氮素营养与氮肥

1、第十章 土壤养份循环第一节 土壤氮素循环氮素是作物的主要营养元素，对作物的产量和品质影响极大。从我省 来看，现有的耕地大局部N素的供给根本持平，但因N在土壤中易损失， 因此各地施用 N 肥都有显著的增产效果。在我省 N 肥的施用量逐年增加， 目前已达 30 斤/亩左右，有的施用更高。我国施 N 量是美国的 4 倍，但产 量比美国低 6%，在农业生产中 N 是重要的限制因子。土壤供氮状况是土壤肥力的一项重要指标，所以，土壤中氮的转化是 有效施用氮肥的理论根底。了解土壤的供氮状况、氮素形态及其转化，是 保持和提高土壤肥力、合理施用氮肥的依据。一、土壤中氮的来源与含量据估算，地球上约有1972X1O

2、20吨氮，但其中99.78%存在于有机物内 和大气中。成土矿物中不含氮。土壤中的氮主要来源于降水、生物固氮和 所施用的氮肥。土壤中氮的含量变化很大。我国耕地土壤含氮量为0.04- 0.35%，多数 土壤在0.05-0.1%之间。因此，在农业生产中不断补施氮肥，就成了提高 土壤肥力、夺取作物高产、稳产的一项根本措施。土壤中的氮主要呈有机态，土壤氮的含量与土壤有机质的含量呈正相 关，而土壤有机质和土壤氮又是处在不断积累与分解的动态过程中， 因此， 它们的含量决定于积累速率和分解速率的相对强度。而生物积累与分解的 相对强度又与植被、气候、地形、土壤类型、质地、耕作、施肥及其他措 施等条件密切相关。尽

3、管土壤有机质和氮的含量受到上述因素的影响，但某一地区的土壤 有机质和氮的含量，那么是该土壤在特定条件下积累和分解之间的一个平衡 值。因此，在一定地区、一定的耕作制度下，土壤含氮水平是一定的。在 我国自然耕作条件下，主要自然土壤的有机质和氮的含量，由东向西，依 黑土一栗钙土、棕钙土一灰钙土的顺序依次降低；由北向南，贝U依暗棕壤 棕壤、褐土黄棕壤的次序明显降低，由黄棕壤再向南经红壤至砖红壤 又复升高。耕作土壤在这方面的变异趋势除个别外，也大体与白然土壤的 情况一致，即有机质和氮的含量以东北黑土地区最高，其次是华南、西南 和青藏地区，而以黄淮地区和黄±高原地区为最低。土壤含氮量虽然与有机质

4、含量呈正相关，但也不是一成不变的，这是 因为土壤有机质的 CN 比值在各种土壤中并不相同。例如，我国自然土 壤的 CN 比值，最低的为 6.2，最高的近 21；耕作土壤最低的为 7.0，最 高的近 14。当从土壤有机质含量来推断土壤氮量时，必须要根据不同土壤 的 C N 比值考虑其变异因素。一 土壤中氮的形态 土壤中氮的形态可分为有机氮和无机氦，两者合 称为土壤全1、无机氮 也称矿质氮，它包括硝态氮、亚硝态氮和铵态氮。土壤空 气中虽然存在分子态氮和氮化物的气体， 但它们不是一般作物的直接氮源。 土壤中的铵态氮NH4 N来源于土壤含氮有机物的矿化和所施入的氮肥， 它能为带阴电荷的土壤胶体所吸附，

5、而成为交换性铵；铵也能被 2：1 型的 粘土矿物所固定，成为非交换性铵或固定态铵；铵还能以 NH4+的形态存在 于土壤溶液中。所以，土壤中的铵态氮可分为交换性铵、非交换性铵和液 相中的铵三局部。硝态氮N03 N是铵态氮在好气条件下经微生物硝化 后的产物，不能被土壤胶体所吸咐，易于流失，不太稳定。通常所谓的土壤无机氮是指硝态氮和铵态氮两局部。 土壤中的无机氮， 一般只占土壤全氮量的I 2%,而且还处于经常变动之中。它是土壤中生 物化学作用、物理作用、化学作用的产物，受微生物的生命活动与水热条 件的影响很大，同时又易为作物和微生物所吸收，还可通过不同途径从土 壤中损失掉，因此，其含量变化不仅有季节

6、性的差异，而且还有昼夜和晴 雨之间的变化。无机氮虽是作物可以直接利用的氮源，但其含量并不能代 表作物整个生育期或某一生育期内可从土壤吸收的氮的总量，更不宜把上 年或上季所测得的无机氮含量直接作为下年或下季作物施用氮肥的依据。2 有机氮 它是土壤中氮的主要形态， 一般占土壤全氮量的 98以上。 有机氮按其溶解和水解的难易程度可分为水溶性有机氮、水解性有机氮和 非水解性有机氮三类。水溶性有机氮 主要包括一些结构简单的游离氨基酸、胺盐及酰胺类 化合物，其中分子量小的可以被作物直接吸收，分子量略大的虽不能被直 接吸收，但容易水解，并迅速释放出铵离子，成为作物的速效氮源。水溶 性有机氮的含量一般不超过土

7、壤全氮量的 5。水解性有机氮 是指用酸、碱或酶处理后能水解力较筒单的易溶性化 合物或能直接生成铵化合物的有机氮，它包括蛋白质类占土壤全氦量的 4050，核蛋白类占全氮量的 10左右、氨基糖类占全氮量的 5 10以及尚未鉴定的氮等，它们经微生物分解后，均可成为作物的氮 源。其总量约占土壤全氮量的 50 70，因而在植物营养上具有重要意义。非水解性有机氮 包括多醌物质与铵缩合而成的杂环状含氮化合物， 糖类与铵的缩合物、蛋白质或铁与木质素缩合成的复杂环状结构物质，其 含量约占土壤全氮量的 3050。由于它很难水解，故对植物氦营养的意 义远不及水溶性有机氮和水解性有 机氮。二土壤中氮的转化 土壤中氮的

