牛新胜，张 翀，巨晓棠

(1.中国农业大学曲周实验站 曲周 057250； 2.海南大学热带作物学院 海口 570228； 3.中国农业大学资源与环境学院北京 100193)

合理的水氮管理可以实现作物目标产量和品质、维持土壤肥力和降低环境污染[1]。然而，自20世纪90年代以来，我国农田过量施用氮肥和大水漫灌等问题突出，水肥投入量往往超过作物需求，施用技术相对粗放，由此引起的农业面源污染日益加重，在北方集约化农区主要表现为氮素淋溶及地下水硝酸盐污染[2-5]。2016年水利部《地下水动态月报》报道，北京、河北、陕西、东北等18 个行政区2103眼水井监测结果表明，80%以上的监测位点地下水污染严重，其中“三氮”(氨氮、亚硝态氮和硝态氮)污染最为严重。目前，我国地下水硝酸盐污染已经成为普遍问题，大多数浅层地下水硝态氮含量接近或超过世界卫生组织(WHO)或美国国家环境保护局(US EPA)的限量标准(10 mg·L−1)[6]。我国潮土、褐土和黑土是氮素淋溶易发区，典型厚包气带农区超过50%的浅层地下水中硝酸盐浓度超过上述标准，深层地下水污染程度也在逐年加剧[7]。

淋溶是农田氮素损失的重要途径，主要受气候、土壤和管理因素的影响。在湿润的灌溉作物体系中，大量的水和硝态氮容易移出作物根区向土壤深层渗漏。华北夏玉米(Zea mays)季降水集中，极易发生硝态氮淋溶事件[8-9]。土壤性质是影响硝态氮淋溶的重要因素，如土壤剖面中的黏土层很容易形成饱和层，有利于减缓硝态氮向深层土壤和地下水的迁移，也有利于硝态氮通过反硝化去除，从而减少向地下水的迁移量[10]。土地利用方式和包气带厚度也显著影响土壤硝态氮及地下水硝酸盐含量[11-12]。农田管理措施是影响硝态氮淋溶的重要因素，高硝态氮淋溶多发生在施氮量较高且根系较浅的作物体系中[13-14]。

土壤深层包气带反硝化作用可以减少硝态氮向地下水淋溶。但反硝化脱氮量受土壤理化性质和微生物活性等(如有机碳供应)的限制[15]。厚包气带普遍存在氧气，也限制了反硝化的发生[12]。因此，确定硝态氮淋溶速率与深层包气带的反硝化脱氮量，对评估农作区地下水污染的风险具有重要意义。在深层包气带，硝态氮储量较大，硝态氮从移出根区到进入地下水的时间较长，以上过程在全球氮循环中还未做准确定量[16-17]。由农田耕层向包气带到地下水的全过程氮素淋溶通量(饱和流、非饱和流、优先流)及机制，是国际农田氮素淋溶和污染控制研究的重点[18]。厚包气带农田在我国农业主产区分布广泛，长期大水大肥造成土壤硝态氮在厚包气带的大量累积[2，12，19]。国内研究主要集中在农田氮素淋溶及其影响因素，研究方法主要采用渗滤计(Lysimeter)对根层氮素淋溶进行观测和定量，也分析了气候、土壤类型、种植制度、水肥管理、耕作方式、秸秆还田等对农田土壤氮素迁移及淋溶过程的影响[8，20-21]，但对氮素在地表-根层-深层包气带-地下水的垂直迁移过程及消减机制，还没有形成清晰的认识。

华北平原是我国高产农作区[22]，为了满足高产需求，地下水被过度开采用于灌溉，同时过量施氮现象比较普遍[2，23]。浅层地下水的过度开采导致地下水位以0.5～1.0 m·a−1的速度下降[24]，同时地下水硝态氮浓度呈增加趋势[5，25]。过去的研究主要集中于0～4 m的上层包气带土壤硝态氮累积、转化及淋溶[12，26]，很少关注深层包气带硝态氮运移及去除过程[15，27]。在深层包气带，土壤质地和结构可能存在较大异质性，影响硝态氮的淋溶、反硝化和地下水补给。例如，在排水良好的土壤，土壤硝态氮可能很快地移至地下水，而被作物再吸收、转化为有机态氮和反硝化的几率很小。而在排水不良，蒸散量高且地下水补给量有限的土壤，硝态氮向下运移较慢； 并且在含有较高有机碳或完全饱和条件下发生反硝化脱氮[28-29]。

