氮是自然界一种很活跃的元素，它以不同形态存在与大气、土壤和生物有机体之间，
它们之间经常互相进行交换。大气中的氮是以分子形态存在，同时也有氮的某些化合物
，大气中游离氮不能直接为高等植物吸收利用，但能为固氮微生物固定，变成结合态氮
进入植物－土壤体系。
大气中的氮除了通过生物途径固定之外，也可以通过物理化学作用进入土壤。氮的氧
化物与水一起产生亚硝态氮和硝态氮，并随着降雨而进入土壤，氨及铵离子也随着降雨
而进入土壤。土壤中无机态氮可以为植物吸收进入生物圈，也可以通过挥发作用或反硝
化作用变成气态氮而进入大气。自然界的氮素循环如图（图6－1见相册图片）。
●6.1土壤中的氮
一、土壤中氮的形态及其含量
土壤中的氮由90％左右是有机态的，而无机态氮占总氮不到10％。土壤中的无机氮主
要包括NO3－、NO2－、交换性NH4＋、非交换性NH4＋。NO3-和交换性NH4＋时植物吸收的
主要形态，二者常常只占全氮的1％左右，而且处于经常变化之中。而非交换性NH4＋，
虽然不易被植物所吸收，其含量却较前二者来得高，一般都在总氮的5％以上，非交换性
NH4＋在氮素肥力中的作用愈来愈受到重视（Mengel,1985)。
土壤中的有机态氮大部分是与无机矿物结合在一起的。迄今为此，分析土壤有机态氮
的组成分还是基于用6N的盐酸水解，继而分析水解液中的有机态氮（表6－1）。土壤中
的各种有机态氮，也是处于不断的转化之中，土壤无机氮的是放量是这些有机态氮相互
转化过程的综合效应。
表6－1酸解条件下土壤有机氮的分级
（Stevenson,1982)
_________________________________________________________
形态 定义和方法 含量（占总氮百分比）
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酸不 精酸水解后残
溶性氮 存在土壤中的氮 20～35
（土壤总氮－
土壤酸解性总氮）
—————————————————————————————
氨态氮 用氧化镁蒸馏酸
解液而得到的氮 20～35
—————————————————————————————
氨及糖氮 用磷酸－硼砂的
缓冲液蒸馏的氮 5～10
量减氨态氮
—————————————————————————————
氨基 用茚三酮－NH3法
酸态氮 分析酸解液而得到的氮 30～45
—————————————————————————————
酸解－
未知态氮 酸解性总氮减去氨态氮、
氨基糖氮和氨基酸态氮 10～20
后的量
__________________________________________________________
土壤中氮的含量变化很大，高的可达0.4％，低的只有0.04％。氮的含量主要决定于
气候条件、土壤质地和耕作管理，它与土壤中有机质含量的变化是一致的（图6－2见相
册图片）。
气候因素是影响土壤氮含量的重要因素，温度和水分均能影响植物的生长和微生物
的活动。图6－2表明，随着温度的升高，土壤氮含量显著降低，温度主要影响色微生物
的活动，加快有机物质的分解。
当其他因素相同，土壤氮含量随水分供应的增加而增加，比较半湿润和湿润草地中
的氮含量就可看出这种关系。其源一半由于植物的生长速率，一半则由于有机物质的分
解速率。在一定限度内，植物生长速率和土壤氮含量随水分供应的增加而增加，同时相
伴着生物固氮作用，而不是由于分解作用速率的降低，但是当水分供应超过了植物生长
的需要，土壤氮含量进一步增加，则由于过量水分的存在抑制了分解作用，低洼地形成
的有机质土壤属于极端例子。
虽然植物生长受气候因素的影响，但是不同植物类型在相同气候条件下对土壤氮含
量的影响是不一样的，从图6－2看出，在同样气候条件下，发育于草地的土壤含氮量高
于森林土壤。
因地形不同土壤氮含量也有差异。因为坡度不同，有效降雨量不一样。陡坡因径流
一般缺水，相反，下坡底地汇集四周的水，增加有效降雨量，增加植物的生产和土壤氮
