土壤元素的生物地球化学循环.ppt

第十章第十章 土壤元素的生物土壤元素的生物地球化学循环地球化学循环土壤中化学元素以能土壤中化学元素以能量为驱动力，沿土壤量为驱动力，沿土壤-生物生物-大气进行物质循大气进行物质循环传递的过程称为土环传递的过程称为土壤元素的壤元素的生物地球化生物地球化学循环学循环。第一节第一节 土壤碳的生物地球化学循环土壤碳的生物地球化学循环一个碳原子的旅程一个碳原子的旅程据Garrels等（1975)计算：在大气圈中停留4年；在生物圈中停留11年；在海洋上层水域停留385年；在深海中停留10万年；在地壳中停留3.42108一、土壤碳循环一、土壤碳循环图图10-1土壤碳生物地球化学循环概图土壤碳生物地球化学循环概图（一）土壤碳库在生物地球化学循环中的周转（一）土壤碳库在生物地球化学循环中的周转土壤碳库在生物地球化学循环中的周转速度与土壤有机质的平均停留期有着密切的关系。生物学生物学稳定性稳定性数量数量组成组成停留期停留期分解最慢组分解最慢组分分最多最少胡敏酸、蜡和某些稳定的环状结构化合物几年到几千年分解较慢组分解较慢组分分木质素、树脂和某些芳香族化合物几个月到几年不溶性物质不溶性物质组分组分纤维、脂肪几天到几个月易分解组分易分解组分氨基酸、简单糖类和低分子脂肪酸等几小时到几天不同土壤层中有机碳的的平均停留期受土壤有机质的性质和数量、腐殖质的特性以及环境条件等影响，一般为1003000年。地质大循环的土壤碳周转时间可达几百万年甚至几亿年，远远长于大气碳库和陆地植被碳库，可见土壤碳库在生物地球化学循环中周转速度最慢。土壤在碳循环过程中充当“储存库（汇）”的功能，土壤有机碳分解和积累速率的变化直接影响到全球的碳平衡。土壤碳库储存对减缓大气CO2浓度上升具有重要意义。（二）土壤碳循环对土壤氮、硫、磷循环的影响（二）土壤碳循环对土壤氮、硫、磷循环的影响土壤碳循环是土壤氮、硫、磷循环的驱动因子，只有在适宜于土壤有机碳积累的条件下，才会有有机氮、硫、磷含量的增多。土壤有机碳的矿化伴随着有机氮和碳键硫的矿化。（三）土壤碳循环对环境的影响（三）土壤碳循环对环境的影响泥炭土、沼泽土和水稻土中逸出的CH4是大气中CH4的主要来源之一。泥炭地、热带雨林的开垦，显著增加土壤中CO2的净逸出量，增加大气中CO2的浓度。大气中CH4和CO2量的增加会通过温室效应使气候变暖。（四）当前土壤碳循环研究存在的问题（四）当前土壤碳循环研究存在的问题土壤碳循环仍然是陆地碳循环研究中最薄弱的环节，尤其是对土壤有机碳动态变化的了解更少，对全球土壤碳库的估计差异也很大。土壤碳库估计中不确定性还与土壤实测调查数据不充分有关。控制土壤碳储量的主导因子多，包括气候（温度和水汽）、植物类型、母岩（黏土含量和土壤排水层）等，而温度、水汽和颗粒大小在土壤剖面的不同深度变化极大。图图中国土壤有机碳密度（中国土壤有机碳密度（0-100cm）分布）分布二、土壤光合作用二、土壤光合作用 光合作用（光合作用（Photosynthesis）是绿色植物吸收光能，在可见光的照射下，将二氧化碳和水转化为有机物，并释放出氧气的过程。光合作用是土壤碳循环中重要的碳同化途径。光合作用产生的有机物质主要是碳水化合物，它是土壤有机碳的最初来源。光合作用强度直接受植物生物学特性和气候条件的影响。三、土壤呼吸作用三、土壤呼吸作用土壤呼吸作用土壤呼吸作用是指土壤产生并向大气释是指土壤产生并向大气释放二氧化碳的过程，主要由土壤微生物放二氧化碳的过程，主要由土壤微生物(异养异养呼吸呼吸)和根系和根系(自养呼吸自养呼吸)产生。除植被冠层光产生。除植被冠层光合作用，土壤呼吸作用是陆地生态系统碳收合作用，土壤呼吸作用是陆地生态系统碳收支中最大的通量。支中最大的通量。土壤呼吸由土壤呼吸由3个生物学过程（植物根呼吸、个生物学过程（植物根呼吸、土壤微生物呼吸及土壤动物呼吸）和土壤微生物呼吸及土壤动物呼吸）和1个非生个非生物学过程（含碳物质的化学氧化作用）组成。物学过程（含碳物质的化学氧化作用）组成。