🔙 Quay lại trang tải sách pdf ebook Giáo trình đất và dinh dưỡng cây trồng Ebooks Nhóm Zalo ĐẠI HỌC THÁI NGUYÊN TRƯỜNG ĐẠI HỌC NÔNG LÂM GS.TS. NGUYỄN THẾ ĐẶNG (Chủ biên) GIÁO TRÌNH ĐẤT VÀ DINH DƯỠNG CÂY TRỒNG NHÀ XUẤT BẢN NÔNG NGHIỆP Hà Nội - 2011 1 Ban biên soạn: GS.TS. NGUYỄN THẾ ĐẶNG (Chủ biên) PGS.TS. NGUYỄN NGỌC NÔNG PGS.TS. ĐẶNG VĂN MINH PGS.TS. NGUYỄN THẾ HÙNG THS. DƢƠNG THỊ THANH HÀ, TS. PHAN THỊ THU HẰNG TS. HÀ XUÂN LINH 2 MỤC LỤC LỜI NÓI ĐẦU 3 MỞ ĐẦU 7 KHÁI NIỆM VỀ ĐẤT VÀ DINH DƢỠNG CÂY TRỒNG 7 NHIỆM VỤ VÀ NỘI DUNG CỦA MÔN ĐẤT VÀ DINH DƢỠNG CÂY TRỒNG 7 Chƣơng 1. NGUỒN GỐC VÀ QUÁ TRÌNH HÌNH THÀNH ĐẤT 8 1.1. Khoáng vật và đá hình thành đất 8 1.2. Quá trình phong hóa khoáng vật và đá 22 1.3. Quá trình hình thành đất 25 Chƣơng 2. CHẤT VÔ CƠ, HỮU CƠ VÀ MÙN TRONG ĐẤT 35 2.1. Thành phần hoá học đất 35 2.2. Thành phần vô cơ và chất độc 37 2.3. Chất hữu cơ 45 2.4. Hợp chất mùn 49 2.5. Vai trò và biện pháp bảo vệ nâng cao chất hữu cơ và mùn trong đất 56 Chƣơng 3. KEO ĐẤT, KHẢ NĂNG HẤP PHỤ VÀ DUNG DỊCH ĐẤT 58 3.1. Keo đất 58 3.2. Khả năng hấp phụ của đất 67 3.3. Vai trò của keo đất và biện pháp tăng cƣờng keo đất 72 3.4. Dung dịch đất 73 Chƣơng 4. VẬT LÝ ĐẤT 88 4.1. Thành phần cơ giới đất 88 4.2. Kết cấu đất 96 4.3. Tính chất vật lý cơ bản 103 4.4. Tính chất cơ lý đất 108 4.5. Nƣớc trong đất 112 4.6. Không khí trong đất 123 3 4.7. Nhiệt trong đất 124 Chƣơng 5. SỬ DỤNG ĐẤT 130 5.1. Độ phì đất 130 5.2. Phân loại đất 136 5.3. Đất lúa nƣớc việt nam 144 5.4. Đất đồi núi việt nam 153 5.5. Xói mòn và thoái hoá đất 161 Chƣơng 6. PHÂN BÓN VÀ XÂY DỰNG QUY TRÌNH PHÂN BÓN CHO CÂY TRỒNG 175 6.1. Vai trò của phân bón trong sản xuất nông nghiệp 175 6.2. Xu hƣớng nghiên cứu, sản xuất và sử dụng phân bón và dinh dƣỡng cây trồng ở việt nam hiện nay 177 6.3. Cơ sở lý luận để xây dựng quy trình phân bón hợp lý 178 6.4. Các định luật chi phối việc xây dựng chế độ bón phân 189 6.5. Tính toán hiệu quả kinh tế trong sử dụng phân bón 195 Chƣơng 7. PHÂN BÓN VÔ CƠ 198 7.1. Đạm và phân đạm 198 7.2. Lân và phân lân 208 7.3. Kali và phân kali 219 7.4. Phân bón hỗn hợp, phức hợp 224 Chƣơng 8. PHÂN HỮU CƠ, PHÂN VI SINH 227 8.1. Phân hữu cơ 227 8.2. Phân vi sinh 246 TÀI LIỆU THAM KHẢO 249 4 LỜI NÓI ĐẦU Giáo trình Đất và Dinh dưỡng cây trồng được biên soạn trên cơ sở kế hoạch đào tạo hệ đại học theo tín chỉ các ngành: Trồng trọt, Hoa viên cây cảnh, Lâm nghiệp, Nông lâm kết hợp, Quản lý tài nguyên rừng và Sư phạm kỹ thuật nông nghiệp của Trường Đại học Nông Lâm Thái Nguyên. Giáo trình này cung cấp cho sinh viên những kiến thức cơ bản nhất về nguồn gốc, thành phần, tính chất của đất, tính chất cơ bản của phân bón, hướng sử dụng đất và phân bón. Trong khi biên soạn, tập thể tác giả đã bám sát phương châm giáo dục của Nhà nước Việt Nam và gắn liền lý luận với thực tiễn. Đồng thời với việc kế thừa các kiến thức khoa học hiện đại trên thế giới, các tác giả đã mạnh dạn đưa các kết quả nghiên cứu mới nhất của Việt Nam vào trong tài liệu, đặc biệt là các kết quả nghiên cứu ở vùng núi phía Bắc Việt Nam. Tham gia biên soạn giáo trình này gồm: GS.TS. Nguyễn Thế Đặng: Chủ biên, trực tiếp biên soạn Bài mở đầu, chương 4 TS. Hà Xuân Linh: Chương 1 PGS.TS. Đặng Văn Minh: Chương 2 PGS.TS. Nguyễn Thế Hùng: Chương 3 ThS. Dương Thị Thanh Hà: Chương 5 PGS.TS. Nguyễn Ngọc Nông: Chương 6, 7 TS. Phan Thị Thu Hằng: Chương 8 Tập thể tác giả cảm ơn sự đóng góp ý kiến cho việc biên soạn cuốn giáo trình này của các thầy cô giáo Khoa Tài nguyên và Môi trường, Khoa Nông học, Khoa Lâm nghiệp, Trường Đại học Nông Lâm Thái Nguyên. Đây là cuốn giáo trình được biên soạn công phu, nhưng chắc chắn không tránh khỏi những thiếu sót. Vì vậy chúng tôi rất mong nhận được sự đóng góp ý kiến của đồng nghiệp và các độc giả. Xin chân thành cảm ơn! Tập thể tác giả 5 6 MỞ ĐẦU KHÁI NIỆM VỀ ĐẤT VÀ DINH DƢỠNG CÂY TRỒNG Đất: Đất là một phần của vỏ Trái đất, nó là lớp phủ của lục địa mà bên dƣới nó là đá và khoáng sinh ra nó, bên trên là thảm thực bì và khí quyển. Đất là lớp mặt tơi xốp của lục địa có khả năng sản xuất ra sản phẩm của cây trồng. Nhƣ vậy khả năng sản xuất ra sản phẩm cây trồng (độ phì của đất) là thuộc tính không thể thiếu đƣợc của đất (William). Theo nguồn gốc phát sinh, Đôkutraiep định nghĩa: Đất là một vật thể tự nhiên đƣợc hình thành do sự tác động tổng hợp của năm yếu tố là: khí hậu, đá mẹ, địa hình, sinh vật và thời gian. Đất đƣợc xem nhƣ một thể sống, nó luôn luôn vận động, biến đổi và phát triển. Đất đƣợc cấu tạo nên bởi các chất khoáng (chủ yếu từ đá mẹ) và các hợp chất hữu cơ do hoạt động sống của sinh vật cung cấp. Vì vậy, sự khác nhau cơ bản giữa đất và sản phẩm vỡ vụn của đá là: Đất có độ phì nhiêu trong khi đá và khoáng lại không có. Đối với sản xuất nông lâm nghiệp, đất là một tƣ liệu sản xuất vô cùng quý giá, cơ bản và không gì thay thế đƣợc. Đất là một bộ phận quan trọng của hệ sinh thái. Đất đƣợc coi nhƣ một “hệ đệm”, nhƣ một “phễu lọc” luôn luôn làm trong sạch môi trƣờng với tất cả các chất thải do hoạt động sống của sinh vật nói chung và con ngƣời nói riêng trên Trái đất. Dinh dưỡng cây trồng: Dinh dƣỡng cây trồng là những nguyên tố hóa học cần thiết cho sự sinh trƣởng và phát triển của cây, bao gồm các nguyên tố dinh dƣỡng đa lƣợng, trung lƣợng và vi lƣợng. Nguồn dinh dƣỡng cây trồng đƣợc cung cấp chủ yếu từ đất và tàn tích của thực vật. Ngoài ra còn đƣợc cung cấp từ phân bón và nƣớc tƣới. NHIỆM VỤ VÀ NỘI DUNG CỦA MÔN ĐẤT VÀ DINH DƢỠNG CÂY TRỒNG Đất và dinh dƣỡng cây trồng là một môn học cơ sở phục vụ các môn học chuyên môn khác, nó quan hệ chặt chẽ với môn hóa học, vật lý, sinh vật và khí tƣợng. Vì vậy nhiệm vụ và nội dung cơ bản của môn học là: - Nghiên cứu về nguồn gốc của đất và các quy luật phát sinh, phát triển của nó cũng nhƣ quy luật phân bố đất đai trên lục địa. - Nghiên cứu về thành phần, cấu tạo, tính chất và độ phì nhiêu của đất. - Nghiên cứu cơ sở cho hoàn thiện các quy trình sử dụng và cải tạo từng loại đất với phƣơng châm nâng cao độ phì đất đảm bảo ổn định và nâng cao năng suất cây trồng. - Nghiên cứu về hấp thu dinh dƣỡng của cây và các yếu tố ảnh hƣởng. - Nghiên cứu vai trò, tính chất và cách sử dụng các loại phân bón cho cây. 7 Chƣơng 1 NGUỒN GỐC VÀ QUÁ TRÌNH HÌNH THÀNH ĐẤT 1.1. KHOÁNG VẬT VÀ ĐÁ HÌNH THÀNH ĐẤT Khoáng vật là những hợp chất trong tự nhiên, đƣợc hình thành do các quá trình lý hóa học xảy ra trong vỏ hay trên bề mặt Trái đất. Khoáng vật đƣợc cấu tạo nên từ các hợp chất hóa học hoặc những nguyên tố hóa học trong tự nhiên, chúng chủ yếu tồn tại trong đá và một số ở trong đất. Đá cũng là những vật thể tự nhiên đƣợc hình thành do sự tập hợp của một hay nhiều khoáng vật lại với nhau. Đá là thành phần chính tạo nên vỏ Trái đất. Dƣới tác động của các yếu tố ngoại cảnh, đá và khoáng bị phá hủy tạo thành mẫu chất và từ đó hình thành nên đất. Vì vậy, nguồn gốc của đất là từ đá và khoáng. Đa số đá của vỏ Trái đất đƣợc hình thành do sự tập hợp và kết hợp từ hai khoáng vật trở lên, vì vậy nhìn chung đá có cấu tạo phức tạp. Cũng do vậy mà vỏ Trái đất đƣợc tạo thành bao gồm rất nhiều loại khoáng và đá khác nhau với tỷ lệ khác nhau (Bảng 1.1). Bảng 1.1: Thành phần đá và khoáng của vỏ Trái đất (Trọng lƣợng vỏ Trái đất: 2,85. 1019 tấn) Đá % thể tích Khoáng % thể tích Granit 10,4 Thạch anh 12,0 Granodiorit và Diorit 11,6 Phenpat kali 12,0 Bazan, Gabro và macma siêu bazơ 42,6 Plazokla 39,0 Cát và đá cát 1,7 Mica 5,0 Sét và phiến sét 4,2 Amphibolit 5,0 Đá Cacbonat 2,0 Pirit 11,0 Gnai 21,4 Olivin 3,0 Phiến kết tinh 5,1 Khoáng sét 4,6 Đá cẩm thạch 0,9 Canxit và Dolomit 2,0 Magnetit 1,5 Khoáng khác 4,9 (Scheffer und Schachtschabel, 1998) Về thành phần hóa học, vỏ Trái đất bao gồm rất nhiều các nguyên tố và hợp chất hóa học (Bảng 1.2). Về cơ bản, vỏ Trái đất có cấu tạo đa số từ silicat. Silicat là hợp chất 8 phức tạp chứa chủ yếu là Si và còn chứa thêm các nguyên tố khác nhƣ Al, Fe, Ca, Mg, K và Na. Xét về thành phần các nguyên tố hóa học, thì oxy đứng vị trí số một, nó chiếm tới 47,0% so với trọng lƣợng và 88,2% so với thể tích vỏ Trái đất. 1.1.1. Khoáng vật Nhờ những tiến bộ khoa học kỹ thuật vật lý, ngƣời ta đã biết đƣợc cấu tạo của từng loại khoáng. Đó chính là do sự bố trí các đơn vị cấu tạo trong không gian, do kích thƣớc tƣơng đối của chúng, do tính chất của cách nối giữa chúng với nhau và do tính chất của bản thân nguyên tử chiếm những vị trí nhất định trong nó. Bảng 1.2: Thành phần hóa học của vỏ Trái đất Hợp chất Nguyên tố Tên % trọng lượng Tên % trọng lượng % thể tích SiO2 57,6 O 47,0 88,2 Al2O3 15,3 Si 26,9 0,32 Fe2O3 2,5 Al 8,1 0,56 FeO 4,3 Fe3+ 1,8 0,32 MgO 3,9 Fe2+ 3,3 1,08 CaO 7,0 Mg 2,3 0,60 Na2O 2,9 Ca 5,0 3,42 K2O 2,3 Na 2,1 1,55 TiO2 0,8 K 1,9 3,49 CO2 1,4 H2O 1,4 MnO 0,16 P2O5 0,22 (Scheffer und Schachtschabel, 1998) Các khoáng vật tuy thành phần, cấu tạo và tính chất phức tạp, nhƣng ngoài thực địa ngƣời ta cũng có thể phân biệt chúng với nhau nhờ một số tính chất nhƣ: độ phản quang, độ cứng, màu sắc, vết rạn, cấu trúc, tỷ trọng... Có nhiều loại khoáng khác nhau trong tự nhiên, nhƣng ta có thể chia khoáng vật làm hai nhóm là: Khoáng vật nguyên sinh và khoáng vật thứ sinh. Khoáng vật nguyên sinh là những khoáng đƣợc hình thành nên đồng thời với đá và hầu nhƣ chƣa biến đổi về thành phần và cấu tạo. Nhƣ vậy khoáng nguyên sinh thƣờng có trong đá chƣa bị phá hủy, hay là những loại khoáng bền vững trong đất nhƣ thạch anh. 9 Khoáng vật thứ sinh là do khoáng nguyên sinh bị biến đổi về thành phần, cấu tạo và tính chất. Nhƣ vậy khoáng vật thứ sinh thƣờng gặp trong mẫu chất và đất. 1.1.1.1. Khoáng vật nguyên sinh Căn cứ vào thành phần hóa học và cấu trúc, khoáng vật nguyên sinh đƣợc chia thành 6 lớp sau: ∙ Lớp silicat: Silicat chiếm xấp xỉ 75% trọng lƣợng vỏ Trái đất. Silicat là những hợp chất phức tạp bao gồm nhiều nguyên tố hóa học, nhƣng trong cấu trúc tinh thể thì thành phần cơ sở của nó là khối SiO4 bốn mặt, Si nằm ở giữa và 4 đỉnh của khối tứ diện là 4 oxy. Sự liên kết giữa oxy và Si là rất chặt chẽ và chặt chẽ hơn cả với các kim loại khác trong kiến trúc tinh thể silicat. Trong tự nhiên ta hay gặp một số khoáng vật trong lớp silicat sau: - Olivin - (MgFe)2SiO4: còn gọi là peridot hay crysalit. Olivin thƣờng kết tinh thành khối hạt nhỏ. Màu sắc biến đổi từ màu phớt lục (xanh lá cây) hơi vàng sang màu lục, hoặc không màu trong suốt. Olivin thƣờng có trong đá bazan. - Mica: Khoáng mica thƣờng đƣợc tạo thành chậm, nên chỉ có trong đá macma axit xâm nhập. Có hai loại là mica trắng và mica đen. + Mica trắng (muscovit) có công thức hóa học: K.Al2(Si3.AlO10).(OH.F)2 Mica trắng có cấu trúc dẹt hay tấm, tập hợp cũng có thể thấy khối hạt lá hoặc vảy đặc sịt. Màu sắc hầu hết có màu trắng, có khi màu vàng đục, ánh thủy tinh. Mica trắng gặp nhiều trong đá granit, diệp thạch mica hoặc gnai. + Mica đen (biotit) có công thức hóa học: K(Mg.Fe)3.(Si3AlO10).(OH.F)2 Cấu trúc giống nhƣ mica trắng, nhƣng màu đen. Mica đen gặp nhiều trong đá granit, diệp thạch mica, gnai và nhiều khi gặp ở cát, sỏi của một số sông suối. - Ogit - (Ca.Na).(Mg.Fe.Al).(Si.Al)2O6: Ogit có thành phần hóa học phức tạp hơn các pyroxen khác. Hầu nhƣ bao giờ cũng thừa MgO.FeO. Cấu trúc thành khối đặc sịt có màu xanh đen, đen phớt lục, ánh thủy tinh. Ogit có nhiều trong đá gabro. - Hoocblen - (Ca.Na)2.(Mg.Fe.Al.Ti)5.(Si4.O11).(OH)2: có màu xanh đen, nhƣng nhạt hơn ogit, ánh thủy tinh và tinh thể dài. - Phenpat - Na(AlSi3O8), K(AlSi3O8), Ca(Al2Si2O8), nó chính là những aluminsilicat Na-K và Ca: Trong tất cả các silicat thì phenpat là khoáng phổ biến nhất, nó chiếm khoảng 50% trọng lƣợng vỏ Trái đất. Khoảng 60% phenpat ở trong đá macma, 30% trong đá biến chất (nhất là trong tinh thể phiến thạch) còn khoảng 10% trong trầm tích sa thạch và cuội kết. Theo thành phần hóa học ngƣời ta chia phenpat thành 3 loại: + Phenpat Ca - Na: Hay là plazokla + Phenpat K - Na: Hay là octoklaz + Phenpat K - Ba: Hay là hialophan (ít gặp). 