| makroelementy v půdě | mikroelementy v půdě | užitečné prvky | těžké kovy v půdě |

| dusík | fosfor | draslík | vápník | hořčík | síra | 

 
fosfor v půdě

            Obsah veškerého fosforu v půdách kolísá od 0,03-0,13% P (0,07-0,29% P₂0₅). Fosfor v přírodě se vyskytuje vždy ve svém nejvyšším oxidačním stupni, jakožto aniont kyseliny ortofosforečné PO₄^3-.

            V půdě je fosfor obsažen ve formách anorganických i organických. Agronomicky nejvýznamnějším přirozeným zdrojem fosforu v půdě je primární minerál apatit. Ve všech magmatických horninách se tento minerál vyskytuje jako rozptýlené různé formy fluor-, chlór- a hydroxylapatitu (Ca₅(PO₄)₃.F,Cl,OH). V menší míře se vyskytují v půdách také primární minerály fosforečnanu železa a příměsí Mn - tripity nebo vodnaté forsforečnany hliníku - wawelity. V málo provzdušených, zamokřených půdách může se také vyskytovat fosforečnan železnatý - vivianit Fe₃(PO₄)₂.8H₂O.

            Zvětráváním apatitů i jiných primárních fosfátových minerálů se uvolňují anionty kyseliny ortofosforečné, které přecházejí do jiných, tzv. sekundárních, velmi rozmanitých forem minerální nebo organické povahy, z nichž některé slouží jako zdroj fosforu pro výživu rostlin.

            Podíl minerálních sloučenin fosforu v půdě značně kolísá v závislosti na druhu a typu půdy, hloubce profilu půdy, úrovni fosforečného hnojení a podobně. V našich podmínkách mírného pásma obsah fosforu v minerálních vazbách tvoří zpravidla více jak polovinu veškerého množství P v zemědělsky využívancýh půdách. Převážná část minerálních sloučenin fosforu v půdě je ve formách ve vodě nerozpustných, a proto fosfor z nich je pro rostliny málo přístupný. Podíl vodorozpustných sloučenin je velmi malý a činí jen asi 0,8-8 mg P na 1kg na vzduchu vyschlé půdy. Tvoří jej fosforečnany jednomocncýh kationtů, dihydrogenfosforečnan vápenatý aj.

            Kromě již zmíněných původních primárních minerálů, vytvořily se v půdě v důsledku jejich zvětrávání nové sekundární fosfátové minerály. Děje se tak převážně chemickými reakcemi, tj. srážením volných fosfátových iontů v půdním roztoku, minerálními sorbenty, především ionty a aktivními sloučeninami Ca, Al a Fe. Tvorba a rovnovážný stav mezi jednotlivými formami minerálních fosforečnanů závisí také, a to ve značné míře, na půdní reakci -pH. Se stoupající hodnotou pH se zvyšuje množství Ca-fosfátů.

            V alkalických a neutrálních půdách (někdy až slabě kyselých) jsou nejčastější formou fosforečnanů: hydrogenfosforečnan vápenatý CaHPO₄, oktokalciumfosfát Ca₄H(PO₄)₃. 2H₂O, hydroxylapatit Ca₅(PO₄)₃.OH, fluorapatit Ca₅(PO₄)₃.F, karbonátapatit Ca₁₀(PO₄)₆. CO₃, případně i grandalit CaAl₃(PO₄)₂(OH)₅, které jsou také většinou výslednými produkty přeměn fosforečných hnojiv v těchto půdách. Význam výše uvedených fosfátů jako zdrojů P pro rostliny je dán především produkty jejich rozpustnosti, podle nichž je možno sestavit následující řadu s klesající rozpustností: hydrogenfosforečnan vápenatý > oktokalciumfosfát > hydroxylapatit > karbonátapatit > fluorapatit. V půdách s neutrální až alkalickou reakcí je tedy odpovědný za sorpci P v minerálních vazbách především vápník.

            Na těchto půdách probíhá poutání dodaného P nebo v půdě obsaženého vodorozpustného fosforu podle následující reakce:

Vzniklý hydrogenfosforečnan vápenatý se skutečně v těchto půdách také nachází a může reagovat s dalším Ca z výměnného sorpčního komplexu až na Ca₃(PO₄)₂. Vedle toho může docházet k reakci Ca(H₂PO₄)₂ s Ca(HCO₃)₂, případně až k tvorbě trikalcium fosfátu (retrogradace P₂O₅). Reakce probíhá podle rovnice:

            Ca(H₂PO₄)₂  +  Ca(HCO₃)₂    ------->  2 Ca HPO₄  +  2 H₂CO₃,

            2 Ca HPO₄   +  Ca(HCO₃)₂    ------->  Ca₃(PO₄)₂    +  2 H₂CO₃  nebo

            Ca(H₂PO₄)₂  +  2 Ca(HCO₃)₂  -------> Ca₃(PO₄)₂   +  4 H₂CO₃

            Podmínky pro vznik Ca₃(PO₄)₂ jsou v půdě omezené, a proto vzniká často kombinace Ca₃(PO₄)₂.CaHPO₄.3H₂O, který bývá označován jako oktokalciumfosfát Ca₄H(PO₄)₃. Vznik těžce rozpustného trikalcium fosfátu je třeba agronomickými zásahy omezovat. K tomu přispívá střídání plodin a zařazování bobovitých do osevních sledů, které v důsledku agresivnějších kořenových exkretů mohou využít a zpřístupnit větší část méně rozpustných P sloučenin v půdě.

            V kyselých půdách je fosfor vázán hlavně na dihydroxyl-dihydrogen fosforečnany Al a Fe, což jsou stabilní krystalické minerály série: variscit Al(OH)₂.H₂PO₄, strengit Fe(OH)₂.H₂PO₄ a jejich izomorfní směs barrandit.

            Chemická sorpce fosforu v kyselých půdách probíhá tedy jako srážení rozpuštěných fosfátových iontů ionty železa a hliníku přes řadu metastabilních meziproduktů typu oxi- a hydroxifosfátů Al a Fe. Ve starší literatuře bylo chování fosforu s Al a Fe označováno za zvrhávání kyseliny fosforečné.

            Pro omezení přeměn fosforu na méně rozpustné formy, doporučujeme zařazovat do osevního sledu bobovité rostliny, jejichž agresivnější kořenové exudáty a intentzivnější sorpční schopnost kořenů umožní využít značnou část fosforu i z méně rozpustných vazeb. Dále se doporučuje pravidelně zapravovat do půdy organickou hmotu, která zvyšuje biologickou aktivitu půd, a tím dochází přes CO₂ k vratným reakcím. Také organické látky vyvazují anorganický P do labilnějších organických vazeb. Vedle toho dochází k odčerpání volného vápníku do humusových látek, a tím se udržuje doba, po kterou je H₂PO₄^- v půdním roztoku (humusový efekt). U kyselých půd je proto třeba s náležitým předstihem před hnojením fosforečnými hnojivy půdy vyvápnit.

            Organický fosfor představuje podstatnou část z celkového obsahu P v půdě. V jeho zastoupení jsou mezi různými půdami značné rozdíly (od 10 do 80%). Z organických fosfátů, které byly v půdě identifikovány, nacházíme nejčastěji fytin (m-inositol-hexafosfát), dále fosfolipidy, nukleinové kyseliny a nukleoproteidy, fosforylované pyrimidinové sloučeniny a fosforylované cukry. Největší část organicky vázaného P tvoří fytin a jeho soli fytáty, přičemž v kyselých půdách převládají fytáty železa a hliníku, v půdách zásaditých fytát vápníku. Fytin je chemicky velmi málo reaktivní a půdou téměř nemigruje. Je pokládán za potenciální zdroj využitelného P pro rostliny. V půdách s travním porostem organicky vázaný fosfor převládá a dosahuje někdy až 80% z veškeré zásoby P v půdě.

            Biochemicky nejvýznamnější a nejreaktivnější organické sloučeniny P v půdě jsou fosforylované sacharidy, zejména triózy a hexózy a fosforylované pyrimidinové sloučeniny. Jsou nositeli velkých kvant biochemicky využitelné energie, která je potřebná při mnoha reakcích v půdě. Protože vazba mezi fosfátem a organickou složkou je bohatá energií, je zároveň málo stabilní a fosfátový iont se z těchto látek snadno uvolňuje a stává se pro rostliny dobře využitelný.

            Fosforylace a defosforylace organických látek jsou nejdůležitějším článkem přeměn energie v procesu látkového metabolismu v půdě. Zvýšené množství fosforu v půdě snižuje energetické ztráty (ve formě tepla) a zlepšuje produktivitu všech endoergických pochodů, především humifikaci. Tím fosfor působí na zlepšení bilance půdní organické hmoty a naopak půdní humus zlepšuje fyziologickou využitelnost fosforu z půdy i hnojiv, zejména tím, že jej chrání před reakcemi s Ca a těžkými kovy. Mechanismus tohoto účinku se většinou vysvětluje tvorbou chelátových vazeb mezi složkami půdního humusu a minerálními sorbenty fosfátových iontů. Ochranný účinek humusu na fyziologickou funkci půdního fosforu je tedy nepřímý, ale velmi výnamný a je podstatou tzv. „humusového efektu“, který se projevuje tím, že přijatelnost P rostlinami za přítomnosti humusových látek v půdním prostředí vzrůstá. Organicky vázaný fosfor může mít za určitých podmínek značný význam pro potenciální využitelnou zásobu P v půdě.