土壤呼吸作用释放的土壤呼吸作用释放的CO2中中3050%来自根来自根系的活动或自养呼吸作用，其余部分主要来系的活动或自养呼吸作用，其余部分主要来源于土壤微生物对有机质和凋落物的分解作源于土壤微生物对有机质和凋落物的分解作用，即异氧呼吸作用。用，即异氧呼吸作用。土壤呼吸作用通土壤呼吸作用通常通过直接测定常通过直接测定从土壤表面释放从土壤表面释放的的CO2量来确定。量来确定。测定方法有：静测定方法有：静态气室法、密闭态气室法、密闭或敞开系统的动或敞开系统的动态气室法、态气室法、CO2浓度梯度法和微浓度梯度法和微气象法。气象法。影响土壤呼吸作用的直接因素是影响土壤呼吸作用的直接因素是土壤环境土壤环境，包括土壤质，包括土壤质地、酸度、有机碳和水热条件等。地、酸度、有机碳和水热条件等。气候条件气候条件决定植被类型的决定植被类型的分布和生长，并影响土壤的水热条件；分布和生长，并影响土壤的水热条件；人类活动人类活动影响植物的影响植物的生长和土壤环境，进而影响土壤呼吸。生长和土壤环境，进而影响土壤呼吸。（黄看看等，2008）根据土壤呼吸速率的快慢，可将土壤有机碳区分为两个具根据土壤呼吸速率的快慢，可将土壤有机碳区分为两个具有不同更新时间的碳库：有不同更新时间的碳库：其一，靠近土壤表层由新鲜残留物组成的其一，靠近土壤表层由新鲜残留物组成的“小小”碳库。碳库。更新速度更新速度快，流通量大；快，流通量大；其二，贯穿整个土壤深层剖面的由难分解的腐殖质复合物组成其二，贯穿整个土壤深层剖面的由难分解的腐殖质复合物组成的的“大大”碳库。碳库。其更新十分缓慢。其更新十分缓慢。研究土壤呼吸作用引起的土壤研究土壤呼吸作用引起的土壤CO2通量变化必须特别注意通量变化必须特别注意土壤表层附近的不稳定碳库的变化。人为扰动或全球变暖引起土壤表层附近的不稳定碳库的变化。人为扰动或全球变暖引起的土壤的土壤CO2通量释放的增加主要源于具有最短更新时间的不稳通量释放的增加主要源于具有最短更新时间的不稳定碳库。如温带森林土壤的定碳库。如温带森林土壤的CO2年生产量中有年生产量中有83%是仅为是仅为15cm的表层土壤提供的。的表层土壤提供的。四、土壤碳的固定四、土壤碳的固定土壤固碳能力与土壤中稳定组分的含量密切相关，土壤固碳能力与土壤中稳定组分的含量密切相关，只有那些能够在土壤中保存很长时间的有机质，才具只有那些能够在土壤中保存很长时间的有机质，才具有固碳意义。有固碳意义。研究土壤有机质的稳定性在土壤固碳的相关研究研究土壤有机质的稳定性在土壤固碳的相关研究中非常重要。土壤有机质稳定性的研究包括：中非常重要。土壤有机质稳定性的研究包括：土壤有机质周转速率的测定；土壤有机质周转速率的测定；影响土壤有机质稳定性的因素；影响土壤有机质稳定性的因素；土壤微生物。土壤微生物。土壤碳的固定：光合作用固定的碳大于呼吸土壤碳的固定：光合作用固定的碳大于呼吸作用消耗的碳。作用消耗的碳。提高土壤固碳能力和潜力，要从碳库和碳流提高土壤固碳能力和潜力，要从碳库和碳流两方面考虑：两方面考虑：从碳库方面看，关键在于从碳库方面看，关键在于提高土壤的最大提高土壤的最大碳储量和碳累积速率碳储量和碳累积速率；从碳流方面看，关键在于从碳流方面看，关键在于增加碳库输入速增加碳库输入速率率，降低输出速率降低输出速率，延长碳在土壤中的保留，延长碳在土壤中的保留时间。时间。五、土壤碳酸盐转化与平衡过程五、土壤碳酸盐转化与平衡过程土壤无机碳主要以碳酸盐的形式存在，且土壤无机碳主要以碳酸盐的形式存在，且主要分布于半干旱地区的干旱土、始成土、淋主要分布于半干旱地区的干旱土、始成土、淋溶土和新成土中。全球土壤碳酸盐碳库含量为溶土和新成土中。全球土壤碳酸盐碳库含量为780930Pg。关于无机碳在土壤碳循环中转化与平衡过关于无机碳在土壤碳循环中转化与平衡过程的研究较少。已明确的土壤碳酸盐转化和平程的研究较少。已明确的土壤碳酸盐转化和平衡过程主要涉及成土过程中碳酸盐参与下的淋衡过程主要涉及成土过程中碳酸盐参与下的淋溶和淀积过程。溶和淀积过程。