8、转化包括有机氮的矿化和无机氮的生 物固定过程，铵态氮的固定、吸附与释放、解吸过程，氮的补给与损失过 程。尽管每一转化过程都是相互联系和相五制约的，但转化过程的方向与 速率那么控制着土壤的供氮能力，因此，它是农业生产中有效利用氮肥的理 论根底。1、有机氮的矿化和无机氮的生物固定 土壤中有机氮分解为氨的作用 称为矿化作用或氨化作用；无机氮转化为有机氮的作用，称为生物固定作用。它们在土壤中存在以下平衡:有机氮一-无机氮矿化作用包拓两步，第一步是蛋白质在微生物分泌的水解酶的作用下水 解，蛋白质分子中的肽键裂解，产生氨基酸，称为解蛋白作用。第二步是氨基酸在微生物的作用下脱氨基，释放出氨，称为氨化作用。

9、在多种细菌、真菌、放线菌作用下，氨基酸便可通过氧化脱氨、复原脱氨、 水解脱氨以及形成其他化合物的脱氨等途径进行氨化，产生氨和有机酸、 醇、醛或硫化氢等产物。氨化作用是相当普遍的，无论是好气和嫌气条件下均能进行，但作用 强度和速率那么决定于土壤温度、湿度、pH和C/N比值，当温度为20-30 °C、 湿度为田间持水量的60%、pH为中性、C/N比等于或小于25： 1时，氨化 作用才最为旺盛，氨才能在土壤中积累。稻田土 C/N比37: 1时，几乎不 发生净矿化。土壤中无机氮的生物固定作用是指无机氮被土壤微生物同化后构成其 躯体而暂时保存在土壤中。这一作用，也不是通过专化性微生物来进行的。

10、 只要土壤具备某些种类微生物的生态环境，生物固定作用就会随着微生物 的大量繁殖而增强，特别是当能量物质充足时，这一作用就更为旺盛，其 固定量可占施入氮肥量的14- 40%。这时就会出现微生物与作物争夺氮素 的现象。因此，在生产实践中，要防止在作物生育期间特别是在苗期，大 量施用未腐熟的有机肥料。但从氮的循环系统来看，微生物对无机氦的同 化有利土壤中氮的保存。土壤中有机氮的矿化和无机氮的固定是同步进行的，也都是微生物活 动的结果，因此，能量、氮源、温度、湿度、pH值等，显著地影响这两个 作用的相对强度。当土壤中的能量物质比拟少时，有机氮的矿化速率大于 无机氮的生物固定速率，土壤中无机氮得以积累，

11、出现净矿化作用，当土 壤中有过量的能量物质存在时，那么生物固定的速率大于矿化作用的速率， 土壤中无机氮含量逐渐减少，产生净生物固定作用。随着能量物质的不断 消耗，生物固定作用速率逐渐降低而接近矿化速率，当这两个相反过程的 速率相等时，称为转折点，此时矿质氮的微生物固定量称为最大生物固定 量。当能量物质消耗到能使矿化作用的速率转而大于生物固定作用的速率 时，土壤中的无机氮得以重新积累，这就是再矿化作用，在短期内，生物 固定的氮有25- 50%可再矿化出来。在水稻-土壤系统中，有机氮与无机 氮配合施用时氮的转化特点是：无机氮可提高有机氮的矿化率，有机氮可 提高无机氮的生物固定率。施入无机氮可促进土

12、壤有机氮的矿化，这种作用称为激发效应。激发 效应的量度，一般用土壤氮的激发率P来表示，其计算方法如下： 施氮肥区植株总氮量-植株吸收肥料氮量P=-无氮区植株总氮量当P> 1时为正激发，说明氮肥施入土壤后将出现净矿化，增加土壤中 的有效氮量，当PV1时为负激发，说明出现净固定，施入土壤中的无机氮 的有效性降低。C/N比、温度、湿度、pH值等，对土壤氮的矿化和生物固定作用的 强度以及净固定转入净矿化的时间都有明显的影响。相对而言，C/N比小 有利于净矿化，C/N比大那么有利于生物固定，温度高有利于矿化，温度低 那么有利于生物固定；稻田落干有利于矿化，淹水有利于生物固定。此外， 干冻晒垡、施用

13、石灰以及铜、锌、锰等微量元素肥料都能促进氮素的矿化 作用。2、铵的固定与释放、吸附与解吸 土壤中矿化的铵NH4+ 和施入的 铵被2: 1型粘土矿物的晶格固定成为固定态铵或非交换性铵的作用，称为 铵的固定作用。固定态铵在微生物、物理、化学作用下被释放的作用，称 为铵的释放作用。铵离子被土壤胶体吸附为交换性铵的作用，称为铵的吸 附作用。交换性铵被转移到溶液中的作用，称为解吸作用。铵的固定与释 放吸附与解吸之间存在假设下述平衡：粘土矿物固定态铵交换性铵液相铵土壤对铵的固定量是比拟高的，一般表土中铵的固定量可达全氮量的11 12%，某些土壤对尿素和硫铵的固定量可分别达全氮量的31.7%和25. 6%。

14、其固定量与粘土矿物类型、土壤质地及施入的铵量等有关。2: 1 型粘土矿物固定铵的能力依次为蛭石豪脱石伊利石。1:1型的高岭石那么几乎不固定铵。粘粒固 nh4+能力大于砂粒。施入的铵愈多，固定的量 也就愈多，但固定量占施入铵量的比例那么有所降低。温度与干湿交替能促 进铵的固定作用。在相伴存在的阳离子中，钾离子对铵的固定作用有明显 影响，先施钾肥，贝胖占粒固定铵离子的能力显著降低，如果先施铵态氮肥 然后再施钾肥，那么阻碍固定态铵的释放，而所形成的固定态铵，在有较多 的交换性铵或钾存在时，不能被作物吸收利用，反之，新形成的固定态铵 那么有相当一局部可以重新释放出来，供作物吸收。土壤对铵离子的吸附与土

15、壤胶体种类和胶体外表的电荷数量、胶体表 面吸附的交换性阳离子数量和种类、铵离子的浓度和数量等有关。不同种 类的胶体对铵离子的吸附能力与其对nh4+的固定能力一样，依次为有机 胶体蒙脱石伊利石，而高岭石与含水氧化铁铝那么儿乎不具有吸附铵的 能力。胶体外表的电荷数量愈多，那么吸附铵的作用愈强。FQ+、A|3+、H+、 Ca2+ Mg2+等阳离子的交换能力大于NH+离子，而K+、Na+的交换能力 那么小于NH+离子。3、氮的补给与损失 氮的补给是指通过降水、施肥及生物固氮将随收获 物带走的氮归还给土壤的作用，它是保持和提高土壤肥力的重要措施之一, 氮的损失是指铵态氮的挥发.硝态氮的淋失和反硝化的脱氮