10 ∙ Lớp oxit: Tƣơng đối phổ biến trong tự nhiên, nó bao gồm ôxit đơn giản và ôxit phức tạp, không chứa OH. Thƣờng gặp các khoáng sau: - Thạch anh - SiO2: Có cấu trúc tinh thể hình lục lăng, 2 đầu là khối chóp nón. Màu trắng đục, nếu có tạp chất lẫn vào thì sẽ có màu hồng, nâu hoặc đen, rất cứng, thạch anh là thành phần chính của cát sỏi. - Hêmatit - Fe2O3: Cấu trúc dạng khối phiếu dày. Màu đen đến xám thép, vết vạch nâu đỏ, hình thành ở môi trƣờng ôxit hóa. Thƣờng gặp ở các mỏ lớn nhiệt dịch. - Manhêtit - Fe3O4: Ít bị tạp nhiễm. Tinh thể hình khối 8 mặt. Thƣờng thấy ở dạng khối hạt màu đen, ngoại hình giống hêmatit, tạo thành ở môi trƣờng khối trội hơn hêmatit và từ nhiều nguồn gốc khác nhau. ∙ Lớp cacbonat: Phổ biến trong tự nhiên. Đặc điểm cơ bản là dễ sủi bọt với HCl. Ta thƣờng gặp một số khoáng sau: - Canxit - CaCO3: Dạng tinh thể, khối hình bình hành lệch, thành tấm. Màu sắc thƣờng trắng đục chuyển vàng nâu do nhiều tạp chất. Tinh thể của canxit rất óng ánh. Thƣờng gặp ở vùng núi đá vôi do sự kết đọng lại từ đá khác và sản phẩm vỡ vụn khác. - Dolomit - Ca.Mg(CO3)2: Dạng khối bột, màu xám trắng, đôi khi hơi vàng, nâu nhạt, lục nhạt, ánh thủy tinh. Dolomit là khoáng tạo đá rất phổ biến, với tác dụng của nhiệt dịch, đá vôi dolomit sẽ tạo thành khối dolomit lớn cộng sinh với magie. Khối dolomit có liên quan đến các lớp trầm tích cacbonat. Trong các địa tầng đó dolomit tạo thành khối xen kẽ với CaCO3. Những đá vôi biến chất ở Việt Nam thƣờng chứa dolomit. Dolomit có nhiều công dụng trong công nghiệp và nông nghiệp nhƣ chế biến phân bón. - Siderit - FeCO3: Kiến trúc tinh thể giống canxit. Màu phớt vàng, xám, đôi khi nâu, ánh thủy tinh. ∙ Lớp photphat: Lớp này có nhiều khoáng vật, nhƣng tỷ lệ trọng lƣợng của chúng trong vỏ Trái đất tƣơng đối thấp. Có các khoáng vật sau: - Apatit: Có 2 loại: Fluorapatit - Ca5(PO4)3F và Clorapatit - Ca5(PO4)3. Cl. Tập hợp khá phổ biến ở dạng khối hạt đậu, sít, tinh thể nhỏ, đôi khi dạng mạch không màu, màu trắng, vàng nâu, ánh thủy tinh đến ánh mờ. Ở Việt Nam, apatit có nguồn gốc từ trầm tích nhƣ ở Lào Cai có dải trầm tích apatit dài 70km rộng 5km, ở đó chúng xen với các đá dolomit, đá vôi diệp thạch. Apatit là loại khoáng dùng làm phân bón vì chứa lân. - Photphorit - Ca5(PO4)3: Chính là một dạng của apatit có nguồn gốc trầm tích, thƣờng gặp ở dạng mạch hay dạng khối. Chúng thƣờng chứa lẫn cát, đất và các chất 11 khác. Thực ra là do quá trình phong hóa đá vôi giàu photpho trong các lỗ hổng tạo nên những tích tụ photphorit này. Ở Việt Nam, mỏ photphorit thƣờng đƣợc gặp trong các hang núi đá vôi, là nguyên liệu chế photphorit để bón ruộng. ∙ Lớp sunfua, sunfat: Do đặc điểm địa hóa học của S không giống bất kỳ nguyên tố hóa học nào khác, nhƣ là ngoài việc S cho ta một phân tử có 8 nguyên tử, nó lại có khả năng tạo ra nhiều ion dƣơng và âm khác nhau. Các ion S2-(giống O2-) và (S2)2-là sản phẩm của sự phân ly H2S. Các ion này có liên quan đến sự hình thành các sunfua. Trong trƣờng hợp oxy hóa, S có thể cho ta các hợp chất phân tử SO2. Trong dung dịch thì cho anion phức tạp (SO3)2-, trong trƣờng hợp oxy hóa mạnh nữa thì cho (SO4)2-, trong đó có cation S4+và S6+. Các hợp chất kết tinh của các anion đó với kim loại gọi là sunfit (không có trong tự nhiên) và sunfat rất phổ biến trong tự nhiên. Nhƣ vậy sự tạo thành các muối sunfat của các kim loại có thể phát sinh trong điều kiện nâng cao nồng độ oxy trong môi trƣờng ở nhiệt độ thấp. Điều đó đƣợc thực hiện ngay trên vỏ Trái đất. Thƣờng gặp một số khoáng vật trong lớp sunfua, sunfat sau: - Pyrit - FeS2: (Còn gọi là vàng sống): Tinh thể vuông, màu vàng, ánh kim. Pyrit có thể có 2 nguồn gốc: Một là do núi lửa phun ra, hai là do những đất đầm lầy giàu chất hữu cơ, yếm khí. Pyrit có rải rác ở nhiều nơi nhƣng không tập trung thành mỏ lớn. - Thạch cao - CaSO4. 2H2O: Là dạng hỗn hợp cơ học gồm chất sét, chất hữu cơ, cát. Dạng tinh thể lăng trụ dài, cột, tấm, ở trong khe gặp dạng sợi. Màu trắng, cũng có màu xám, vàng đồng đỏ, nâu, đen, ánh thủy tinh đến xà cừ. Khi nung nƣớc bốc hơi đi còn lại dạng bột trắng nhƣ vôi. Ở Việt Nam có thể gặp ở hang núi đá vôi vùng Đồng Văn (Hà Giang), có lẫn CaCO3 hay ở dƣới đất ngập mặn ven biển. Thạch cao là nguyên liệu nặn tƣợng và bón ruộng. - Alonit - K.Al3(SO4).(OH)8: Thƣờng là khối hạt nhỏ, sợi bé, hay khối đất màu trắng có sắc xám, vàng hoặc đỏ ánh thủy tinh. Nó thành khối tản mạn trong đá macma giàu kiềm sienit. Hay gặp trong các mạch nhiệt dịch, cát, đất sét, bocxit, là nguyên liệu chế tạo phèn và sunfat alumin. ∙ Lớp nguyên tố tự sinh: Là những khoáng vật nằm ở dạng đơn chất. Ta thƣờng gặp: - Lưu huỳnh - S: có ở những nơi gần núi lửa. Tinh thể hình chóp. Thƣờng thành khối mịn hay khối dạng đất, ánh kim loại, màu vàng. - Than chì - C: có màu đen bóng, mềm, thƣờng gặp trong các đá biến chất ở Phú Thọ, Yên Bái, Lào Cai. 1.1.1.2. Khoáng vật thứ sinh Khoáng vật thứ sinh là do sự phá hủy các khoáng vật nguyên sinh tạo thành. Vì vậy nó đã biến đổi về thành phần, cấu trúc. Đa số các khoáng vật thứ sinh đều có kích thƣớc nhỏ, khó phân biệt ngoài trời. Căn cứ theo thành phần hóa học ngƣời ta chia ra 3 lớp. 12 ∙ Lớp Alumin - silicat: Thƣờng do khoáng vật nguyên sinh alumin - silicat phá hủy thành, thƣờng ngậm thêm nƣớc và dễ tiếp tục phá hủy tạo thành khoáng sét. Ta gặp trong lớp biotit, màu trắng, nâu, nâu phớt vàng, vàng kim, vàng đồng, đôi khi phớt lục. - Hydro-mica: Là khoáng mica ngậm thêm nƣớc. Thành phần hóa học không cố định tùy thuộc số phân tử nƣớc. Ta thƣờng gặp loại này ở dạng tấm mỏng giả hình biotit, màu trắng, nâu, nâu phớt vàng, vàng kim, vàng đồng, đôi khi phớt lục. - Secpentin - Mg6.(SiO4).(OH)8: Thƣờng ở dạng tập hợp khối đặc sịt, màu lục sẫm, trong những mảnh mỏng với sắc lục vỏ chai tới lục đen, đôi khi lục nâu, ánh thủy tinh đến mờ, ánh sáp. Secpentin đƣợc tạo nên do nhiệt. Các siêu bazơ và một số khoáng nhƣ olivin bị biến đổi tạo thành secpentin. Ở Việt Nam ta thấy núi Nƣa (Thanh Hóa) là núi đá secpentin. - Khoáng sét: Ta thƣờng gặp trong khoáng vật này 2 loại điển hình là: + Khoáng kaolinit - Al2O3.2SiO2.2H2O: Thƣờng hình thành trong môi trƣờng chua nên rất điển hình ở Việt Nam. + Khoáng monmorilonit - Al2O3.4SiO2.nH2O: Có khả năng giãn nở lớn hơn kaolinit nên dung tích hấp thu cao hơn. Thƣờng đƣợc hình thành trong môi trƣờng ít chua. ∙ Lớp oxit và hydroxit: Rất dễ gặp trong điều kiện nhiệt đới nóng ẩm. Có các khoáng vật điển hình là: - Oxit và hydroxit Al: Có hai loại là diaspo (HAlO2) và gipxit (Al(OH)3). Hai loại này gồm hỗn hợp với nhau tạo nên boxit, ở Lạng Sơn vùng từ Kỳ Lừa đến Đồng Đăng hay gặp loại này. - Hydroxit Mn: Có màu đen, mềm, thƣờng kết tủa thành những hạt tròn nhỏ trong đất phù sa và đất đá vôi. Ví dụ 2 loại là: manganit (Mn2O3.H2O) và psidomelan (mMnO.nMnO2.xH2O). - Hydroxit Fe: Nặng, có màu từ nâu, nâu đỏ vàng đến đen. Nói chung các loại khoáng vật chứa sắt đều có khả năng biến thành hydroxit Fe. Đây là loại có nhiều trong đất đỏ ở Việt Nam. Điển hình là: gơtit (HFeO2) và limonit (2Fe2O3.H2O). - Hydroxit Si: Điển hình là ôpan (SiO2.nH2O). Màu trắng, xám, trong mờ nhƣ thạch. Do các silicat bị phá hủy tách silic ra tạo thành. ∙ Lớp cacbonat, sunfat, clorua: Dƣới tác dụng của điều kiện ngoại cảnh, một số kim loại kiềm và kiềm thổ có chứa trong khoáng vật thành phần phức tạp có thể bị tách ra dƣới dạng những muối dễ tan nhƣ canxit (CaCO3), manhetit (MgCO3), halit (NaCl) hay thạch cao (CaSO4.2H2O). 1.1.2. Đá Trong tự nhiên, theo nguồn gốc hình thành ngƣời ta chia đá làm 3 nhóm chính là: 13 - Nhóm đá macma - Nhóm đá trầm tích - Nhóm đá biến chất 1.1.2.1. Đá macma Nguồn gốc hình thành: Macma đƣợc hình thành do khối alumin - silicat nửa lỏng nửa đặc (còn gọi là khối macma) nóng chảy từ trong lòng Trái đất dâng lên chỗ nông hoặc ngoài vỏ Trái đất đông đặc lại. Khi nguội đi, nếu ở sâu trong lòng vỏ Trái đất gọi là macma xâm nhập, nếu phun trào ra ngoài mặt vỏ Trái đất, đông đặc lại (nguội) gọi là macma phún xuất. Macma đƣợc phân bố rộng nhất trong vỏ Trái đất. Do việc hình thành trong điều kiện nhiệt độ cao (900 - 1.2000C), áp suất cao nên thƣờng kết tinh thành khối, không phân lớp. Macma xâm nhập và macma phún xuất khác nhau, vì tốc độ nguội của khối macma khác nhau. Đá xâm nhập do đƣợc hình thành trong các khe rãnh trong vỏ Trái đất, nó chịu một lực ép lớp từ ngoài vào nên tản nhiệt chậm, các khoáng vật có đủ thời gian để hình thành những tinh thể lớn, nên thƣờng có kiến trúc hạt thô. Đá phún xuất thì hoàn toàn ngƣợc lại, vì khi macma phun trào ra khỏi bề mặt vỏ Trái đất nó nguội rất nhanh, vì vậy thƣờng có kiến trúc hạt nhỏ và nếu nguội đột ngột sẽ tạo đá có kiến trúc vi tinh, thủy tinh. Ngoài ra phún xuất còn gặp loại đá bọt nhẹ xốp. Tính chất hóa học chủ yếu của macma là từ khối dung dịch alumin silicat nóng chảy nên chứa chủ yếu SiO2, có thể có một ít sunfit và một ít thành phần bay hơi. Trong đá macma có thể gặp tất cả các nguyên tố hóa học có trong tự nhiên, nhƣng chủ yếu là những hợp chất sau: SiO2, Al2O3, CaO, Na2O, K2O, Fe2O3. Những căn cứ để phân loại đá macma: Ta có thể phân loại đá macma dựa vào căn cứ cơ bản là thế nằm, kiến trúc, thành phần khoáng vật và tỷ lệ SiO2 có trong đá macma. Thế nằm: Thƣờng thấy ở 4 thế: + Dạng nền hay vòm phủ: Đá chồng chất lên nhau tạo thành các núi lớn khá dốc. + Dạng lớp phủ: Đá phân bố theo địa bàn rộng, tƣơng đối bằng phẳng và tạo nên các cao nguyên. + Dạng mạch hay dòng chảy: Đá lấp vào các khe nứt của vỏ Trái đất, hay khe suối tạo thành các dải đá dài. + Dạng vách hay tƣờng: Đá xếp theo dạng thẳng đứng. Kiến trúc: Chỉ hình dạng, trạng thái, cấu tạo của khoáng vật trên mặt đá. Gồm 4 dạng kiến trúc sau: 14 + Kiến trúc thủy tinh: Nhẵn bóng nhƣ thủy tinh không nhìn thấy hạt. + Kiến trúc vi tinh: Là kiến trúc hạt nhỏ, mắt thƣờng khó phân biệt, nhẵn và mịn. + Kiến trúc hạt: Khoáng vật kết tinh trong đá thành các hạt to nhỏ khác nhau. Nếu đƣờng kính hạt > 5mm là hạt lớn, từ 1 - 5mm là hạt trung bình và < 1mm là hạt nhỏ. + Kiến trúc poocfia: Trên nền thủy tinh hay vi tính nổi lên những hạt lớn. Thủy tinh Vi tinh Hạt Poocfia Thành phần khoáng vật: Là chỉ tiêu quan trọng để phân loại đá. + Khoáng vật đa số: Còn gọi là khoáng vật ƣu thế, là khoáng vật chiếm đa số trong một loại đá. Ví dụ: Phenpat là khoáng đa số của granit (chiếm 60 - 65% trong đá) hay thạch anh là khoáng vật đa số của đá macma axit (60 - 75%) và siêu axit (>75%). + Khoáng vật màu: Là khoáng vật làm cho đá có màu sắc nhất định. Ví dụ: Ogít có màu xanh, xanh đen trong đá gabro hay olivin có màu xanh, xanh lá mạ trong đá bazan. + Khoáng vật đi kèm: Là khoáng vật không trực tiếp tham gia vào thành phần cấu tạo của đá mà chỉ ở cùng với đá thôi. Ví dụ: Trong vùng đá macma axit thƣờng có quặng thiếc, vonfram đi kèm. Đá macma bazơ có quặng sắt, crôm hoặc amiăng đi kèm. Tỷ lệ SiO2 có trong đá macma: Là chỉ tiêu quan trọng nhất để phân loại đá macma. Trong tự nhiên, nhóm macma có hơn 600 loại đá. Để phân loại, ngƣời ta còn căn cứ vào tỷ lệ SiO2 có trong đá macma để chia ra các nhóm nhỏ (Bảng 1.3). Bảng 1.3: Phân loại đá macma theo hàm lƣợng SiO2 Hàm lượng SiO2 (%) Tên đá > 75 Macma siêu axit 65 - 75 Macma axit 52 - 65 Macma trung tính 40 - 52 Macma bazơ < 40 Macma siêu bazơ 15 Trong đá macma chứa rất nhiều loại khoáng vật khác nhau, nhƣng chủ yếu là: Phenpat. thạch anh, amphibolit, mica, plazokla, biotit, pirit, olivin, chiếm tới 99% trọng lƣợng đá macma. Thành phần hóa học chủ yếu của đá macma là silic, nhôm, sắt, canxi, magie... (Bảng 1.4). Bảng 1.4: Thành phần hóa học trung bình trong đá macma Các chất Hàm lượng trung bình (%) SiO2 59,12 Al2O3 15,13 Fe2O3 6,88 CaO 5,08 MgO 3,49 Na2O 3,84 K2O 3,13 H2O 1,15 Phân loại và mô tả đá macma: * Đá macma siêu axit Thƣờng gặp là pecmatit, là loại đá xâm nhập ở dạng mạch, hạt rất lớn, màu xám sáng hay hồng. Thành phần chính là octokla, thạch anh và một ít mica. Có nhiều ở Phú Thọ, Yên Bái, Lào Cai. * Đá macma axit Phổ biến rộng rãi trong tự nhiên. Đặc điểm chung là màu sắc nhạt, xám, xám trắng đến xám hồng, tỷ trọng nhẹ. Khoáng đặc trƣng là thạch anh, khoáng đa số là phenpat, khoáng vật màu là mica, hoocnơblen. Khoáng vật đi kèm là thiếc, vonfram. Khi bị phá hủy tạo thành đất thì từ màu xám chuyển sang trắng và cuối cùng là màu vàng. Các loại đất đƣợc hình thành từ đá macma axit thƣờng có tầng mỏng, chứa nhiều cát, kết cấu kém. Trong đất chứa ít Ca, Mg, Fe, nhiều Si, K và Na. Nói chung là loại đất nghèo dinh dƣỡng. Địa hình khu vực hình thành từ macma axit thƣờng dốc, có nhiều núi lớn. Trong macma axit, thuộc loại xâm nhập có đá granit, loại phún xuất có liparit, poocfia thạch anh. - Đá granit: Màu xám sáng, hồng, kiến trúc hạt, khoáng vật chính là phenpat (60 - 65%), thạch anh (30 - 35%), khoáng vật màu nhƣ mica, hoocnơblen (5 - 15%). Ở Việt Nam gặp granit 2 mica ở Sầm Sơn (Thanh Hóa), granit mica đen ở núi U Bò (Quảng Bình), granit mica trắng ở phía Bắc (Cao Bằng). Ngoài ra còn gặp ở đèo Hải Vân, Bắc dãy cao nguyên Kon Tum v.v.. 16 - Đá liparit (còn gọi là riolit) và foocfia thạch anh: Có kiến trúc foocfia. Trên nền màu xám trắng hoặc xám đen nổi lên những hạt phenpat màu trắng đục hoặc thạch anh trong suốt, foocfia thạch anh là đá có biến đổi nhiều hơn, chứa nhiều khoáng vật thứ sinh hơn. Liparit thƣờng gặp nhiều ở Tam Đảo (Vĩnh Phúc), Thƣờng Xuân (Thanh Hóa) hoặc ở Nha Trang, Hà Giang. * Macma trung tính Thuộc đá xâm nhập có sienit. Thuộc đá phún xuất có andezit, poocfirit, trakit. Macma trung tính chứa nhiều khoáng vật màu nhạt hơn trong đá macma bazơ. Thành phần hóa học chứa nhiều SiO2, K2O, Na2O hơn so với đá macma bazơ. Còn hàm lƣợng MgO, FeO, CaO giảm hơn so với macma bazơ. - Đá sienit: Kiến trúc hạt, màu xám sáng, khoáng vật chủ yếu là phenpat kali (85 - 95%), hoocnơblen (5 - 10%). Thƣờng gặp ở Lai Châu, Tuy Hòa. - Đá diorit: Kiến trúc hạt, màu xám, xám sẫm, xanh lá cây. Khoáng vật chủ yếu là plazokla (40 - 50%), hoocnơblen (30 - 40%), ngoài ra còn có một số ít ogit và mica đen. Thƣờng có ở Bắc Lai Châu, đèo Cù Mông v.v... - Đá trakit: Là đá phún xuất tƣơng ứng với sienit, màu xám, xám trắng, kiến trúc vi tinh hoặc poocfia. Có ở Bình Lƣ (Lai Châu), Đá Chông (Hà Nội). - Đá andezit: Kiến trúc foocfia, các hạt lớn là plazokla. Màu xám sẫm hoặc xanh đen, chứa nhiều khoáng vật thứ sinh. Thƣờng gặp ở dải ven sông Mã từ Thanh Hóa lên Tây Bắc hay ở Nha Trang. * Macma bazơ Là nhóm đá khá phổ biến ở Việt Nam. Đặc điểm chung là: Có màu sẫm, đen hoặc xanh đen, tỷ trọng lớn (đá nặng). Khoáng vật đặc trƣng là: olivin, ogit. Khoáng vật đi kèm là sắt, crôm, amiăng. Khi bị phá hủy tạo thành đất thì từ màu đen chuyển sang xanh xám và cuối cùng là màu đỏ (do quá trình feralit hóa). Đất đƣợc hình thành từ macma bazơ thƣờng chứa nhiều Ca, Mg, Fe, chứa ít K, Na, Si, v.v... Tầng đất dày, có nơi dày đến trên 15m, hàm lƣợng sét cao, đất tốt. Địa hình vùng đá macma bazơ thƣờng do quá trình tạo đá theo lớp phủ nên tạo ra các cao nguyên khá bằng phẳng. Trong macma bazơ, thuộc đá xâm nhập có gabrô, phún xuất có bazan, diaba, spilit. - Đá gabro: Có kiến trúc hạt, màu xanh sẫm. Khoáng vật chính trong đá là ogit chiếm tới 50%. Còn lại plazokla. Ở Việt Nam thƣờng tập trung thành khối núi lớn nhƣ núi Chúa (Thái Nguyên), núi Tri Năng (Thanh Hóa), hay một vài nơi trong cao nguyên Kon Tum. - Đá bazan và diaba: Kiến trúc thay đổi từ vi tinh đến hạt nhỏ hoặc thủy tinh. Bazan có màu đen, có diaba là đá cổ nên có màu xanh. Khoáng vật chủ yếu là plazokla và ogit. Bazan tạo thành những vùng đất đỏ lớn ở Phủ Quỳ, Tây Nguyên, Nam Bộ. 17 - Đá spilit: Kiến trúc vi tinh, bị hóa clorit nhiều nên có màu xanh lá cây. Thành phần khoáng vật cơ bản giống bazan và diaba. Thƣờng có ở Hòa Bình, Lạng Sơn, Cao Bằng. * Đá siêu bazơ Hầu nhƣ hoàn toàn khoáng chứa Fe và Mg. Khoáng Alumisilicat hầu nhƣ không có hoặc ít (10%). Do đó đá có màu sẫm, tối, đen, đen lục. Kiến trúc hạt màu đen, nặng. Khoáng vật chủ yếu là olivin và ôgit. Olivin chiếm tuyệt đối trong đá dunit. Olivin và ogit gần ngang nhau trong đá pêridotit. Nếu ogit nhiều hơn olivin thì là piroxenit. Đá siêu bazơ thƣờng phân bố ít trên vỏ Trái đất. Ở Việt Nam đôi khi gặp ở Núi Nƣa (Thanh Hóa), Tạ Khoa (Tây Bắc), đa số ở vùng này chúng đã bị secpentin hóa nên còn gọi là secpentinit. 