六、土壤碳循环与全球气候变化六、土壤碳循环与全球气候变化（一）土壤碳循环与大气（一）土壤碳循环与大气CO2浓度浓度（二）土壤碳循环与大气（二）土壤碳循环与大气CH4浓度浓度（三）（三）CH4和和CO2对碳库环境的综合影响对碳库环境的综合影响相同相同浓度下，甲烷是二氧化碳温室效应的浓度下，甲烷是二氧化碳温室效应的21倍。倍。第二节第二节 土壤氮的生物地球化学循环土壤氮的生物地球化学循环一一 、土壤氮循环、土壤氮循环（一）（一）土壤中氮的形态土壤中氮的形态1无机态氮无机态氮 土 壤 中 的 无 机 氮 的 数 量 很 少，表 土 中 占 全 氮 12%(150ppm)。最多不超过58%；（1）铵铵态态氮氮(NH4)可被土壤胶体吸附，一般不易流失，但在旱田中，铵态氮很少，在水田中较多。在土壤里有三种存在方式：游离态、交换态、固定态。（2）硝硝态态氮氮（NO3-N）易流失，不宜在水田施用。在土壤主要以游离态存在。（3）亚亚硝硝态态氮氮（NO2-N）主要在嫌气性条件下才有可能存在，而且数量也极少。在土壤里主要以游离态存在。2有机态氮有机态氮占全氮的绝大部分，9298%。有机氮的矿化率只有36%。（1）可溶性有机氮5%，主要为：游离氨基酸、胺盐（速效氮）及酰胺类化合物（2）水解性有机氮5070%，用酸碱或酶处理而得。包括：蛋白质及肽类、核蛋白类、氨基糖类（3）非水解性有机氮3050%，主要可能是杂环态氮、缩胺类3游离态氮（游离态氮（N2）（二）（二）陆地生态系统中的氮循环陆地生态系统中的氮循环（三）（三）土壤氮的内循环土壤氮的内循环二、二、大气氮的沉降大气氮的沉降全球由大气降水全球由大气降水进入土壤的氮，进入土壤的氮，据估计每年每公据估计每年每公顷顷222kg。三、三、大气氮的生物固定大气氮的生物固定在自然界中，某些原核微生物在常温常压下通过固氮酶将空气中的氮素固定为氨，这一过程称为生物固氮生物固氮，这类微生物称为固氮微生物。据估计，全球每年的生物固氮总量为2亿吨，约占全球作物需氮量的四分之三。自生固氮自生固氮自生固氮微生物在土壤或培养基中生活时，可以自行固定空气中的分子态氮，对植物没有依存关系。常见的自生固氮微生物包括以圆褐固氮菌为代表的好氧性自生固氮菌、以梭菌为代表的厌氧性自生固氮菌，以及以鱼腥藻、念珠藻和颤藻为代表的具有异形胞的固氮蓝藻（异形胞内含有固氮酶，可以进行生物固氮）。共生固氮共生固氮共生固氮微生物只有和植物互利共生时，才能固定空气中的分子态氮。共生固氮微生物可以分为两类：一类是与豆科植物互利共生的根瘤菌，以及与桤木属、杨梅属和沙棘属等非豆科植物共生的弗兰克氏放线菌；另一类是与红萍（又叫做满江红）等水生蕨类植物或罗汉松等裸子植物共生的蓝藻。由蓝藻和某些真菌形成的地衣也属于这一类。联联合固氮合固氮有些固氮微生物如固氮螺菌、雀稗固氮菌等，能够生活在玉米、雀稗、水稻和甘蔗等植物根内的皮层细胞之间。这些固氮微生物和共生的植物之间具有一定的专一性，但是不形成根瘤那样的特殊结构。这些微生物还能够自行固氮，它们的固氮特点介于自生固氮和共生固氮之间，这种固氮形式叫做联合固氮。四、四、土壤有机氮的矿化土壤有机氮的矿化含含氮氮的的有有机机合合化化物物，在在多多种种微微物物物物的的作作用用下下降降解解为为简简单单的的氨氨态态氮氮的过程。的过程。（1）水解过程）水解过程水解 水解 蛋白质 多肽 氨基酸、酰胺等朊酶 肽酶条件：好气或嫌气；真菌、细菌、放线菌等；在通气良好；温度较高；水分6070%；pH值适中；C/N比适当的条件下，矿化作用最强烈，最彻底。（2）氨化过程）氨化过程RCHNH2COOH+O2 RCH2COOH+NH3+E 酶酶条件：好气或嫌气；真菌、细菌、放线菌等；在通气良好；温度较高且特别敏感；特别敏感；水分6070%；pH值要求在值要求在4.85.2C/N比适当的条件下，矿化作用最强烈，最彻底。氨化微生物氨化微生物（1）亚硝化作用）亚硝化作用 亚硝化微生物 2HN4+3O2 2NO2-+2H2O+4H+158千卡 以(Nitrosonas为主)条件：亚硝化细菌（专性自养型微生物）通气：良好 O2 5%pH 5.5-10(7-9),4.5 受抑制！