16、作用。土壤中 氮的补给与损失过程可归纳如下:C代相施吃4、中：牛士口、Mh液相NU； C谀相淋失ati it4铵态氮肥在土壤中的挥发损失量和硝态氮肥的淋失量是较多的，据试验, 表施硫铵时氨的挥发损失量可达施入量的 18 22，表施碳铵时为 39.1 49.6，表施尿素时为 18.735.7。硝态氮肥随降水和灌溉水的流失量一 般可达施入氮量的 510。二、土壤供氮能力土壤供氮能力既是评价土壤肥力的一个重要指标，又是估算氮肥用量 的一个重要参数。一般认为，土壤全氮量仅可作为土壤氮素肥力的一个大 致参考标准。有人提出，作物在不施氮区的全生长期内的吸氮量是土壤供 氮能力的良好指标。所谓土壤的供氮量主要

17、包括当季作物种植时土壤中已 积累的矿质氮量和在作物生长期内土壤氮素的矿化量。在以成熟期无氮区 作物地上局部积累的氮量作为土壤供氮量时，为了准确计算，必须扣除降 雨、灌溉水和种子或秧苗所带入的氮量。 根据浙江省 1975 年统一布置的 24 个早稻试验点研究结果， 不施氮区一季早稻地上局部吸氮量为 2.307.7公 斤亩，平均为 4.55 公斤亩，占耕层土壤全氮量的 1.422.88，平均 为 1.93。北京地区潮土全氮量为 0.10时，冬小麦试验中不施氮区产量 为 248 公斤亩，地上局部吸氮量为 4.7 公斤亩，占耕层土壤全氮量的 3.3。山东省棕壤全氮量为 0.052时，玉米试验中不施氮区

18、产量为 79 公 斤亩，地上局部吸氮量为 2.1 公斤亩，占耕层土壤全氮量的 2.7。上 述数据说明，这些地区土壤有机质年矿化率平均为 23。土壤供氮能力的主要量度是有机氮矿化量。作物在不施氮区的总吸氮 量实质上只是土壤矿化氮的一种间接衡量法。下面对直接衡量法也作一简 介。旱地土壤氮矿化过程中无 NH4N 积累，因此研究者认为，旱地土壤氮 矿化的动力学，实质上是 NO3N 形成的动力学。美国土壤学家史坦福(Sta nforc)等人将化学动力学一级反响的原理应用于土壤有机氮矿化和 NO3N 形成的数量关系的计算中，提出了土壤氮矿化势的概念，并建立 了相应的数学式，以测定和求出作物生长期内土壤可以

19、供给的矿质氮量， 作为决定氮肥施用量的依据。目前，国内外研究者正将此理论和技术应用在实际中，例如中国科学院西北水土保持所应用氮矿化势法研究了陕西省 几种土壤的供氮能力。第二节 土壤中磷循环土壤供磷状况是土壤肥力的指标之一。土壤中磷的转化是有效利用磷 的重要问题。了解土壤中磷的含量、形态及其转化，对经济有效施用磷肥， 提高磷肥利用率具有重要意义。一、土壤中磷的来源与含量地壳中的含磷量约占其重量的0.12%,平均约含P2O50.28%,其中含磷 量最高的是原生矿物中的磷灰石族Ca5PO2 x及次生矿物中的鸟粪石质 磷矿。因此,土壤中的磷主要来源于成土矿物,其次是所施用的含磷肥料。我国耕地土壤中的全

20、磷P2O5量一般在0.010.43%，多数土壤在0.04 0.25%之间,很少超过 0.5%。全国约有 5070%的耕地土壤有效磷含量 在缺乏范围之内, 加之磷营养供需失去平衡以及肥料氮、 磷比例严重失调, 所以,土壤供磷水平低下己成为一些地区开展农业生产的重要限制因子之 一。但近些年,由于磷肥的大量施用,土壤中磷的储藏增加。我国土壤中平均全磷含量虽然受人为因素的影响变幅很大,但由于土 壤磷的迁移率小,因而仍表现出明显的地带性分布规律,即从南到北依砖 红壤一红壤一黄棕壤-褐土一黄潮土一棕壤一黑土、白浆土的顺序依次增 加。耕地土壤的全磷含量的变化趋势与自然土壤根本一致,即华南地区的 砖红壤全磷含

21、量最低,其次是华中地区的红壤和水稻土,而以华北、西北、 东北等地区黄土性沉积物发育的土壤全磷含量为最高。某一地区土壤含磷 量的这种相对稳定性,一般认为有以下几个原因：首先,与磷的地球化学 特性有关,即磷在风化体及土壤中的含量直接受母质的矿质组成的影响, 由原生岩风化发育的土壤含磷量：玄武岩花岗岩；由沉积岩风化发育的 土壤含磷量：石灰岩或石灰性沉积物砂岩或酸性沉积物。其次，与土壤 的物理性状有关, 即细粒包括粘粒的含磷量高于粗粒局部。 第三,与土壤 有机质含量有关。 一般有机质含量高的土壤， 其全磷和有机磷的含量亦高。 第四，与耕作施肥有关，即作物当季对磷肥的利用率低，所以随收获物携 走的少；另

22、外，磷肥在土壤中的迁移率低，不易因雨水淋洗而损失。因此 实行豆科作物 或豆科绿肥 与喜磷作物或主根作物与须根作物轮作换茬以 及长期大量施用磷肥，可使耕层全磷含量逐年提高。最后必须指出，在长期的成土和利用过程中，土壤中磷的含量不仅有 较大范围的地带性或地域性差异，即使在某一局部范围内的自然村落或田 块，也会形成局部变异或同心圆状分布，如离村近的含磷量高，而离村远 的那么含磷量较低。自然生态系统不同，也会使某一地域的土壤含磷量高出 一般耕地土壤数十倍至数百倍， 如我国西沙群岛的土壤， 因常年海鸟群居， 积累着大量的海鸟尸体和粪便及鱼骸，土壤全磷含量可高达 2%以上。二、土壤中磷的形态和转化土壤中磷

