Tin Tức

Trang chủ

CHUYÊN ĐỀ: ỨNG DỤNG VI SINH VẬT HÒA TAN KALI NHẰM TĂNG CƯỜNG KHẢ NĂNG CUNG CẤP DINH DƯỠNG CHO CÂY TRỒNG

22-11-2021 Lượt xem: 33

CHUYÊN ĐỀ: ỨNG DỤNG VI SINH VẬT HÒA TAN KALI NHẰM TĂNG CƯỜNG KHẢ NĂNG CUNG CẤP DINH DƯỠNG CHO CÂY TRỒNG

BÀI 1 – TỔNG QUAN VỀ KALI TRONG ĐẤT VÀ SỰ CHUYỂN HÓA CỦA NÓ

 

 Nguyễn Viết Hiệp, Cao Thị Thanh Tâm, Trần Thị Thanh Thủy

 

Kali là nguyên tố đóng một vai trò quan trọng trong sự sinh trưởng và phát triển của cây trồng, kali giúp hoạt hóa các enzyme, kiểm soát quá trình đóng mở khí khổng, sức căng tế bào, tăng khả năng hấp thụ nitơ, vận chuyển đường và tinh bột…Thiếu kali sẽ gây ảnh hưởng đến quá trình trao đổi chất trong cây, làm suy yếu hoạt động của hàng loạt các enzyme, đồng thời tăng chi phí đường cho quá trình hô hấp, rễ chậm phát triển, cây phát triển kém và tạo quả, củ, hạt có năng suất thấp.

Kali là nguyên tố có trữ lượng lớn trong đất (2,5% lớp vỏ trái đất) và  tồn tại trong đất ở 3 dạng chính là kali hòa tan, kali trao đổi và kali trong các khoáng vật nguyên sinh (khoáng silicat). Cây chỉ hấp thụ được kali ở dạng hòa tan nhưng dạng này chiếm tỷ lệ rất thấp (1%), trong khi hầu hết kali ở trong các khoáng silicat chiếm tỷ lệ tử 90% - 98% .

Vi sinh vật có vai trò quan trọng đối với chu trình chuyển hóa kali trong tự nhiên. Nhiều vi khuẩn silicat được tìm thấy có khả năng hòa tan mạnh khoáng silicat giải phóng kali, nhôm, silic (Aleksandrov, 1967) nhờ tiết ra một số axit hữu cơ trong quá trình sinh trưởng .

Hàm lượng kali trao đổi trong các loại đất thường rất thấp vì vậy người ta tìm cách tăng lượng kali dễ tan trong đất bằng cách bón phân hóa học. Nhưng 2/3 lượng phân bón vào đất bị chuyển hóa trở thành dạng khó tan khiến cây trồng không hấp thụ được. Do đó hiệu quả của việc bón phân kali bị giảm đi nhiều. Các vi sinh vật phân giải khoáng silicat đã giải quyết được vấn đề này. Chúng vừa giảm được lượng phân kali bón cho cây, đồng thời huy động được cả lượng kali trong các mẫu khoáng trong đất. Với những lợi ích như vậy, các vi sinh vật phân giải kali được nhiều nước trên thế giới quan tâm. Nhiều công trình nghiên cứu ở Ấn Độ, Trung Quốc, Nga đã cho thấy hiệu quả to lớn của các vi sinh vật phân giải kali. Hiện nay, các nghiên cứu về vi khuẩn phân giải kali ở Việt Nam không có nhiều, nguồn gen phục vụ để sản xuất chưa có, chính vì vậy việc tổng hợp, cung cấp các thông tin về nhóm vi sinh vật này và vai trò của nó với cây trồng là rất cần thiết.