受抑制！水分：5060%温度：35 2 STOP!养分：Cu，Mo等促进硝化作用的进行。缺钙，不利。五、土壤铵的硝化五、土壤铵的硝化（2）硝化作用）硝化作用 硝化微生物 2NO2-+O2 2NO3-+40千卡 以(Nitrobacter为主)条件：硝化细菌（以Nitrobacter为主）其它同上在通气良好的条件下，硝化作用的速率亚硝化在通气良好的条件下，硝化作用的速率亚硝化作用铵化作用，因此，在正常土壤中，很少有亚硝作用铵化作用，因此，在正常土壤中，很少有亚硝态氮和铵态氮及氨的积累。态氮和铵态氮及氨的积累。六、土壤无机氮的生物固定六、土壤无机氮的生物固定矿化作用生成的铵态氮、硝态氮和某些简单的矿化作用生成的铵态氮、硝态氮和某些简单的氨基态氮，通过微生物和植物的吸收同化，成为生氨基态氮，通过微生物和植物的吸收同化，成为生物有机体组成部分，称为土壤无机氮的物有机体组成部分，称为土壤无机氮的生物固定生物固定（immobilization，又称，又称生物固持生物固持）。）。七、土壤铵离子的矿物固定七、土壤铵离子的矿物固定土壤中另一个无机氮固氮反应称为铵离子的，称土壤中另一个无机氮固氮反应称为铵离子的，称为土壤无机氮的为土壤无机氮的矿物固定矿物固定（ammoniumfixation）。无）。无机态氮中，粘土矿物固定态的铵约占土壤全氮量的百机态氮中，粘土矿物固定态的铵约占土壤全氮量的百分之几至十几。分之几至十几。不同土壤对不同土壤对NH4+的固定能力不同，与下列因子有的固定能力不同，与下列因子有关：关：1、土壤黏粒矿物类型、土壤黏粒矿物类型2、土壤质地、土壤质地3、土壤中钾的状态、土壤中钾的状态4、铵的浓度、铵的浓度5、水分条件、水分条件6、土壤、土壤pH离子半径大小与晶格孔穴大离子半径大小与晶格孔穴大小的关系：离子大小与孔径小的关系：离子大小与孔径相近，离子易进入孔穴中，相近，离子易进入孔穴中，且稳定性较大，从而降低了且稳定性较大，从而降低了有效性。有效性。如：孔穴半径为如：孔穴半径为1.4，钾，钾离子的半径为离子的半径为1.33，铵离，铵离子的半径为子的半径为1.42，则有效，则有效性较低。性较低。八、土壤氨的挥发八、土壤氨的挥发（ammoniavolatilization）NH4+在土壤中可形成分子态氨在土壤中可形成分子态氨(NH3)。在碱性条件。在碱性条件下，下，NH4+OH-NH3+H2O在石灰性土壤中氨的挥发比非石灰性土壤更为严重在石灰性土壤中氨的挥发比非石灰性土壤更为严重。表施铵态氮和尿素等化学氮肥时，氨挥发损失可高达。表施铵态氮和尿素等化学氮肥时，氨挥发损失可高达施氮量的施氮量的30%以上。氨挥发与土壤性质和施用化肥种类以上。氨挥发与土壤性质和施用化肥种类有关，改化学氮肥表施为深施、粉施为粒施可减少氨挥有关，改化学氮肥表施为深施、粉施为粒施可减少氨挥发损失。发损失。九、土壤硝酸盐淋失九、土壤硝酸盐淋失硝酸盐带负电荷，是最易被淋洗的氮形硝酸盐带负电荷，是最易被淋洗的氮形式，随渗漏水的增加，硝酸盐的淋失增加。式，随渗漏水的增加，硝酸盐的淋失增加。在自然条件下，硝态氮的淋失取决于土壤、在自然条件下，硝态氮的淋失取决于土壤、气候、施肥和栽培管理等条件。气候、施肥和栽培管理等条件。十、土壤反硝化损失十、土壤反硝化损失 反硝化作用反硝化作用是硝态氮还原的一种途径，即NO3-在嫌气条件下，经反硝化细菌的作用，还原为气态氮(N2或N2O)的过程。当土壤中的氧气不足时，反硝化细菌就利用硝酸盐中的氧进行呼吸，使硝态氮还原。在还原过程中，每一步所释放的氧都能为微生物所利用。其生化过程如下：2NO3-2NO2-2NON2ON2土壤中反硝化作用的强弱，主要取决于土壤通气状况、土壤中反硝化作用的强弱，主要取决于土壤通气状况、pH值、温度和有机质含量，其中尤以通气性的影响最为明显。值、温度和有机质含量，其中尤以通气性的影响最为明显。