23、的形态 土壤中磷的形态可分为有机磷和无机磷两大类，二 者含量之和为土壤全磷量。全磷量以迟效磷为主，与土壤有效磷无一定的 相关性。1.有机磷土壤中有机磷的含量，一般约占土壤全磷量的 10 50%, 某些水稻土和东北的黑土中可高达 65%左右。由于土壤中的有机磷来源于 动、植物和微生物残体,因此其含量与土壤有机质含量有密切关系。据中 国科学院南京土壤研究所对 64 个水稻土的分析统计,土壤有机磷含量 P0 与土壤有机质含量M有一定的相关性，其回归方程为：P0=0.014M0.001母质中的无机磷含量、降雨及母质中的含硫量、质地、土壤pH值，土壤温 度、排水状况及耕作措施等,也都影响土壤有机磷的含量

24、。凡母质中含无 机磷量高、降雨及母质中含硫量高、土壤pH值低、土温较低及土壤质地较 粘的，土壤有机磷含量也较高；而排水不良和耕作过度、质地较粗者，土 壤有机磷含量那么较低。土壤中的有机磷目前尚有一半左右不知其化学性质，迄今为止，已经 鉴定的化合物有以下三类：第一，磷酸肌醇类，其中包括肌醇、沙鱼肌醇、 药当苷肌醇、六磷酸新肌醇等。第二，磷脂类，主要为磷酸甘油脂，其中 卵磷脂约占 40%，脑磷脂约占 30%，其余为难以测出的磷脂。土壤中磷脂 类化合物较少，通常只占有机磷的 1%左右。第三，核酸及其衍生物类，它 们能在土壤中迅速降解或重新组合，其含量一般约占土壤有机磷的 3%。2.无机磷土壤中无机磷

25、的含量一般约占全磷含量的50 90%。其含量 多少与土壤母质成分有关。一般在紫色页岩、冲积母质和黄土沉积母质上 发育的土壤或磷矿产区附近的土壤，无机磷含量较高；在花岗岩、砂页岩、 第三纪和第四纪粘土母质上发育的土壤，无机磷含量那么较低。土壤中的无 机磷，按正磷酸盐中阳离子的不同，通常可分为三类：第一类为磷酸钙、 镁类化合物。磷酸钙盐主要包括CaH2PO42、 CaHPO4 、 Ca3PO42、Ca8H2PO6 3H2O、Ca5PO43CI、Ca5PO3 OH 和 CasPO43 F 等。它 们的溶解度随 pH 值升高而降低，稳定性随 CaP 原子比增加而增加，对 作物的有效性那么随溶解度的降低

26、和稳定性的增加而降低。 第二类为磷酸铁、 铝类化合物。主要包括 FeH2PChOH2、AIH2PO4OH2、Fe3PO42 8H2O 以及一些闭蓄态磷等。它们的溶解度、稳定性及有效性，与化合物的结晶 状态、土壤的 pH 值及氧化复原状况等密切相关。 一般来说，当它们处于凝 胶态而土壤又处于pH值4- 7和淹水复原状态时，其溶解度较大，稳定性 较差、有效性较高。我国南方酸性土壤中磷酸铁的含量高于磷酸铝，北方 石灰性土壤中的磷酸铝含量却高于磷酸铁。水稻土中的磷酸铁是水稻磷营 养的重要给源。第三类为吸附态磷。吸附态磷是指有机铁、铝络合物及粘 土矿物在库伦力和化学力的作用下所吸附的磷。吸附态磷的有效性

27、随pH增 加而增加。据中国科学院南京土壤研究所对我国砖红壤、红壤、黄棕壤、黄潮土 所作的研究，上述几种形态磷的相对数量与土壤的发育程度有密切的关系。 在风化程度很高的南方砖红壤和红壤中，闭蓄态磷占主要地位，最高可达 无机磷总量的 90%以上，其次为磷酸铁，而磷酸钙和磷酸铝都较少。在风 化程度低、有石灰反响的华北黄潮土中，磷酸钙所占的比重较大，一般可 达无机磷总量的 6070%，其次是闭蓄态磷，而磷酸铝那么较少，磷酸铁更 少。属于过渡型的黄棕壤，各类无机磷的相对含量亦反映出其过渡性质， 介于上述二者之间。土壤中磷的转化 土壤中磷的转化，包括有机磷的分解和无机磷的生 物固定过程、有效磷的固定和难溶

28、性磷的释放过程。其转化过程的方向与 速率，控制着土壤的供磷能力，也是经济有效施用磷肥的理论依据。1有机磷的分解和无机磷的生物固定土壤中的有机磷除一局部能被作物直接吸收利用外，大局部需经微生物的分解转化为无机磷或被根际的 磷酸酶脱磷酸后，才能被作物吸收利用。土壤中有机磷的矿化，主要是土壤中的微生物和游离酶、磷酸酶共同 作用的结果，因此其分解速率与有机氮的矿化速率一样， 决定于土壤温度、 湿度、通气性、 pH 值、无机磷和其他营养元素及耕作技术、根分泌物等因 素。温度在30 45°C之间，有机磷的矿化速度随温度增加而增加，矿化最 适温度为35C。30C以下不仅不进行有机磷的矿化，反而发生

29、磷的净固定。 干湿交替可促进有机磷的矿化，淹水可加速六磷酸肌醇的矿化，氧压低、 通气差时，矿化速率变小。磷酸肌醇在酸性条件下易与活性铁、铝形成难 溶性的化合物，抵抗其水解作用，同时，核蛋白的水解亦需一定数量的 Ca2+， 故酸性土壤施用石灰调节pH值和Ca/Mg比例以及施用无机磷肥等均可促 进有机磷的矿化。有机质中磷的含量，是决定磷是否产生净固定和净矿化 的重要因素，其临界指标约为 0.2%。大于 0.3%时那么发生净矿化， 小于 0.2% 时那么发生净固定。然而土壤有机磷是由C、N、P约按10:9:1的比例组成的， 因此，有机磷的矿化速率还受C/P比和N/P比的影响。当C/P比或N/P比 大