的积聚。Engelsted等人（1961）在丘陵地区进行的试验表明，地形影响土壤氮和水分的
有效性，在雨水较多的年份，氮肥的效果虽都辟减缓而降低，说明土壤氮含量随陡坡减
缓而增加。在干旱年份，不同陡坡大小氮肥效果都很差，说明氮素供应不是玉米生长的
限制因素；但是玉米产量随坡度减缓而增加。可能是随着坡度减缓水分的有效性增加。
土壤质地是影响土壤有机质和全氮量的另一个重要因素（表6－2），土壤中空气和
水分的关系以及土壤肥力均与土壤质地有关。另外，粘土矿物能与有机物结合，降低有
机物质的分解速率。因此粘土的氮含量高于沙土好几倍。
在不同气候条件和一定的耕作管理体系下，土壤含有一定水平的氮。土壤中氮比较
稳定，在温暖和寒冷的气候条件下，每年只有1％或2％矿化。
表6－2不同质地土壤氮含量
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土壤质地 土壤氮含量（％）
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砂土 0.027
细砂土 0.042
砂壤土 0.100
壤土 0.188
粉砂壤土 0.230
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目前有三种理论解释土壤氮的相对稳定性。第一种理论认为与土壤氮的化学特性有
关。多酚化合物、氨基酸以及其他含氮化合物转变成土壤有机质的过程中缩合成高分子
的复杂的有机物质，多酚化合物与氨基酸作用，与皮革单宁化的作用一样，产生稳定的
物质。另外单分子化合物所合成高分子化合物后，不易受酶的作用，因为结构致密、成
分复杂的高分子物质需要不同酶体系的配合才能分解它，这些都增加土壤氮矿化的困难
。
第二种理论认为，有机胶体受无机胶体的保护。蛋白质能被粘土矿物所固定，不同
粘土矿物固定有机物质的能力不一样，例如阳离子交换量大小的高岭土。粘土矿物水铝
英是固定有机物的能力，也是相当大的。Rovira(1957)提出的理论是，封闭在土粒内的
有机质微生物不容易接触到，从而保留在土壤中，他们观察到某些粘重土攘60％的空隙
，其直径小于1u，这样小的空隙微生物不容易进去，因此在进行氮素矿化试验前，土壤
风干磨细，则增加土壤氮的矿质化。厌气培养试验证明，52种土壤样品，其样品细度从
20目降低到80目，增加的矿质氮从24％提高到124％。
第三种理论认为，土壤含氮量相对稳定与植物有关。植物吸收土壤中的无机氮，产
生有机氮又回到土壤中去，在氮的循环过程中，减少氮的损失。因为氮的循环过程是一
个开放系统，而不是封闭系统。
二、土壤中氮素转化
在作物生产方面，要提高氮肥的经济效益，必须搞清楚土壤中氮素的转化过程，这些
过程中大多数均有微生物参与。任何一个过程的变化都会最后影响到作物对氮的利用。
1、为生物固氮
大气中分子态氮被固定并转化变成有机态氮的重要过程，称为固氮作用。这个过程是
由许多不同种类的土壤微生物进行的，全世界每年的生物固氮量约为172000000吨（Cha
tt,1976),约为化肥工业固氮量的4倍，就全世界范围来看，微生物固定的氮是作物氮素
的主要给源。为生物固氮因地区不同而有显著差异，这种差异与生态系统有关（表6－3
）。
表6—3不同生态系统的生物固氮量
（Hauck,1971)
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生态系统 固氮量（公斤／公顷.年）
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耕地 7～28
禾本科牧草 7～114
豆科、禾本科混种 73～865
森林 58～594
稻田 13～99
水域 70～250
______________________________________________________
不同生态系统下由微生物固定的氮素，耕地量少，牧草和森林土壤中固定的氮较高
，稻田的固氮作用高于一般耕地，河流湖泊中固氮作用又高于耕地。