连二次硝酸连二次硝酸反硝化作用的条件反硝化作用的条件:1）具具反反硝硝化化能能力力的的细细菌菌，反反硝硝化化细细菌菌现现已已知知有有33个个属属，多多数数是异养型，也有几种是化学自养型，但在多数农田都不重要；是异养型，也有几种是化学自养型，但在多数农田都不重要；2）合合适适的的电电子子供供体体，如如有有机机C化化合合物物、还还原原性性硫硫化化合合物物或或分分子态氢；有效态碳的影响最大子态氢；有效态碳的影响最大;3）厌氧条件，与田间持水量大小密切相关；厌氧条件，与田间持水量大小密切相关；嫌气状态嫌气状态O25%或土壤溶液中或土壤溶液中O24 10-6MEh344mv(pH=5时时)4）有硝态氮存在有硝态氮存在5）pH7-8.2pH8.2-9时时，反反硝硝化化作作用用减减弱。弱。植物根系在以下几个方面影响反硝化作用植物根系在以下几个方面影响反硝化作用1）为为反反硝硝化化细细菌菌提提供供所所需需的的有有机机物物质质作作为为NO3-的的电子电子供体；供体；2）通过消耗）通过消耗O2产生厌氧环境产生厌氧环境；3）通过吸收，减少）通过吸收，减少NO3-积累；积累；4）增加水生植物根际的氧气供应。）增加水生植物根际的氧气供应。化学脱氮过程化学脱氮过程 主要是指在一些特殊的情况下，如强酸反应，温度较高和水主要是指在一些特殊的情况下，如强酸反应，温度较高和水分含量很低等，亚硝酸盐与一些其他化合物（包括有机化合物）分含量很低等，亚硝酸盐与一些其他化合物（包括有机化合物）进行化学反应而生成分子态氮或氧化亚氮的过程进行化学反应而生成分子态氮或氧化亚氮的过程。在纯化学作用下，也可能发生亚硝酸盐的气态化。因为在在纯化学作用下，也可能发生亚硝酸盐的气态化。因为在土壤中，尤其是酸性土壤，当施入铵态氮肥或尿素后，会引起土壤中，尤其是酸性土壤，当施入铵态氮肥或尿素后，会引起施肥点周围高施肥点周围高pH值和高氨浓度的联合效应，抑制了硝化过程中值和高氨浓度的联合效应，抑制了硝化过程中硝化细菌的活性，从而导致亚硝态氮硝化细菌的活性，从而导致亚硝态氮(NO2-)的积累，并通过自行的积累，并通过自行分解，与有机成分、分解，与有机成分、NH3或尿素反应，产生或尿素反应，产生N2或或NO，N2O以气以气态形式向大气逸散。态形式向大气逸散。1）亚硝铵双分解）亚硝铵双分解NH4NO22H2O+N2条件：需要较酸，较高温度和较干燥的土壤环境，一般条件：需要较酸，较高温度和较干燥的土壤环境，一般土壤很少发生）土壤很少发生）2）亚硝酸分解反应）亚硝酸分解反应3HNO2HNO3+2NO+H2O条件：酸性愈强，分解愈快。条件：酸性愈强，分解愈快。十一、土壤中氮损失的环境效应十一、土壤中氮损失的环境效应土壤氮损失对环境的影响主要表现在土壤氮损失对环境的影响主要表现在3个方面：个方面：1、径流和淋溶损失对地表水和地下水水质的影、径流和淋溶损失对地表水和地下水水质的影响；响；2、气态损失对大气的污染；、气态损失对大气的污染；3、硝酸盐累积对农产品（如蔬菜）的污染。、硝酸盐累积对农产品（如蔬菜）的污染。土壤氮素调控是指人为活动的调节管理，即通过科学合理施肥、耕作、灌溉等措施，发挥土壤氮素的潜在作物营养功能，以满足作物高产量、高效益和优良品质的需要，有利于氮素的保存和周转，最大限度地提高土壤氮素的利用率，避免土壤氮素的淋溶和气态损失，减轻其潜在的环境风险。十二、土壤氮的调控十二、土壤氮的调控（一）利用有机物质（一）利用有机物质C/N比值与土壤有效氮的比值与土壤有效氮的相互关系相互关系 如有机质C/N比值大于30:1，则在其矿化作用的最初阶段就不可能对植物产生供氮的效果，反而有可能使植物的缺氮现象更为严重。如有机质的C/N比值小于15：1时，在其矿化作用一开始，它所提供的有效氮量就会超过微生物同化量，使植物有可能从有机质矿化过程中获得有效氮的供应。（二）应用（二）应用“激发效应激发效应”调节土壤有机质和氮素平调节土壤有机质和氮素平衡衡 施用新鲜有机物质（如桔秆、绿肥等）或含氮物施用新鲜有机物质（如桔秆、绿肥等）或含氮物质（如矿质氮肥）而使土壤原来有机质的分解速率改质（如矿质氮肥）而使土壤原来有机质的分解速率改变的现象称为变的现象称为激发效应激发效应（又称起爆效应）（又称起爆效应）对于有机质丰富的土壤，施用绿肥等新鲜有机肥产生正激发效应，促进土壤原来有机氮的矿化和更新；对于有机质缺乏的土壤，施用富含木质素的有机肥，产生负激发效应，增加土壤有机质和氮的积累。