壤(酸性) 64612.5~850 616460.75~3.880844.52 4.69~10.3 黄褐土 186284~104.1379 砂姜黑土 13.34265 1.26~6.0 石灰性(若)946 9.0~13.2 12.6 94 0.59~0940.89 893 30.3~47.8 3378821.72~2.591.86 5.52 土 紫色土 l17413.5~228 18.8 1179097~123099 5.27 山地草甸土 4.02 64254.2~24814063900.28~1460.936.64 潮土 粗骨土 1504273~4402961426124-1.60145490 212 石质土 342~63.8486 207 164~2.72|2.19 31857142~33721 水稻土 314550.90~2321.31|6.04 摘自《中国土壤》1996年,中国农业出版社,P876 总的看来,土壤有机质一般约含氮5%左右,故可以从有机质测定结果来估计土壤 全氮的近似值。 土壤全氮量(gkg1)=土壤有机质(gkgl)gkgl有机质含量土壤有机质gkgl 有机质含量土壤有机质土壤有机质含量含量y=00062+0.573X=0939** 土壤全氮量(gkg)=土壤有机质(gkg1)×0.05(或0.06)
*为全省（区）统计的平均值。摘自《中国土壤》1998 年，中国农业出版社，P875 土壤全氮总量与土壤有机质含量的比值，随着土壤所处的环境因素和利用状况而 变化。如表 3-2 所示，安徽省位于南北过渡带，成土母质复杂，土壤类型众多，而各 类土壤开垦利用情况不同，全氮含量与有机质含量的比值（%）有一定差别。从高地 的山地草甸土的 4.05%至低洼地的砂姜黑土的 7.05%，但总体上看二者的回归相关性仍 显著，ý=0.0364+0.0371χ r=0.9916**（n=15），相关系数 r 2=0.9833，说明土壤全氮 的变异有 98.33%可由土壤有机质变异所引起。 表 3-2 土壤有机质含量与土壤全氮（g·kg-1） 土壤类型 有机质 全氮 全氮量/ 有机质 （%） 样品数 土壤变幅 平均值 样品数 土壤变幅 平均值 红壤 黄壤 黄棕壤 棕壤（酸性） 黄褐土 砂姜黑土 石灰性（岩） 土 紫色土 山地草甸土 潮土 粗骨土 石质土 水稻土 4684 232 1646 186 4036 9446 893 1174 15 6425 1504 212 31857 15.2～44.2 12.3～61.0 12.5～85.0 28.4～104.1 9.5～20.2 9.0～13.2 30.3～47.8 13.5～22.8 4.2～24.8 27.3～44.0 34.2～63.8 14.2～33.7 28.6 53.1 18.6 37.9 13.3 12.6 33.7 18.8 99.2 14.0 29.6 48.6 21.7 4673 232 1646 186 4265 9458 882 1179 15 6390 1426 207 31455 0.88～2.0 2.04～2.8 0.75～3.88 4.69～10.3 1.26～6.0 0.59～0.94 1.72～2.59 0.97～1.23 0.28～1.46 1.24～1.60 1.64～2.72 0.90～2.32 1.34 2.36 0.84 1.66 0.84 0.89 1.86 0.99 4.02 0.93 1.45 2.19 1.31 4.69 4.44 4.52 4.38 6.32 7.05 5.52 5.27 4.05 6.64 4.90 4.51 6.04 摘自《中国土壤》1996 年，中国农业出版社，P876 总的看来，土壤有机质一般约含氮 5%左右，故可以从有机质测定结果来估计土壤 全氮的近似值。 土壤全氮量（g·kg-1）=土壤有机质（g·kg-1）g·kg-1 有机质含量土壤有机质 g·kg-1 有机质含量土壤有机质土壤有机质含量含量 ý=0.0062+0.573χ r=0.939** 土壤全氮量（g·kg-1）=土壤有机质（g·kg-1）×0.05（或 0.06）