1.1.2.2. Đá trầm tích Nguồn gốc hình thành: Khác với đá macma và biến chất, đá trầm tích đƣợc hình thành là sự tích đọng của: - Sản phẩm vỡ vụn của đá khác. - Do muối hòa tan trong nƣớc tích đọng lại. - Do xác sinh vật chết đi đọng lại. Những sản phẩm trên, đầu tiên chúng còn rời rạc, sau này chúng kết gắn chặt lại với nhau thành đá cứng. Chất kết gắn có thể do tự bản thân hòa tan rồi tự gắn lại nhƣ đá vỏ sò hến, hoặc đƣợc đƣa từ nơi khác đến, hay chỉ hoàn toàn do sức ép của các sản phẩm gắn chặt lại với nhau. Tất cả các quá trình này gọi là quá trình trầm tích và tạo thành đá trầm tích. Những đặc trƣng cơ bản của đá trầm tích là thƣờng xếp thành từng lớp, có lớp mỏng vài milimét, cũng có khi dày đến vài mét. Mỗi lớp có thể có màu sắc khác nhau, cũng có thể có loại khoáng vật khác nhau và kích thƣớc hạt khác nhau, do những lớp trầm tích sau phủ lên lớp trƣớc. Trong đá trầm tích còn hay gặp các hóa thạch, đó là các xác sinh vật còn đọng lại trong đá trầm tích. Có các hóa thạch động vật và hóa thạch thực vật. Phân loại và mô tả đá trầm tích: Căn cứ vào nguồn gốc hình thành ngƣời ta phân trầm tích ra 2 loại đá là: Trầm tích vỡ vụn và trầm tích hóa học sinh vật. * Trầm tích vỡ vụn Phổ biến ở khắp mọi nơi, thành phần và cấu tạo phức tạp, kích thƣớc các hạt to nhỏ khác nhau. Dựa vào kích thƣớc các hạt ngƣời ta chia ra: - Đá vụn thô, có đƣờng kính hạt vụn > 2mm. - Đá cát, có đƣờng kính hạt vụn từ 0,1 - 2mm. - Đá bột, có đƣờng kính hạt vụn từ 0,01 - 0,1mm. 18 - Đá sét, có đƣờng kính hạt vụn < 0,01mm. - Đá vụn thô: Tùy thuộc hình dạng khác nhau, nếu hạt vụn tròn cạnh đƣợc gọi là cuội, sỏi, nếu cạnh nhọn sắc là dăm. Đá vụn thô kết gắn lại với nhau gọi là dăm kết, cuội kết bền hoặc không bền. Về thành phần: Phụ thuộc vào nguồn gốc đá khác vỡ vụn ra. Thƣờng gặp ở nhiều nơi có dòng chảy đƣa lại. - Đá cát: Về thành phần khoáng vật, đại bộ phận trong cát là những khoáng vật bền nhƣ thạch anh, mica trắng, ngoài ra còn một số oxit sắt và oxit kim loại khác. Về màu sắc có thể có nhiều màu phụ thuộc vào nguồn đá khác vỡ vụn ra. Đá cát có thể nằm rời rạc nhƣ cát sông suối, cát biển, ao hồ hoặc lắng đọng kết gắn với nhau tạo ra phiến sa thạch. Đá cát phổ biến ở khắp mọi nơi. - Đá bột (Alorit): Các hạt có kích thƣớc 0,01 - 0,1mm kết gắn lại với nhau để tạo thành đá bột. Thƣờng đá bột kết hay nằm lẫn với cát kết và đá sét. - Đá sét: Đa số các hạt sét kết gắn lại với nhau chứ ít khi nằm rải rác và hình thành nên đá sét. Do sức ép các lớp trầm tích nên đá sét đa số nằm ở dạng phiến gọi là phiến thạch sét. Đá phiến sét phân bố rộng rãi ở các tỉnh trung du và miền núi. Ngoài 4 loại trên, trong thực tế còn có thể gặp đá hỗn hợp, tức là 4 loại đá trên nằm trộn lẫn với nhau trong một khu vực. * Đá trầm tích hóa học sinh vật Trong tự nhiên có loại trầm tích đƣợc hình thành do con đƣờng hóa học đơn thuần, nhƣng đại bộ phận đƣợc hình thành theo con đƣờng hóa học sinh vật. Trầm tích hóa học sinh vật đƣợc chia ra 3 loại chính sau: + Đá cacbonat + Đá photphat + Đá than - Đá cacbonat: Đặc điểm nổi bật của đá cacbonat là dễ sủi bọt với HCl. Cacbonat ở Việt Nam chủ yếu là đá vôi (CaCO3). Đây là loại đá trầm tích sinh vật biển đƣợc hình thành do quá trình tích đọng các xác sinh vật biển có vỏ, xƣơng chủ yếu cấu tạo từ CaCO3 và do kết tủa dung dịch. Về sau, do biến động địa chất nên đá vôi đã tạo nên các dãy lớn nhƣ các vòng cung ở Đông Bắc, Tây Bắc và lẻ tẻ ở một số nơi khác. Cấu tạo của đá vôi chủ yếu là đặc, trong thành phần hóa học chủ yếu là CaCO3. Màu sắc xanh trắng, đen, hồng. Một hiện tƣợng phổ biến và rất đặc trƣng của vùng đá vôi là hiện tƣợng caste, là do việc hòa tan CaCO3 tạo thành các khe rỗng, hang động ngầm dẫn đến các núi đá vôi lộ thiên thƣờng có các hang động trong đó có các nhũ đá là cảnh đẹp thiên nhiên. Mặt khác cũng do hiện tƣợng caste mà vùng đất đƣợc hình thành trên đá vôi thƣờng hay bị hạn hán do các hang động sông suối ngầm. Căn cứ vào tính chất, ngƣời ta chia đá vôi ra thành 7 loại sau: + Đá vôi kết tinh: Do các tinh thể bị ép lại nên độ rắn lớn và bề mặt đá không nhẵn bằng đá vôi bình thƣờng, thƣờng gặp ở những núi đá vôi cheo leo, tai mèo. 19 + Đá vôi dạng phiến: Các lớp đá nằm ép lại với nhau (nhiều khi tƣởng nhầm là phiến sét), các phiến bằng phẳng. Thƣờng gặp ở Cúc Phƣơng (Ninh Bình), Hồi Xuân (Thanh Hóa). + Đá vôi dạng bột: Đá vôi bột dễ phân rã thành bột, thƣờng gặp ở các khe động. Đá này có thể đem bón trực tiếp cho ruộng. Thƣờng gặp ở một số nơi của Ninh Bình, Cao Bằng, Hà Giang. + Đá vôi dạng cục: Đƣợc kết tủa bởi các dung dịch nƣớc quá bão hòa vôi. Tính chất chung là xốp, nhẹ, dễ tan thành bột. Hay gặp ở khe rãnh, suối vùng núi đá vôi. Là nguyên liệu bón trực tiếp cho đất chua. + Đá vôi nhiễm Mg: Còn gọi là hiện tƣợng hóa dolomit, kém sủi bọt với HCl. Có thể gặp ở Ninh Bình, Thanh Hóa, Lào Cai và vùng Đông Bắc. Đây là nguyên liệu bón ruộng rất tốt. + Đá vôi nhiễm sét: Thành phần bao gồm cả sét và CaCO3, tỷ lệ có thể lên tới 50%, vì vậy loại đá này rất dễ bị phân rã, thƣờng gặp ở Bắc Kạn, đảo Cô Tô, Hoàng Mai v.v... + Đá nhiễm silic: Rất cứng rắn, khó sủi bọt với HCl. Khi phong hóa cho nhiều đá dăm sắc cạnh. Gặp ở đảo Cát Bà. - Đá photphat: Cũng là trầm tích biển, nhƣng trong thành phần chứa nhiều P và một ít Ca và Mg. Ta thƣờng gặp 2 loại: + Đá photphorit: Còn gọi là phân lân - Ca3(PO4)2: Thƣờng nằm trong các khe núi đá vôi. Ngƣời dân địa phƣơng thƣờng gọi là phân lèn, có màu vàng nâu hoặc trắng đen xen kẽ hoặc lẫn với nhiều xác hữu cơ, sét, v.v... Tỷ lệ P2O5 thay đổi. Các mỏ photphorit đem nghiền làm phân bón ruộng rất tốt. + Đá apatit: Trầm tích sinh vật biển, trong thành phần chứa lân, canxi, clo, flo v.v... có công thức hóa học: Ca5(PO4)3.(F.Cl), màu xanh hoặc xám xanh. Tỷ lệ P2O5 biến đổi nhiều, nó có thể đạt 40 - 54%. Ở Việt Nam có mỏ apatit Lào Cai là nguyên liệu chế biến các loại phân lân. - Đá than: Là trầm tích thực vật bị ép trong điều kiện yếm khí tạo nên. Thƣờng gặp 2 loại: + Than bùn: Là xác thực vật bị vùi dập trong điều kiện thiếu O2, phân giải chƣa hoàn toàn nên còn nhiều vết tích thực vật, tỷ lệ chất hữu cơ cao, màu đen. Nếu đang ngập nƣớc thì than bùn thƣờng mềm, là nguồn phân hữu cơ tốt nhƣng phải phơi khô, khử H2S, CH4 trƣớc khi dùng. Thƣờng gặp ở các khe rộc miền núi hay vùng đầm lầy U Minh. + Than đá: Các thực vật thân gỗ bị biến động địa chất vùi lấp lâu ngày biến đổi thành. Nói chung than đá không còn vết tích thực vật, có màu đen, đen nâu. Tỷ lệ C trong than đá có thể lên tới 95%. Dựa vào tỷ lệ C và chất bốc cháy ngƣời ta phân than đá ra: than gỗ, than nâu, than mỡ, than gầy, than không khói... Thƣờng gặp ở Quảng Ninh, Thái Nguyên, Nông Sơn (Trung Bộ) v.v... - Ngoài ba loại trên còn có đá silic, rất cứng rắn và ít gặp. 20 1.1.2.3. Đá biến chất Nguồn gốc hình thành: Đá biến chất là do đá macma và trầm tích dƣới tác dụng của nhiệt độ, áp suất cao từ biến động địa chất tạo thành. Sự biến đổi đã làm cho đá biến chất vừa mang tính chất của đá mẹ, vừa thêm những tính chất mới, hoặc biến đổi hẳn không còn nhận biết đƣợc nguồn gốc của nó. Tùy theo các yếu tố tác động chủ yếu trong quá trình hình thành mà ngƣời ta phân biệt các dạng biến chất nhƣ sau: - Biến chất do tiếp xúc: Nó gắn liền với sự hoạt động của khối macma nóng chảy trong vỏ Trái đất, khối macma nóng chảy này đã làm cho các lớp đá xung quanh nó biến chất. Nhiệt độ cao làm cho phần lớn các khoáng vật bị tái kết tinh làm biến chất gọi là nhiệt dịch. Biến chất tiếp xúc xảy ra khoảng không gian rộng lớn, quanh các mạch macma xâm nhập. - Biến chất áp lực: Gắn liền với các vận động tạo sơn, đá ép lại làm thay đổi cấu trúc và phần nào các thành phần khoáng vật. Biến chất áp lực thƣờng xảy ra ở phần ngoài của vỏ Trái đất. - Biến chất khu vực: Xảy ra trong cả vùng rộng lớn và ở nông sâu khác nhau. Tác động gây biến chất là do tổng hợp cả nhiệt và áp lực. Mô tả một số đá biến chất chính: Căn cứ vào cấu tạo, ta có thể gặp một số đá biến chất điển hình sau: - Đá gnai: Có nguồn gốc chủ yếu từ granit nên thành phần khoáng vật chủ yếu là phenpat, thạch anh, mica, hoocnơblen và cả than chì, gronat cấu trúc hạt. Nhƣng các khoáng vật xếp theo từng phiến rõ ràng. Có 2 loại gnai: + Octognai: Do đá macma biến thành. + Paragnai: Do đá trầm tích biến thành. Ta thƣờng gặp ở Phú Thọ, Yên Bái, Lào Cai, Kon Tum. - Đá hoa: Đá vôi hay dolomit khi chịu tác dụng của nhiệt độ, lực ép bị kết tinh lại thành đá hoa (còn gọi là đá cẩm thạch). Vì do các khoáng canxit hay dolomit kết tinh tạo thành các hạt nên mặt đá óng ánh. Những tạp chất trong đá trong quá trình biến hóa bị kết hợp lại thành đám hay vệt vân làn sóng. Có đủ các loại màu sắc: đỏ, đen, vàng, xanh. v.v... Đá hoa dùng làm đồ trang sức hoặc trang trí trong xây dựng nhà cửa. Gặp ở núi Chòng (Hà Nội), Ngũ Hành (Đà Nẵng), Bình Lƣ (Lai Châu) và các vùng núi đá vôi. - Quaczit: Có kiến trúc hạt, chủ yếu do sa thạch khi bị tác động của nhiệt độ và sức ép đã kết gắn lại với nhau rất bền vững. Thành phần chủ yếu là thạch anh. Màu sắc thƣờng trắng hay đỏ nhạt. Quaczit thƣờng gặp ở Tuyên Quang. Thanh Hóa. Quaczit dùng làm vật liệu chịu lửa, đá mài trong xây dựng. - Đá phiến philit: Phiến rất mỏng. Màu đen hoặc xám có ánh bạc do các vảy mica rất mỏng tạo nên. Thƣờng gặp ở Cao Bằng, Bắc Kạn, Hà Giang, Thanh Hóa. 21 - Đá phiến kết tinh: Đá phiến kết tinh hạt, nếu thành phần chủ yếu là mica thì gọi là phiến mica, nếu nhiều clorit thì gọi là phiến clorit... Các đá phiến kết tinh thƣờng chứa thêm thạch anh, gronat, than chì. Thƣờng gặp ở Phú Thọ, Lào Cai, Yên Bái, Kon Tum. 1.2. QUÁ TRÌNH PHONG HÓA KHOÁNG VẬT VÀ ĐÁ 1.2.1. Khái niệm Đá và khoáng sau khi hình thành dƣới tác động của các yếu tố ngoại cảnh dần bị biến đổi. Tổng hợp những sự biến đổi lâu dài phức tạp làm cho đá, khoáng bị phá hủy và quá trình đó đƣợc gọi là quá trình phong hóa. Sự phong hóa đá, khoáng là tổng hợp những quá trình phức tạp, đa dạng làm biến đổi về lƣợng và chất của chúng dƣới tác dụng của môi trƣờng. Kết quả của sự phong hóa là làm cho đá và khoáng bị phá hủy, biến thành tơi xốp, có khả năng thấm khí và nƣớc tốt. Những chất mới này đƣợc gọi là “Mẫu chất”. Lớp vỏ Trái đất ở đó diễn ra quá trình phong hóa và sản phẩm của quá trình phong hóa đƣợc giữ lại đó thì gọi là vỏ phong hóa. Căn cứ vào các yếu tố tác động, phong hóa đƣợc chia thành 3 dạng: Phong hóa lý học, phong hóa hóa học và phong hóa sinh học. Sự phân chia này là tƣơng đối vì các loại phong hóa thƣờng xảy ra đồng thời và có liên quan với nhau. 1.2.2. Các dạng phong hóa đá và khoáng vật 1.2.2.1. Phong hóa lý học Phong hóa lý học là quá trình phá hủy đá về mặt cấu trúc, hình dạng nhƣng không làm thay đổi về thành phần hóa học. Trong những yếu tố gây ra phong hóa lý học thì nhiệt là yếu tố phổ biến và quan trọng hơn cả, ngoài ra còn do gió, nƣớc, hoạt động địa chất v.v... - Nhiệt độ: Chúng ta đều biết các khoáng vật và đá đều bị giãn nở phụ thuộc vào nhiệt độ. Mỗi loại khoáng vật có hệ số giãn nở vì nhiệt khác nhau, ví dụ: Thạch anh có hệ số giãn nở là: 0,00031 Mica có hệ số giãn nở là: 0,00035 Canxit có hệ số giãn nở là: 0,00020 Octoclaz có hệ số giãn nở là: 0,00017 Sự thay đổi nhiệt độ tạo ra biên độ nhiệt độ càng lớn sẽ làm đá bị giãn nở và co lại đột ngột. Do trong đá chứa các khoáng vật khác nhau có hệ số giãn nở khác nhau, gây nên sự giãn nở không đều dẫn đến đá bị nứt nẻ vỡ vụn ra. Trong thực tế nhiều nơi trên vỏ Trái đất có biên độ nhiệt độ ngày đêm lên đến 40 - 60ºC đã làm cho đá càng chóng bị phá hủy. 22 Tốc độ phá hủy đá do nhiệt độ phụ thuộc rất lớn vào các mặt sau: + Sự chênh lệch nhiệt độ ngày đêm, theo mùa trong năm. Biên độ nhiệt độ càng lớn thì quá trình phá hủy càng mạnh. + Phụ thuộc vào thành phần khoáng vật chứa trong