生物固氮包括自生固氮和共生固氮。自生固氮有自生固氮菌、贝氏固氮菌、固氮梭
菌、芽孢杆菌等。共生氮菌主要是根瘤菌。
多数固氮微生物主要存在与厌气条件下，只有自生固氮菌和贝氏固氮菌是好气性的
，但是即使这类好气细菌，仍然是在低氧分压条件下固氮效率最高。这就是在稻田、湖
泊河流等缺氧条件下观察到自身为生物固氮率高的一个原因。
除光合细菌外，所有其它自生固氮菌度是碳异养型，它们依赖有机碳的供应而取得
能量，因此只有相当多量易分解的碳水化合物存在时，这些固氮细菌才能旺盛生长，在
田间条件下，自生固氮菌和纤维分解细菌结合在一起，纤维分解细菌在厌气条件下更为
活跃。自生固氮菌高的另一个原因。
因为可溶性碳水化合物的供应常常可以限制自生固氮细菌的固氮作用，因此当某些
自生固氮细菌，如自生固氮菌和贝氏固氮菌生活在跟际范围内，能够获得根系分泌物作
为有机碳源，固氮作用显著增加，一般来讲，由于易分解有机物供应的限制，自生固氮
微生物固定的氮在农业上的重要性并不都很大。在温带气候条件下，每年每公顷固定的
氮只有几公斤，有机质分解较快的热带地区，固氮水平较高，每公顷约为20～40公斤。
稻田土壤根际范围内的细菌能够固定更多的氮。
共生固氮菌是另一类更为重要的固氮微生物，它们与高等植物共生，在这种共生关
系中，微生物从寄主获得可溶性碳水化合物，同时提供给寄主以固定的（还原态）氮素
。这些共生微生物主要是根瘤菌，还有一些放线菌。这些微生物的固氮效率是很可观的
，例如三叶草、紫木蓿等每年每公顷能固定100～400公斤氮。不同豆科作物根瘤菌有明
显的专性寄主，为了提高固氮效果，必须对不同豆科植物接种相应的根瘤菌种。
根瘤菌固定氮量在很大程度上决定于营养条件，多数根瘤菌种对土壤酸度很敏感，
Ca2+对结瘤作用，即结瘤的大小和数量有利，高浓度的无机氮能抑制结瘤，这些无机氮
化合物能是根内铵离子浓度增高，从而阻碍固氮内的合成。固氮酶是固氮作用中最重要
的酶体系。钴和钼也是固氮微生物所必需的。
根瘤菌固定空气中的氮素与寄主供应碳水化合物的多少有密切关系，对豆科作物来
讲，开花结荚和固氮作用之间对碳水化合物由竞争。用大豆进行的试验证明，打叶处理
大豆光合作用减弱，固氮率降低，摘荚去种子处理，因为碳水化合物消耗减少，固氮率
增加（表6－4）。可见，碳水化合物实施生物固氮的限制因素。
表6－4打叶或去花摘荚对生物固氮的影响
（Bethlen等，1978）
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处理 60天后收获
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根瘤重（毫克／株） 氮量（毫克／株）
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对照 298 475
打叶 176 265
去花摘荚 430 548
__________________________________________________________
2、氮的矿化和固定
土壤中有机态氮转化成无机态氮的过程，称为矿化；相反，无机态氮变成有机态氮的
过程称为固定。
这两个过程度释放出能量，这些能量为异养型微生物所利用。土壤中很多微生物都能
进行上述反应，因此，土壤中氨化作用一般并不会因缺少微生物而减弱，而是受环境因
素，如低温、水分不足或过量所限制，在通风良好的条件下，氨化作用产生的NH3（或N
H4＋）进一步氧化成NO2－和NO3－，这后一过程称为硝化作用。
硝化作用也包括二步：首先使亚硝酸毛杆菌把NH4＋氧化成NO2－，然后硝化杆菌迅速
将NO2－氧化成NO3－。这两种专一性很强的细菌都是自养型的，从氧化无机盐类获得能
量，并以CO2作为它们构成躯体的碳源。这两种细菌是好气性的。对酸度很敏感（表6－
5）。
硝化作用释放出H＋，因而使土壤酸化。在田间条件下，常常因为土壤通气条件不良或低
PH，硝化作用受阻碍或完全停止，在这种情况下NH4＋得以积累。