312土壤有机碳不同测定方法的比较和选用 关于土壤有机碳的测定,有关文献中介绍很多,根据目的要求和实验室条件可选 用不同方法 经典测定的方法有干烧法(高温电炉灼烧)或湿烧法(重铬酸钾氧化),放出的 CO2,一般用苏打石灰吸收称重,或用标准氢氧化钡溶液吸收,再用标准酸滴定。 用上述方法测定土壤有机碳时,也包括土壤中各元素态碳及无机碳酸盐。因此, 在测定石灰性土壤有机碳时,必须先除去CaCO3。除去CaCO3的方法,可以在测定前 用亚硫酸处理去除之,或另外测定无机碳和总碳的含量,从全碳结果中减去无机碳。 干烧法和湿烧法测定CO2的方法均能使土壤有机碳全部分解,不受还原物质的影 响,可获得准确的结果,可以作为标准方法校核时用。由于测定时须要一些特殊的仪 器设备,而且很费时间,所以一般实验室都不用此法。 近年来高温电炉灼烧和气相色谱装置相结合制成碳氮自动分析仪,已应用于土壤 分析中,但由于仪器的限制,所以未能被广泛采用 目前,各国在土壤有机质研究领域中使用得比较普遍的是容量分析法。虽然各种 容量法所用的氧化剂及其浓度或具体条件有差异,但其基本原理是相同的。使用最普 遍的是在过量的硫酸存在下,用氧化剂重铬酸钾(或铬酸)氧化有机碳,剩余的氧化 剂用标准硫酸亚铁溶液回滴,从消耗的氧剂量来计算有机碳量。这种方法,土壤中的 碳酸盐无干扰作用,而且方法操作简便、快速、适用于大量样品的分析 采用这一方法进行测定时,有的直接利用浓硫酸和重铬酸钾(2:1)溶液迅速混和 时所产生的热(温度在120℃左右)来氧化有机碳,称为稀释热法(水合热法)。也有 用外加热(170~180℃)来促进有机质的氧化。前者操作方便,但对有机质的氧化程 度较低,只有7T%,而且受室温变化的影响较大,而后者操作较麻烦,但有机碳的氧化 较完全,可达90%~95%,不受室温变化的影响 此外,还可用比色法测定土壤有机质所还原的重铬酸钾的量来计算,即利用土壤 溶液中重铬酸钾被还原后产生的绿色铬离子(Cr”)或剩余的重铬酸钾橙色的变化,作 为土壤有机碳的速测法。 以上方法主要是通过测定氧化剂的消耗量来计算出土壤有机碳的含量,所以土壤 中存在氯化物、亚铁及二氧化锰,它们在铬酸溶液中能发生氧化还原反应,导致有机 碳的不正确结果。土壤中Fe2或CI的存在将导致正误差,而活性的MnO2存在将产生负 误差。但大多数土壤中活性的MnO2的量是很少的,因为仅新鲜沉淀的MnO2,奖参加氧 化还原反应,即使锰含量较高的土壤,存在的MnO2中很少部分能与Cr2O2发生氧化还 原作用,所以,对绝大多数土壤中MnO2的干扰,不致产生严重的误差。 测定土壤有机质含量除上述方法外,还可用直接灼烧法,即在350~400℃下灼烧 从灼烧后失去的重量计算有机质含量。灼烧失重,包括有机质和化合水的重量,因此 本法主要用于砂性土壤。 3.1.3有机碳的校正系数 经典的干烧法或湿烧法,均为彻底氧化的方法。因为土壤中所有的有机碳均氧化 为CO2,而不需要一个校正系数。而上述外加热重铬酸盐法,不能完全氧化土壤中的 有机化合物,需要用一个校正系数去校正未反应的有机碳, Shollenberger法的校正系 数为1.15。 Tyurin(1931)法的校正系数不加Ag2SO4时为1.1,加Ag2SO4时为1.04。 表3-3不同研究者用 Walkley and black方法测定了一些表土 有机碳未回收的校正系数 参考文献 研究土壤的数目 有机碳回收率(%) 平均校正系数
3.1.2 土壤有机碳不同测定方法的比较和选用 关于土壤有机碳的测定，有关文献中介绍很多，根据目的要求和实验室条件可选 用不同方法。 经典测定的方法有干烧法（高温电炉灼烧）或湿烧法（重铬酸钾氧化），放出的 CO2，一般用苏打石灰吸收称重，或用标准氢氧化钡溶液吸收，再用标准酸滴定。 用上述方法测定土壤有机碳时，也包括土壤中各元素态碳及无机碳酸盐。因此， 在测定石灰性土壤有机碳时，必须先除去 CaCO3。除去 CaCO3 的方法，可以在测定前 用亚硫酸处理去除之，或另外测定无机碳和总碳的含量，从全碳结果中减去无机碳。 干烧法和湿烧法测定 CO2 的方法均能使土壤有机碳全部分解，不受还原物质的影 响，可获得准确的结果，可以作为标准方法校核时用。由于测定时须要一些特殊的仪 器设备，而且很费时间，所以一般实验室都不用此法。 近年来高温电炉灼烧和气相色谱装置相结合制成碳氮自动分析仪，已应用于土壤 分析中，但由于仪器的限制，所以未能被广泛采用。 目前，各国在土壤有机质研究领域中使用得比较普遍的是容量分析法。