（三）科学调控施肥，防止土壤氮的损失（三）科学调控施肥，防止土壤氮的损失1、在水田剖面的不同层次上，氮素的形态不同；、在水田剖面的不同层次上，氮素的形态不同；2、在水田中无机氮素以铵态氮为主；、在水田中无机氮素以铵态氮为主；3、反硝化作用明显；、反硝化作用明显；（四）避免（四）避免NO2-的积累的积累亚硝酸盐是人类的致癌物质，也是植物的有害物质（水稻幼苗青枯病，小麦玉米烧种、烂芽、烂根以及幼苗死亡）；土壤通气条件不足，既可造成亚硝酸盐的积累，应改善土壤通气条件。第三节第三节 土壤磷的生物地球化学循环土壤磷的生物地球化学循环土壤磷素可分为两大类：土壤磷素可分为两大类：有机态磷有机态磷和和无机态磷无机态磷。1有机磷有机磷有机态磷的含量占全磷的有机态磷的含量占全磷的1020%左右。左右。主主要要是是植植素素（肌肌醇醇六六磷磷酸酸）或或植植酸酸盐盐，核核蛋白或核酸以及磷脂类化合物。蛋白或核酸以及磷脂类化合物。一、土壤磷循环一、土壤磷循环（一）土壤磷的形态（一）土壤磷的形态闭蓄机制闭蓄机制 当磷在土壤中固定为粉红磷铁矿后，若土壤局部的pH升高，可粉红磷铁矿的表面形成一层无定形的氧化铁薄膜，把原有的磷包被起来，这种机制叫闭蓄机制。Fe(OH)3 pKsp=3738 粉红磷铁矿：pKsp=3335 胶膜有铁铝质的、钙质的。易溶性磷酸盐易溶性磷酸盐 包括水溶性和弱酸溶性两种。水溶性磷酸盐主要是一价的磷酸盐类，是速效的。土中的有机质分解所产生的碳酸可使弱酸溶性磷酸盐溶解，从而被植物吸收利用。它也有效的。易溶磷酸盐，一方面来自与化肥，另一方面来自于难溶磷酸盐的溶解。一般来说，根据磷酸盐的溶解性，可分为：一般来说，根据磷酸盐的溶解性，可分为：难溶性磷酸盐难溶性磷酸盐如氟磷灰石、羟基磷灰石等存在于石灰性土壤中；粉红磷铁矿和磷铝石在酸性土壤中较多。（二）陆地生态系统中磷的循环（二）陆地生态系统中磷的循环土壤土壤溶液溶液磷磷肥料磷生物结合态磷沉淀态磷无效态有机磷吸附态磷有效态有机磷沉淀沉淀固定固定生物生物固定固定吸吸附附解解吸吸图图10-8土壤磷循环土壤磷循环1土壤有机磷的矿化土壤有机磷的矿化 土壤中的有机磷除一部分被作物直接吸收利用外，大部分需经微生物的作用进行矿化转化为无机磷后才能被作物吸收。二、土壤有机磷的矿化和无机磷的生物固定二、土壤有机磷的矿化和无机磷的生物固定卵磷脂磷酸甘油+胆碱+脂肪酸甘油+H3PO4水解水解核苷+H3PO4核蛋白核酸+蛋白质核苷酸核酸酶核酸酶核苷酸酶核苷酸酶磷酸肌醇肌醇+H3PO4水解水解磷酸酯酶磷酸酯酶含磷有机化合物的分解：如核蛋白、卵磷脂等经过有机磷含磷有机化合物的分解：如核蛋白、卵磷脂等经过有机磷细菌的磷脂酶，分解产生磷酸。细菌的磷脂酶，分解产生磷酸。2、生物固定、生物固定有有机机质质C/P比比为为200 1300 1，当当土土壤壤磷磷含含量量不不足足，或或C/P比比大大（300）时时，就就可可产产生生生生物物固固定定，微微生生物物和和作作物物就会对磷素发生竞争。就会对磷素发生竞争。特特点点：表表聚聚性性；暂暂时时无无效效；把把无无机机磷磷有有机磷。机磷。土土壤壤对对磷磷化化合合物物的的吸吸附附作作用用是磷在土壤中被固定的主要机理之一。酸性条件下，土壤中铁铝氧化物带正电，通过静电引力吸附磷酸根离子，这是非专性吸附；磷酸根离子置换土壤胶体（黏土矿物或铁、铝氧化物）表面金属原子配位壳中的-OH或-OH2配位基，同时发生电子转移并共享电子对，而被吸附在胶体表面上，即为专性吸附。专性吸附不管黏粒带正电荷还是负电荷，均能发生，其吸附过程较缓慢。随时间的推移，由单键吸附逐渐过渡到双键吸附，从而出现磷的“老化”，最后形成晶体状态，使磷的活性降低。三、土壤磷的吸附和解吸三、土壤磷的吸附和解吸 土土壤壤磷磷的的解解吸吸则是磷从土壤固相向液相转移的过程，是土壤磷释放作用的重要机理之一。