đá, nếu đá có cấu tạo bởi càng nhiều khoáng vật thì càng dễ bị phá hủy. + Phụ thuộc vào màu sắc và cấu trúc của đá, đá có màu sẫm, cấu trúc mịn, dễ hấp thu nhiệt nên bị phá hủy mạnh hơn đá màu sáng, cấu trúc hạt thô. Phong hóa lý học đƣợc tăng cƣờng khi có sự tham gia của nƣớc. Nƣớc thấm vào kẽ nứt gây áp lực mao quản, những vùng giá lạnh khi nƣớc đóng băng thể tích của nó tăng lên làm đá bị phá hủy mạnh. - Dòng chảy, gió: Nƣớc chảy mạnh, gió có thể cuốn đá va đập vào nhau và vỡ vụn ra. Kết quả của phong hóa lý học là làm cho đá, khoáng vỡ vụn ra, tạo ra một số tính chất mới mà đá nguyên chất trƣớc đây không có, nhƣ khả năng thấm khí, nƣớc v.v... Phong hóa lý học làm cho bề mặt tiếp xúc của đá, khoáng với môi trƣờng xung quanh tăng lên và từ đó tạo điều kiện cho các quá trình phong hóa khác tiếp theo đƣợc thuận lợi hơn. 1.2.2.2. Phong hóa hóa học Phong hóa hóa học là sự phá hủy đá, khoáng bằng các phản ứng hóa học. Bởi vậy phong hóa hóa học làm thay đổi thành phần và tính chất của đá, khoáng. Đây cũng là đặc điểm cơ bản khác với phong hóa lý học đã đƣợc trình bày ở phần trên. Những tác nhân quan trọng nhất trong quá trình này là H2O, CO2 và O2. Các quá trình chủ yếu của phong hóa học là: Quá trình hòa tan, hydrat hóa, hóa sét và oxy hóa. - Quá trình hòa tan: Quá trình hòa tan là hiện tƣợng các khoáng vật và đá bị hòa tan trong nƣớc. Tất cả các loại đá, khoáng khi tiếp xúc với nƣớc đều bị hòa tan nhƣng mức độ rất khác nhau. Có mức độ hòa tan nhỏ bé đến mức ta không thể nhận ra chúng bằng những cách thông thƣờng. Quá trình này đã làm thay đổi thành phần và tính chất của các loại đá, khoáng. Ví dụ: CaCO3 + CO2 + H2O → Ca(HCO3)2 Quá trình hòa tan chịu ảnh hƣởng của 1 số yếu tố sau: + Nhiệt độ làm tăng cƣờng quá trình hòa tan. Thông thƣờng nhiệt độ tăng lên 100C thì sự hòa tan tăng lên từ 2 - 3 lần. Nƣớc ta là nƣớc nhiệt đới ẩm nên quá trình hòa tan rất đáng quan tâm. + Độ pH của môi trƣờng cũng ảnh hƣởng lớn đến sự hòa tan. Khi nƣớc chứa CO2, độ pH của nó giảm, độ hòa tan của các loại muối cacbonat trong nó tăng lên rõ rệt. 23 + Các loại muối clorua, nitrat của kim loại kiềm, kiềm thổ dễ tan trong nƣớc. Các loại muối sunphat, cacbonat của kim loại kiềm thì dễ tan, nhƣng của kim loại kiềm thổ lại khó tan trong nƣớc. + Bề mặt tiếp xúc của chất tan với dung môi càng lớn, khả năng tan của nó càng tăng. Phong hóa lý học đã làm cho các khối đá, khoáng vỡ vụn do đó làm tăng bề mặt tiếp xúc của đá với môi trƣờng tạo điều kiện thuận lợi cho quá trình hòa tan. - Quá trình hydrat hóa: Là quá trình nƣớc tham gia vào mạng lƣới tinh thể của khoáng vật, thực chất đây là quá trình nƣớc kết hợp với khoáng vật làm thay đổi thành phần hóa học của khoáng vật. Ví dụ: Fe2O3 + 3H2O →Fe2O3. 3H2O (Hematit) (Limonit) CaSO4 + 2H2O → CaSO4. 2H2O (Thạch cao khan) (Thạch cao thƣờng) Quá trình này làm cho thể tích của khoáng vật tăng lên, thành phần hóa học thay đổi, độ bền liên kết giảm, tạo điều kiện tốt cho quá trình hòa tan và các phản ứng hóa học khác. - Quá trình sét hóa: Các khoáng vật silicat, nhôm silicat do tác động của H2O, CO2 sẽ bị biến đổi tạo thành các khoáng sét. Các chất kiềm và kiềm thổ trong khoáng vật bị H+chiếm chỗ trong mạng lƣới tinh thể đƣợc tách ra dƣới dạng hòa tan. Nhƣ vậy thực chất của quá trình sét hóa là các quá trình hòa tan, hydrat hóa chuyển các khoáng vật silicat, nhôm silicat thành các khoáng vật thứ sinh, các muối và oxyt. Ví dụ: K2Al2Si 6O16 + H2O + CO2 → H2Al2Si2O8. 2H2O + SiO2.nH2O+ K2CO3 (Phenphatkali) (Sét Kaolinit) (Opan) Quá trình sét hóa rất phổ biến và có tầm quan trọng trong phong hóa hóa học vì phần nhiều các loại khoáng trong đất thuộc nhóm silicat và alumin - silicat. + Quá trình oxy hóa: Đa số các khoáng vật dễ bị oxy hóa và phá hủy nhanh chóng, nhất là các khoáng vật có chứa sắt nhƣ olivin, ogit, hoocblen, pyrit,... có chứa nhiều Fe2+nên rất dễ tham gia vào quá trình oxy hóa. Ví dụ điển hình nhƣ pyrit có quá trình oxy hóa nhƣ sau: 2FeS2 +7O2 + 2H2O →2FeSO4 + 2H2SO4 12FeSO4 + 3O2 +6H2O →4Fe2(SO4)3 + 4Fe(OH)3 2Fe2(SO4)3 +9H2O →2Fe2O3.3H2O + 6H2SO4 (Limonit) 24 Vì lý do trên các loại đá có chứa sắt khi lộ ra ngoài không khí thƣờng hình thành lớp vỏ limonit có màu nâu đỏ rất cứng bảo vệ cho đá ít bị phong hóa tiếp. Phong hóa hóa học không những làm thay đổi thành phần, tính chất của đá, khoáng mà nó còn có thể tạo ra một số khoáng vật mới (thứ sinh) và hàng loạt những chất đơn giản. Phong hóa hóa học phụ thuộc nhiều vào ẩm độ, nhiệt độ. Nhiệt độ cao, độ ẩm lớn phong hóa hóa học sẽ hoạt động mạnh. Bởi vậy đây là loại phong hóa diễn ra mạnh trong khu vực nhiệt đới trong đó có nƣớc ta. Càng lên cao nhiệt độ càng giảm nên cƣờng độ của loại phong hóa này càng giảm đi. 1.2.2.3. Phong hóa sinh học Sự phá hủy cơ học và sự biến đổi tính chất hóa học của đá, khoáng dƣới tác dụng của sinh vật và những sản phẩm từ hoạt động sống của chúng đƣợc gọi là sự phong hóa sinh học. - Trong quá trình sống, sinh vật trao đổi chất với môi trƣờng, đặc biệt là môi trƣờng đất. Sự trao đổi đó đã làm xuất hiện hoặc thay đổi các quá trình hóa học khác. Trong đời sống của mình, sinh vật sử dụng những chất dinh dƣỡng khoáng làm thay đổi hàm lƣợng các chất đó trong đất, đƣa vào môi trƣờng những chất mới đặc biệt là những axit: H2CO3, HCl, H2SO4, HNO3, các axit hữu cơ..., đó là những lý do làm cho đá và khoáng bị phá hủy. - Tác động cơ giới do rễ cây len lỏi vào các kẽ nứt của đá làm đá bị phá hủy, hiện tƣợng này thấy rất rõ trên các vách núi đá vôi có cây sinh sống. Khi trên Trái đất chƣa có sinh vật thì đá và khoáng chỉ bị phá hủy bởi quá trình phong hóa lý học và hóa học. Khi sinh vật xuất hiện trên Trái đất, lúc đầu là các vi sinh vật và cuối là thực vật thƣợng đẳng thì sự phong hóa sinh học trở thành phổ biến và quan trọng, nhất là những vùng nhiệt đới ẩm. Tóm lại: Tùy theo điều kiện cụ thể mà dạng phong hóa này hay phong hóa kia chiếm ƣu thế, nhƣng nhìn chung chúng đều có tác dụng xúc tiến lẫn nhau và hỗ trợ nhau để phát triển. Ở Việt Nam, các quá trình phong hóa xảy ra mãnh liệt và triệt để vì chịu ảnh hƣởng của điều kiện nhiệt đới ẩm. Trong các dạng phong hóa thì phong hóa hóa học chiếm ƣu thế. 1.3. QUÁ TRÌNH HÌNH THÀNH ĐẤT 1.3.1. Tuần hoàn vật chất và sự hình thành đất Ta có thể chia quá trình hình thành đất làm 2 giai đoạn: + Đá bị phong hóa thành mẫu chất, giai đoạn này đƣợc gọi là quá trình phong hóa. + Mẫu chất biến thành đất, giai đoạn này đƣợc gọi là quá trình hình thành đất. Quá trình Đá mẹ Mẫu chất Đất Quá trình Phong hoá hình thành đất 25 Mẫu chất đã có khả năng thấm, giữ nƣớc và khí nhƣng còn thiếu phần quan trọng nhất để trở thành đất đó là chất hữu cơ. Khi trên Trái đất chƣa có sự sống, lúc đó mới chỉ có các quá trình phong hóa lý, hóa học. Các sản phẩm phong hóa một phần nằm lại tại chỗ, phần khác theo nƣớc di chuyển xuống chỗ trũng, đại dƣơng. Ở những nơi đó chúng lại trầm lắng, chịu sự tác động của áp suất và các yếu tố khác và hình thành nên đá trầm tích. Do sự vận động địa chất, khối đá trầm tích này lại đƣợc nâng lên phong hóa theo một vòng mới khác. Quá trình đó cứ lặp đi lặp lại trong một phạm vi lớn, và kéo dài tới hàng tỷ năm, nên đƣợc gọi là "Đại tuần hoàn địa chất". Bản chất của vòng đại tuần hoàn địa chất là quá trình tạo lập đá đơn thuần xảy ra rộng khắp và theo một chu trình khép kín. Khi sinh vật xuất hiện lúc đầu là các vi sinh vật và các thực vật hạ đẳng, chúng sử dụng các chất dinh dƣỡng khoáng để nuôi cơ thể, chết đi chúng trả lại toàn bộ cho đất. Cứ nhƣ vậy sinh vật ngày càng phát triển và lƣợng chất hữu cơ tích lũy trong đất ngày một nhiều, nó đã biến mẫu chất trở thành đất. Vòng tuần hoàn này do sinh vật thực hiện và diễn ra trong thời gian ngắn, phạm vi hẹp nên đƣợc gọi là "Tiểu tuần hoàn sinh vật". Bởi vậy "Đại tuần hoàn địa chất" là cơ sở của quá trình hình thành đất, còn "Tiểu tuần hoàn sinh vật" là bản chất của nó. Đất đƣợc hình thành kể từ khi xuất hiện sinh vật. 1.3.2. Các yếu tố hình thành đất Đocutraiep - ông tổ thổ nhƣỡng ngƣời Nga là ngƣời đầu tiên cho rằng đất đƣợc hình thành do sự tác động tổng hợp của 5 yếu tố: Đá mẹ, khí hậu, sinh vật, địa hình và thời gian. Vai trò của con ngƣời trong sản xuất nông lâm nghiệp ngày càng góp phần to lớn vào sự hình thành đất. Bởi vậy ngày nay phần lớn ngƣời ta coi đất đƣợc hình thành do 6 chứ không phải 5 yếu tố nhƣ quan điểm của Đocutraiep. 1.3.2.1. Đá mẹ Đá mẹ bị phong hóa thành mẫu chất, rồi thành đất. Nhƣ vậy rõ ràng đá mẹ là nguyên liệu đầu tiên của quá trình hình thành đất, vì vậy ngƣời ta còn gọi là nguyên liệu mẹ. Đá mẹ ra sao sẽ sinh ra đất mang dấu ấn của mình. Ví dụ: - Các loại đá macma axit có cấu trúc hạt thô, khó phong hóa tạo nên các loại đất có thành phần cơ giới nhẹ, tầng đất mỏng còn ngƣợc lại các loại đá mẹ macma trung tính hay bazơ có cấu trúc mịn, dễ phong hóa thì tạo ra các loại đất có thành phần cơ giới nặng, tầng đất dày hơn. - Những loại đất hình thành trên đá mẹ gnai, granit thƣờng giàu K+vì trong những loại đá đó giàu mica, mà mica bị phong hóa sẽ giải phóng ra K+. Đất hình thành trên đá bazan thƣờng giàu Mg++, P2O5 vì loại đá này chứa nhiều Mg và photphorit. Tuy nhiên, sự ảnh hƣởng của đá mẹ đối với đất lớn nhất ở giai đoạn đầu, giai đoạn đất còn trẻ. Theo thời gian và môi trƣờng mà đất tồn tại, cùng với sự tác động của con ngƣời vai trò của đá mẹ ngày càng lu mờ. Ví dụ: 26 - Những vùng đất phát triển trên đá vôi đáng ra không chua nhƣng đến nay có vùng đã chua thậm chí rất chua do bị xói mòn, rửa trôi nghiêm trọng. Một số vùng đất cùng phát triển trên đá cát nhƣng nay có tính chất rất khác nhau do quá trình canh tác rất khác nhau tại một số vùng. 1.3.2.2. Khí hậu Khí hậu có sự tác động tới sự hình thành đất vừa trực tiếp thông qua nhiệt độ, lƣợng mƣa, vừa gián tiếp thông qua sinh vật. + Nhiệt độ và lƣợng mƣa là hai yếu tố quan trọng đầu tiên trong sự phong hóa đá, khoáng. Hai yếu tố này còn chi phối tất cả các quá trình khác trong đất: Quá trình rửa trôi, xói mòn, tích tụ, mùn hóa, khoáng hóa,... Cƣờng độ, chiều hƣớng của chúng góp phần chi phối quá trình hình thành đất. Lƣợng mƣa ảnh hƣởng lớn tới độ chua và hàm lƣợng kiềm trao đổi trong đất. Theo Jeny khi nghiên cứu đất vùng nhiệt đới (đảo Mabrikia) thì lƣợng mƣa hàng năm càng tăng, độ pH và tổng các cation kiềm trao đổi càng giảm. Điều này giải thích lý do đất Việt Nam đặc biệt là đất rừng thƣờng chua và độ no kiềm thấp (Bảng 1.5). Trên Trái đất có những đai khí hậu khác nhau: Hàn đới, ôn đới, nhiệt đới. Tại những đai đó, những sinh vật tƣơng ứng đƣợc hình thành và bởi vậy xuất hiện những đai đất đi kèm. Điều đó nói lên vai trò của khí hậu với sự hình thành đất thông qua sinh vật. Ví dụ: - Vùng lạnh, khô đặc trƣng là kiểu rừng lá kim nên hình thành đất podzol chua và nghèo dinh dƣỡng. - Vùng lạnh ẩm hình thành đồng cỏ hoặc rừng lá rộng ôn đới nên có đất đen ôn đới (Checnozom). - Vùng nhiệt đới nóng ẩm hình thành loại rừng lá rộng, thƣờng xanh nên có đất đỏ vàng. Bảng 1.5: Ảnh hƣởng của lƣợng mƣa đến một số tính chất của đất Lượng mưa hàng năm (mm) Nhiệt độ (0oC) [H+] (lđl/100g đất) Tổng số cation kiềm trao đổi (lđl/100g đất) pH 600 - 1.300 29,5 5,5 24,0 6,8 1.300 -1.900 26,2 11,2 15,0 6,3 1.900 - 2.500 22,9 14,7 8,2 5,9 2.500 - 3.200 22,3 16,6 5,5 5,7 3.200 - 3.800 20,6 19,6 4,0 5,6 (Nguyễn Thế Đặng, Nguyễn Thế Hùng, 1999) 27 1.3.2.3. Sinh vật Sinh vật là yếu tố chủ đạo cho quá trình hình thành đất vì sinh vật cung cấp chất hữu cơ, yếu tố quan trọng nhất để biến mẫu chất thành đất. Đất là môi trƣờng sôi động của sự sống, là địa bàn sinh sống của vi sinh vật, thực vật, động vật. - Vi sinh vật: Một gam đất chứa hàng chục triệu thậm chí hàng tỷ vi sinh vật. Trung bình 1 gam đất của Việt Nam chứa khoảng 60 - 100 x 106vi sinh vật, chúng có vai trò rất lớn đối với quá trình hình thành đất, cụ thể: + Cung cấp chất hữu cơ cho đất: Vi sinh vật là những sinh vật đi tiên phong, chúng là sinh vật đầu tiên sống trên mẫu chất và chết đi cung cấp lƣợng chất hữu cơ nhỏ nhoi nhƣng vô cùng quý giá đầu tiên cho mẫu chất để biến mẫu chất thành đất. + Đóng vai trò quan trọng trong việc phân giải và tổng hợp chất hữu cơ: Cây chỉ có thể hút các dinh dƣỡng từ đất dƣới dạng các chất khoáng đơn giản do vậy các chất hữu cơ và ngay cả 1 số loại phân bón khi đƣợc bổ sung vào đất đều phải nhờ vi sinh vật phân giải cây mới có khả năng hấp phụ. Mặt khác, trong quá trình phân giải chúng lại tổng hợp nên một dạng hữu cơ đặc biệt, rất quan trọng trong đất đó là hợp chất mùn. + Cố định đạm từ khí trời: Trong đá mẹ, mẫu chất thiếu một yếu tố dinh dƣỡng cơ bản đó là N. Vi sinh vật cố định đạm góp phần tạo ra đạm mà mẫu chất không có. Tuy nhiên, ngoài mặt có lợi vi sinh vật đất còn có một số mặt hại nhƣ: Làm mất đạm, thải ra một số khí độc, làm giảm pH đất, gây bệnh cho cây... - Thực vật: Thực vật đóng vai trò quan trọng trong quá trình hình thành đất. Tùy theo thảm thực bì, số lƣợng cũng nhƣ chất lƣợng chất hữu cơ trả lại cho đất khác nhau.Thƣờng 1 ha rừng trả lại cho đất 10 tấn cành khô, lá rụng/năm, khoảng 80% lƣợng chất hữu cơ trong đất có nguồn gốc từ thực vật. Một số loại thực vật đƣợc dùng làm cây chỉ thị cho một số tính chất đất. Ví dụ: Cây sim, mua chỉ thị đất chua; cây sú, vẹt chỉ thị cho đất mặn... Tóm lại tác dụng của thực vật thể hiện ở các mặt sau: + Cung cấp chất hữu cơ, tăng hàm lƣợng mùn, cải thiện các tính chất lý, hóa và sinh học đất. + Tập trung dinh dƣỡng ở tầng sâu lên tầng đất mặt. + Hút và trả lại cho đất các chất dinh dƣỡng phù hợp hơn với thế hệ sau do hút dinh dƣỡng có chọn lọc. + Che phủ mặt đất, chống xói mòn. 28 - Động vật: Có nhiều loại động vật sinh sống trong đất từ nguyên sinh động vật, giun, dế, kiến, mối đến chuột, dúi... Tác dụng của chúng thể hiện qua các mặt sau: + Chúng chết đi cung cấp chất hữu cơ cho đất, tuy số lƣợng ít nhƣng có chất lƣợng cao. + Chuyển hóa chất hữu cơ tạo thành các chất dễ tiêu cho cây. + Xới xáo làm cho đất tơi xốp. Đại diện nhƣ giun đất là “anh thợ cày” tích cực, 1 ha đất tốt có bón phân có thể có tới 2,5 triệu con giun. 1.3.2.4. Địa hình Địa hình tác động đến quá trình hình thành đất thể hiện ở chỗ: - Ở các vùng cao có nhiệt độ thấp hơn nhƣng ẩm độ cao hơn. Càng lên cao xuất hiện nhiều cây lá nhỏ, chịu lạnh, đất có hàm lƣợng mùn tăng, quá trình feralit giảm. Đây là lý do các vùng cao nhƣ Đà Lạt, Mộc Châu, Sa Pa có khí hậu mát mẻ và đất có hàm lƣợng mùn khá hơn. - Địa hình còn làm thay đổi tiểu vùng khí hậu do nhiều nơi địa hình quyết định hƣớng và tốc độ của gió, làm thay đổi độ ẩm, thảm thực bì của đất rất lớn. Do bị chắn bởi dãy Trƣờng Sơn mà 1 số vùng bị ảnh hƣởng của gió Phơn Tây Nam rất mạnh nhƣ: Hòa Bình, Lai Châu, Thanh Hóa, Nghệ An... - Địa hình trong khu vực nhỏ trực tiếp góp phần phân bố lại vật chất, làm thay đổi độ ẩm, nhiệt độ, độ tăng trƣởng của sinh vật, sự vận chuyển nƣớc trên bề mặt và trong lòng đất. Những nơi địa hình cao, dốc, nƣớc chảy bề mặt nhiều, nƣớc thấm ít, độ ẩm đất thấp hơn chỗ trũng. Do dòng chảy bề mặt lớn, đất bị xói mòn, rửa trôi xuống các vũng trũng nên các chỗ trũng, bằng phẳng thƣờng có tầng đất dày hơn, hàm lƣợng dinh dƣỡng khá hơn so với nơi dốc nhiều. 