表6－5土壤PH对消化率的影响
(Munk,1958)
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培养天数 产生的硝态氮（毫克／100克土）*
PH4.4 PH6.0
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14 1.78 8.0
21 2.30 12.0
35 4.72 21.4
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*土壤中加入20毫克NH4＋－N。
土壤中无机氮的生物固定和有机氮的矿化作用，是相反的二个过程，这二个过程中得
出的净矿化氮量，对作物营养是非常重要的。而另一方面这二个过程中得出的净固定氮
量， 对提高土壤肥力也是不能忽视的。因此必须根据实践需要人为地调节这二个过程的
相对强弱。一般认为这二个过程决定于有机物质中C／N比例或含氮百分数，它们的临界
值分别为30和1.2～1.3％（Jenkinson,1984)。C/N比小于30或N％大于1.2～1.3，则表现
为土壤氮素净矿化，反之则为净固定。
即使不是有机物二是化肥氮，一旦施入土壤后也有相当一部分会立刻被土壤微生物所
固定，不过所固定的化肥氮，大部分为土壤原有有机氮矿化的无机氮来补偿，这一效应
叫做生物交换作用。这一现象对化学氮肥施入土壤后产生的激发效应，起着重要作用。
所谓激发效应是指含氮物质施入土壤后使土壤有机氮的转化过程加剧的现象，化肥氮施
入土壤后能使土壤原有有机氮的矿化量增加，这种效应随作物和土壤肥力的不同而异。
因此为了不降低土壤的生产力，生产上要注意化肥与有机肥的搭配使用。
3、反硝化作用
硝态氮为微生物还原为气态氮的过程，称为反硝化作用，它是土壤氮素损失的重要途
径之一。其过程为：这一过程需在缺氧条件下进行，土壤中有很多微生物都能进行过这
个反应。
反硝化作用大小取决于土壤有效碳的含量，因为参与反硝化过程的微生物，需要维持
活动的能量物质及氮还原的电子供体。Stanford等人（1975）发现用0.01M CaCL2煮沸1
小时所提取的有效碳量，与土壤的反硝化时呈高度相关。在跟际区域由于植物根系分泌
大量的低分子量有机物质，因而也促使反硝化作用的加强。
参与反硝化过程的酶的合成及活力，均需嫌氧，Pilot等（1972）发现产生反硝化作用
所要求的最低通气孔隙临界值为11～14％。质地愈细的土壤，防止反硝化作用所要求的
最低通气孔隙临界值愈高。另外，气温高、土壤NO3－浓度大均对反硝化作用有利。
由于水稻田中，硝酸盐容易进行反硝化作用导致氮的损失，因此水稻一般不用硝态氮
肥。但是在通气良好的旱田中，也有局部通气条件不好的地方，同样能进行着反硝化作
用，但是这种情况，氮的损失往往被人们所忽视；其实，这种氮被损失的数量也很可观
，据Broadlent和Clack（1965）估计，土壤中无机氮由10～15％由反硝化作用而损失。
NO3-在土壤中移动性很大，不易被土壤所吸附，容易淋失，又会进行反硝化作用而损
失，而NH4＋易为土壤吸附，不易损失，因此人们企图应用硝化抑制剂，抑制硝化作用的
进行，以提高铵态氮肥的利用率。常用的硝化抑制剂如2－氯－6－（三氯甲基）吡啶，
双氰胺等。大家一度曾对硝化抑制剂寄予很大的希望，但实践证明，只要氮肥施用合理
，就能提高其利用率。硝化抑制剂在这方面的作用并不如想象那样大，例如水稻田中铵
态氮肥深施，就能防止硝化作用，因为，没有消化作用，就不会有反硝化作用的损失。
对反硝化作用也要一分为二，土壤中的硝酸盐因反硝化作用生成气体而损失，从氮素
损失来讲这时所不希望的；而另一方面，大量硝酸盐随着排水渗入土壤深层，污染地下
水或河流湖泊，则反硝化作用可以降低地下水的污染，事实上，采用某些设施接种反硝
化细菌可以净化水源。
4、土壤中NH3的挥发
在石灰性土壤上，铵态氮肥表施，由于土壤PH高，氨的挥发损失严重，砂土上损失比
粘重土壤更严重，不同铵态氮肥的相伴阴离子对氨的挥发损失量影响不一样，其次序为
