地壳最表层的岩石在空气、水、温度和生物活动的影响下，发生机械破碎和化学变化的过程。其实质是在高温高压条件下形成的矿物和岩石暴露在地表后，在地表减压、降温和其他环境条件的影响引起在物质组成上重新调整的变化过程。这些变化大都是放热反应，从高能量状态转变为低能量状态。

包括物理风化、化学风化和生物风化3种。

物理风化

岩石在地表条件下以崩解方式机械地岩石破碎成细块和微粒的作用，但并不改变它的化学组成。岩石发生物理风化的主要因素有三：

温度因素

岩石是热的不良导体，由线胀和体胀系数不同的多种矿物组成。在昼夜、寒暑温度剧变的影响下，地表的岩石产生不均一的胀缩，逐渐使整体的岩石碎裂崩散。由于各种矿物的颜色、热容量不同，它们传热的速率及升温程度各异；地表与深层的岩石受气温影响程度也不相同，愈近地面，其冷热变化愈为频繁而激烈。所有这些都促使地壳最表层的岩石与其主体分离，在地表的某些岩石露头，还可产生层状剥离的球状风化现象（图1）。物理崩解初始时使岩石产生了裂纹，这些裂纹又为水、空气、生物的进入而进一步风化。

图1 因温度变化引起岩石胀缩不均而呈球状崩解过程示意图

冰冻作用

温度变化使岩石表层产生裂隙，降水就可渗入而保存于裂隙中。当温度降到冰点以下，岩隙中的水冻结成冰，其体积增加9.2%；对裂隙壁面造成的压力可高达600千克/厘米²，导致岩石破碎。

流水、冰川和风的影响

地表流水常携带泥沙、碎石不断移动而使之遭受磨蚀割切；它既可使其颗粒磨圆，也可使之进一步碎裂。这是一种最重要和最广泛存在的物理风化因素。挟带砂石、岩屑的巨大冰川移动时可产生极强的重力磨蚀作用，使下垫和两侧的岩石破碎，刻痕深陷，甚至崩解。风也是地球表面重要的侵蚀动力，强风带有砂粒、岩屑时，其割切磨蚀作用倍增，最大的尘暴常可跨越数百千米或更远，沿途磨蚀地表；在沙漠或干旱地区，长期和强大的尘暴磨蚀着岩石及地面，可形成风蚀槽沟和蘑菇石等地貌景观。

图2 由风蚀作用形成的蘑菇石

化学风化

岩石在外部因素作用下，其组成矿物的化学成分发生分解和改变，直至形成在地表环境中稳定的新矿物的作用。与化学风化有关的反应主要有水合作用、水解作用、氧化作用、碳酸化作用、溶解作用等，这些反应很少单独进行，常是两种以上同时发生。

图3 离子水合层模式

水合作用

指水分子与矿物晶格离子结合的作用，由岩浆中结晶出来的原生矿物是在没有液态水的条件下形成的，当这些矿物露出地表就与液态水接触。各种矿物也是由带正电荷的不同离子晶格构成的，位于表层的离子具有未饱和的电荷引力，当水分子偶极体与带有电荷的另一物体相遇时，就以偶极体的一端与矿物晶格上带有相反电荷的离子相吸引，围绕这些离子形成一个水膜（水合层）（图3），这样，矿物就发生了水合作用，如硬石膏水合后成为结晶石膏，赤铁矿水合后成为水赤铁矿。

风化作用

水偶极体也对矿物离子发生吸引作用，力图把离子从晶格上拉下来，矿物受水分子偶极体引力和矿物晶格在地表减压状态的作用，使矿物晶格松散而破坏。矿物经水合作用后，硬度降低，体积增大，溶解度增加，从而促进其它化学风化作用的发展。