1. Kali trong đất

a. Nguồn gốc kali trong đất

Nếu không tính đến lượng phân kali bón vào đất, nguồn kali (K) trong đất chủ yếu là do phong hoá và phân huỷ các loại đá có chứa khoáng K. Khoáng vật nguyên sinh được coi là nguồn cung cấp K ban đầu, bao gồm K-feldspar với hai dạng chủ yếu là orthoclase (KAlSi3O8), microline (KAlSi3O8) và mica với ba dạng cơ bản là muscovite [KAl3Si3O10(OH)2], biotite [K(Si3Al)Mg2FeO10(OH)2], phlogopite [KMg3AlSi3O10(OH)2]. Hàm lượng K chứa trong feldspar là 13- 14 % và trong mica là 10%. Kali trong đất còn nằm ở dạng khoáng thứ sinh như illite, vermiculite, chlorite, khoáng hỗn hợp và smectite (A. F. Buckman và N.C. Brady, 1969, C. I. Rich, 1972)

 

Hình 1: Orthoclase (KAlSi3O8), thuộc lớp silicat, nhóm feldspar, tinh hệ đơn tà, là khoáng vật nguyên sinh K-feldspar cung cấp K ban đầu cho đất

 

 

Hình 2: Microline (KAlSi3O8), thuộc lớp silicat, nhóm feldspar, hệ tinh thể 3 nghiêng, là khoáng vật nguyên sinh K-feldspar cung cấp K ban đầu cho đất

 

 

Hình 3: Muscovite [(KAl3Si3O10(OH)2)], thuộc lớp silicat, nhóm mica, tinh hệ đơn tà, là khoáng vật nguyên sinh mica cung cấp K ban đầu cho đất

 

 

Hình 4: Biotite [K(Si3Al)Mg2FeO10(OH)2], thuộc lớp silicat, nhóm mica, hệ một nghiêng – lăng trụ, là khoáng vật nguyên sinh mica cung cấp K ban đầu cho đất

 

 

  Hình 5: Phlogopite [KMg3AlSi3O10(OH)2], thuộc lớp silicat, nhóm mica, hệ một nghiêng, là khoáng vật nguyên sinh mica cung cấp K ban đầu cho đất

 

   

Hình 6: Illite ((K,H3O)(Al,Mg,Fe)2(Si,Al)4O10[(OH)2,(H2O)]), thuộc lớp silicat, nhóm mica, hệ đơn nghiêng – lăng trụ, là khoáng vật thứ sinh cung cấp K ban đầu cho đất

 

  

b. Hàm lượng kali trong đất

Hàm lượng K trong đất dao động từ 0,5 - 3,0 % K, trung bình là 1,2 % K và phụ thuộc vào chủng loại đất (S. L. Tisdal và W. L. Nelson, 1975, P. M. Bertsch và G.W. Thomas, 1985). Theo Mutscher (1995) hàm lượng K.t.s trong đất có thể dao động từ dưới 0,1 % đến trên 4 % K.

Cao Tiến Nhuận (1979) cho rằng K.t.s trong đất Việt Nam dao động từ 0,2 - 3,0% K2O. Đất mặn, đất phèn, đất đỏ vàng phát triển trên đá phiến mica giàu Kali (K2O tổng số từ 2 đến 3 %). Đất nghèo Kali là các đất xám bạc màu và một số loại đất đỏ vàng vùng đồi núi (<0,5%). Đất feralit trên granit ở Hà Giang chứa 5,67% K2O, đất feralit trên bazan ở Nghệ An chứa 1,15% K2O (Nguyễn Vy 1974).

Kết quả nghiên cứu của Phạm Quang Hà và cộng sự về chất lượng nền môi trường các loại đất của Việt Nam, về chỉ tiêu độ phì (2007) cho thấy hàm lượng trung bình của K.t.s (K2O) ở đất cát là 0,205%, ở đất đỏ là 0,10%, ở đất mặn là 1,823%, đất phèn là 1,863%, đất xám là 0,18% và đất phù sa là 1,06%.

c. Các dạng kali trong đất

           E.O. Mc Lean (1978) phân chia K trong đất thành bốn dạng, phụ thuộc vào mức độ dễ tiêu đối với cây trồng:

-          (1). K khoáng (K trong cấu trúc), dao động từ 5.000- 25.000 ppm, trung bình 95,4%.

-          (2). K không trao đổi (K cố định hay K khó tiêu) dao dộng từ 50- 750 ppm, trung bình 2,54%.

-          (3). K trao đổi dao dộng từ 40 - 600 ppm, chiếm trung bình 2,03%.

-          (4). K dung dịch dao động từ 1-10 ppm, trung bình 0,03% tổng lượng kali trong đất.

           N. C. Brady (1974), S.L. Tisdal, W.l. Nelson (1975) chia K trong đất thành ba dạng:

-          (1). Kali hữu hiệu trực tiếp (readily available K) 0,1 - 2 %.