NH4F>（NH4）2HPO>NH4I>NH4NO3>NH4CL。这种次序基本决定于这些阴离子
钙盐的溶解度。
尿素表施导致氨的挥发损失，亦很严重，这在牧草地或免耕制种是一个突出的问题。
尿素CO（NH2）2施入土中后，经脲酶的作用迅速水解生成（NH4）2CO3，碳酸铵进一步理
解造成强碱高氨环境。
平衡液相汇总NH3分压与土壤溶液中NH4＋浓度和PH呈线性关系。
显然，一切直接或间接地有利于溶液中［NH4+］浓度的降低，或增加土壤酸度，都可
以是按分压P0（NH3）下降，从而减少氨的挥发。
无机氮化合物如NH4NO3和NH4CL与尿素以气势如石灰性土壤中，这些氮化合物与Caco3
作用产生可溶性的钙盐如Ca(NO3)2和Cacl2,阻止（NH4）2CO3的不断生成，从而将碘的挥
发损失。同时，可溶性钙又能沉淀CO2－，削弱CaCO3-CO2-H2O体系中CaCO3的离解。因此
，增加CA2+浓度还可以降低体系的PH。
过磷酸钙有与Cacl2相同的作用，能直接地和间接地供应可溶性钙盐，降低土壤PH。而
且由于过磷酸钙异成分溶解，生成较多的游离磷酸，施明华和史瑞和的试验结果指出（
为发表资料），过磷酸钙与尿素混合施用，可以大大降低尿素的氨挥发损失，这不仅是
由于过磷酸钙的“该效应”和“PH效应”，更重要是由于游离磷酸对尿素的专性抑制作
用。
5、土壤中NH4＋的固定
土壤中的NH4＋所处状态，当交换性NH4＋的浓度超过它在溶液和土壤表面的平衡值时
，就发生NH4＋的固定，反之，当交换性NH4＋浓度低于此平衡值时所固定的铵，就会释
放出来。
土壤用氟氰酸（HF）处理后释放出而不能用中性盐交换出来的铵，称为固定态铵，其
两手着土壤粘土矿物的组成、土壤质地、铵的浓度以及其它阳离子诸因素的制约。我国
一些主要土壤中固定态铵的含量最低的为12ppm，最高的达404ppm（文启孝，1986）。
通常将固定态NH4＋进一步分成新固定的和原有的两部分，一般认为新固定的有效性较
高，而原有的固定态铵有效性很低。研究结果表明，每一土壤的固定态铵含量都有一个
临界值，超过此临界值的固定态铵，粘土矿物吸持它的能力较弱，较易为作物吸收利用
；反之，低于临界值的固定态铵，由于被粘土矿物较牢固地吸持者，较难为作物所吸收
。
土壤中的绝大部分固定态铵时临界值以下的固定态铵。从农学的角度看，这部分铵式
很惰性的，因此，不能根据固定态铵的相对含量，来估计它在土壤氮素肥力中的意义。
但是，绝大多数土壤中都有一定数量的活性略大的固定态铵，供作物生长旺盛期吸收利
用。试验结果表明，绝大部分来自计费的新固定的铵，在作物的分蘖盛期均将被作物吸
收。例如，在田间条件下，在一个固铵能力较强的土壤上，34～60％的铵态氮肥施入土
壤后立即被固定，其中91～96％被当季作物吸收利用（Kowalenko等，1978）。由此看来
，铵的矿物固定可以提高土壤的稳性肥，在研究粘重质地的农田土壤氮素问题时，这种
作用尤其值得重视。
当污水氨、氨水、尿素及氰氨化钙等化肥施入土壤后，都会以不同的途径产生氨，这
些氨除了进入大气外，也能通过土壤对它的吸附而得以维持在土壤中，这种吸附作用可
分为物理的、化学的以及土壤有机质吸附等三种。
土壤有机质能与NH3结合生成NH3－有机质复合物，其形成机理还不太清楚，一般认为
木质素及其衍生物对土壤中NH3的固定极其重要。所形成的NH3——有机质复合物，低抗
微生物分解的能力很强。这种复合物是受着土壤PH、土壤有机质类型、土壤湿度以及土
壤硝化能力等因子的影响，对于一个含碳为2％的矿质土壤来说，如果使用每公顷100公
斤氨态氮，所形成的NH3－有机质复合物不会超过5％（Nommik等，1982）。但是，在田
间条件下尿素施肥点上PH和氨的浓度往往较高，以致促成这种复合物的形成。
三、土壤氮素有效性指标
合理施肥的依据之一，就是土壤本身的供氮量，基于这一目的，早期的研究大多数集
中于实验室的短期培养，按照所得结果再与田间或温室的作物氮肥反应进行校正。但是