1.3.2.5. Thời gian Từ đá phá hủy để cuối cùng hình thành đất phải có thời gian nhất định. Thời gian biểu hiện quá trình tích lũy sinh vật, thời gian càng dài thì sự tích lũy sinh vật càng phong phú, sự phát triển của đất càng rõ. Ngƣời ta chia tuổi của đất thành 2 loại là: Tuổi hình thành tuyệt đối và tuổi hình thành tƣơng đối. - Tuổi tuyệt đối: Là thời gian kể từ khi bắt đầu hình thành đất đến nay (từ lúc xuất hiện sinh vật ở vùng đó đến nay). - Tuổi tƣơng đối: Là sự đánh dấu tốc độ tiến triển tuần hoàn sinh học, nói lên sự chênh lệch về giai đoạn phát triển của loại đất đó dƣới sự tác động của các yếu tố ngoại cảnh. Nói cách khác là chỉ tốc độ phát triển của đất. Có nhiều loại đất đƣợc hình thành cùng thời gian nhƣng do các điều kiện ngoại cảnh tác động khác nhau mà có tuổi tƣơng đối khác nhau. Có loại tuổi tuyệt đối rất trẻ nhƣng nhiều nơi đất đã phát triển đến đỉnh cao của nó, biểu hiện ở hiện tƣợng kết von, đá ong. 29 1.3.2.6. Hoạt động sản xuất của con người Hoạt động sản xuất của con ngƣời ngày nay đã trở thành yếu tố quyết định tới sự hình thành đất. Sự ảnh hƣởng này phụ thuộc vào yếu tố xã hội và trình độ sản xuất của con ngƣời. Con ngƣời luôn tìm cách tác động vào đất để khai thác tiềm năng của nó và mang lại lợi nhuận tối đa cho mình. Tất cả những hoạt động sản xuất nhƣ trồng rừng, khai thác rừng, đốt nƣơng làm rẫy, định canh định cƣ, sử dụng phân bón, thủy lợi,... đều tác động không nhiều thì ít tới sự hình thành đất. Những hồ thủy điện, hồ chứa nƣớc cho nông nghiệp đã chi phối không nhỏ chiều hƣớng và tốc độ hình thành đất. Tóm lại, nếu sử dụng đất có ý thức bảo vệ và cải tạo thì đất sẽ ngày một tốt lên còn ngƣợc lại nếu chỉ biết bóc lột thì đất nhanh chóng nghèo kiệt, thoái hóa. 1.3.3. Hình thái phẫu diện đất 1.3.3.1. Khái niệm Tất cả những quá trình diễn ra trong đất đều để lại những dấu vết trong nó. Nghiên cứu những dấu vết đó, ta biết đƣợc tính chất, đặc điểm của đất. Thậm chí, ta còn biết đƣợc lịch sử của sự hình thành đất và chiều hƣớng phát triển của nó. Đặc điểm phân lớp là đặc điểm quan trọng của đất, mà nhiều tính chất lý hóa học và độ phì của đất phụ thuộc vào nó. Mặt cắt thẳng đứng từ mặt đất xuống đến tầng đá mẹ, nó thể hiện các tầng đất đƣợc gọi là phẫu diện đất. Phẫu diện đó đƣợc mô tả thông qua những đặc điểm bề ngoài có thể cảm nhận đƣợc bằng các giác quan thì gọi là hình thái phẫu diện đất. Từ hình thái, ta có thể suy ra những tính chất bên trong của nó. 1.3.3.2. Các tầng đất và đặc điểm của chúng Một phẫu diện đất địa thành điển hình thƣờng gồm các tầng đất sau: Tầng thảm mục, tầng mùn (tầng rửa trôi), tầng tích tụ, tầng mẫu chất, tầng đá mẹ (Hình 1.1). - Tầng thảm mục nằm trên mặt đất. Tầng này đƣợc kí hiệu là Ao (có sách kí hiệu là O), ở đây nó chứa những cành lá, xác thực vật rơi rụng. Tầng này cũng đƣợc chia nhỏ hơn A01, A02và A03. Tầng A01chứa những chất hữu cơ chƣa phân giải. Tầng A02chứa những chất hữu cơ đã bị phân giải một phần, A03chứa những chất hữu cơ đã phân giải mạnh, một phần đã thành mùn. Tầng thảm mục chỉ xuất hiện ở đất dƣới rừng, dƣới đồng cỏ, nơi mà chất hữu cơ đƣợc trả lại cho đất khá nhiều. Mặt khác sự có mặt của tầng này còn liên quan tới điều kiện phân giải các hợp chất hữu cơ, bản chất của các chất hữu cơ. Những nơi điều kiện phân giải các hợp chất hữu cơ thuận lợi, tầng này hoặc không xuất hiện, hoặc mỏng, không điển hình. 30 Ở nƣớc ta, càng lên cao theo độ cao tuyệt đối, càng dễ tìm thấy tầng A0. Dƣới rừng cây họ Dầu, cây lá kim cũng dễ xuất hiện tầng A0 hơn. - Tầng mùn (tầng rửa trôi): Ký hiệu là A. Tại đây, các hợp chất mùn đƣợc hình thành. Đất thƣờng màu đen, nâu đen. Đất thƣờng có kết cấu viên, tơi xốp, giàu dinh dƣỡng.Tuy nhiên dƣới tác dụng của nƣớc nó cũng là tầng bị rửa trôi.Phần lớn các loại vi sinh vật đất đều tập trung ở tầng này. Trong tầng A lại có thể xuất hiện những tầng khác nhau: A1, A2, A3. + A1 là tầng tích lũy mùn nhiều nhất, màu đen nhất. Tại đây các hợp chất hữu cơ đƣợc phân giải, tổng hợp để tạo nên các hợp chất mùn trong đất. Đất thƣờng có kết cấu viên, tơi xốp, giàu dinh dƣỡng. Tầng A0 (Thảm mục) Tầng A (Tầng rửa trôi) Tầng B (Tầng tích tụ) Tầng C (Tầng mẫu chất) Tầng D (Tầng đá mẹ) A01 A02 A03 A1 A2 A3 B1 B2 B3 Xác hữu cơ chưa bị phân giải Xác hữu cơ đã bị phân giải 1 phần Xác hữu cơ đã bị phân giảiTầng mùn màu đen Tầng rửa trôi có màu sáng hơn Tầng chuyển tiếp sang B Tầng chuyển tiếp từ A Tầng tích tụ điển hình Tầng chuyển tiếp sang C Hình 1.1: Sơ đồ một phẫu diện đất điển hình + A2 là tầng rửa trôi mạnh nhất. Tại đây các chất dinh dƣỡng và hợp chất mùn bị phá hủy và rửa trôi xuống các tầng sâu. Bởi vậy, hàm lƣợng chất dinh dƣỡng và mùn ở đây thấp. Tuy nhiên, theo Fritland thì đất Việt nam thƣờng có tầng A2 không điển hình. 31 + Tầng A3 là tầng chuyển tiếp đến tầng B. - Tầng tích tụ: Ký hiệu là B. Những chất bị rửa trôi từ tầng trên xuống, phần lớn đƣợc tích lũy tại đây, đặc biệt là sét. Bởi vậy hàm lƣợng sét ở tầng này cao hơn hẳn so với các tầng khác do đó nó thƣờng bị chặt, khó thấm nƣớc. Tầng B càng phát triển, chứng tỏ đất có tuổi càng cao. Tầng B lại có thể chia nhỏ hơn thành B1, B2, B3: + Tầng B1 là một phần của tầng A chuyển tiếp đến tầng B. + Tầng B2 là tầng tích tụ điển hình. + Tầng B3 là phần chuyển tiếp của tầng B đến tầng C. Tầng A và B là phần điển hình của đất, nó tạo nên độ dày của đất. Độ dày tầng đất đƣợc tính từ trên mặt đất xuống đến hết tầng B. - Tầng C đƣợc gọi là tầng mẫu chất, nó đƣợc hình thành từ sự phong hóa đá và khoáng ban đầu. Đất đƣợc hình thành từ những loại đá khó bị phong hóa, thì tầng C rất mỏng. - Cuối cùng là tầng đá mẹ: Ký hiệu là D. Để phân biệt các tầng đất, ngƣời ta có thể căn cứ vào: Màu sắc, độ chặt, thành phần cơ giới, chất mới sinh, chất xâm nhập... 1.3.3.3. Màu sắc đất Màu sắc của đất là đặc điểm dễ thấy nhất và đồng thời nó cũng nói lên đƣợc nhiều tính chất quan trọng của đất. Màu sắc của đất rất phức tạp, nhƣng cơ bản là do 3 màu chủ đạo là đen, đỏ, trắng tạo nên (Hình 1.2). Đen (mùn) Hạt dẻ tối Màu hạt dẻ Hạt dẻ sáng Hung Đỏ Nâu tối Nâu Nâu nhạt Xám tối Xám Xám sáng Xám trắng Trắng (Fe2O3.nH2O) Da cam Vàng Vàng nhạt (SiO2.Al2O3, CaCO3)Hình 1.2: Sơ đồ tam giác màu của Zakharôp 32 - Màu đen: Chủ yếu do mùn tạo nên. Càng nhiều mùn đất càng có màu đen đậm. Đôi khi màu đen của đất còn đƣợc tạo nên do MnO2 hoặc rễ một số cây khi chết có màu đen. - Màu đỏ: Chủ yếu là Fe2O3. - Màu trắng: Chủ yếu do sét kaolinit, SiO2 hoặc CaCO3. Đất tầng A1 thƣờng đen vì nó chứa nhiều mùn; đất màu đỏ thƣờng nhiều Fe, đất màu xanh xám trong điều kiện ẩm ƣớt là đất bị glây,... Màu sắc của đất phụ thuộc vào tỷ lệ các chất trong đất, cƣờng độ chiếu sáng, độ ẩm đất và trạng thái tồn tại của nó. Vì vậy khi quan sát màu sắc của đất, cần lƣu ý: - Điều kiện ánh sáng: Cùng phẫu diện đất nhƣng nếu nó đƣợc quan sát vào buổi sáng, buổi trƣa, chỗ ánh sáng yếu, chỗ ánh sáng mạnh, sẽ cho các màu sắc khác nhau. - Độ ẩm: Độ ẩm cao màu sẫm hơn độ ẩm thấp. Ngày nay các nhà khoa học đất thế giới đã xây dựng một thang màu chuẩn của đất, thang màu Munsel. Màu của đất đƣợc định lƣợng theo hệ thống màu cụ thể thuận lợi cho việc mô tả màu sắc của đất. 1.3.3.4. Chất mới sinh, chất xâm nhập + Chất xâm nhập: Là những chất không liên quan đến quá trình hình thành đất nhƣng phản ánh lịch sử sử dụng đất. Ví dụ nhƣ mảnh gạch, ngói, xƣơng, sắt vụn v.v... + Chất mới sinh: Là những chất đƣợc sinh ra trong quá trình hình thành và phát triển của đất, mà sự có mặt của nó đã ảnh hƣởng rõ rệt tới những tính chất của đất. Căn cứ vào nguồn gốc hình thành nó đƣợc chia làm 2 loại: - Chất mới sinh có nguồn gốc hóa học nhƣ kết von, đá ong... - Chất mới sinh có nguồn gốc sinh học nhƣ phân giun, rễ cây, hang hốc động vật. Những chất mới sinh nhƣ kết von, phân giun là rất phổ biến trong đất lâm nghiệp, có 2 dạng kết von: Kết von thật và kết von giả. Kết von thật là sản phẩm kết tinh của những oxit Fe, Al, Mn dƣới dạng các hạt tròn nhẵn có kích thƣớc khác nhau màu đen, nâu đen. Kết von giả là những mảnh đá, khoáng vụn bị các loại oxit Fe, Al, Mn bao bọc xung quanh. Vì thế loại này có cạnh góc rõ ràng và độ đậm của màu đen hoặc nâu giảm dần từ ngoài vào trong. Căn cứ vào chất mới sinh, có thể biết đƣợc tính chất của đất cũng nhƣ một số quá trình trong đất. Ví dụ: Kết von là sản phẩm của quá trình Feralit; nếu có vệt xám xanh, chứng tỏ quá trình glây; vết mùn cho biết mức độ rửa trôi của đất... 33 CÂU HỎI ÔN TẬP 1. Đất là gì? 2. Khoáng vật và đá là gì? 3. Khoáng vật nguyên sinh là gì? Có bao nhiêu lớp? Loại nào điển hình? 4. Khoáng vật thứ sinh là gì? Có bao nhiêu lớp? Loại nào điển hình? 5. Có mấy nhóm đá trong tự nhiên? 6. Đá macma là gì? Hình thành nhƣ thế nào? Những loại đá macma chính? 7. Đá trầm tích là gì? Hình thành nhƣ thế nào? Những loại thƣờng gặp? 8. Đá biến chất là gì? Hình thành nhƣ thế nào? Nêu một số loại đá biến chất? 9. Nêu khái niệm quá trình phá hủy đá và khoáng? 10. Trình bày các dạng phong hóa đá và khoáng? 11. Khái niệm quá trình hình thành đất? 12. Trình bày các yếu tố hình thành đất? 13. Trình bày phẫu diện đất đất điển hình? 34 Chƣơng 2 CHẤT VÔ CƠ, HỮU CƠ VÀ MÙN TRONG ĐẤT 2.1. THÀNH PHẦN HOÁ HỌC ĐẤT Đất chứa tất cả các nguyên tố tự nhiên theo bảng hệ thống tuần hoàn của Mendeleev. Hàm lƣợng cao của C và Si trong đất phản ánh tác động đồng thời của cả 2 yếu tố là sinh vật và đá mẹ. Khoảng biến động của hàm lƣợng các nguyên tố trong đất khá rộng. Ví dụ: Hàm lƣợng của các nguyên tố Si: 22 - 44% (trừ đất than bùn), Al: 1 - 8% (trừ đất đỏ), Fe: 0,5 - 6% (trừ đất đỏ), Ca: 0,3 - 5%... Thành phần nguyên tố của đất phụ thuộc vào loại đất, thành phần cấp hạt, độ sâu tầng đất, các đặc tính đặc biệt của các nguyên tố hóa học, ví dụ: Đất có thành phần cơ giới nhẹ có hàm lƣợng Si cao, hàm lƣợng các nguyên tố khác giảm thấp, trừ oxy; CaCO3 có nhiều trong đất không bị rửa trôi và đất phát triển trên đá vôi; ở đất đỏ và đất đỏ vàng hàm lƣợng Fe và Al tăng cao... Đến nay, ngƣời ta đã tìm thấy trong đất trên 45 nguyên tố hóa học nằm trong các hợp chất vô cơ, hữu cơ và vô cơ - hữu cơ. Vỏ Trái đất cũng nhƣ trong đất có 4 nguyên tố chiếm tỷ lệ lớn nhất là O, Si, Fe, Al. Hai nguyên tố là N và C ở trong đất và vỏ Trái đất chênh lệch nhau khá nhiều (Bảng 2.1). Bảng 2.1: So sánh hàm lƣợng một số nguyên tố hóa học trong đất và vỏ Trái đất (%) Nguyên tố Vỏ Trái đất Đất Nguyên tố Vỏ Trái đất Đất O 47,2 49,0 Mg 2,10 0,63 Si 26,9 33,0 C 0,10 2,00 Al 8,8 7,13 S 0,09 0,08 Fe 5,1 3,80 P 0,08 0,08 Ca 3,6 1,37 Cl 0,04 0,01 Na 2,64 0,63 Mn 0,09 0,08 K 2,60 1,36 N 0,01 0,01 Các nguyên tố dinh dƣỡng cần thiết cho sự sinh trƣởng của thực vật thƣợng đẳng, ngoài C, H và O có nguồn gốc từ không khí và nƣớc, số còn lại bao gồm các nguyên tố đa lƣợng nhƣ N, P, K, Ca, Mg, S... và các nguyên tố vi lƣợng nhƣ Fe, Mn, B, Zn, Mo... Những nguyên tố này đều do đất cung cấp, cho nên gọi là các chất dinh dƣỡng trong đất. Ngoài ra, trong đất còn chứa các chất phóng xạ và các chất độc có nguồn gốc từ các chất vô cơ. 35 Ngƣời ta có thể phân nhóm các nguyên tố theo nhiều cách: - Dựa vào hàm lƣợng tuyệt đối của các nguyên tố trong đất, ngƣời ta chia các nguyên tố thành các nhóm: + Nhóm 1: Gồm Si và O2 chiếm hàm lƣợng cao nhất, có thể tới vài chục phần trăm. Khối lƣợng cả nhóm chiếm 80 - 90% khối lƣợng đất. + Nhóm 2: Bao gồm các nguyên tố có hàm lƣợng ở trong đất dao động từ 0,1% đến vài % nhƣ các nguyên tố: Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, Ti, C. + Nhóm 3: Bao gồm các nguyên tố có hàm lƣợng trong đất dao động từ dƣới 0,1% đến vài phần nghìn nhƣ: Mn, P, S, H. + Nhóm 4: Bao gồm các nguyên tố có hàm lƣợng trong đất dao động từ n.10-10 đến n.10-3% nhƣ: Ba, Sr, B, Rb, Cu, Co, Ni... Các nguyên tố của 2 nhóm đầu đƣợc gọi là các nguyên tố đa lƣợng. Các nguyên tố thuộc nhóm 4 đƣợc gọi là các nguyên tố vi lƣợng và siêu vi lƣợng. Các nguyên tố của nhóm 3 là các nguyên tố chuyển tiếp. Việc phân loại trên trong một số trƣờng hợp chỉ có tính chất ƣớc lệ, phụ thuộc vào hàm lƣợng của nguyên tố đó trong đất và trong thực vật. Thông thƣờng những nguyên tố vi lƣợng là những nguyên tố có trong cơ thể sinh vật ở một lƣợng nhỏ nhƣng chúng lại thực hiện những chức năng sinh lý rất quan trọng. Một số nguyên tố trong trƣờng hợp này là nguyên tố đa lƣợng, trong trƣờng hợp khác lại là nguyên tố vi lƣợng. Ví dụ: Ca trong đất là nguyên tố đa lƣợng (0,3 - 5,0%) nhƣng trong cơ thể sinh vật nó thể hiện chức năng của nguyên tố đa lƣợng khi tham gia vào cấu tạo của thành vách tế bào, còn khi tham gia vào thành phần của men amilaza nó thể hiện vai trò của nguyên tố vi lƣợng. Đối với Fe và Mg ở trong đất chúng là nguyên tố đa lƣợng (Fe: 0,5 - 6,0%, Mg: 0,1 - 2,0%) nhƣng đối với sinh vật chúng là các nguyên tố trung lƣợng điển hình tham gia vào thành phần của hemoglobin và chlorophyl. - Phân loại địa hóa: chia các nguyên tố của vỏ Trái đất thành 4 nhóm chính: + Litophyl: Bao gồm các nguyên tố có ái lực hóa học mạnh với oxy hình thành các khoáng vật loại oxyt và hydroxit hoặc muối của các axit vô cơ nhƣ: Si, Ti, S, P, F, Cl,... + Khancophyl: Bao gồm các nguyên tố có khả năng kết hợp với lƣu huỳnh để tạo thành các hợp chất khác nhau nhƣ: Cu, Zn, Pb, Cd, Ag, Mn,... + Xiderophyl: Bao gồm những nguyên tố có khả năng hòa tan trong sắt và tạo thành hợp kim với sắt nhƣ: Pt, Sn, Mo,... + Atmophyl: Gồm các nguyên tố có trong khí quyển nhƣ: H, N, O, He... - Phân loại các nguyên tố theo con đƣờng di động của chúng trong tự nhiên: 36 Bảng 2.2: Hàm lƣợng tuyệt đối của một số nguyên tố hóa học trong đất Nguyên tố mg/kg Nguyên tố mg/kg Ag 0,1 - 5,0 Cu 2,0 - 100,0 As 0,1 - 40,0 F 30,0 - 300,0 Au 1,0 Hg 0,1 x 10-1- 0,8 B 2,0 - 130,0 Li 7,0 - 200,0 Cd 0,01 - 0,7 Mo 0,2 - 5,0 Co 1,0 - 4,0 Pb 2,0 - 200,0 Cr 5,0 - 3000,0 Ra 0,8 x 10-6 Cs 0,3 - 25,0 Zn 0,1 x 10-1- 200,0 (Orlov, 1992) Perelman đã chia các nguyên tố thành 2 nhóm: Nhóm di động khí và nhóm di động nƣớc. + Nhóm di động khí: Gồm các nguyên tố thụ động (khí trơ) nhƣ: He, Ne, Ar, Kr, Xe,... và các nguyên tố chủ động là những nguyên tố có khả năng hình thành các hợp chất hóa học trong điều kiện sinh quyển nhƣ: O, H, C, I. + Nhóm các nguyên tố di động theo nƣớc: Đƣợc chia thành những nhóm phụ theo tính di động trong tự nhiên và theo ảnh hƣởng của điều kiện oxy hóa khử đến tính di động của các nguyên tố: Các nguyên tố di động mạnh và rất mạnh: Cl, Br, S, Ca, Na, Mg, F,... Các nguyên tố di động yếu: K, Ba, Rb, Li, Be, Cs, Si, P, Sn,... Các nguyên tố di động trong môi trƣờng glây, khử: Fe, Mn, Co. Các nguyên tố di động và di động yếu trong môi trƣờng glây và oxy hóa và trơ trong môi trƣờng H2S khử: Zn, Cu, Ni, Cd, Pb. Các nguyên tố nhóm lantan ít di động trong tự nhiên: Al, Ti, Cr, Bi... - Phân nhóm theo mức độ sinh vật sử dụng: + Nguyên tố đƣợc sinh vật sử dụng cực đại: C + Nguyên tố đƣợc sinh vật sử dụng cao: N, H. + Nguyên tố đƣợc sinh vật sử dụng trung bình: O, S, P, B,... + Nguyên tố đƣợc sinh vật sử dụng ít: Fe, Al. 2.2. THÀNH PHẦN VÔ CƠ VÀ CHẤT ĐỘC 2.2.1. Các nguyên tố trung và đa lƣợng chính trong đất Các nguyên tố đa lƣợng là các nguyên tố có hàm lƣợng trong đất lớn (>0,001%). Bao gồm các nguyên tố nhƣ: Si, Al, Ca, Mg, P, S,... Tuy nhiên không phải tất cả các 37 nguyên tố đa lƣợng trong đất là nguyên tố dinh dƣỡng đa lƣợng của cây. Sau đây là mô tả một số nguyên tố đa lƣợng quan trọng trong đất. Silic (Si): Nguyên tố Si chiếm thứ hai về tỷ lệ sau oxy, Si đóng vai trò quan trọng trong sự hình thành các hợp chất vô cơ của vỏ Trái đất. Dạng Si phổ biến nhất trong đất là SiO2. Những khoáng vật nhóm Silicat và Alumin Silicat có công thức chung là xSiO.yH2O nhƣ axit octosilisic H4SiO4 và axit metasilisic H2SiO3: H2SiO3 + nH2O → SiO2nH2O (opan) Opan mất hết nƣớc sẽ dần dần kết tinh thành SiO2 tích lũy lại trong đất, đó là “thạch anh thứ sinh”. Tỷ lệ SiO2 trong đất khoảng 50 - 70%. Ở vùng khí hậu nóng ẩm, tốc độ phân giải chất hữu cơ và khoáng vật rất nhanh nên sự rửa trôi silic lớn. Nhôm (Al): Nhôm có trong thành phần của Alumin Silicat. Khi phong hóa đá mẹ, nhôm đƣợc giải phóng ra dạng Al(OH)3 là keo vô định hình, cũng có thể kết tinh: 2Al2O3.3H2O. 2Al2O3.3H2O là khoáng vật điển hình tích lũy ở vùng đất đồi núi vùng nhiệt đới ẩm nhƣ ở Việt Nam. Tỷ lệ Al2O3 trong đất chiếm khoáng 10 - 20%, phụ thuộc thành phần khoáng vật của đá mẹ và các yếu tố khác nhƣ khí hậu và địa hình. Nhôm trong đất có thể kết hợp với Cl, Br, T, SO42-tạo thành các hợp chất dễ thủy phân làm cho môi trƣờng thêm chua: AlCl3 + 3H2O → Al(OH)3 + 3HCl Al2(SO4)3 + 6H2O → 2Al(OH)3 + 3H2SO4 Nhôm có thể kết hợp với lân trong đất tạo thành AlPO4 hoặc Al2(OH)3PO4 không tan. Sắt (Fe): Nguồn gốc sắt trong đất từ các khoáng vật hêmatit, magietit, ôgit, micađen, hoclen, limonit, pyrit... khi phong hóa các khoáng vật ấy thì sắt đƣợc giải phóng ra dạng hydroxy (Fe2O3, nH2O). Sắt trong đất có thể ở dạng hợp chất hóa trị 2 hoặc 3. Các muối sắt hóa trị 2 dễ tan trong nƣớc và một phần nhỏ thủy phân làm cho đất chua. Các muối sắt hóa trị 3 khó tan trong nƣớc nhƣ FePO4. Tuy nhiên, trong đất lúa nƣớc FePO4 có thể bị khử oxy tạo thành Fe3(PO4)2 dễ tan, từ đó có thể cung cấp đƣợc lân dễ tiêu cho cây lúa hút. Sắt là một trong những nguyên tố cần cho thực vật. Thiếu sắt cây xanh sẽ không tạo đƣợc chất diệp lục. Nhờ có sắt mà các loại đất đồi núi ở nƣớc ta có kết cấu tốt hơn, đất tơi xốp và có màu nâu hoặc vàng. 38 Canxi (Ca) và Magiê (Mg): Ca và Mg có trong các khoáng vật nhƣ: Ogit, amphibon, anoctit, canxit, dolomit... khi phong hóa các khoáng vật trên thì Ca và Mg đƣợc giải phóng ra dạng Ca(HCO3)2, Mg(HCO3)2, CaCO3, MgCO3. Những muối này kết hợp với một số chất trong đất tạo nên thành phần muối clorua, sunphat, photphat... Theo Nguyễn Tử Siêm và cộng sự (2000) trừ những đất cacbonat, các loại đất Việt Nam có thành phần canxi không quá 1%. Đất chua có tỷ lệ CaO thấp < 0,5%. Nghèo Ca hơn cả là đất bạc màu (0,04%) và giàu nhất là đất phù sa sông Hồng (0,82%). Nhìn chung độ bão hòa kiềm thấp đòi hỏi phải bón vôi và các biện pháp bổ sung kiềm. Đất trung tính kiềm yếu: Macgalit, đất mùn cacbonat thung lũng đá vôi, phù sa sông Hồng, đất mặn có Ca2+ và Mg2+ có tác dụng keo tụ làm gắn kết hạt đất tạo cấu trúc đoàn lạp. Ca2+ và Mg2+ trao đổi ở đất đồi núi thấp hơn đất đồng bằng và Ca xấp xỉ bằng Mg. Đất còn rừng Ca, Mg tới 5-6 lđl/100g đất, xói mòn chỉ còn 1-2 lđl/100g đất. Đất phù sa trung tính thì Ca cao hơn phù sa chua. Gần biển thì Mg tăng lên, và Mg > Ca. Đại bộ phận kiềm hấp thu là Ca2+ và Mg2+ chiếm 3-8 lđl, trong khi Na+và Ka+ không quá 0,2 lđl (cao nhất là 3 - 6% tổng số cation kiềm trao đổi). Phân tích của mạng lƣới FADINAP phát hiện rằng trong 122 mẫu phân tích ở Việt Nam có đến 72% thiếu Ca và 48% thiếu Mg. Natri (Na): Na có trong các khoáng vật mica, alit, kaolinit. Khi khoáng hóa các khoáng vật clorua, sunphát, photphat... dễ tan trong nƣớc. Nếu thủy phân sẽ tạo thành NaOH làm cho đất có tính kiềm mạnh (đất Solonet pH từ 9 - 10). Na còn tồn tại ở dạng hấp phụ trên bề mặt keo đất. Vùng ôn đới khô, lạnh cƣờng độ phong hóa yếu hàm lƣợng Na2O có thể tới 2 - 2,5%, còn đối với vùng nhiệt đới ẩm hàm lƣợng này thấp hơn. Theo Fritland đất feralit trên đá bazan Phủ Quỳ chỉ có 0,09 - 0,16% Na2O. Đất mùn trên núi Hoàng Liên Sơn có 2,60 - 3,35% K2O và 0,21 - 0,29 Na2O. Lưu huỳnh (S): Hàm lƣợng lƣu huỳnh tổng số trong đất khoảng 0,01 - 0,20%. Hàm lƣợng lƣu huỳnh vùng mƣa nhiều ít hơn so với vùng khô hạn. Vùng gần thành phố hoặc khu công nghiệp lƣợng lƣu huỳnh cao hơn so vùng rừng núi. Lƣợng lƣu huỳnh mà cây cần và hàm lƣợng lƣu huỳnh trong đất cũng tƣơng tự nhƣ lân, nhƣng hiện tƣợng thiếu lƣu huỳnh ít gặp hơn thiếu lân do 2 nguyên nhân chính: - Khả năng giữ chặt lƣu huỳnh trong đất yếu hơn giữ chặt lân do đó độ dễ tiêu của lƣu huỳnh lớn hơn lân. - Nhờ bón phân hóa học có chứa S cùng với S trong nƣớc mƣa đã bổ sung S vào đất có thể bù đắp lƣợng lƣu huỳnh bị cây hút và rửa trôi. 39 Tại Việt Nam, trừ các loại đất mặn và phèn thì phần lớn đất đều thiếu lƣu huỳnh. Hàm lƣợng S tổng số nhỏ hơn 0,01% tức là dƣới ngƣỡng nghèo (S. Trocme, 1970). Đất phèn và đất dốc tụ trên đá vôi thuộc loại giàu S (0,14 - 0,17%), đất cát biển và đất nâu đỏ trên bazan, trên đá vôi, đỏ vàng trên phiến sét, phù sa cổ đều rất nghèo S (dƣới 0,05%) (B.T. Vĩnh, 1996). Nói chung đất nhẹ và nghèo hữu cơ thƣờng xảy ra thiếu lƣu huỳnh, vì tới 97% lƣu huỳnh trong đất ở dƣới dạng hữu cơ. Dấu hiệu thiếu lƣu huỳnh thƣờng phát hiện thấy ở cây họ Đậu vốn là những cây lấy đi nhiều S (Thái Phiên, 1992). Bón phân có chứa lƣu huỳnh (sunfat đạm, super lân) làm tăng năng suất lạc, đỗ tƣơng và ngô trên đất cát biển, đất bạc màu. Trên đất phù sa sông Hồng có tổng số S là 0,075% và S dễ tan 28 ppm đỗ tƣơng đƣợc bón lƣu huỳnh (34 kg S/ha) đã tăng năng suất từ 12% đến 37,6%. Nhiều tác giả đề nghị biện pháp định kỳ bón sunfat đạm thay vì ure và supe lân thay vì tecmo photphat cũng khắc phục đƣợc hiện tƣợng thiếu S đối với cà phê trồng trên đất nâu đỏ bazan. Nitơ (N): N là nguyên tố cần tƣơng đối nhiều cho các loại cây nhƣng trong đất thƣờng chứa ít đạm. Hàm lƣợng N tổng số trong các loại đất Việt Nam khoảng 0,1 - 0,2% có loại dƣới 0,1% nhƣ ở đất xám bạc màu. Bởi vậy muốn đảm bảo cho cây trồng đạt năng suất cao cần liên tục sử dụng phân đạm. Hàm lƣợng N trong đất nhiều ít phụ thuộc chủ yếu vào hàm lƣợng mùn (thƣờng N chiếm 5 - 10% của mùn). Yếu tố ảnh hƣởng đến mùn và N trong đất bao gồm thực bì, khí hậu, thành phần cơ giới, địa hình và chế độ canh tác. N trong đất bao gồm cả dạng vô cơ và hữu cơ. Lƣợng N vô cơ trong đất rất ít, ở tầng đất mặt chỉ chiếm 1 - 2% lƣợng N tổng số, chủ yếu ở dạng NH4+và NO3-. Còn N hữu cơ là dạng tồn tại chủ yếu trong đất, có thể chiếm trên 95% của đạm tổng số. N hữu cơ có thể phân thành 3 nhóm sau: - N hữu cơ tan trong nước: Chỉ chiếm dƣới 5% của đạm tổng số. Nó gồm một số axit amin tƣơng đối đơn giản và các hợp chất muối Ammon. - N hữu cơ thủy phân: Gồm protein, nucleoprotein và azazon. Trong môi trƣờng axit kiềm hoặc lên men chúng có thể thủy phân tạo thành chất tƣơng đối đơn giản dễ tan trong nƣớc. Loại này chỉ có thể chiếm trên 50% đạm tổng số. - N hữu cơ không thủy phân: Chiếm 30 - 50% của đạm hữu cơ. Nó không những không hòa tan trong nƣớc mà cũng không thể dùng axit hay kiềm để thủy phân. Trạng thái hóa học bao gồm hợp chất đạm dạng vòng phức tạp quion phenol, các chất trùng hợp đƣờng và ammon, các chất có cấu tạo vòng phức tạp do ammon kết hợp với protit và lignhin. Nguồn gốc của đạm trong đất từ phân bón (phân đạm hóa học, phân chuồng, phân bắc, phân rác, phân xanh) và từ 3 nguồn gốc khác nhƣ: Vi sinh vật cố định đạm, tác 40 dụng của sấm sét oxy hóa đạm tự do (N2) trong khí quyển thành NO và NO2, do nƣớc tƣới đƣa đạm vào đất. Lân (P): Hàm lƣợng lân tổng số trong đất khoảng 0,03 - 0,20%. Tại Việt Nam, giàu lân tổng số nhất là đất nâu đỏ trên đá bazan (0,15 - 0,25%), sau đó đến đất đỏ nâu trên đá vôi (0,12 - 0,15%), đất vàng đỏ trên đá sét (0,05 - 0,06%). Nghèo nhất là đất xám bạc màu (0,03 - 0,04%). Lân tổng số trong đất phụ thuộc thành phần khoáng vật của đá mẹ, thành phần cơ giới đất, độ sâu tầng đất và chế độ canh tác phân bón. Trong đất bao gồm cả lân hữu cơ và cô cơ. Các chất hữu cơ tồn tại trong đất có chứa hàm lƣợng P nhất định. Đây là dạng lân quan trọng để cung cấp cho cây. Lân hữu cơ chủ yếu ở tầng canh tác. Lân vô cơ chiếm đa số trong thành phần lân tổng số và ở dạng muối photphat: - Photphat canxi (Ca - P): Gốc PO4 kết hợp với Ca, Mg theo các tỷ lệ khác nhau tạo thành muối phosphat canxi- magie có độ hòa tan khác nhau. Photphat canxi độ hòa tan bé nhất là Apatit Ca5(PO4)3Cl, đặc điểm chung của chúng là tỷ lệ Ca/P = 5/3, độ tan rất bé, cây không hút đƣợc. Trong đất canh tác, do bón phân hóa học, có thể chuyển hóa thành một loại photphat canxi. Ví dụ Super lân là dạng photphat canxi dễ hòa tan có công thức là Ca(H2PO4)2, khi bón vào đất kết hợp với canxi trong đất tạo thành CaHPO4, Ca3(PO4)2. Hoặc Ca4H(PO4)3... Tỷ lệ Ca/P trong các chất đó tăng lên thì độ hòa tan cũng giảm. - Photphat sắt nhôm (Fe - P và Al- P): Trong đất chua, phần lớn phân vô cơ kết hợp với sắt nhôm tạo thành photphat sắt, photphat nhôm. Chúng có thể ở dạng kết tủa hoặc kết tinh. Thƣờng gặp là Fe(OH)2H2PO4 và Al(OH)2H2PO4. Độ tan của chúng rất bé. - Photphat bị oxyt sắt bao bọc (O- P): Do có màng bọc ngoài nên dạng này khó tan. muốn phá màng này phải tạo môi trƣờng khử oxy hoặc điều chỉnh độ pH. Dạng này chiếm tỷ lệ khá lớn (có thể từ 30 - 40% tổng số lân vô cơ). - Photphat sắt nhôm liên kết với cation kiềm phức tạp, nhiều loại. Nói chung trong các loại đất hàm lƣợng lân này rất thấp, độ tan bé cho nên không có tác dụng gì đối với cây. Kali (K): Kali trong đất thƣờng nhiều hơn N và P. Trong quá trình hình thành đất, hàm lƣợng N từ không (trong