土土壤壤中中磷磷浓浓度度较较低低，溶溶液液中中阳阳离离子子浓浓度度也也较低的情况下，吸附作用才占主导地位。较低的情况下，吸附作用才占主导地位。土土壤壤中中磷磷化化合合物物的的沉沉淀淀作作用用也是磷在土壤中被固定的重要机理。一般，土壤溶液中磷浓度较高，有大量可溶性阳离子存在，和土壤pH较高或较低时，沉淀作用是引起磷固定的决定因素。四、土壤磷的沉淀和溶解四、土壤磷的沉淀和溶解土壤中的磷可随土壤中的磷可随地表径流地表径流流失，也可被流失，也可被淋溶淋溶流失。流失。多多数数情情况况下下，土土壤壤剖剖面面淋淋溶溶液液中中磷磷浓浓度度很很低低，径径流流是是土土壤壤中中磷磷流流失失的的主主要要途途径径。农农田田排排水水中中总总磷磷含含量量一一般般0.011mg/L，其其中中溶溶解解态态磷磷不不超超过过0.5mg/L。农农田田磷磷的的流流失失量量只只占占化化肥肥的的2%左左右右，从从农农学学意意义义上上来来讲讲，对对农农业业经经济济影影响响不不大大，但但对对水水环环境境质质量量却却不不容容忽忽视。视。五、土壤磷的流失五、土壤磷的流失2、土壤有机质、土壤有机质有机阴离子与磷酸根竞争固相表面专性吸附点位，从而减少了土壤对磷的吸附。有机物分解产生的有机酸和其它螯合剂的作用，将部分固定态磷释放为可溶态。腐殖质可在铁、铝氧化物等胶体表面形成保护膜，减少对磷酸根的吸附。有机质分解产生的CO2，溶于水形成H2CO3，增加钙、镁、磷酸盐的溶解度。1、土壤酸碱度、土壤酸碱度 之间为宜，可减少磷的固定作用，提高土壤磷的有效性。六、土壤磷的调控六、土壤磷的调控对磷的调控可通过提高土壤磷有效性来实现。对磷的调控可通过提高土壤磷有效性来实现。3、土壤淹水、土壤淹水 酸生土壤pH上升促使铁、铝形成氢氧化物沉淀，减少了它们对磷的固定；碱性土壤pH有所下降，能增加磷酸钙的溶解度；反之，若淹水土壤落干，则导致土壤磷的有效性下降。土壤氧化还原电位(Eh)下降，高价铁还原成低价铁，磷酸低铁的溶解度较高，增加了磷的有效度。包被于磷酸表面铁质胶膜还原，提高了闭蓄态磷的有效度。4、合理施用磷肥、合理施用磷肥 合理施用磷肥是减少磷对环境影响的主要措施。科学制定施肥用量；重点施在旱作上；等。第五节第五节 土壤钾的生物地球化学循环土壤钾的生物地球化学循环（一）土壤钾的形态（一）土壤钾的形态1、矿物钾、矿物钾土壤矿物中的钾一般称为结构钾，占全钾量的92-98%。钾长石：（KAlSi3O8）含钾7.512.5%；微斜长石：（CaINaKAlSi3O8）含钾7.0-11.5%；白云母：（K(AlSi3O8)Al2(OH2F)2）含钾量6.59.0%。2、非交换态钾、非交换态钾又称缓效钾，是指存在于膨胀性粘土矿物层间和边缘上的一部分钾。占全钾量的2-8%。一、土壤钾的循环一、土壤钾的循环3、交换性钾、交换性钾指吸附在土壤胶体表面的钾离子。在土壤中的含量一般为指吸附在土壤胶体表面的钾离子。在土壤中的含量一般为40-600mg/kg，占土壤全钾量的，占土壤全钾量的1-2%。4、水溶性钾（溶液钾）、水溶性钾（溶液钾）是指以离子形态存在于土壤溶液中的钾。浓度一般为是指以离子形态存在于土壤溶液中的钾。浓度一般为2-5mg/L.土壤全钾量一般在土壤全钾量一般在5-25g/kg，平均为，平均为10g/kg。（二）土壤钾的循环和转化（二）土壤钾的循环和转化图图10-12 土壤中不同形态钾的平衡关系土壤中不同形态钾的平衡关系1、钾固定的机制钾固定的机制在在土土壤壤条条件件变变化化时时，如如干干湿湿交交替替、冻冻融融交交替替、灼灼烧烧等等，被被土土壤壤吸吸附附在在晶晶层层表表面面的的代代换换性性钾钾就就会会掉掉进进晶晶穴穴里里，当当晶晶层层间间距距变变小小，钾钾离离子子便便被被封封闭闭在在里里面面，伊伊利利石石、拜拜来来石石、蒙蒙脱脱石等，它们都属石等，它们都属2 1型矿物，但前二者比后者固钾能力更强。型矿物，但前二者比后者固钾能力更强。钾的固定是指代换性钾转化为缓效钾的过程。