30、时，那么发生净固定，反之那么发生净矿化。土壤耕作能降低磷酸肌醇的含 量，因此，多耕的土壤中有机磷的含量比少耕或免耕的土壤磷少。玉米等 喜磷作物连作时土壤有机磷含量比多种作物轮作时要低。植物根系分泌的 易同化的有机物能增强曲霉、青霉、毛霉、根霉和芽孢杆菌、假单孢菌属 等微生物的活性，使之产生更多的磷酸酶，故能加速有机磷的矿化。特别 是菌根植物根系的磷酸酶具有较大的活性。土壤中无机磷的生物固定作用，即使在有机磷矿化过程中也能发生， 因分解有机磷的微生物本身也需要有磷才能生长和繁殖。当土壤中有机磷 含量缺乏或 C/P 比值大时，就会出现微生物与作物竞争磷的现象，发生磷 的生物固定，使作物暂时感到磷营

31、养缺乏。所以，必须注意防止在作物生 育早期发生磷的生物固定，以利幼苗的健壮生长。2. 有效磷化合物的固定与难溶性磷的释放有效磷化合物在土壤中的固定速率极为迅速。磷在土壤中的固定机理主要有以下几种：化学固定： 在不同的土壤中，化学固定由不同的体系所控制，在石 灰性和中性土壤中，由钙镁体系所控制。在石灰性及中性土壤中，磷酸离 子(主要是HP04形态)与土壤胶体上交换性Ca2+以及土壤溶液中的Ca2+g化 学作用产生一系列的 CaP 化合物。如水溶性磷酸一钙，在石灰性土壤中 与Ca+化合，最初形成磷酸二钙(CaHPQ H2O或CaHPO),磷酸二钙继 续与Ca2+#用，逐渐形成溶解度很小的磷酸八钙C

32、a8H2(PO4)6 - 3出0，最 后又慢慢地转化为稳定的磷酸十钙Caio(P04)6 - (0H)2,随着这一转化的继 续进行，生成物的溶度积常数 (pK 值)相继增大，溶解度变小，生成物在土 壤中趋于稳定，磷的有效性降低。在酸性土壤中，磷的固定由铁、铝体系所控制。酸性土壤中的磷酸离 子(主要是 H2P04 形态 )与活性铁、铝或交换性铁、铝以及赤铁矿 (Fe203)、 针铁矿FeO(OH)、褐铁矿(Fe2O3 - 3出0)、三水铝石(AI2O3 - 3出0)、无定 形铁铝Fe(OH)3 - AI(0H)3等化合物作用形成一系列溶解度较低的 Fe(AI) P化合物，如磷酸铁铝(FePQ -

33、 A1PO4)、盐基性磷酸铁铝 Fe(OH)3 - FePQ - AI(0H)3 - AIPO4、粉红磷铁矿Fe(OH)2 - H2PO4、磷铝 石A1(0H)2 - H2PO4等，使作物难以吸收利用。吸附固定： 由于土壤固相性质不同，吸附固定过程又可分为专性吸 附和非专性吸附。我国南方的酸性红壤、黄壤，含 1:1 型粘土矿物和水化 三氧化物较多，其晶格外表有较多的0H 在酸性反响时，由于H+浓度高, 粘粒外表的0H质子化而形成，经库伦力作用，与磷酸离子产生非专性吸 附。这是一种可逆反响，其反响的方向与作用速度受 H+浓度控制。除上述 自由正电荷引起的吸附固定外，还有一种经化学力作用与氢氧化铁

34、、铝或 氧化铁、铝或氧化铁、铝外表所发生的配位基团吸附，即专性吸附。这种 配位基团的吸附， 无论粘粒带正电荷还是带负电荷或不带电荷， 均能发生。 其吸附过程较缓慢，随着时间的推移，由单键吸附逐渐过渡到双键吸附， 出现磷的“老化，最后形成晶体状态，使磷肥效果降低。在石灰性土中， 也会发生这种配位基团吸附。当土壤溶液中磷酸离子的局部浓度超过一定 限度时，经化学力作用，便在 CaC03 的外表形成无定性的磷酸钙。随着 CaC03外表不断渗出Ca2+，无定性磷酸钙逐渐转化为结晶形，经较长时间 后，结晶形磷酸逐步形成磷酸八钙或磷酸十钙。另有试验指出， CaCQ不 是石灰性土壤中吸附固磷的主要机理。闭蓄态

35、固定： 闭蓄态固定是指磷酸盐被溶度积很小的无定形铁、铝、 钙等胶膜所包蔽的过程 或现象 。这种被包蔽的磷酸盐化合物称闭蓄态磷 即O P。在我国南方水稻土中，闭蓄态磷约占土壤中无机磷总量的40 70%，在旱作情况下难于为作物所利用，但在淹水复原条件下，其中的磷 仍有可能释放出来供作物吸收利用。有效磷化合物的固定机理，还包括生物固定。 一般来讲，土壤酸度，施用生理酸性肥料，或作物与微生物所分泌的 有机酸与无机酸，以及有机磷的矿化和土壤中 CO2分压的增高等等，均能 增加磷酸钙盐的溶解度，提高磷的有效性。当土壤处于淹水复原状态时， 土壤中磷的有效性也能提高，这是因为土壤淹水能使pH值升高和Eh值降

36、低。在酸性和中性土壤中，pH值高，能促进磷酸盐的水解，增加无定形磷 酸铁的有效性，Eh值降低，能使一局部闭蓄态磷酸铁复原型变为非闭蓄 态磷酸铁，使原来的晶形磷酸铁转化为无定形状态；使与磷酸根结合的含 水氧化铁被复原为氧化亚铁，同时，还能使有机阴离子把吸附在粘土矿物 或 Fe(OH)3、A1(OH)3 上的磷酸离子置换下来。 所以旱地改为水田，能提高 土壤供磷能力。当淹水与落干交替进行时，由于土壤处于干干湿湿，磷的 固定增加，而且土壤中的水溶性磷酸盐和磷酸铝也会减少。因此，当水改 旱或水旱轮作田种植旱作物时，必须施足磷肥。以上所讲的是土壤无机态磷的转化，即有效磷化合物的固定与难溶性 磷的释放过程