-          (2) Kali hữu hiệu chậm (slowly available) 1 - 10 %.

-          (3) Kali không hữu hiệu tương đối (relatively unavailable) chiếm 90 - 98 % tổng lượng kali.

Có nhiều quan điểm về sự phân chia các dạng kali trong đất. Sự phân chia K trong đất thành bốn dạng là:(1) K hoà tan, (2) K trao đổi, (3) K không trao đổi và (4) K khoáng, như cách phân chia của E.O. Mc Lean (1978 là thích hợp. Vì phương pháp phân chia này không những phản ánh được khả năng cung cấp K của các dạng K trong đất cho cây trồng tương đối rành mạch, mà về góc độ hoá lý,  sự phân định ranh giới giữa các dạng cũng rõ ràng.

v  Kali cấu trúc (K.c.t) hay kali khoáng (K.kh)

K.c.t là thành phần của feldspar, mica và các dẫn xuất của chúng, được giữ bằng liên kết cộng hoá trị trong cấu trúc tinh thể. Hàm lượng K.c.t thường lớn hơn rất nhiều so với K.k.t.đ (H. Mutscher, 1996).

          K.c.t của feldspar và các khoáng khác thuộc nhóm này được giải phóng khi mạng lưới tinh thể silicat bị phá vỡ do phong hoá. Mức độ phong hoá, tốc độ giải phóng K của chúng rất khác nhau. K.c.t của nhóm feldspar được giải phóng do phân huỷ hoá học. Ngược lại, K.c.t của mica được giải phóng nhờ quá trình khuyếch tán ra khỏi khe giữa các lớp silicat, không cần phá vỡ cấu trúc tinh thể. Khoáng sét có xuất xứ từ mica cũng có đặc tính tương tự như mica, nhưng sự giải phóng K.c.t xẩy ra nhanh hơn, do mối liên kết yếu hơn và đường khuyếch tán ngắn hơn (E.O. Mc. Lean, 1978).

K.c.t khó tiêu đối với thực vật, mức độ dễ tiêu của nó phụ thuộc vào tỷ lệ các dạng K khác và phụ thuộc vào tỷ lệ K.c.t trong feldspar và mica (D.L. Spark, 1987). Thông thường mức độ dễ tiêu của K trong đất phụ thuộc chủng loại khoáng vật theo thứ tự: biotite > muscovite > orthoclase > microline (P.M. Hoang et al,1968).

v  Kali không trao đổi (K.k.t.đ)

K.k.t.đ là phần K bị giữ ở giữa các lớp của các khoáng vật nguyên sinh feldspar (microline và orthoclase), mica (phlogopite, muscovite, biotite) và khoáng thứ sinh (thuộc họ illite) được hình thành do sự biến đổi từ mica. K.k.t.đ khác với K khoáng ở chỗ nó không liên kết cộng hoá trị trong cấu trúc tinh thể mà được giữ ở giữa các lớp tứ diện liền nhau của các loại khoáng vật và khoáng sét có hai hoặc ba lớp tứ diện như mica, illite, vermiculite, chlorite, khoáng sét trung gian và trong các hạt sét có kích cỡ nhỏ (C.I. Rich, 1972, D.L. Spark và P.M. Huang, 1985).

Mặc dù phần K.k.t.đ không phải là K dễ tiêu (K.d.t), nhưng đóng vai trò quan trọng trong việc duy trì lượng K trao đổi (K.t.đ) và K hoà tan (K.h.t) trong đất. K.k.t.đ tương đối khó tiêu đối với thực vật và phụ thuộc vào một số đặc tính của đất (K.W.T.  Goulding và O. Tailibuden, 1979, D.L. Spark và P.M. Hoang, 1985). Sự chuyển hoá K.k.t.đ thành K.t.đ xảy ra khi hàm lượng K.t.đ và K.h.t trong đất giảm do cây trồng lấy đi hoặc do bị rửa trôi. Tuy nhiên trong một số trường hợp sự giải phóng từ nguồn K.k.t.đ xảy ra chậm, không đáp ứng được nhu cầu của cây (D.L. Spark và cộng sự, 1980).

v  Kali trao đổi (K.t.đ)