虽然各种 容量法所用的氧化剂及其浓度或具体条件有差异，但其基本原理是相同的。使用最普 遍的是在过量的硫酸存在下，用氧化剂重铬酸钾（或铬酸）氧化有机碳，剩余的氧化 剂用标准硫酸亚铁溶液回滴，从消耗的氧剂量来计算有机碳量。这种方法，土壤中的 碳酸盐无干扰作用，而且方法操作简便、快速、适用于大量样品的分析。 采用这一方法进行测定时，有的直接利用浓硫酸和重铬酸钾（2:1）溶液迅速混和 时所产生的热（温度在 120℃左右）来氧化有机碳，称为稀释热法（水合热法）。也有 用外加热（170～180℃）来促进有机质的氧化。前者操作方便，但对有机质的氧化程 度较低，只有 77%，而且受室温变化的影响较大，而后者操作较麻烦，但有机碳的氧化 较完全，可达 90%～95%，不受室温变化的影响。 此外，还可用比色法测定土壤有机质所还原的重铬酸钾的量来计算，即利用土壤 溶液中重铬酸钾被还原后产生的绿色铬离子（Cr3+）或剩余的重铬酸钾橙色的变化，作 为土壤有机碳的速测法。 以上方法主要是通过测定氧化剂的消耗量来计算出土壤有机碳的含量，所以土壤 中存在氯化物、亚铁及二氧化锰，它们在铬酸溶液中能发生氧化还原反应，导致有机 碳的不正确结果。土壤中 Fe 2+或 Cl-的存在将导致正误差，而活性的 MnO2存在将产生负 误差。但大多数土壤中活性的 MnO2的量是很少的，因为仅新鲜沉淀的 MnO2，奖参加氧 化还原反应，即使锰含量较高的土壤，存在的 MnO2 中很少部分能与 Cr2O7 2-发生氧化还 原作用，所以，对绝大多数土壤中 MnO2的干扰，不致产生严重的误差。 测定土壤有机质含量除上述方法外，还可用直接灼烧法，即在 350～400℃下灼烧， 从灼烧后失去的重量计算有机质含量。灼烧失重，包括有机质和化合水的重量，因此 本法主要用于砂性土壤。 3.1.3 有机碳的校正系数 经典的干烧法或湿烧法，均为彻底氧化的方法。因为土壤中所有的有机碳均氧化 为 CO2，而不需要一个校正系数。而上述外加热重铬酸盐法，不能完全氧化土壤中的 有机化合物，需要用一个校正系数去校正未反应的有机碳，Schollenberger 法的校正系 数为 1.15。Tyurin（1931）法的校正系数不加 Ag2SO4 时为 1.1，加 Ag2SO4时为 1.04。 表 3-3 不同研究者用 Walkley and Black 方法测定了一些表土， 有机碳未回收的校正系数 参 考 文 献 研究土壤的数目 有机碳回收率（%） 平均校正系数
范围 平均数 Dremner and Jenkinson( 1960a) 57-92 Kalembasa Jenkinson(1973) Orphans( 1973) Richter etal(1973 52220 46-80 1.30 69-79 75 1.33 79-87 Nelson Sommers( 1975) -88 79 127 摘自 Methods of Soil Analysis part2,1982,p.567 从表3-3可以看出, Walkley and black的稀释热法(水合热法)有机碳回收率有很 大变化(449~92%),所以适合于各种土壤校正系数变化范围为109~227。对各类 土壤合适平均校正系数的变化范围为1.19~1.33。因此,应用1.3校正系数(有机碳平 均回收率为77%)在一定范围土壤上看来是最合适的,但应用于各类土壤将会带来误 差 314有机质含量的计算 土壤中有机质含量可以用土壤中一般的有机碳比例(即换算因数)乘以有机碳百 分数而求得。其换算因数随土壤有机质的含碳率而定。各地土壤有机质组成不同,含 碳量亦不一致,因此根据含碳量计算有机质含量时,如果都用冋一换算因数,势必造 成一些误差。 Van bemmelen因数为1.724,是假定土壤有机质含碳58%计算的。然而许多研究 指出,对许多土壤此因数太低,因此低估了有机质的含量。 Broadbent(1953)概括了 许多早期工作,确定换算因数为19和2.5,将分别选用于表土和底土。其它工作者发 现( Ponomareva& Platnikova,1967),1.9~20的换算因数对于表层矿物土壤是令人满意 的 尽管这样,我国目前仍沿用“ Van benmmelen因数”1724。在国外常用有机碳而 不用有机质含量表示。 