37、。此外，施入土壤中的过磷酸钙、钙镁磷肥以及磷矿粉等磷 肥，也会在淹水、干旱、酸碱性等因素的影响下经过化学的、生物的以及 生物化学的变化转化为磷酸铁、磷酸铝，而且已经转化为磷酸铝的局部又 逐渐向磷酸铁的方向转化，。其转化产物直接影响磷肥的效果。三、土壤供磷能力土壤供磷能力是因土合理施用磷肥的重要依据。过去一直沿用土壤全 磷量和有效磷量作为评价土壤磷的肥力指标。但土壤全磷量是指土壤中磷 的总量，其中的磷主要是迟效的，所以，一般只能作为土壤磷潜在肥力或 土壤发生分类的一项指标。土壤有效磷，是指能被作物当季作物吸收利用 的磷，由于它本身并不代表任何特定形态的磷，而是作物所能利用的各种 形态磷的总和(作

38、物主要是吸收利用H2PO4和少量的HP04)。同时，用不同 的测定方法测出的结果相差很大， 而且也并不总是和磷的有效程度相一致。 有人认为，磷对作物的有效性并不决定于土壤中磷的贮量，而是决定于作 物从土壤贮备磷中摄取磷所需要的能量。因此，目前不少研究者从植物营 养角度将土壤磷分为土壤液相磷、活性磷和非活性磷三个组分以表示磷的 有效度。活性磷是指被吸附在固相外表而能被同位素 32P 所能交换出的非闭蓄 态的磷酸盐。它能迅速地与土壤液相中的磷建立平衡，并可用同位素 (32P) 交换法进行测定。 非活性磷是指不易被同位素 32P 所交换的闭蓄态磷、无机 磷及有机磷，它只能缓慢地释放到土壤活性磷库中。

39、土壤中的活性磷与非活性磷经常保持着动态平衡，并能相互转化。非活性磷向活性磷转化能提 高土壤磷的有效性，而活性磷向非活性磷转化那么降低土壤磷的有效性。由 于液相磷与活性磷对植物磷营养有直接意义， 因此不少研究者根据 32P 示踪 原理、化学动力学与能量概念和植物本身的反响，建议采用同位素“A值 法、同位素平衡法亦称“ E值法、等温吸附法、磷位法以及幼苗法等测 定土壤的供磷能力，并作为指导磷肥施用的依据。第三节 土壤中钾的循环一、土壤中钾的含量和形态钾是地壳的主要成分之一。岩石圈平均含钾K量为2.58%。由于风化 损失，土壤平均含钾量在1.2%相当于K2OI.44%。风化较弱的幼年土壤， 一般含钾

40、量较高。我国土壤中全钾含量，由于母质、气候等成土条件的影响，差异很大。K2O含量范围可从V 0.01%到5.0%。如按地区划分，淮河以北的土壤大多 含©01.82.6%，淮河以南的土壤K2O含量在0.6 4.0%之间，而广东南 部、海南岛和云南等地的土壤含K2O约在0.1 3.9%之间。土壤中钾的含量与许多因素有关，首先是与母质的种类有关。这主要 取决于母质中矿物的组成。一般来说，成土母质中含钾矿物多的土壤钾的 含量就高。钾长石、微斜长石以及白云母、黑云母是含钾较多的原生矿物， 而伊利石是含钾较高的次生矿物。在风化过程中，含钾原生矿物和次生矿 物可将钾释放出来。不过，矿物释放钾的速度

41、很慢。释放率依矿物种类而 有不同。其次，土壤含钾量也受土壤质地的影响。土壤粘粒具有吸附和固定钾 的能力，因此质地粘重的土壤含钾量往往比拟高，砂粒含钾量低，粉砂含 钾量那么介于两者之间。此外，土壤中全钾含量也受土壤淋溶作用的影响。在成土过程中，母 质风化所释放出的钾常随水淋溶而损失。如我国广东、云南、海南岛一带 的红壤和砖红壤，由于母质受强烈的淋洗，钾的损失较多。土壤中全钾含量的上下，只能说明土壤供钾的潜在能力，不能完全反映该土壤供钾的实际能力。因为土壤中钾的形态不同，作物对它们利用的 能力也不相同。土壤中钾的形态可分为以下四类：1水溶性钾 水溶性钾也就是土壤溶液中的钾，呈离子状态，数量不多，

42、一般只占土壤含钾量的 0.050.15%。土壤溶液中钾的浓度依土壤风化、 前 茬作物以及钾肥施用情况而变化。水溶性钾也会随降水或排水而流失。2交换性钾 交换性钾也就是代换性钾， 它吸附在带有负电荷的土壤粘粒 和有机质的交换点上，一般占土壤全钾的 0.15 0.5%。交换性钾含量的多 少，受粘土矿物种类、胶体含量、耕作和施肥等因素的影响。交换性钾和水溶性钾都是作物能直接吸收利用的，因此常统称为速效 钾。交换性钾和水溶性钾之间并无明显的界限，在大多数土壤中，两者之 间在 l 小时内就可到达平衡，在某些土壤中甚至能在瞬间到达平衡。对于 当季作物来讲，钾营养是否充足，主要取决于土壤速效钾的水平。3.

43、缓效钾 缓效钾是非代换性的，这一局部钾主要是指层状粘土矿物层间 所固定的钾离子和粘土矿物中的水云母系以及一局部黑云母中的钾。缓效 钾通常占土壤全钾量中很小一局部，最多不超过 6%，一般缺乏 2%。它是 土壤速效钾的贮备，可作为土壤供钾能力的一个重要指标。由于缓效钾多存在于粘土矿物的层间，所以不易与溶液中阳离子发生 代换。但是，当溶液中的钾和交换性钾因被作物吸收而数量减少时，缓效 钾可逐步向溶液中释放钾离子。当然，缓效钾释放的速度不会很快，而且 也并非全部都会释放出来。4. 矿物钾 矿物钾是指构成矿物或被矿物结构束缚的钾，主要存在于原 生矿物中，如钾长石、白云母等都是含钾的原生矿物。矿物钾约占全

44、钾量 的 90 98%。植物对这局部钾难以利用。它们是土壤全钾量的主体。钾长 石稳定性高，抗风化能力强，一般需要经过很长时间的风化才能释放出钾 离子。矿物钾只能被看作是土壤钾的后备局部。二、土壤中钾的转化各种形态的钾由于它们之间存在着动态平衡，在一定的条件下可以相 互转化。水溶性钾与交换性钾之间的平衡速率很快，可迅速完成。交换性 钾和非交换性钾之间的平衡速率较慢， 而矿物钾的释放就更慢了。 实际上， 矿物钾很难和其他形态的钾建立起平衡关系。土壤中钾的转化可归结为两 方面，即速效性钾的被固定和非交换性钾和矿物钾的释放。() 水溶性钾和交换性钾的固定 水溶性钾或交换性钾进入粘土矿物晶 层间转化为非