mẫu chất) đến có (trong đất), hàm lƣợng lân ít thay đổi, còn hàm lƣợng kali có xu hƣớng giảm dần. Ở Việt Nam, hàm lƣợng kali tổng số ở các loại đất cũng chênh lệch nhiều. Đất nghèo kali là đất xám bạc màu và các loại đất đỏ vàng ở đồi núi (K2O khoảng 0,5%). Kali chứa trong các khoáng vật nguyên sinh nhƣ khoáng phenpat kali (97,5 - 12,5%), mica trắng (6,5 - 9%), mica đen (5 - 7,5%). Kali sẽ đƣợc giải phóng ra khỏi các khoáng vật này trong quá trình phong hóa. 41 Trong đất, kali tồn tại ở 3 dạng có thể chuyển hóa lẫn nhau: + Kali nằm trong thành phần khoáng vật. Dƣới tác động của nƣớc có hòa tan axit cacbonic, nhiệt độ và vi sinh vật, kali trong thành phần khoáng vật cũng có thể đƣợc giải phóng ra cung cấp cho cây. + Kali trao đổi là kali đƣợc hấp phụ trên bề mặt keo đất. Kali trao đổi chỉ chiếm 0,8 - 1,5% kali tổng số trong đất. + Kali hòa tan trong dung dịch đất, dạng này chỉ chiếm 10% lƣợng kali trao đổi. 2.2.2. Các nguyên tố vi lƣợng Các nguyên tố vi lƣợng trong đất có nồng độ rất thấp (< 0,001%) nhƣng rất cần thiết cho sinh trƣởng thực vật, đặc biệt là quá trình trao đổi chất. Hàm lƣợng của các nguyên tố vi lƣợng rất khác nhau trong từng loại đất. Những yếu tố ảnh hƣởng đến hàm lƣợng nguyên tố vi lƣợng trong đất là thành phần khoáng vật của đá mẹ, thành phần cơ giới đất, hàm lƣợng mùn, chế độ canh tác và phân bón. Nguyên tố vi lƣợng trong đất tồn tại ở nhiều dạng nhƣ dạng hữu cơ và vô cơ. Các nguyên tố vi lƣợng nằm trong thành phần chất hữu cơ của thực vật khi phân giải sẽ đƣợc giải phóng, đây là dạng có tính dễ tiêu khá cao. Các nguyên tố vi lƣợng ở dạng vô cơ trong đất tồn tại ở các dạng sau: - Nguyên tố vi lượng nằm trong khoáng vật: Trong đất có nhiều khoáng vật chứa các nguyên tố vi lƣợng nhƣ keo sét và các oxyt kim loại. Các khoáng vật này rất khó tan, phần lớn khi ở trong môi trƣờng chua thì có độ hòa tan tăng. - Nguyên tố vi lượng hấp phụ trong keo đất: Dạng này ở trong đất không nhiều (1- 10ppm). Cation hấp phụ ngoài Fe3+, Fe2+, Mn2+, Zn2+và Cu2+ còn có ion thủy hóa của chúng nhƣ Fe(OH)2-, Fe(OH)2, HMn(OH)+, Zn(OH)+, Cu(OH)+... Dạng ion hấp phụ của molipden và bore là anion nhƣ HMoO4-, MoO42-, H4BO4-. - Nguyên tố vi lượng hòa tan trong dung dịch: Phần lớn tồn tại ở dạng ion. Một số hợp chất chứa nguyên tố vi lƣợng có độ phân li rất bé (ví dụ: H3BO3) tồn tại ở dạng phân tử nhƣng nồng độ rất thấp thƣờng biểu thị bằng ppb (1ppb = 103 ppm). Theo G.E.Rinekie (1963) thì những hàm lƣợng sau đây đƣợc xem là quá nghèo hoặc nghèo các nguyên tố vi lƣợng trong đất. Bảng 2.3: Cấp các nguyên tố vi lƣợng trong đất, mg/1kg đất Cấp Cu Zn Mn Co Mo B Quá nghèo < 0,3 < 0,2 < 1,0 < 0,2 < 0,05 < 0,1 Nghèo 1,5 1,0 1,0 1,0 0,15 0,2 (G.E.Rinekie, 1963) 42 Đối với đất Việt Nam, thành phần các nguyên tố vi lƣợng đƣợc thể hiện qua bảng sau: Bảng 2.4: Hàm lƣợng các nguyên tố vi lƣợng trong một số đất Việt Nam (mg/1kg đất khô) Loại đất Sr V Cr Mn Co Ni Cu Zn B Đất nâu đỏ Bazan (n = 25) 706 168 108 1.843 35 125 59 99 19 Đất nâu đỏ đá vôi (n = 12) 307 196 105 1.709 36 117 87 23 58 Đất đỏ vàng đá sét (n = 56) 287 170 99 390 21 41 71 71 31 Đất vàng nâu phù sa cổ (n = 22) 215 123 73 123 10 18 17 52 53 Đất mùn vàng đỏ trên núi (n = 10) 182 234 124 832 33 69 45 52 92 Đất mùn trên núi cao (n = 15) 152 139 26 81 10 14 20 20 11 (Vũ Cao Thái, 1990) Ghi chú: n là số mẫu phân tích. Fridland V.M. (1962) đã phân tích 35 nguyên tố vi lƣợng trong đất Việt Nam với độ nhạy 1/10.000, trong đó các nguyên tố Li, Sr, V, Cd, W, U, Th, Ge, Bi, Au, Sc, In Ta, Sb, Bi, Sc, Ce không phát hiện thấy hoặc chỉ có ở mức “vết). Phần lớn các mẫu đất nghiên cứu ở Việt Nam có tỷ lệ Mn giữa 0,01 - 0,01%, tỷ lệ Mn cao ở các đất feralit có mùn trên núi, đất phát triển trên đá vôi, đá bazan. Trong đất ngập nƣớc, mangan tồn tại dƣới dạng hóa trị Mn2+, dễ bị khử trôi xuống tầng sâu. Hàm lƣợng Mn2+dễ tiêu ở trong khoảng từ <1 mg/100g đất (đất bạc màu, đất phù sa chua, đất phèn) đến 4mg/100g trong các đất phát triển trên đá vôi, đá bazan. Co rất thiếu trong đất Việt Nam, phần nhiều ở mức 0,001 - 0,01%, tỷ lệ khá hơn chỉ gặp ở trong đất bị ảnh hƣởng nƣớc biển hay nƣớc ngầm. Tỷ lệ Pb trong đất Việt Nam thƣờng cao hơn đất trên thế giới. Hàm lƣợng chì trong khoảng 0,01 - 0,003%, hàm lƣợng cao ở các đất nặng, phát triển trên đá macma axit, thấp ở các đất nhẹ và trên đá macma kiềm. Zn trong đất khá cao (0,01- 0,03%), đặc biệt là ở tầng đất mặn, nhƣng kẽm dễ tiêu thấp trung bình 0,8 ppm nên hiệu lực bón kẽm rõ và phổ biến với nhiều cây. Ở một số loại đất phù sa (nhƣ ở châu thổ sông Hồng) Zn dễ tiêu có thể đạt tới 20 ppm. Cu có mặt trong tất cả các đất với tỷ lệ trung bình 0,002%. Tỷ lệ Cu cao thuộc các đất nhóm feralit, các đất xám bạc màu, đất phèn có tỷ lệ thấp nhất. Cu tổng số có xu hƣớng cao ở tầng mặt nơi có thảm thực vật tốt. Hàm lƣợng Cu dễ tiêu biến động rất mạnh. Trong các đất mặn, đất phèn, đất phù sa chua hầu nhƣ không phát hiện đƣợc, trong các đất phù sa trung tính Cu có thể có 7 - 8 ppm. B có hàm lƣợng rất thấp trong các loại đất. Hàm lƣợng B dễ tiêu chỉ ở khoảng 0,1- 0,5 ppm. Hiệu lực B đối với cây họ Đậu, cây ăn quả (vải thiều) biểu hiện rõ nhất. Mo là nguyên tố rất ít trong đất Việt Nam. Hàm lƣợng Mo tổng số lớn nhất phát hiện ở đất phèn và thấp nhất trong đất bạc màu trên phù sa cổ. Tổng số Mo trong đất 43 biến động giữa 1 và 4 ppm, nhƣng Mo dễ tiêu thì vào khoảng 10 lần nhỏ hơn (1,4 - 3,9 ppm). Trong nhiều đất chỉ phát hiện thấy “vệt” mặc dù phân tích ở độ nhạy 1:10.000, do vậy bón bổ sung cho nhiều cây trồng cho hiệu lực cao, nhất là cây họ Đậu. 2.2.3. Chất độc trong đất Trong đất có chứa một số chất độc đối với cây, vi sinh vật và động vật đất. Các chất này độc này thƣờng đƣợc hình thành do các quá trình biến đổi hóa học trong đất. Ví dụ sự tồn tại của một số chất độc CH4, H2S,... trong môi trƣờng khử hoặc sự hòa tan của các kim loại nặng (Hg, Cd,...) trong môi trƣờng axit đã gây độc cho cây và động vật đất. Khi một số nguyên tố trong đất vƣợt quá nồng độ cho phép đã trở thành chất độc cho cây. Các nguyên tố vi lƣợng khi nồng độ thấp là chất dinh dƣỡng còn khi nồng độ cao lại trở thành chất độc. Ví dụ nhƣ nếu Zn trong đất > 0,078 đƣợc coi là rất độc đối với nhiều loại cây. Ngoài ra một số chất nhƣ chất phóng xạ, hoặc các chất dƣ lƣợng thuốc bảo vệ thực vật tồn tại trong đất là nguyên tố gậy độc hại cho động vật đất. 2.2.4. Những nguyên tố phóng xạ trong đất Nguyên tố phóng xạ tự nhiên: Bao gồm 3 nhóm: - Những nguyên tố phóng xạ quan trọng nhƣ: U, Rd, Th. Những sản phẩm trung gian của sự phân hủy của những chất này có thể là những chất rắn, khí. Những đồng vị quan trọng nhất trong nhóm này là: 238U; 235U; 232Th; 226Rd; 222Rn; 220Ra. - Những đồng vị của những chất hóa học thông thƣờng, ví dụ: 40K; 87Rb; 48Ca; 96Zn; v.v... Quan trọng hơn cả trong nhóm này là kali, nó có tác dụng lớn và rộng nhất trong các nguyên tố phóng xạ tự nhiên. - Những đồng vị phóng xạ đƣợc tạo ra trong khí quyển dƣới tác dụng của các loại tia sáng, ví dụ: Triti (3H), berili (7Be, 10Be) và cacbon (14C). Những chất phóng xạ tự nhiên cơ bản tồn tại ở dạng đồng vị bền vững, có chu kỳ bán hủy rất lớn (108- 1010 năm). Trong quá trình phân hủy, chúng phóng ra những tia anpha, beta và gama. Tính chất phóng xạ tự nhiên của đất phụ thuộc vào hàm lƣợng các chất phóng xạ trong đất: Uran, radi, thori,.v.v..., những đồng vị phóng xạ của kali (40K). Bảng 2.5: Hàm lƣợng một số nguyên tố phóng xạ trong đất Nguyên tố Hàm lượng, % trọng lượng đất khô Thori (Th) 4.10-6- 16.10-4 Uran (U) 3.10-6- 5.1.10-4 Radi (Ra) 1.10-12- 1.7.10-10 (Baranov, 1996) 44 Trong không khí đất, các sản phẩm phóng xạ ở dạng khí đƣợc gọi là “xạ khí”. Trong thành phần của xạ khí thƣờng có Radon (222Rn), Toron (220Rn), Actinon (219Rn). Những chất đồng vị phóng xạ này là những khí phóng xạ ỳ, trong khi phân hủy chúng giải phóng hạt anpha và tạo ra các tia cực ngắn beta, gama. Những xạ khí có thể tan trong nƣớc, chu kỳ bán hủy của chúng ở radon là 3,8 ngày, toron là 54,5 ngày, actinon là 3,9 giây. Chất phóng xạ nhân tạo: Những chất phóng xạ nhân tạo trong đất có nguốn gốc từ những vụ nổ hạt nhân, từ những nhà máy điện nguyên tử, từ những nguồn năng lƣợng nguyên tử khác mà con ngƣời đã sử dụng. Từ vụ nổ hạt nhân sẽ có sự tách các hạt nhân nặng của uran (235U, 233U) và pluton (239Pu) tạo ra số lớn những chất phóng xạ có chu kỳ bán hủy từ vài giây đến nhiều năm. Những chất phóng xạ đƣợc tạo ra, phân tán vào khí quyển, từ khí quyển rơi xuống bề mặt Trái đất. Ngƣời ta đã ứng dụng hiện tƣợng trên trong việc nghiên cứu xói mòn đất. Ví dụ: Xác định hàm lƣợng và sự phân bố của 137Cs trong đất tạo ra từ các vụ nổ hạt nhân giúp xác định chính xác lƣợng đất mất do xói mòn trên diện tích lớn. Trong đất có thành phần cơ giới nhẹ, ít mùn, những đồng vị phóng xạ dễ đi vào thực vật hơn so với trong đất có thành phần cơ giới nặng, nhiều mùn. Sự xâm nhập của 90Sr vào thực vật sẽ giảm đi trong đất trồng trọt có bón vôi và các loại phân bón. Bón kali làm giảm mạnh khả năng xuyên thấm của 137Cs vào thực vật. 2.3. CHẤT HỮU CƠ 2.3.1. Khái niệm Chất hữu cơ là thành phần cơ bản kết hợp với các sản phẩm phong hóa từ đá mẹ để tạo thành đất, là đặc trƣng để phân biệt mẫu chất và đất. Chất hữu cơ đóng vai trò rất quan trọng đối với độ phì đất. Đó là nguồn cung cấp chất dinh dƣỡng cho cây trồng và ảnh hƣởng nhiều tới tính chất lý, hóa và sinh học đất. Chất hữu cơ trong đất chia làm 2 nhóm lớn: Chất hữu cơ không phải mùn và chất mùn. - Chất hữu cơ không phải mùn bao gồm: Tàn tích hữu cơ (chủ yếu thực vật) còn giữ nguyên trạng thái hoặc đã mất cấu trúc cấu tạo ban đầu. Chúng chủ yếu có ở tầng thảm mục A0 hoặc lớp than bùn. Chúng thƣờng chiếm 10 - 15% trong tổng số chất hữu cơ của đất. - Chất mùn là một hợp chất đặc biệt dạng cao phân tử có màu đen với cấu trúc tƣơng đối phức tạp, khá bền vững và tồn tại lâu dài trong mối liên kết với các phần khoáng của đất. Mùn là phần quan trọng nhất của hợp chất hữu cơ trong đất và chiếm tới 85 - 90% tổng số chất hữu cơ. Các tàn dƣ hữu cơ của thực vật, vi sinh vật và động vật sống trong đất là nguồn nguyên liệu tạo mùn chủ yếu. 45 2.3.2. Nguồn gốc và thành phần chất hữu cơ trong đất Chất hữu cơ bổ sung vào đất rừng nhờ các nguồn sau: - Xác sinh vật (tàn tích sinh vật): Đây là nguồn bổ sung chất hữu cơ cơ bản nhất đặc biệt là đối với đất rừng, chúng gồm: + Nguồn hữu cơ chủ yếu, quan trọng nhất để tạo mùn là các tàn dƣ thực vật, cây xanh trao trả lại đất dƣới dạng các vật rơi rụng và một phần lƣợng rễ bị đào thải. Tùy theo thảm thực bì mà số lƣợng cũng nhƣ chất lƣợng của chất hữu cơ có khác nhau. Lƣợng hữu cơ rơi rụng (lá, cành, quả...) dƣới một số rừng tự nhiên và rừng trồng ở nƣớc ta thể hiện ở bảng 2.6. Bảng 2.6: Lƣợng hữu cơ rơi rụng (tấn/ha/năm) Kiểu rừng Lượng rơi rụng Rừng trồng bồ đề 5-6 tuổi 5,4 Rừng trồng mỡ 17-19 tuổi 9,0 Rừng trồng lim xanh 17-18 tuổi 10,1 Rừng thứ sinh lá rộng 11,5 Rừng thông nhựa 10 tuổi 3,0 - 3,5 Rừng thông 3 lá tự nhiên 25-30 tuổi 9,5 - 15,5 Rừng thông 3 lá tự nhiên 40 tuổi 8,0 (Hà Quang Khải, Đỗ Đình Sâm và Đỗ Thanh Hoa, 2002) + Xác hữu cơ trong đất từ nguồn vi sinh vật, động vật chiếm một tỷ trọng rất nhỏ, ƣớc khoảng 100 - 200 kg vật chất khô/1ha, tuy nhiên chúng có chất lƣợng tốt. - Phân hữu cơ: Đối với đất nông nghiệp, đất vƣờn ƣơm cây lâm nghiệp thì lƣợng phân hữu cơ do con ngƣời bón vào đất là một nguồn hữu cơ đáng kể. Phân hữu cơ gồm: Phân chuồng, phân xanh, rơm rác, phân bắc, phân hữu cơ vi sinh... Tùy theo loại phân hữu cơ mà chất lƣợng của chúng cũng khác nhau. Thành phần hóa học xác hữu cơ rất phức tạp: + Phần chủ yếu là nƣớc chiếm 75 - 90%. + Phần chất khô gồm có hydrat cacbon, hợp chất chứa đạm, lignhin, lipit, chất nhựa, tanin và nhiều hợp chất khác. Ngoài ra, xác hữu cơ còn chứa các nguyên tố nhƣ: kali, canxi, magie, silic, photpho, lƣu huỳnh, sắt... và các nguyên tố vi lƣợng. 