32土壤有机质测定 321重铬酸钾容量法——外加热法 32.1.1方法原理在外加热的条件下(油浴的温度为180,沸腾5分钟),用一定浓度 的重铬酸钾——硫酸溶液氧化土壤有机质(碳),剩余的重铬酸钾用硫酸亚铁来滴定, 从所消耗的重铬酸钾量,计算有机碳的含量。本方法测得的结果,与干烧法对比,只 能氧化90%的有机碳,因此将得的有机碳乘以校正系数,以计算有机碳量。在氧化滴 定过程中化学反应如下 2K2 Cr2O7+8H2SO4+3C-2K2SO4+2Cr(SO4)3+3CO2+8H20 K2 Cr2O7+6FeSO4-k2SO4+ Cr2(SO4)3+3Fe2(SO4)3+7H20 在 Imol-L IH2SO4溶液中用Fe2+滴定CnO2-时,其滴定曲线的突跃范围为 0.85V。 表34滴定过和中使用的氧化还原指剂有以下四种 本身变色 Fe2+滴定Cr2O2 指示剂 Eo 氧化一还原 时的变色 特点 氧化一还原 二苯胺 0.76V 深蓝→无色 笨蓝→绿 须加H3PO4;近终点须 强烈摇动,较难掌握 加H3PO4;终点稍难 二苯胺磺酸钠 0.85V 红色→无色红紫→蓝紫→绿
范围 平均数 Dremner and Jenkinson(1960a) Kalembasa & Jenkinson(1973) Orphanos(1973) Richter etal(1973) Nelson & Sommers(1975) 15 22 12 12 10 57-92 46-80 69-79 79-87 44-88 84 77 75 83 79 1. 19 1.30 1.33 1.20 1.27 摘自 Methods of Soil Analysis part 2, 1982, p.567 从表 3-3 可以看出，Walkley and Black 的稀释热法（水合热法）有机碳回收率有很 大变化（44%～92%），所以适合于各种土壤校正系数变化范围为 1.09～2.27。对各类 土壤合适平均校正系数的变化范围为 1. 19～1.33。因此，应用 1.3 校正系数（有机碳平 均回收率为 77%）在一定范围土壤上看来是最合适的，但应用于各类土壤将会带来误 差。 3.1.4 有机质含量的计算 土壤中有机质含量可以用土壤中一般的有机碳比例（即换算因数）乘以有机碳百 分数而求得。其换算因数随土壤有机质的含碳率而定。各地土壤有机质组成不同，含 碳量亦不一致，因此根据含碳量计算有机质含量时，如果都用同一换算因数，势必造 成一些误差。 Van Bemmelen 因数为 1.724，是假定土壤有机质含碳 58%计算的。然而许多研究 指出，对许多土壤此因数太低，因此低估了有机质的含量。Broadbent（1953）概括了 许多早期工作，确定换算因数为 1.9 和 2.5，将分别选用于表土和底土。其它工作者发 现（Ponomareva＆Platnikova,1967），1.9～2.0 的换算因数对于表层矿物土壤是令人满意 的。 尽管这样，我国目前仍沿用“Van Benmmelen 因数”1.724。在国外常用有机碳而 不用有机质含量表示。 3.2 土壤有机质测定 3.2.1 重铬酸钾容量法——外加热法 3.2.1.1 方法原理 在外加热的条件下（油浴的温度为 180，沸腾 5 分钟），用一定浓度 的重铬酸钾——硫酸溶液氧化土壤有机质（碳），剩余的重铬酸钾用硫酸亚铁来滴定， 从所消耗的重铬酸钾量，计算有机碳的含量。本方法测得的结果，与干烧法对比，只 能氧化 90%的有机碳，因此将得的有机碳乘以校正系数，以计算有机碳量。在氧化滴 定过程中化学反应如下： 2K2Cr2O7＋8H2SO4+3C→2K2SO4+2Cr2（SO4）3+3CO2+8H2O K2Cr2O7+6FeSO4→K2SO4+Cr2（SO4）3+3Fe2（SO4）3+7H20 在 1mol·L－1H2SO4 溶液中用 Fe2+滴定 Cr2O7 2－时，其滴定曲线的突跃范围为 1.22～ 0.85V。 表 3-4 滴定过和中使用的氧化还原指剂有以下四种 指示剂 E0 本身变色 氧化—还原 Fe2+滴定 Cr2O7 2－ 时的变色 氧化—还原 特点 二苯胺 0.76V 深蓝→无色 深蓝→绿 须加 H3PO4；近终点须 强烈摇动，较难掌握 二苯胺磺酸钠 0.85V 红色→无色 红紫→蓝紫→绿 须加 H3PO4；终点稍难 掌握