          K.t.đ được giữ trên bề mặt của keo đất mang điện tích âm như khoáng sét,  chất hữu cơ và các sesquioxit bởi lực hút tĩnh điện. Trong đất có thành phần cơ giới là limông hoặc sét, hầu hết K ở dạng hấp phụ được liên kết trên bề mặt khoáng sét (H. Mutscher, 1996). Thông thường dạng K này chiếm tỷ lệ nhỏ hơn 1% tổng số K có trong đất. Vai trò chính của K trao đổi là bổ sung K cho dung dịch đất trong trường hợp K dung dịch bị mất đi do cây hút và rửa trôi.

v  Kali hòa tan (K.h.t) hay kali dung dịch (K.d.d)

K.h.t đất nằm ngoài ảnh hưởng của điện trường bề mặt các hạt tích điện và là nguồn dinh dưỡng K trực tiếp cho cây. Tuy nhiên việc xác định K.h.t ít có ý nghĩa vì K.h.t rất biến động do sự trao đổi ion xẩy ra rất nhanh trong cân bằng K.h.t           K.t.đ. Mọi sự thay đổi của độ ẩm, nồng độ các chất hoà tan trong nước (phân bón, hoạt động sinh học, rửa trôi...) đều gây ra sự thay đổi nồng độ K.h.t, hơn nữa hàm lượng của nó trong đất lại không đáng kể, trung bình là 4 ppm (D.L. Sparks, 1987, H. Mutscher, 1996).

2. Chuyển hóa kali trong đất

        K+ không thể đồng hóa có thể chuyển hóa theo hai quá trình sinh học sau:

-                     Sự biến đổi sinh học của những khoáng chứa K

-                     Sự chuyển hóa giữa 2 dạng K+ không trao đổi và K+ trao đổi

a.. Sự biến đổi sinh học những khoáng chứa K

Nhiều khoáng chất trong đất có thể bị biến đổi dưới tác dụng của những sản phẩm trao đổi chất của vi sinh vật và giải phóng ra K+. Ví dụ biotit, muscovit, glauconit, microlin, nephelin, leucit, orthioclar,...

Vi sinh vật có tác dụng biến đổi các chất khoáng chứa K để giải phóng K+, có thể kể ra như sau: Bacillus mucilaginosus var.siliceus thuộc những vi khuẩn có khả năng hòa tan một số silicat (kali silicat,...). Bacillus mucilaginosus là vi khuẩn ưa nước (oligonitrophile). Một số dòng có thể cố định N2. Cấy vi khuẩn vào silicat thì chúng có thể hòa tan các silicat và từ đấy cây trồng có thể lấy chất dinh dưỡng cho mình (Aleksandrov, 1958; Pacewiczowa, 1962).

b. Sự chuyển hóa cân bằng giữa K+ trao đổi và K+ cố định

Cân bằng K+ không trao đổi ↔ K+ trao đổi

Có thể chuyển dịch theo hướng sang phải khi yêu cầu về K+ trao đổi tăng lên do hoạt động của vi sinh vật  (sự cố định).

K+ đưa vào trong tế bào vi sinh vật sau này có thể được giải phóng khi những tế bào này bị phân giải và từ đấy K+ có thể cung cấp cho cây trồng.

 

Như vậy: (1). K+ trong tàn dư thực vật một phần lớn tan trong nước và cây trồng có thể trực tiếp đồng hóa. Vai trò vi sinh vật ở đây là chúng tiếp tục phân giải phần chưa hòa tan còn lại của tàn dư thực vật và tiếp tục giải phóng K+ cho cây trồng. (2). Ở những nơi đất cát, ít nước, nhiều khoáng chứa K, tác dụng của vi sinh vật ở chỗ có thể phân giải các silicat giải phóng K. (3). Bên cạnh đó, trong những trường hợp nhất định, vi sinh vật có thể cố định K+ trong tế bào của mình, và ở đây, trong mức độ nhất định có sự tranh chấp tạm thời về K giữa vi sinh vật và cây trồng. Khi vi sinh vật chết đi, K trong tế bào vi sinh vật được giải phóng cho cây trồng. (4). Như vậy ở điều kiện nào vi sinh vật cũng có tác dụng tích cực trong quá trình chuyển hóa K+ cấp dinh dưỡng cho cây trồng.