已有研究表明，硝态氮在包气带迁移的平均速率为38～41 cm·a−1，且与施氮量关系不密切[24]。硝态氮向下迁移的速率显著低于地下水位下降的速度(100 cm·a−1左右)，这意味着不会有大量的硝态氮通过基质流进入地下水。硝酸盐同位素结果表明，有机肥和化粪池废弃物是当前地下水硝态氮的主要来源[24]。另外，华北地下水硝酸盐浓度增加可能是由于砂质土层优先流或者上游地区地下水横向移动造成的。反硝化(尤其是0～4 m土壤)可在一定程度上减少硝态氮向地下水的迁移量，但深层包气带大量累积的硝态氮以及较弱的反硝化能力，对未来地下水硝酸盐污染造成了严重的威胁。

那么，在华北典型的土壤-作物体系下，水氮在根区、深层包气带是怎么累积和运移的？运移的时空变异是什么？是怎样迁移到地下水的？影响这些过程和机制的主要土壤、气候和农田管理因素是什么？本文结合文献资料和笔者的研究结果，用大量试验数据定量论述氮素淋溶的时空特征，土壤裂隙发育对氮素淋溶的影响，大孔隙特征及优先流对氮素淋溶的贡献，硝态氮在地表-根层-深层包气带-地下水的垂直迁移过程及消减机制。为依据土壤-气候等不可控因素的时空变异特征，提出相应的农艺措施，同时为实现生产目标、环境目标和维持土壤肥力提供科学依据。

1 华北潮土冬小麦-夏玉米轮作氮素淋溶的时空特征

华北平原属典型的温带大陆性季风气候区，年平均气温 14～15 ℃，年平均降雨量 500～900 mm，其中约80%的降雨集中于夏季的6—10月份[30-31]。近年来极端强降雨事件频发，如2016年7月发生了单次降雨253 mm 的事件，明显高于1981—2016年间单次降雨的最大量(32～156 mm)[32]。该区域主要种植体系为冬小麦(Triticum aestivum)-夏玉米轮作，是我国重要的小麦和玉米生产区，贡献了全国2/3的小麦[33]和1/3 的玉米产量[34]。夏玉米季雨量充足，仅在玉米苗期需要补充灌溉(在土壤含水量较高情况下不需灌水)。由于冬小麦季作物需水量(约450 mm)远高于降雨量(平均280 mm)，需要在冬小麦不同生育期分3～4 次灌水200 mm 以上，才能满足冬小麦高产的需求[35-37]。农户常规灌溉方式为漫灌，灌水量根据经验确定，且取决于公用灌溉设施(机井、水泵和电力等)的可利用时长，一般情况下每次灌水量高于100 mm[38]，导致过量灌溉引起硝态氮淋溶出根区，需要投入更多氮肥以满足作物高产需求[38]。冬小麦-夏玉米轮作全年施氮量为550～660 kg·hm−2·a−1[2]，在一些地区施氮量可高达600～800 kg·hm−2·a−1[39]，远高于冬小麦或夏玉米合理施氮量范围(150～250 kg·hm−2)[40]。

除化肥氮外，氮沉降也是该轮作体系重要氮素输入来源。尤其是近年来，氮沉降随着工农业向大气中排放氮的增加而增加[41]。华北平原农田的氮沉降量自21 世纪初的28 kg·hm−2·a−1[42]增加至21 世纪20年代的63 kg·hm−2·a−1[43]。其他氮素输入，包括有机肥氮、生物固氮、种子氮和灌溉水氮之和也占总氮素投入的10%左右(表1)，高氮输入导致轮作体系极高的氮素盈余(299 kg·hm−2·a−1，表1)。由于华北潮土具有较强的硝化能力，作物收获后盈余的氮素主要以硝态氮为主，造成农田根层及以下土壤累积了大量的硝态氮。Meta 分析表明，1980—2015年间华北冬小麦和夏玉米收获后0～4 m 土体硝态氮累积量分别高达453 kg·hm−2和749 kg·hm−2[12，26]。这些硝态氮很难再被作物利用，且潮土较弱的反硝化强度导致硝态氮在根区反硝化去除的量较小，大部分随夏季降雨向深层土壤迁移，直至迁移至地下水[26，45]，未来气候变化所导致的极端降雨事件也将加速硝态氮的向下迁移过程[12]。