            Poutání fosforu v půdě je podmíněno v podstatě třemi druhy sorpční schopnosti půdy:

1.    chemickou sorpcí - srážení fosfátových iontů z půdního roztoku dvojmocnými kationty za vzniku méně rozpustných sekundárních anorganických fosfátů; u trojmocných kationtů mohou vznikat těžce rozpustné fosfáty.

2.    fyzikálně chemickou neboli výměnnou adsorpcí - poutání fosfátových iontů na povrchu jílových a koloidních částic,

3.    biologickou sorpcí - imobilizace fosforu životní činností mikroorganismů.

            Celkový výživný potenciál půdy, pokud jde o fosfor, je dán obsahem tzv. přijatelných (labilních) forem P, souhrnně vyjadřovaných jako faktor kapacity (Q). Pro bezprostřední příjem této živiny rostlinami je však rozhodující momentální koncentrace fosforečnanových iontů v půdním roztoku, obecně označovaná jako faktor intenzity (I). V převážné většině případů je koncentrace P v půdním roztoku velmi nízká, zpravidla se pohybuje v rozmezí od 0,02 do 0,2 mg P na litr. Rostlina je tudíž odkázána na neustálé doplňování půdního roztoku v aktivní kořenové zóně fosfátovými ionty.

            Jestliže je fosfor z roztoku odčerpán rostlinami, musí být doplněn z tuhé fáze labilním P a systém se upraví na nižší hladinu. Obsah fosforu v půdním roztoku je třeba doplňovat co nejrychleji, aby jeho nedostatek neomezoval výživu rostlin. Rychlost, kterou je půdní roztok doplňován fosforem z labilních forem je charakterizována tzv. kinetickým faktorem (R). V podstatě jde o množství uvolňovaného (desorbovaného) fosfátu v závislosti na čase.

            Pro dosažení požadovaného stavu ve výživě rostlin fosforem a zlepšení využitelnosti P z dodaných hnojiv je třeba zabezpečit optimální úroveň všech výše uvedených parametrů fosfátového režimu půdy, tj. intenzity, kapacity, kinetického faktoru i pohybu fosfátových iontů v půdním prostředí. Z praktického hlediska to předpokládá správný způsob aplikace vhodného hnojiva s ohledem na dané půdní podmínky. Fosfátový režim v půdě znázorňuje obrázek

Schéma fosfátového režimu ve vztahu půda - rostlina (Russel 1988)

Pokud má fosfát sloužit k výživě rostlin musí být obsažen v půdním roztoku. Jeho obsah je však obyčejně velmi malý (10^-5-10^-8 M) a proto musí být kontinuálně doplňován. Čísla v závorce uvádějí obsahy fosfátu v µg P.g^-1 nebo mg.kg^-1 zeminy v hloubce 0-40 cm při 30% objemové vodní kapacitě.  

            Část fosfátových iontů, které jsou vázány v minerální formě v půdě, jsou mobilizovány (1) a jejich obsah v půdním roztoku se snižuje. Z roztoku fosfáty difundují ke kořenům (3). Desorpce je reverzibilní (5), pokud obsah fosfátů v roztoku je vysoký, ustavuje se rovnovážný stav. Procesy (6 a 7) dochází k přeměně anorganického P do labilních forem. Procesy 4 a 8 jsou organické fosfáty mineralizovány a imobilizovány. Fosfáty se vrací do půdy kořeny rostlin a nadzemními částmi jak P_anorg. (9a) a P_org. (9b). Čísla v závorkách dokumentují, že celkový obsah P v půdě je dostatečný přibližně pro 150 sklizní, avšak Russel zjistil, že množství P labilního, dopravovaného ke kořenům, nevytváří podmínky pro optimální výživu rostlin.

            Roční odběr fosforu různými druhy zemědělských plodin je značně rozdílný a pohybuje se nejčastěji mezi 15-45 kg P na ha. Vyplavování fosforu z půdy je velmi malé a ročně se ztratí u půdy lehké 3-5 kg, střední 2-3 kg, těžké méně než 2 kg P na ha. V erozních smyvech se dostává do povrchových vod a sedimentů fosfor, který spolu s dusíkem může vyvolávat eutrofizaci vod a jezer. Na ni se však značně podílí i znečistěné odpadní vody (vesnice) a malé průmyslové podniky.

nahoru

autor textu: Prof. Ing. Rostislav Richter, DrSc.

Schéma přeměn P v půdě