水解作用

水分子通常有很小一部分是以解离状态H^＋、OH^-存在的，当水与矿物晶格接触，其氢离子就能置换位于矿物晶格中的阳离子，如各种盐基离子K^＋、Na^＋、Ca^2＋、Mg^2＋等），而进入晶格中占据原来阳离子的位置，其中OH^-则能置换矿物晶格中的阴

离子（如等）。例如，水与正长石晶格作用时，其H^＋可置换正长石的K^＋，使K^＋进入溶液与溶液中OH^-形成KOH，呈碱性反应，余下的成分分解为硅酸和高岭石，产生脱硅作用。

风化作用

溶液中的钾和硅酸可以保持在溶液中，也可受降水淋洗而排除，产生脱盐基和脱硅作用；或为生物吸收利用而形成生物体。气候越湿润，对盐基、硅酸等成分的淋洗作用越强，越能促进矿物的分解，温度是影响水解作用的活泼因素，如果以0℃时水的解离度为1，则10℃时增为1.7，34℃为4.5，50℃时为8.0，可见随着温度增高，水的解离度和水解作用亦相应增强，故热带、亚热带湿润地区矿物化学分解强烈，风化壳深厚。水解作用可能是地壳表层矿物化学分解的最为广泛的形式。

碳酸化作用

大气中含有0.03%体积的CO₂；在25℃和1大气压下，溶入水中的CO₂浓度为0.0339mol/L，溶液的pH为3.92，其H^＋浓度比纯水约大1000倍，这就大大加强了它的化学分解作用。尽管碳酸是一种弱酸，因在大气、水和土壤中广泛存在，它是促使岩石、矿物分解极重要的因素。

氧化作用

大部分岩浆岩、变质岩和部分沉积岩都是在缺氧条件下形成的，这些岩石中的矿物所含变价元素如铁、锰、硫等都以低价状态存在，这些矿物一旦暴露于地表，其内部的低价离子与含氧的水接触时，就会被氧化成高价离子，如橄榄石中的铁（Fe^2＋）被氧化成Fe^3＋后，矿物晶格的电价平衡就遭到破坏，矿物就逐渐分解。这种风化作用对富含变价元素的岩石、矿物（如富含亚铁的橄榄石、角闪石、辉石，含黑云母的基性岩石）尤为强烈。

风化作用

溶解作用

水对各种矿物都有一定的溶解力，即使不溶解的石英晶体（SiO₂）在常温时的水中的溶解度也达到5mg/kg。溶有CO₂和其他酸类的水，其溶解力更大，在含碳酸的水作用下，巨大的石灰岩山地经长期溶解淋失可以夷为平地和巨大的地下溶洞，其化学反应如下：

CaCO₃＋H₂O＋CO₂＝Ca(HCO₃)₂

溶解作用的重要意义更在于它与矿物的各种化学风化密切结合，使其反应物在溶解过程中产生淋移或发生新的合成作用，促进原生矿物的水解作用、氧化作用和矿物质元素的大规模移动。据Reade的研究资料估计，全地球每年每平方千米被溶解移走的物质平均为37吨，其中包括19.3吨碳酸钙，7.7吨硫酸钙，3.1吨氯化钠，2.7吨硅酸（SiO₃），2.3吨碱金属碳酸盐和硫酸盐，1.5吨碳酸镁和0.39吨氧化铁。在降水量813mm的英格兰淋洗深度达到465mm的条件下，每年每平方千米溶失成分可达55.4吨。

生物风化作用

指生物的生命活动和死亡后的残体分解物对岩石、矿物的分解作用，植物庞大根系在岩石和矿物裂隙中生长时产生的机械压力使岩石崩解，穴居动物在地下拨土、挖洞对岩石矿物的机械破坏都属于生物物理风化作用；而生物呼吸放出的CO₂，分泌的有机酸和有机残体腐解后产生的大量有机酸和盐类，都积极参与矿物的化学风化作用。硅藻能分解铝硅酸盐，利用硅酸形成它的甲壳，同时分离出游离的氢氧化铝。生物体产生的一些有机酸还可与矿物中的一些金属离子（如Fe^3＋、Al^3＋、Mn^2＋等）络合，促进这些惰性元素从反应系统中移走，加速矿物的风化。