华北农田周年降雨量和气温变化整体表现为“冬季寒冷干燥，夏季高温多雨”的特点(图1)[46]。冬小麦和夏玉米土壤水分和硝态氮含量的时空分布受灌水、降雨和作物吸收的共同调控。图1 中的等值线显示了周年根层土壤水分和硝态氮含量的时空分布特征[47]。自冬小麦苗期至分蘖期(1—12月)，耕层土壤含水量为 13%～15%； 随着土壤深度增加，土壤含水量呈下降趋势。尽管在冬小麦播种期施用氮肥导致土壤硝态氮含量升高，但土壤水分较低不易发生优先流和饱和流，未发生明显的硝态氮淋溶事件。冬小麦越冬期至返青期(1—3月)，根层土壤含水量随蒸发而减少，硝态氮不易淋溶。冬小麦拔节期(4月初)追氮方式为撒施后灌水，土壤含水量提高； 由于冬小麦拔节期对氮素需求旺盛，追肥并未显著提高根层土壤硝态氮含量，但发生了硝态氮淋溶事件。冬小麦拔节期追肥灌水、抽穗期和灌浆期灌水导致的硝态氮淋溶量分别为1.8 kg·hm−2、2.6 kg·hm−2和2.8 kg·hm−2。夏玉米季频繁的强降雨事件，导致土壤含水量得到较大增加，尤其是8月中旬土壤含水量(20%～25%)接近于田间持水量(华北轻壤土的田间持水量范围为20%～24%[48])，从而使冬小麦季土壤累积的硝态氮，以及夏玉米季施入的氮肥极易随土壤水分以对流(convective transport)方式迁移出根层土壤[49]。笔者的监测结果表明，从根层向深层包气带淋溶主要发生在夏玉米季，北京上庄试验站全年所观察到的21 次硝态氮淋溶事件中，有17 次发生在夏玉米季； 夏玉米季单次淋溶事件的硝态氮淋溶量普遍高于冬小麦季，夏玉米季硝态氮淋溶占全年总硝态氮淋溶量的80%左右[8]。

表1 华北平原冬小麦-夏玉米体系氮素收支平衡与盈余Table 1 Nitrogen budget and surplus in the winter wheat-summer maize rotation system in the North China Plain kg·hm−2

2 华北潮土裂隙发育对氮素淋溶的影响

土壤裂隙发育是土壤内在属性在外界条件变化综合作用的结果，与土壤物理、化学及生物性质密切相关。裂隙主要是干湿裂隙、冻融裂隙[50]。其中干湿裂隙影响因素主要是黏粒、有机质、干湿循环和人为(如耕作)干扰[50-51]。田间土壤裂隙的存在影响土壤水入渗、能够作为优先流的路径[51]。对华北潮土地表裂隙的发育、特征及对水氮运移的影响研究较少。笔者在中国农业大学曲周实验站，采用数码相机(Nikon D720)对土壤裂隙拍摄，Photoshop CC 2017 对图像中裂隙进行提取(包括几何校正、二值化和降噪处理)，最后用Image J (National Institutes of Health，USA)软件量化拍摄区域的裂隙面积，计算裂隙率[37，52]。对于翻耕或旋耕播种的冬小麦田块，在无冬水灌溉及雨量较小(2016年10月20日冬小麦播种后至2017年4月1日，单日降雨量在0.1～9.3 mm·d−1)情况下，没有观测到明显的地表裂隙产生。冬小麦返青期灌水75 mm，土壤水分含量变化与裂隙呈显著负相关，与土壤温度变化没有显著关系； 灌水50 h 左右土壤裂隙率基本趋于稳定(图2)。耕作后土壤大水漫灌，当地表积水落干后，地表迅速形成裂隙，裂隙宽度不断增加。华北潮土地表裂隙的发育主要由耕作扰动和灌水(或降雨)后的干湿交替产生。耕层土壤经过耕作、播种等扰动后，造成土壤紧密结构疏松化[51，53]，单位体积内的孔隙体积增加； 当有一定量的水输入，土壤团粒在水力的作用下再互相吸附和凝聚，扰动疏松增加的空间体积就会形成裂隙，裂隙发育与土壤水分损失密切相关[51，53-56]。