随着化肥但越来越多的施用，残留的无机氮作为植物有效氮的重要性越来越明显，大量
的试验证明，如果将矿化氮和起始时的无机氮一起记入时，测出的指标与植物吸收氮量
之间的相关性可明显的提高。
1、土壤的残留无机氮
氨态氮是有机氮想笑态氮转化过程中的中间产物，当通气性降低时，例如水渍状况或
土壤紧闭，或者PH过低（5<）或过高（>8.0）,土壤中就有铵的累积。
在考虑硝态氮含量时，务必注意其他的影响因子，即雨量、温度、作物根系深度等。
冬季雨量较少，硝态氮从根部淋至下部的程度减弱，开春后土壤硝态氮的测定更有意义
。用于测定硝态氮含量的土壤，其取样深度要依作物根系的深度而定，例如玉米从1.4米
深处吸收标记的硝态氮与从表层吸收硝态氮具有相等的程度（Herron等，1968）。但是
，考虑到实际的可能性，有必要找出一个取样最前但其测得的量有与作物吸收有很好的
相关的深度。试验表明，表层（30厘米）的硝态氮数量与剖面上180厘米深处的硝态氮量
有很好的相关性。由于甜菜、甘蔗之类作物对土壤多余氮极其敏感，多量的氮会显著降
低蔗糖的积累，因此，测定土壤的残留无机氮作为施肥的依据，在这些作物上意义就更
大。
2、测定土壤有机氮矿化的培养法
如果不同土壤间其矿化有机氮差异很大，则测定残留无机氮，来估计土壤有效氮的供
应，意义是不大的，在一般情况下均需测定土壤矿化氮。
（1）短期培养法。
短期培养有好气培养与嫌气培养两种：
好气培养。
Bremner（1965）指出，要取得一个满意的培养方法，必须严格注意取样、风干、磨细
、过筛、贮存和培养等步骤。在温度30度条件下，培养二周，测定土壤中的交换性铵态
氮和硝态氮。在一个封闭系统中，矿化的产物能阻止矿化作用的连续进行，另外，土壤
对NH4＋的固定，也能使结果偏低。
嫌气培养。
与好气培养法相比，嫌气培养法十分简单，因而受到大家的重视。
Smith和Stanford（1971）选用了美国的39种典型的土壤，将淹水培养所得的铵量和好气
培养测得的无机氮总量进行比较，发现在5种干旱的石灰性土壤上，上述两种指标间相关
性较差，前者大大小于后者，其余34种土壤，其相关性很好，而且在培养4周实测得的无
机氮在绝对量上也很相似。
我国目前采用的培养方法，绝大部分为嫌气培养法，并且某些试验给出了令人十分满
意的结果。但是，采用淹水培养法最好用新鲜土，或风干而未贮存的土壤。
（2）土壤矿化势。
短期培养所测得的土壤矿化氮，取决于培养前土壤的预处理情况，因而要获得在实验
室条件下测定的可比结果，必须严格控制土壤样品预处理，以及培养条件下的一致性，
即使如此，短期培养的结果，也不能真正反映土壤长期供氮容量的情况。
长期培养虽然费时，但所测的结果能较好地反映出该土壤供氮特性。Stanford和Smit
h（1972）建议在长期培养期间定期用0.01MCacl2溶液淋洗矿化产物，再加入无氮营养液
继续培养，得出培养类及矿化氮与培养时间的关系（图6－3见相册图片）。
假设土壤氮素的矿化服从一级反应动力学原理，因而土壤氮素矿化势，对于某一土壤
而言，它基本上是一个恒定值。
由于长期培养时间花费太多，有人提出用2周培养的数据来计算的方法，试验结果表明
，二者的关系与通过长期培养得到的矿化势基本相近，这就为氮矿化势观念的普遍实际
应用创造了条件。
3、土壤有效氮测定的化学方法
当前在推行配方施肥的过程中，土壤供氮量是一个重要参数。有人用无氮区作物吸收
的氮量，作为土壤供氮量，也有用矿化氮、水解氮，或全氮量乘以矿化系数。人们始终
对土壤有效氮的化学方法感兴趣，因为化学方法简便快速，有利于大量样品的分析。
一般认为土壤有效氮包括铵态氮、硝态氮和易水解和易氧化的有机氮。Stanford（19
78）用不同浓度的NaOH（水解作用）和不同浓度的KMnO4（氧化作用）蒸馏土壤得到的氨
量，与土壤氮矿化势（N0)有很好的相关性。在国内普遍采用的是扩散皿进行的水解性氮
。在我们的试验中（沈其荣和史瑞和，1987）用碱性高锰酸钾溶液和焦磷酸－硼砂缓冲
溶液直接蒸馏土壤，测定释放的氨量，是比较简便和可靠的方法。