可见，岩石风化是上列多种风化作用共同作用的结果，它们是相互联系和相互影响的，在特定的环境中，常以某些风化作用为主：如干旱寒冷地区，生物活动微弱，以机械破碎的物理风化为主；在温暖湿润地区，生物活动旺盛，则化学风化和生物风化居主导地位，而物理风化就显得不强烈，但它可以促进生物化学风化作用的进行。

是矿物按其对风化作用的稳定性或易风化性排列的次序。它可用来了解一个土壤的“风化程度”，衡量土壤中保存的原有养分状况和理化性质；估计土壤的发育途径及其经历的环境条件。显然，了解土壤的风化情况不论在认识土壤发生发育和肥力等方面都是具有重要意义的。

戈尔迪奇（S.S.Goldich，1938）从土壤大粒级和小粒级二方面来研究矿物风化稳定性的。对土壤大颗粒级（砂和粉粒）中原生矿物的抗风化能力大小排成序列，称作矿物风化的稳定性序列（图4）。

图4 砂粒和粉粒级矿物颗粒的风化序列（S.S.戈尔迪奇）

这个序列说明，最不稳定的矿物是那些在最高温度的熔融岩浆中结晶的矿物；矿物结晶条件越接近现在地球表面环境条件，则在地表风化环境中的稳定性就越高。矿物抗风化能力的不同，一方面与矿物结晶离子的本身性质有关，同时亦决定于矿物的晶格结构。例如，占岩浆岩总体92%的主要造岩矿物长石、角闪石、辉石、橄榄石、云母、石英等硅酸盐矿物来说，其结晶构造的基本单位是硅氧四面体和金属原子构成的电中性体；不同的硅酸盐矿物只是由于硅氧四面体彼此联结方式及所含金属原子不同而已。石英矿物（SiO₂）的全部氧原子都是与硅原子以共价键的强力联结形式紧密结合的，它没有离子键，故抗风化能力最强，在土壤形成过程中，许多矿物都被风化消失，而石英却仍能保留下来。橄榄石（Mg，FeSiO₄）的氧原子除与硅原子以共价键强力联结外，还与镁、铁原子以较弱的离子键进行联结。离子键是容易受水化、水解、氧化、溶解等作用而分解，加上铁原子的变价特征，因此容易被氧化，抗风化能力小，辉石、角闪石、长石、云母的氧原子与硅原子的共价键联结多于橄榄石，而少于石英，故其抗风化力介乎二者之间，硅酸盐矿物的氧硅б率和共价键数的多少引起的结晶构造的差别，与实际观察到的矿物风化稳定性是一致的（表1）。

表1 硅氧四面体的排列方式与代表性矿物

杰克逊和舍曼（M.L.Jackson，G.D.Sherman，1953）研究了土壤粘粒级的主要原生矿物和次生矿物的抗风化能力，建立起代表性矿物风化阶段的概念，以反映土壤矿物组成和风化强度的关系（表2）。

矿物在风化作用中进行分解，释放出某些原子或原子团，其中有些被水淋走；有些被生物利用；还有一些成分在新的条件下重新组合成新矿物，也就是新生矿物的合成作用，所有这些次生矿物的晶体都很小（＜2μm）。比表面大，具离子交换性能，它们构成了土壤的无机粘粒部分。土壤中的次生粘土矿物分两大类：一类是层状格架的铝硅酸盐粘土矿物，包括伊利石、蛭石、蒙皂石和高岭石；另一类是不同水化程度的氧化物，主要是铁和铝的氢氧化物（见粘粒）。了解它们的来源和形成条件，对于认识土壤的保肥供肥能力，土壤pH的本质和重要性以及物理化学性质都是必须的。