笔者进一步定量了冬小麦季裂隙的宽度、深度和容积。裂隙的宽度采用数码相机(Nikon D720)拍照，用Photoshop CC 2017 按照上述方法对图像进行处理，随后用OriginPro 9.0 软件提取图像数据获取裂隙宽度[57]。裂隙深度采用乳胶灌注，将环氧树脂和聚硫醇按1∶1(体积比)均匀制成乳胶，随后将其沿着地表裂隙缓慢连续倒入，直至裂隙灌满为止。填充24 h 后，挖开土壤并取出成型的乳胶，将其平展地铺放在带有毫米刻度尺子的一张白色背景上，按照上述定量裂隙宽度的方法，拍照、图像处理及提取裂隙宽度[57]。裂隙容积定量采用混凝土灌注法，将过1 mm 筛子的水泥和细砂按1∶1.2 配制混凝土，并立刻在所选定的具有典型代表性裂隙的1 m×1 m范围内灌注所有地表裂隙，记录所用灌注混凝土体积。结果表明，小麦冬季和春季裂隙的平均宽度为(13.5±7.1) mm(数据范围2.3～34.7 mm)(n=85)，平均深度(数据范围75.0±34.8) mm(数据范围28.1～154 mm)(n=85，旋耕土壤)，平均容积为(971±589)cm3·m−2(数据范围448～2304 cm3·m−2)(n=9)。受乳胶或水泥灌注流动性的限制，得到的裂隙深度应略低于实际深度。田间观察发现，农田土壤裂隙深度与土壤扰动深度相当，笔者推测深耕时土壤裂隙深度一般为25 cm 左右，旋耕时土壤裂隙深度在10 cm 左右。

进一步采用亮蓝染色法指示冬小麦季裂隙的深度[52，58]。设置45 mm、90 mm、135 mm的灌溉量，灌水48 h后获得染色面积。通过地表灌溉，亮蓝能够移动到的最深处为30～50 cm，其中90%以上的染色面积主要集中在0～20 cm(图3a，3b)。该试验选择的是一块长期深耕的田块，耕作深度20～25 cm，这与前述土壤裂隙深度接近于耕作深度的推测一致。染色深度随着灌溉量的增加而增加，单次灌溉量45 mm、90 mm、135 mm的染色深度分别达25 cm、30 cm和50 cm。地表裂隙定量和亮蓝示踪结果表明，地表裂隙对优先流的影响与灌溉量具有交互作用，但裂隙对优先流的作用不会超过根区，裂隙对水分和硝态氮移出根区的贡献可能较小。

笔者在北京上庄实验站对已经产生裂隙的冬小麦田灌水时发现，灌溉水很快会充满地表裂隙并形成瞬间积水，也说明了裂隙深度较浅，没有形成优先流而消耗大量的灌溉水。对开裂土壤进行水分入渗试验表明[59]，开裂土壤水分吸渗过程分为3 个阶段： 初始裂隙流阶段、稳渗基质流阶段和吸渗末期阶段，裂隙仅对吸渗第一阶段产生影响，且开裂土壤的累积入渗量与未开裂土壤无显著差异。因此，农田土壤扰动和干湿交替发育形成的裂隙，对水氮向深层土壤运移的影响不大。但是，冬灌水所造成的地表裂隙，导致的蒸发面增加对水分散失的影响较大，尤其是在华北平原多风和干旱的冬春季。

3 华北潮土大孔隙特征及其对氮素淋溶的贡献

土壤溶液的运移是通过溶质扩散和优先流进行的，饱和基质流是土壤溶液在土壤基质中扩散运动的结果，而优先流是通过土壤中形成的大孔隙产生的。土壤大孔隙是优先流的通道，土壤中70%～85%的水分运动源于优先流的贡献[60-61]。土壤中的大孔隙包括像植物根痕那样的管状孔、小动物的洞穴、干燥收缩产生的大裂隙、化学风化溶解产生的空洞、耕作形成的暗洞以及产生于破碎心土层的孔隙，也包括土壤团粒间较大的孔隙，其直径大小为0.03～3 mm[62]，也有人认为大于1 mm[63]，孔径大小没有一个确定的标准。

在典型潮土区的河北省曲周县境内，通过开挖土壤剖面，在不同层次横截面拍照，用图像软件Image J提取不同级别的大孔隙面积和数量的方法[64-65]，定量了冬小麦-夏玉米轮作农田根区大孔隙的特征(图4)。在0～100 cm 根区的各层，细孔(0.008～0.020 cm2)数量和总面积在各等级孔隙中比例最高，约占80%。细孔隙数量占优势，而中等或更大的孔隙少。孔隙数量在整个100 cm土体上下分布无显著差异。细孔隙数量或面积均表现为上少下多，可能与上层土壤频繁扰动有关。