45、交换性钾即称为钾的固定。上面我们已经提到，交换性钾常 吸附在带有负电荷的土壤粘粒上。其实，交换性钾不仅存在于土壤粘粒的 外表，而且还存在于对钾离子有亲和力的“专性位置上。根据 K+在粘土 矿物上的位置，可分出三种吸附点，即p位、e位和i位。吸附离子的位点 在土壤矿物晶层外表上的称为p位，在边缘上的称e位，在层间里面的称i 位。三种吸附位置对钾的亲和性强弱不同。p位结合能力最弱，e位结合能 力较强，i位结合能力最强。p位吸附钾是非专性的，而e位和i位对钾有 很强的选择性，属专性吸附。土壤中钾的固定机理可能有好几种，但是一般认为比拟重要的固定机 理是钾由粘粒矿物的晶格电荷吸附，并闭蓄在晶层之间。钾

46、的晶格固定经常发生于 2:1 型粘土矿物的晶层之间， 如蒙脱石。这是 因为 2:1 型矿物的结构是二层硅氧四面体夹着一层铝八面体。由于同晶置 换作用，硅有时可局部地被铝代换而产生负电荷，钾就被同晶代换所产生 的晶格负电荷所吸附而存在于晶层外表。此后，当晶层收缩时，钾离子被 挤进六个氧所组成的晶格网眼中。由于晶层间的健能大、距离紧密，其他 阳离子难以进入代换，于是钾离子就被固定在晶格网眼之中。钾的固定受许多因素的影响，如粘土矿物种类、土壤水分状况、土壤 酸碱度和铵离子存在等。1. 粘土矿物的种类 由于粘土矿物的种类不同，其固钾能力有明显差异。 1:l 型的粘土矿物，如高岭石，它几乎不固定钾。蛭石

47、的固钾能力最强。半 风化的伊利石固钾能力也比拟大，蒙脱石相比之下要稍小一些。除了粘粒 矿物的种类以外， 钾的固定作用一般有随土壤粘粒含量增多而加强的趋势， 因此砂土固钾能力很弱。 Rich 曾经指出，钾的固定经常发生在含有风化的 云母和蛭石的土壤中，其固定量随粘粒的电荷密度的增加而提高。2. 土壤水分 钾的固定常因土壤枯燥而加强，特别是土壤频繁的干湿交 替能促进钾的固定。土壤枯燥时，土壤溶液的钾浓度提高，晶层易脱水、 收缩，从而加强了钾的固定。但是必须指出，并不是所有的粘土矿物都需 经过枯燥才有固定钾的能力。水化云母、蛭石及伊利石，无论在湿润或是 枯燥条件下，均能固钾。它们是固钾能力较强的粘土

48、矿物。而蒙脱石型的 粘土矿物那么需经过枯燥才能固定钾离子。蒙脱石具有明显的膨胀性，经过 干湿交替，就会脱水收缩，因此明显地促进了钾的固定。许多报道说明， 钾的固定量在枯燥的土壤中要比在湿涧的土壤中高。3. pH 值 不少资料报道，中性土壤比酸性土壤固钾多，有时施用石灰会 增加土壤对钾的固定。这是因为在酸性条件下，钾离子的选择吸附位置可 能被铝离子或氢氧化铝及其聚合物所占据，高度膨胀的粘土也可能形成羟 基聚合铝夹层，因此明显减少了钾离子进入层间的时机。一般来说，在酸 性条件下，土壤胶体所带的电荷减少，陪补离子以氢、铝为主，能降低钾 的固定作用。在中性条件下，陪补离子以钙、镁为主，钾的固定较强。而

49、 在碱性条件下，陪补离子中钠的比例增加，可使钾的固定显著增强。不同 的陪补离子会明显影响胶体对钾的结合能。 氢、铝使钾的结合能降低最多， 所以在酸性条件下，钾的固定作用相对减弱。4. 铵离子 铵离子的半径与 2：1 型粘土矿物晶层网眼的大小相近， 它比 较容易落入孔穴中，而成为固定态铵。同时 NH4+K能与吸附态的K+进行 交换，与K+竞争结合位置，因此在先施用大量铵态氮肥的情况下随后施入 钾肥，其固定量明显减少。也有的资料认为，NH4+的存在将阻止已固定的 钾离子释放出来。此外，钾离子本身的浓度也是影响固定作用的因素之一。浓度大时， 固定量就会增加。总的来说，钾的固定与胶体的电性吸附及矿物的

50、晶格构造有关。由于 各种土壤对钾都有固定作用，所以，施用钾肥会使它的肥效有不同程度地 降低。钾的固定量常因土壤类型及其所处的条件等而有很大差异。如美国 密执安的砂质粘壤土能固定所施钾肥的 92；加拿大 11种土壤的钾固定率 为1177。印度的有关资料说明，钾固定率可从 099到 525。这 些数字说明， 大量的钾肥往往因固定作用而不能充分发挥肥效。 实践证明， 要发挥钾肥的肥效，必须多施，只有在满足固定需要以后，钾肥才能发挥 增产作用。同时还应该指出，土壤所固定的钾，在一定的条件下是有可能 释放出来的，因为钾的固定作用和释放是一个可逆的过程。二缓效钾和矿物钾的释放 土壤中的含钾原生矿物和次生粘

51、土矿物， 在物理化学、生物化学以及生物的作用下，通过风化和分解可逐步释放出 钾，尤其是缓效钾在一定的条件下能为作物提供一局部钾素，它是速效性 钾的重要贮备。土壤中的含钾矿物主要有黑云母、白云母、水云母、蒙脱石、钾长石、 正长石、钾微斜长石等。不同类型矿物的抗风化能力不一样，因此钾素的 释放能力也不相同。 影响含钾矿物风化的因素很多，其中最重要的是矿物的晶格构造和化学成 分。由于长石类的含钾矿物为架状结构，钾原子处于晶格内部，难以被取 代，所以，只有经过物理风化使键断裂后或受作物与微生物所产生的各种 有机酸和无机酸的作用，才能逐步水解而释放出钾。这类矿物风化和水解 的程度受水热条件及H*浓度所控