表2 代表性矿物风化阶段及其相应的土壤类型

风化作用所处的环境、土壤的离子浓度及其平衡反应、pH值条件等对形成某种次生粘土矿物起着决定性作用。云母类矿物的晶格结构与它风化蚀变后的次生粘土矿物有类同的层状晶格结构，在一定的风化环境条件下，它可以直接蚀变转化为相应的粘土矿物，由图5可见，云母伊利石蛭石蒙皂石高岭石铁、铝氢氧化物由左向右的过程是风化程度的加深；脱硅作用、脱盐基作用加强，矿物的结构和成分越趋简单；由右向左是新生矿物的合成过程，它的条件是复硅作用和复盐基作用。例如按照基特里克（Kittrick）多年的平衡试验，在硅酸浓度较高时，高岭石可以复硅化成为蒙脱石，这二种矿物共生在96mg/kgSiO₂的溶液里，高于这个界限，可由高岭石合成蒙脱石；低于这个界限时，蒙脱石就转变为高岭石。

三水铝石和高岭石共生在1.3mg/kgSiO₂溶液里，当高于这个SiO₂浓度界限，三水铝石合成为高岭石；低于这个界限，则高岭石转化为三水铝石。

对于长石类及橄榄石、角闪石、辉石等铁镁矿物，由于它们是架状链状晶格结构，就需要在风化作用中先蚀变为简单的晶架，重新组合成层状结构，才能形成各种次生粘土矿物，究竟形成哪一种粘土矿物，则同样取决于溶液中的成分、pH—Eh值及离子平衡反应的条件。火山灰，火山玻璃是在原子未及组成晶格之前固结起来的非晶质矿物，在湿润条件下，它首先风化为非晶质的水铝英石，以后逐步转变为结晶的埃洛石一高岭石。

图5 矿物风化形成土壤次生粘土矿物的可能途径

次生矿物的转化和合成的途径是错综复杂的，下列各种土壤粘土矿物的转化和重新组合的条件已经研究证明。①伊利石，常见于风化作用不很强烈的温带地区土壤中，具较小的酸度，可使钾从云母晶层中部分的消除，溶液中有中等或较高浓度的硅酸和铝离子存在，以保持其稳定。②蛭石，在硅酸和铝离子相对浓度较高和存在于较酸性的条件下，伊利石中的钾完全被移走，就形成蛭石。③蒙皂石，在碱性到微酸性条件下，淋溶较弱，风化层（或土层）中能维持相当高的硅酸和镁离子浓度时，就有利于伊利石、蛭石形成蒙皂石。④高岭石，在长期的酸性淋溶条件下，溶液中缺钾，缺镁，缺乏其他盐基，硅酸和铝离子浓度大致相等时，就有利于伊利石、蒙皂石等风化程度弱的矿物转化为高岭石。反之，当硅酸、钾、镁离子浓度较高，呈微酸性淋溶时，高岭石可重新合成为蒙皂石或伊利石。⑤铁铝氧化物，在温带地区，土壤中的高岭石是稳定的，不会被分解，如果在热带湿润地区土壤溶液中的硅酸和盐基俱已淋失的条件下，高岭石进一步彻底分解，产生的硅酸继续受淋洗，残留下溶解度低的氢氧化铝凝胶，逐渐浓缩为水铝矿积累下来。在氧化环境条件下，由含铁矿物分解出来的铁离子则以含水氢氧化铁胶状物沉淀出来，最后浓缩为褐铁矿、针铁矿、赤铁矿。在潜水还原条件下，铁矿物不稳定，易转化为可溶的亚铁而淋失。

在地表化学风化作用下，岩石和土壤中的矿物受到不断的分解而蚀变为简单的产物，在分解中释放出的盐基及硅酸，在水的淋溶作用中被大量排走，只有难溶的次生硅酸盐类粘粒和铁铝氧化物积累下来。化学风化越深刻，淋洗越强烈，则矿物的分解越彻底，盐基和硅酸的淋失越多，铁铝氧化物的相对积累也就越多。因此，可以用风化体或土体中盐基、硅酸和二三氧化物三者间的分子比率来估测土壤的风化度和淋溶度。