进一步在曲周县第四疃镇选择8个长期冬小麦-夏玉米轮作的农户田块，采用亮蓝示踪法研究优先流在土壤剖面的迁移及分布。于2017年6月20日，在马疃村西、马疃村东、第四疃、焦庄、刘庄、王庄、杏园和东魏村8个农户夏玉米田块，起垄做成3个1 m×1 m的微区，在微区内均匀撒施亮蓝(每个样方25 g)。待玉米收获后，以每5 cm为一层，小心铲平土壤水平面，用数码相机(Nikon D720)对水平面拍照，采用上述方法获得亮蓝染色面积和染色百分比。在农户常规管理条件下，大多数田块优先流主要发生在根区以内，与前述灌溉模拟亮蓝研究结果一致。亮蓝主要分布在0～50 cm的土层，染色率在10%以上也集中在0～50 cm深度。但有些田块(王庄和刘庄)优先流可达95～155 cm土层，到达深层包气带(图5)，表明优先流发生的空间变异性。

为定量大孔隙优先流对氮素淋溶的贡献，在中国农业大学曲周实验站用田间土柱渗滤计开展了研究。试验设置4个处理： 无大孔隙模拟土柱(CK，筛分均匀土壤)、少孔隙模拟土柱(AC1，筛分土壤放1根麻绳)、多孔隙模拟土柱(AC2，筛分土壤放3根麻绳)和原状土柱(UC，代表土壤原有孔隙结构，包括大孔隙)。于2019年6月29日向每个土柱施硝酸钾220 g(相当于280 kg·hm−2的施氮量)，7月6日收集到第1次淋溶液，随后每天下午17：00收集1次淋溶液，直至9月18日试验结束。试验过程中观察到，由于土壤对麻绳的挤压作用，放置麻绳并没有起到创设大孔隙的作用，该处理的淋溶液体积和硝态氮淋溶量与CK相当。由于土柱CK的孔隙结构被破坏，其水氮淋溶不包含优先流途径，只有基质流。UC是原状土柱，其水氮淋溶包含优先流和基质流。因此我们推算优先流对硝态氮淋溶贡献率的计算方法为： (UC淋溶量−CK淋溶量)/UC淋溶量×100。

雨季时，淋溶事件总伴随着降雨事件的发生，甚至在日降雨量仅为1.4 mm·d−1时，所有土柱均能收集到淋溶液(图6)。日降雨量小于10 mm·d−1时，淋溶一般在降雨的第2 天发生且在当天淋溶完毕，即淋溶具有不连续的特点。当降雨量大于10 mm·d−1，淋溶可多日连续发生(图6)。在40 次淋溶事件中，UC土柱淋溶量都显著高于CK 土柱。在降雨量较低的雨季初期(8月2日以前)，UC 土柱的淋溶量低于CK土柱； 随着8月2日后降雨量增大，UC 土柱淋溶量高于CK 土柱(图6)。不同土柱淋溶液体积与降雨量呈显著正相关，原状土柱的水和硝态氮淋溶量对降雨量的响应最敏感(拟合直线斜率最大)(图7)。整个试验期间的降雨量为274 mm，每个土柱的氮素投入量为1978 mg，UC、AC2、AC1 和CK 淋溶液体积分别为159.8 mm、39.4 mm、33.2 mm 和45.9 mm； 硝态氮的淋溶量分别为89 mg、37 mg、45 mg 和24 mg。因此，水分淋溶率分别为61%、15%、13%和17%，硝态氮淋溶率分别为4.5%、1.9%、2.3%和1.2%，优先流对硝态氮淋洗的平均贡献率为71%左右。优先流对硝态氮淋溶的贡献率与整个土体起始水分含量相关，如果在降雨发生前，整个土体含水量较低，降雨首先要润湿土壤，优先流未达到根区末端，淋溶事件已经结束，贡献率较低； 相反，若土体已达到饱和状态，则少量的降雨就可发生优先流淋溶。