钾的固定是指代换性钾转化为缓效钾的过程。二、土壤钾的固定二、土壤钾的固定2、影响钾固定的因素、影响钾固定的因素 1）粘粒矿物类型粘粒矿物类型2:1型型1:1型型水化氧化物水化氧化物R2O3型。型。2:1型型黏黏土土矿矿物物中中，四四面面体体电电荷荷越越多多固固钾钾能能力力强强。蛭蛭石石拜来石拜来石伊利石伊利石蒙脱石。蒙脱石。2）土壤水分条件）土壤水分条件干湿交替可导致固定态钾增多。干湿交替可导致固定态钾增多。3）土壤酸碱度）土壤酸碱度一般，酸性土壤固定钾能力小于碱性土壤。一般，酸性土壤固定钾能力小于碱性土壤。4）NH4+的影响的影响 与与K+竞争土壤黏土矿物上的结合点位。竞争土壤黏土矿物上的结合点位。1、释放过程主要是非交换性钾转变为交换性钾的过程。释放过程主要是非交换性钾转变为交换性钾的过程。2、只只有有当当土土壤壤交交换换性性钾钾减减少少时时，非非交交换换性性钾钾才才释释放放为为交交换换性钾，释放量对交换性钾含量下降而增加。性钾，释放量对交换性钾含量下降而增加。3、各各种种土土壤壤的的释释钾钾能能力力不不同同，主主要要取取决决于于土土壤壤中中非非交交换换性性钾的含量水平。钾的含量水平。4、干燥、灼烧和冰冻对土壤中钾的释放有显著影响。、干燥、灼烧和冰冻对土壤中钾的释放有显著影响。钾钾的的释释放放是是指指土土壤壤中中非非交交换换性性钾钾转转变变为为交交换换性性钾钾和和水水溶溶性钾的过程。性钾的过程。三、土壤钾的释放三、土壤钾的释放1、质质地地粘粘重重和和富富含含2:1型型矿矿物物的的土土壤壤上上，淋淋失失的的钾钾量量几几乎乎可可以忽略不计。粗质地土壤上，可达几以忽略不计。粗质地土壤上，可达几kg至几十至几十kg钾。钾。2、栽培作物后可降低钾的淋失。、栽培作物后可降低钾的淋失。3、酸性土壤施石灰可减少钾的淋失。、酸性土壤施石灰可减少钾的淋失。4、农田土壤作物收获带走的钾是土壤钾的最大支出项。、农田土壤作物收获带走的钾是土壤钾的最大支出项。水水溶溶性性钾钾和和交交换换性性钾钾易易被被降降水水或或灌灌溉溉水水淋淋失失，其其数数量量受受土壤质地、黏粒矿物种类和是否栽培作物等影响。土壤质地、黏粒矿物种类和是否栽培作物等影响。四、土壤钾的损失四、土壤钾的损失五、土壤钾的调控与管理五、土壤钾的调控与管理（一）我国土壤的钾状况（一）我国土壤的钾状况在地壳岩石中，钾的含量比磷高得多，整个岩石在地壳岩石中，钾的含量比磷高得多，整个岩石界含钾量平均为界含钾量平均为2.45%。土壤中钾的含量远远超过氮、。土壤中钾的含量远远超过氮、磷，大体不超高磷，大体不超高3%（K2O）。）。我国大多数土壤的全钾含量为我国大多数土壤的全钾含量为0.5%2.0%。我国。我国自南向北含钾量是逐渐增加的，如华南地区，其平均自南向北含钾量是逐渐增加的，如华南地区，其平均水平水平2%，东北、，东北、内蒙的黑土可达内蒙的黑土可达2.6%。缓效钾：缓效钾：砖红壤一般砖红壤一般70mg/kg；红黄壤；红黄壤70170mg/kg；紫色土；紫色土300400mg/kg；水稻土；水稻土300mg/kg以上以上；北方的土壤可高达；北方的土壤可高达5001000mg/kg；砂质土壤、山地；砂质土壤、山地石质土壤可能在石质土壤可能在300mg/kg以下。以下。概括而言，以长江为界，长江以南土壤供钾潜力较概括而言，以长江为界，长江以南土壤供钾潜力较低，土壤缓效钾一般低于低，土壤缓效钾一般低于200mg/kg，有效钾含量一般，有效钾含量一般低于低于100mg/kg，农田缺钾比较普遍；长江以北土壤供，农田缺钾比较普遍；长江以北土壤供钾潜力较高，土壤缓效钾含量普遍超过钾潜力较高，土壤缓效钾含量普遍超过500mg/kg，有，有效钾含量大多在效钾含量大多在100500mg/kg，土壤缺钾较少见。，土壤缺钾较少见。（二）土壤钾的调节（二）土壤钾的调节1、施用钾肥时，分次、适量；施用钾肥时，分次、适量；2、条施、穴施或集中施用；、条施、穴施或集中施用；3、不宜面施，深施覆土；、不宜面施，深施覆土；4、增施有机肥、增施有机肥