硅铝率

Sa值（马伯特，C.F.Marbut），即Ki值（哈拉索韦兹，H.Harrassowitz），指土壤粘粒所含SiO₂量与所含Al₂O₃量的分子数的比率，用SiO₂/Al₂O₃或Sa表示。

风化作用

Sa值越小，说明土壤粘粒中SiO₂含量越低，即在风化过程中硅酸盐的分解越强，淋失越多，氧化铝的残余积累越显著，土壤风化度高，砖红壤、红壤（相当于氧化土纲、老成土纲土壤）等富铝化土壤具有这一特征。反之，如果Sa值大，说明土壤粘粒部分的SiO₂含量高，硅酸盐矿物的分解不强，Al₂O₃的残余积累少，土壤的风化度小；例如，黑钙土、栗钙土、褐土等土壤具有这一特征。

硅铁铝率

Saf值，指土壤粘粒中所含SiO₂量与所含Al₂O₃、Fe₂O₃总量的分子比率，用SiO₂/R₂O₃或Saf表示。

风化作用

在土壤排水良好的好气条件下，铁处于氧化状态，与氧化铝的性状相同，都是不被淋溶而积累下来的，当土壤排水差，具还原嫌气条件时，则土壤中高价铁将被还原为可溶性亚铁而淋走，所以R₂O₃就不像Al₂O₃那样准确地代表土壤风化过程中的残余积累量。在反映土壤风化度时，都用Sa值，而不用Saf值。

土壤风化度

即μ值

风化作用

由于土壤粘粒对钾的选择吸附性大于钠，故K/Na比值始终大于1，土壤风化过程和淋溶作用越强，Na的淋失较之K的损失相对地亦越大，土壤的μ值（即土壤风化度）也就越大，据H.詹尼（Hans Jen-ny，1948）统计，黑钙土的μ值平均为1.066，灰化土为1.516，红黄色灰化土为2.767，砖红壤性土为3.206，μ值由温带湿润、半湿润区土壤向冷湿及湿热区土壤增大。

土壤风化淋溶系数

（H.哈拉索韦兹），即ba值，指土壤中的氧化钾、氧化钠和氧化钙分子数之和与氧化铝的分子数的比率，即

风化作用

K^＋、Na^＋、Ca^2＋、Mg^2＋等盐基离子在风化过程中是易遭淋洗的成分；氧化铝是土壤风化物的惰性成分，因而是最主要的残余积累成分。因此，土壤的ba值大，说明在风化过程中盐基离子保存多，淋洗少，即风化淋溶度小；反之，如土壤ba值小，说明土壤风化中盐基离子保存越少，风化淋溶度强。风化度弱者，包括温带干旱、半干旱区的土壤，如棕钙土、栗钙土、黑钙土、褐土、棕壤等；风化度强者，包括湿热地区或冷湿地区针叶林下的土壤，如砖红壤、红壤、黄壤、灰壤等。詹尼还提出ba₁值和ba₂值等指标，其涵义与ba值基本上相同，同样可反映一个土壤的风化淋溶度。

土壤的淋溶指数或淋溶因子

即β值，詹尼根据土壤化学全量分析资料，认为一个土壤淋溶层的ba₁值与母质层的ba₁值比率可以用来说明土壤风化淋溶程度的强弱，β值越小，说明土壤淋溶层的盐基淋溶系数比母质层的淋溶系数大，土壤处于强淋溶过程；反之，β值越大，说明土壤淋溶层与母质层盐基淋溶系数相近，亦即土壤风化淋溶度越弱。另一指标称为β_Ⅱ，即淋溶层的与母质层ba₂的分子比，它与β值一样可说明土壤风化淋溶的强度。

风化作用