4 氮素在地表-根层-深层包气带-地下水的垂直迁移过程及消减机制

为了减少硝态氮向地下水的迁移，需要解析氮素在地表-根层-深层包气带-地下水的垂直迁移过程及通量。包气带是连接地表-根层-地下水的生态屏障，其上层是根区或者混合区，水分输入农田后，与溶质在这一区域内混合，水分要么以蒸发方式消耗或者被作物根系吸收，要么以重力形式向下运移[66]。在包气带中，降雨、土壤水和地下水相互作用频繁，是土壤水和溶质(如农田化肥氮)运移至地下水的通道[67]。

在华北气候-土壤条件下，冬小麦-夏玉米农户常规施氮量，通过淋溶移出1 m 根区的硝态氮每年可高达209 kg·hm−2(图8)[24，68]，主要是因为施氮量超过作物需氮量，导致大量的氮素盈余[12，69]。根据上文估算，土壤大孔隙产生的优先流对硝态氮淋溶贡献率可达71%左右。移出根区进入深层包气带的硝态氮中约有51% (106 kg·hm−2)被反硝化脱掉氮[24]，其余103 kg·hm−2的硝态氮继续向深层土壤(>10 m)和地下水迁移。由于10 m 以下包气带土壤的反硝化较弱[24]，移出10 m 深度土壤的硝态氮对地下水污染的威胁加大。优化施氮极大减少了氮素移出根区(100 kg·hm−2)，进入深层包气带的硝态氮约有 74 kg·hm−2通过反硝化脱氮，其余仅有26 kg·hm−2的硝态氮向深层土壤或地下水迁移，该淋溶量应该在地下水不受硝态氮污染可承受的范围[70]。

氮素在包气带的迁移通量受农田管理措施的影响。在给定的生产条件下，作物产量随施氮量增加而达到最高值，随后不再增加或降低，但硝态氮淋溶量随施氮量呈现指数增长[1，71-72]。英国洛桑实验站经典的Broadbalk 小麦试验也得出了类似结果[73]。在合理施氮量范围内，分次施氮可以实现氮素供应与作物需氮在时间和空间上的匹配，从而提高作物对氮素的吸收[74]，避免土壤在短期内累积大量的硝态氮，减少硝态氮淋溶的风险[49]。在作物生长的不同时期，必须保证足够的土壤含水量以满足作物对水分的需求。由于降雨等气候因素不可控，灌溉(灌水量、频次以及方式)是协调作物需水和硝态氮移出根区之间矛盾的重要手段。灌水量一般需保持土壤含水量在45%～80%的作物可利用水分之间(根据田间持水量和萎蔫点确定)[35，75]。将传统的漫灌转变为喷灌、滴灌或水肥一体化，也是减少硝态氮淋溶的重要措施。

5 结论与建议

华北潮土氮素在地表-根层-深层包气带-地下水的垂直迁移过程受气候、土壤和农田管理措施的综合影响，且具有强烈的时空变异。超过高产作物需求的氮素投入导致土壤-作物体系的氮素盈余，主要表现为硝态氮在包气带的累积和迁移。冬小麦季硝态氮的迁移主要受灌溉影响，以非饱和流为主，且迁移距离较短； 春季单次灌溉量低于60～90 mm，可以有效控制水和硝态氮淋溶出根区。冬小麦灌溉引起的地表裂隙对水氮运移的贡献不大，但对冬春季土壤水分的散失值得进一步研究。雨热同期的夏玉米季，造成土壤水分经常处于饱和状态，再降雨就可以导致硝态氮淋溶出根层进入深层包气带。大孔隙优先流对夏玉米季根区硝态氮淋溶的贡献率在71%左右。这些硝态氮脱离了作物根系吸收范围，反硝化作用对硝态氮去除具有一定作用，但去除量还需要进一步研究。未来气候变化，导致夏季极端高强度降雨事件的频率增加，将会加剧包气带累积硝态氮通过饱和流或优先流向地下水的迁移过程。

生产上应同时考虑作物每个生育期的水氮管理，使土壤水氮供应既能满足高产优质的需求，又不至于形成过剩而溢出作物根区，成为对作物无效的水氮而向下继续迁移。在华北的气候-土壤条件下，特别应注意冬小麦收获后，土壤根区不应该残留很多的硝态氮，避免在夏玉米的雨季发生大量淋溶； 在夏玉米季，需要注意施氮与作物需氮的匹配。由于夏玉米追肥的困难，生产上提倡一次性施肥措施，控释肥应该能够发挥更大作用[21]。合理的水氮管理是从源头上减少硝态氮向深层包气带和地下水迁移的主要措施。