52、制。在风化的过程中，H +和 之间的交 换作用是比拟快的。般来讲，长石的风化取决于其颗粒的大小、破碎的 程度以及保护风化膜的稳定性。颗粒愈小，破碎程度愈大，那么风化得愈快。 至于外表膜的稳定性那么与土壤所处的条件有关。在湿热和酸性条件下，表 面膜的胶体物质易进一步水解和流失，因而有利于风化作用持续进行。如 假设是处于寒冷、枯燥以及碱性条件下，那么外表膜比拟稳定，长石的风化就 比拟困难。云母类的含钾矿物为层状结构，它的抗风化能力不如长石类架状结构 硅酸盐矿物。云母类矿物中最常见的白云母和黑云母相比，白云母较黑云 母稳定得多。虽然它们都是 2：1 型的层状硅酸盐，其四面体的联接方式也 相同，而且有

53、数目相同的硅氧四面体， 但它们的化学组成及晶胞体积不同， 所以在稳定性上就有明显的区别。黑云母晶格结构的负电性较弱，因而与 K+的结合力较白云母小，晶层之间的联系也因此而松弛，所以黑云母的晶 格易于瓦解风化，释放出钾。至于水化黑云母、水化白云母、伊利石等次 生矿物，因其晶格组成更为复杂，其中所合的钾也更易释放。云母在风化过程中可逐渐转化为伊利石、蒙脱石或蛭石。在这一过程 中，矿物的粒径及含钾量不断减少，而比外表积、交换量及水化程度那么不 断增加。风化过程中释放的钾，既可供作物吸收利用，也可存在于土壤溶 液中、吸附在土壤胶粒上，或重新进入某些次生粘土矿物的晶格里而被固 定。三、土壤中钾的移动钾在

54、土壤中移动有质流作用和扩散作用两种形式。向根的质流可提供 相当一局部钾，其数量主要受土壤溶液含钾量和土壤含水量的影响。质流 作用只有在土壤含水量较高的条件下才能顺利进行。 当土壤含水量较低时， 向根的质流作用就比拟弱，植物所获得的钾也就比拟少。据报道，在田间 土壤含水量pF值约等于2.0的情况下，钾的供给最好。当pF值增加到2.7 时，有效钾的供给减少 50左右。扩散作用那么不同， 虽然水分含量降低时， 扩散作用也会减弱，但是即使 pF 降至 3.7时，扩散作用仍能进行，这说明 随着土壤水分减少，扩散作用就更为重要了。“在水溶液中的扩散系数一般是2X 10-5cm2/秒，并有随温度升高而 增加

55、的趋势。按这一数字计算，在溶液中每隔 250秒，钾可移动 1 毫米， 然而从土壤溶液测得的数字与此相差很大，扩散系数只有 106108 cm 2/ 秒。这是因为土壤溶液移动时要受土粒的影响。土壤溶液本身往往紧密结 合在一起，而土粒却约束着溶液的流动。土壤水溶液的粘度比自由的水溶 液要大得多。钾移动的一般规律是：土壤中粘粒愈多，钾的扩散就愈缓慢； 粘粒外表的电荷密度愈大，钾离子受静电引力愈强，钾离子扩散所受到的 阻力就愈大，扩散系数就愈小。此外，土壤含水量也有明显的影响。一般 来说，土壤水分含量愈低，钾的扩散愈慢。土壤钾离子向根的移动，也和植物根系对钾的吸收数量与速率有关。 只有在根表钾离子浓度

56、小于土壤溶液中钾离子浓度，根际有相当的浓度梯 度时，钾向根的扩散才能顺利进行。第二节 土壤中的微量元素植物的微量元素营养与土壤有密切关系，土壤是作物需要的微量元素 的主要来源。土壤中微量元素的含量、形态和分布情况是施用微量元素肥 料的重要依据。 土壤中微量元素供给缺乏， 既与土壤类型和成土母质有关， 又与土壤条件如土壤酸碱度、氧化复原电位、透气性和质地等有关。这些 因素都会影响土壤中微量元素的供给状况。下面分别讨论各种微量元素在 土壤中的含量及有效性。一、土壤中的铁土壤中全铁的含量很高，它是岩石和土壤中三个含量最多的元素( Si、 Al、Fe)之一。土壤中全铁的含量范围为10000 10000

57、0PPm但土壤中可 溶性铁的含量并不高。在正常情况下，土壤不会缺铁，引起土壤缺铁的因 素主要是土壤条件。铁的有效性主要受土壤pH和氧化复原电位的影响。当pH值增高时， 可溶性铁数量明显减少。pH值越高，铁的溶解度越低。在pH6.5以上的土 壤中，根本上没有水溶性铁，弱酸溶性铁也极少，一般不超过1PPm=这是 因为铁形成了氢氧化铁沉淀的原因。3+ -Fe +3OH-> Fe(OH)3所以碱性土壤易缺 Fe。铁是一种易发生氧化复原的元素。在酸性条件下，卩6!2+比拟稳定，但在 碱性介质中，Fe2+很快被空气氧化为FeT。FeT在酸性条件下也容易复原为 Fe2+。如在pH5, Eh-250mV

58、,水溶性Fe占易复原Fe和残渣Fe的76%。在 pH8, Eh-250mV 占 4%。pH5，Eh300mV 占 20%。在土壤长期渍水，处于复原条件下，大量的Fe3原为Fe。Fe2+M度 过高时可导致水稻中毒。对大田生长的水稻来说，水溶性亚铁的危害临界 浓度大致为 100PPm。在土壤中能被酸溶解的铁或复原条件下被溶解的铁是植物可以利用 的，通常称为活性铁或游离态铁。但它们被植物利用的程度随条件不同而 有差异。土壤中过量磷酸盐能引起缺铁。 这可能是由于铁在植物根外发生沉淀，或者是由于植株体内铁的移动受阻。土壤中有效态Fe研究的较少，也是比 较不明确的问题，这是因为不仅Fe的形态复杂，而且影响因素较多，包括 pH，Eh, org.等。有效Fe的临界浓度一般为0.005MDTPA,浸提2.54.5PPm。二、土壤中的硼我国土壤全硼含量变化幅度较大，从痕迹到500PPm,平均含量为64PPm。一般来说，沉积物发育的土壤含硼高于火成岩发育的土壤，干旱 区土