2.3.3. Quá trình chuyển hóa các hợp chất hữu cơ trong đất Tàn dƣ sinh vật ở trong đất và trên bề mặt đất bị phân giải bởi vi sinh vật và chúng sử dụng xác sinh vật nhƣ là nguồn năng lƣợng và dinh dƣỡng. Trong quá trình phân giải, xác sinh vật mất cấu trúc, vật chất hữu cơ ban đầu chuyển thành những hợp chất linh động và đơn giản hơn. 46 Một phần những hợp chất đó đƣợc vi sinh vật khoáng hóa hoàn toàn để tạo ra sản phẩm cuối cùng là các chất tan và chất khí. Một phần đƣợc sinh vật sử dụng để tái tổng hợp các protit, hydrat cacbon, lipit xây dựng cơ thể chúng và khi chết đi lại đƣợc tiếp tục phân hủy. Đó là quá trình phân hủy, khoáng hóa xác hữu cơ. Song song quá trình đó, một phần của sản phẩm phân hủy không bị khoáng hóa mà biến đổi dần thành vật chất cao phân tử đặc biệt khá phức tạp, tạo nên chất mùn trong đất. Đó là quá trình mùn hóa. Tham gia quá trình này là oxy, nƣớc, các men vi sinh vật. Những hợp chất mùn này có thể tiếp tục khoáng hóa để giải phóng dinh dƣỡng cho cây trồng. Nhƣ vậy, xác hữu cơ trong đất chịu sự tác động của 2 quá trình song song tồn tại, tùy thuộc điều kiện ngoại cảnh, khu hệ vi sinh vật và loại xác hữu cơ mà quá trình này hay quá trình kia chiếm ƣu thế. Hai quá trình đó là: - Quá trình khoáng hóa chất hữu cơ. - Quá trình mùn hóa chất hữu cơ. Có thể minh họa khái quát sự chuyển hóa chất hữu cơ trong đất nhƣ sau: Xác hữu cơ Mùn hóa Khoáng hóa nhanh Các hợp chất mùn Các hợp chất khoáng Khoáng hóa từ từ Hình 2.1: Sơ đồ chuyển hóa chất hữu cơ trong đất 2.3.3.1. Quá trình khoáng hóa chất hữu cơ Khoáng hóa là quá trình phân hủy các hợp chất hữu cơ liên tục để tạo thành các hợp chất khoáng đơn giản, sản phẩm cuối cùng là những hợp chất tan và chất khí. Đây là một chuỗi các quá trình sinh hóa học phức tạp có sự tham gia của vi sinh vật trong đất. Trình tự của quá trình khoáng hóa (Hình 2.2), có thể khái quát thành 3 bƣớc sau: - Thủy phân các chất tạo ra các hợp chất có trọng lƣợng phân tử nhỏ hơn. - Thực hiện các quá trình oxy hóa - khử, khử amin, khử cacbonyl... tạo ra các sản phẩm trung gian nhƣ: Axit hữu cơ, axit béo, rƣợu, andehyt, axit vô cơ, các chất kiềm. - Khoáng hóa hoàn toàn: Các sản phẩm trung gian sẽ tiếp tục chuyển hóa, tùy theo điều kiện ngoại cảnh và loại hình vi sinh vật, để cuối cùng tạo ra các chất vô cơ dễ tan và các chất khí. 47 Tóm lại: Sự phân hủy, khoáng hóa các hợp chất hữu cơ trong đất cung cấp nhiều chất dinh dƣỡng vô cơ, dễ tiêu cho cây trồng và đồng thời là cơ sở cho việc hình thành mùn. Các yếu tố ảnh hưởng tới quá trình khoáng hóa: Tốc độ quá trình khoáng hóa rất khác nhau phụ thuộc vào các yếu tố sau đây: - Thành phần chất hữu cơ: Nếu chất hữu cơ nhiều các loại đƣờng đơn, tinh bột, chứa nhiều đạm, nhiều Ca+2, Mg+2, K+, thì khoáng hóa nhanh. Nếu chứa nhiều lignhin, tanin, dầu sáp và các hợp chất cao phân tử khác thì khoáng hóa chậm hơn. Chất hữu cơ Protein, axit nucleic Gluxit Lignhin, tanin Lipit Thuỷ phân Peptit, axit amin Các bazơ nitơ Các loại đường: pentoza, hexoza sacaroza, glucoza Sản phẩm dạng polyphenol Glyxerin, axit béo Các phản ứng oxy hoá khử, khử amin, khử cacboxyl... Các axit hữu cơ mạch vòng mạch thẳng, axit vô cơ Axit mạch thẳng, rượu, andehyt, axit vô cơ Các hợp chất phenol và quinol Các chất cacbon Các axit không no, axit hữu cơ khác, axit vô cơ Khoáng hoá hoàn toàn Hảo khí Yếm khí R2SO4, R3PO4, RNO3, RNO2, NH3, CO2, H2O CH4, H2, N2, H2S, NH3, H2O, CO2 Hình 2.2: Khoáng hóa chất hữu cơ trong đất (Theo Alexandrova) (R: Có thể là Ca2+, Mg2+, K+, Na+, NH4+...) 48 + Ẩm độ: Nếu quá cao dẫn đến yếm khí thì tốc độ khoáng hóa chậm, nếu quá khô hạn thì cũng hạn chế vi sinh vật phát triển và làm chậm quá trình khoáng hóa. Nói chung ở ẩm độ 70 - 80% là thích hợp nhất cho quá trình khoáng hóa. + Nhiệt độ: Nhiệt độ thích hợp cho quá trình khoáng hóa mạnh là 25 - 350C. Cao hoặc thấp quá đều hạn chế tốc độ khoáng hóa. + pH của đất: Trong khoảng 6,5 - 7,5 là thuận lợi cho quá trình khoáng hóa. + Thoáng khí: Càng thoáng khí khoáng hóa càng mạnh... Ở Việt Nam do điều kiện nóng ẩm, mƣa nhiều nên rất thuận lợi cho quá trình khoáng hóa. Vì vậy, chất hữu cơ và mùn trong đất đƣợc khoáng hóa mạnh tạo ra nhiều chất dinh dƣỡng cho cây trồng, nhƣng dẫn đến quá trình tích lũy mùn ít, làm cho đất nghèo mùn và đạm. 2.3.3.2. Quá trình mùn hoá Song song với quá trình phân giải, khoáng hóa diễn ra trong đất đã trình bày ở trên là quá trình mùn hóa. Quá trình mùn hóa là quá trình biến đổi các sản phẩm trung gian của sự phân hủy tạo thành chất mùn là những chất cao phân tử đặc biệt, cấu trúc phức tạp. Quá trình hình thành mùn: Qua hình 2.3. cho thấy sản phẩm phân giải xác hữu cơ bao gồm rất nhiều chất khác nhau, có chất có đạm nhƣ axit amin, có chất mạch thẳng, có chất có vòng thơm nhƣ quinol, hidroquinol, có chất ở thể khí... Nhƣ vậy quá trình hình thành mùn có 3 bƣớc cơ bản nhƣ sau: + Xác hữu cơ đƣợc phân giải thành các sản phẩm trung gian. + Tác động giữa các hợp chất trung gian để tạo thành những chất liên kết hợp chất, đó là các hợp chất phức tạp. + Trùng hợp các liên kết trên tạo thành các phân tử mùn. 2.4. HỢP CHẤT MÙN 2.4.1. Đặc điểm và thành phần mùn Phân tử mùn có cấu tạo gồm 4 thành phần chính sau: - Nhân vòng: Gồm các vòng có nguồn gốc phenol hay quinol nhƣ: Benzen, pural, pisol piridin, naftalin, antraxen, indol, quinolin... - Mạch nhánh: Có thể là cacbuahydro, hoặc chất chứa đạm. Nguồn gốc của chúng là các sản phẩm của quá trình phân giải xác hữu cơ hay cũng có thể là sản phẩm tổng hợp của vi sinh vật đất từ những sản phẩm khoáng hóa. - Nhóm định chức: Gồm các nhóm nhƣ: Cacboxyl (COOH), hydroxyl (OH), cacbonyl (CO)2, metoxyl (O-CH3)... Các nhóm này có thể gắn trực tiếp vào nhân vòng 49 hoặc gắn với mạch nhánh. Số lƣợng các nhóm định chức quyết định lớn đến tính chất và hoạt tính của mùn. Xác hữu cơ Xenlulozơ và các gluxit khác Hợp chất phenol, những sản phẩm của trao đổi chất Protein Vi sinh vật đất Axit amin, peptit sản phẩm tích luỹ và tổng hợp NH2 | H – C – COOH | R Lipit, tanin, lignhin và các hợp chất khác CO2 + H2O và các chất khác Hợp chất phenol, những sản phẩm của quá trình tích luỹ Oxy hoá Oxy hoá OH OH -2e +H = O = O Ngưng tụ Mùn O = O = -2e H OH + OH Hình 2.3: Sơ đồ Kononova về quá trình hình thành mùn 50 - Cầu nối: Có thể là một nguyên tử nhƣ -O-, -N-,... hoặc một nhóm nguyên tử nhƣ: - NH, -CH2... Các liên kết hợp chất của một phân tử mùn đƣợc gắn với nhau bởi các cầu nối này. cả axit mùn đều là những hợp chất cao phân tử, cấu trúc vòng, chứa N và có tính axit. Vật chất mùn bao gồm 3 nhóm axit mùn chủ yếu: Axit humic, axit fulvic, humin. Tất Lignhin ph©n hñy bëi vi sinh vËt Andehyt phenol vµ axit vµ oxy hãa thµnh CO2polyphenol Xenluloz vµ c¸c hîp chÊt kh«ng ph¶i lignhin Sö dông bëi vi sinh vËt Vi sinh vËt sö dông enzim phenoloxidaza Quinol Hîp chÊt amin Hîp chÊt amin Axit humicAxit fulvic Hình 2.4: Sơ đồ hình thành chất mùn theo thuyết polyphenol (Stevenson, 1982) Axit humic: Cấu trúc chung của phân tử axit humic gồm có: Nhân, nhóm định chức và cầu nối: Axit humic không có cấu trúc tinh thể, phân tử có dạng hình cầu đƣờng kính 30 - 80 Ao. Nhân của axit humic thƣờng là hàng loạt các hợp chất thơm, dị vòng. Cầu nối có thể là nguyên tử riêng biệt (-O-, -N-), nhóm các nguyên tử (-NH-, -CH2-) hoặc các mạch cacbon (- C - C-). Nhóm định chức chủ yếu: Nhóm cacboxyl (-COOH), hydroxyl (-OH), NH2, OCH3. Dragunov đã đƣa ra công thức của các axit humic trong đó các nhân thơm phân bố theo đƣờng thẳng (Hình 2.5). Hình 2.5: Công thức của axit humic theo Dragunov 51 Thành phần các nguyên tố của axit humic có biến động: C (52 - 58%), H (3,3 - 4,8%), N (3,6 - 4,1%), O (34 - 39%). Sự biến động thành phần phụ thuộc vào loại đất và điều kiện hình thành (Bảng 2.7). Ngoài ra còn có các nguyên tố tro nhƣ: Ca, Mg, K, P, Fe... khoảng 1- 10%. Các nguyên tố này có thể tham gia vào cấu tạo mùn trong mạng lƣới cấu trúc hoặc cation trao đổi với mùn lấy từ ngoài vào mà không tham gia trong mạng lƣới cấu trúc. Bảng 2.7: Thành phần nguyên tố của các axit mùn trong đất miền Bắc Việt Nam (tính theo phần trăm trọng lượng khô tuyệt đối) Axit Phẫu diện, tên đất, thực vật, cao tuyệt đối C H O N Axit humic - PdA. Đất feralit đỏ thẫm, bazan, rừng, 80m 45,9 5,3 45,0 3,8 - Pd23. Đất feralit có mùn trên núi, 870m 52,5 5,1 37,0 5,4 - Pd241. Đất feralit đỏ vàng, rừng, 360m 55,8 5,0 34,9 4,4 - PdB. Đất feralit đỏ vàng, gnai, rừng, 100m 56,0 5,0 34,1 4,9 - PdF.5. Đất đen, tro núi lửa, 130m 58,4 4,0 34,4 3,2 Axit fulvic - PdA. Đất feralit đỏ thẫm, bazan, rừng, 80m 44,1 4,8 47,8 3,3 - Pd23. Đất feralit có mùn trên núi, 870m 49,1 3,8 44,5 2,7 - Pd241. Đất feralit đỏ vàng, rừng, 360m 50,1 3,9 43,5 2,6 - PdB. Đất feralit đỏ vàng, gnai, rừng, 100m 47,5 4,1 45,9 2,5 - PdF.5. Đất đen, tro núi lửa, 130m 48,7 3,6 45,5 2,3 (Hà Quang Khải, Đỗ Đình Sâm và Đỗ Thanh Hoa, 2002) Axit humic dễ dàng hòa tan trong dung dịch kiềm loãng,với sự hình thành các muối humat hòa tan có màu nâu hoặc đen. Axit humic hòa tan rất yếu và từ từ trong nƣớc, không hòa tan trong axit vô cơ. Axit humic có cấu tạo phân tử lớn, trọng lƣợng phân tử biến động từ 10.000 đến 100.000 ĐVC. Dung tích hấp thu T từ 300 - 600 ldl/100g axit humic. Axit humic mang điện âm nên dễ trao đổi cation. Tính đệm lớn, ít bị rửa trôi, nên đất nào có nhiều axit humic thì có kết cấu tốt. Có tính chua (pH = 3,6), nhƣng phân tử axit humic nhiều vòng và ít mạch nhánh hơn axit fulvic nên ít chua hơn axit fulvic. - Trạng thái tồn tại của axit humic: Trong đất, axit humic ít tồn tại ở trạng thái tự do mà liên kết với phần khoáng của đất để tạo ra các hợp chất khác nhau. Khi liên kết với các cation sẽ tạo ra các muối humat. Tùy theo mức độ hòa tan mà ngƣời ta chia ra 3 nhóm: + Nhóm H1: Là dạng liên kết axit humic với các cation hóa trị 1 nhƣ NH4+, K+, Na+ v.v... Nhóm này bao gồm cả dạng axit humic ở trạng thái tự do trong đất. Đặc điểm H1 là màu nâu, rất dễ hòa tan trong nƣớc để tạo thành các dạng dung dịch hoặc keo ở trạng thái phân tán, rất linh động do vậy dễ bị rửa trôi. Dạng H1 tạo nên chủ yếu ở đất chua, nghèo Ca+2, Mg+2 nhƣ đất potdon, đa số đất feralit nhiệt đới nhƣ nƣớc ta. 52 + Nhóm H2: Dạng liên kết của axit humic với các cation hóa trị 2, chủ yếu là các cation Ca2+ và Mg2+. Đặc điểm dạng này là có màu nâu sẫm, phân tử lƣợng lớn hơn H1, ít hòa tan trong nƣớc và tồn tại trong các trạng thái tụ bền vững với nƣớc. Nó tạo nên màng mỏng bao quanh các phần tử đất, kết gắn đất lại với nhau tạo nên kết cấu viên bền và giàu mùn. Đây là dạng tốt nhất của axit mùn. Dạng này có nhiều ở đất đen nhiệt đới, đất checnozôm. + Nhóm H3: Là dạng liên kết với các cation hóa trị 3, chủ yếu là Fe3+ và Al3+, và liên kết của axit humic với các loại keo sét của đất. Đặc điểm là phân tử lƣợng rất lớn có màu nâu sẫm hoặc xám đen, khó hòa tan, ít di động và thƣờng đƣợc gắn trên mặt các phân tử khoáng tạo thành những hợp chất hữu cơ vô cơ, màng hữu cơ bao bọc lấy phần tử khoáng. Dạng này rất bền vững nên tích lũy lại nhiều trong đất. Axit fulvic: Là nhóm axit mùn đƣợc hình thành trong môi trƣờng axit, có màu vàng sáng (xuất phát từ chữ Fulvo của Hylạp là màu vàng), hòa tan trong môi trƣờng axit loãng, kiềm loãng, cacbonat kiềm. Phân tử lƣợng thấp từ 800 - 900 ĐVC. Cấu tạo ít vòng thơm nhƣng chứa nhiều mạch ngang, nhiều nhóm định chức nhất là COOH và OH. Chua hơn axit humic, pH = 2,6 - 3,0. Dung tích hấp thu đạt từ 280 - 320 ldl/100g axit fulvic. Thành phần các nguyên tố biến động nhƣ trong bảng 2.7. Trong đất feralit vùng nhiệt đới ẩm, axit fulvic thƣờng chiếm ƣu thế hơn axit humic (tỷ lệ axit humic/axit fulvic < 1). Về trạng thái tồn tại của axit fulvic: Nó có thể tồn tại ở trạng thái tự do nhƣng liên kết với các cation hóa trị thấp càng dễ tan hơn và dễ bị rửa trôi hơn. không nhiều mà thƣờng ở trạng thái liên kết để tạo thành các fulvat. Thƣờng khi càng OH COOH OH CH2OHCH3 HOOC HOOCCOOH OH CH2- C - CH - CH - CH2- COOH O CH2- CH2- C - CHOH O COOH Hình 2.6: Mô hình cấu trúc hóa học của axit fulvic (Theo Buffle) Humin: Đƣợc nghiên cứu ít hơn cả. Đó là phần bền vững nhất của hợp chất mùn, không chuyển vào dung dịch bằng các phƣơng pháp tác động bình thƣờng. Theo Tiurin, humin 53 là một phức chất phức tạp bao gồm axit humic và Fulvic liên kết với nhau chặt chẽ. Tính bền vững của humin là do liên kết chặt với các khoáng sét trong đất và có mức độ ngƣng tụ cao. Trong thành phần humin có thể có một số tàn dƣ thực vật bền vững nhƣ Cutin hoặc các phần tử than gỗ trong rừng khi bị cháy. Humin có màu đen, đƣợc hình thành trong môi trƣờng kiềm, rất khó hòa tan và ít linh động, nên gọi là mùn trơ của đất. Dựa vào tỷ lệ axit humic/axit fulvic các nhà nghiên cứu phân loại các kiểu mùn khác nhau (theo thành phần mùn): - Tỷ lệ axit humic/axit fulvic >3: Kiểu mùn humat đặc trƣng - Tỷ lệ axit humic/axit fulvic từ 1- 3: Humat. - Tỷ lệ axit humic/axit fulvic từ 0.6 - 1: Humat - fulvát - Tỷ lệ axit humic/axit fulvic từ 0.3 - 0.6: Fulvát - humat - Tỷ lệ axit humic/axit fulvic < 0.3: Fulvát. Trong điều kiện nhiệt đới tỷ lệ axit humic/axit fulvic càng thấp thì cƣờng độ quá trình Feralit diễn ra càng mạnh mẽ. So sánh hàm lƣợng các nhóm chức có chứa oxy trong các axit mùn đƣợc thể hiện qua bảng 2.8. Bảng 2.8: Hàm lƣợng các nhóm chức chứa oxy trong các axit mùn Các nhóm Giới hạn dao động Trung bình Các axit humic (mđl/100g) COOH 150 - 570 360 OH của phenol 210 - 570 390 Các axit yếu và OH của rượu 20 - 490 260 Quinon và xeton C = O 10 - 560 290 OCH3 30 - 80 60 Các axit funvic (mđl/100g) COOH 520 - 1.120 820 OH của phenol 30 - 570 300 Các axit yếu và OH của rượu 260 - 950 610 Quinon và xeton C = O 120 - 420 270 OCH3 30 - 120 80 (Tsnhitser, 1976) Hầu hết trong tất cả các trƣờng hợp, axit fulvic có nhóm chức axit nhiều hơn đáng kể so với axit humic. Điều này là do khối lƣợng phân tử của chúng nhỏ hơn và vì thế trong 100 g chế phẩm axit fulvic chứa một số lƣợng phân tử nhiều hơn một vài lần so 54 với trong 100 g chế phẩm axit humic. Độ axit chung của một chất là do tổng nhóm axit (COOH + OHph) tạo nên; trong các axit fulvic độ axit tổng cộng đƣợc xác định bằng sự có mặt của nhóm cacboxylic, ngƣợc lại trong các axit humic ƣu thế này hầu nhƣ không biểu hiện. Trong các phân tử axit fulvic hầu nhƣ tất cả oxy tập trung trong các nhóm chức, ngƣợc lại trong các axit humic có khoảng 30 - 40% tổng lƣợng Ôxi nằm ở các vị trí khác nhau nhƣ ở nhóm ete hoặc trong các dị vòng chứa oxi. 2.4.2. Các yếu tố ảnh hƣởng tới quá trình tạo mùn Những yếu tố chủ yếu nhất ảnh hƣởng tới đặc điểm quá trình tạo mùn là chế độ nƣớc, không khí và nhiệt của đất, thành phần và đặc điểm xác thực vật, thành phần loài và cƣờng độ hoạt động của vi sinh vật đất, các tính chất lý, hóa học và địa hình của đất. - Trong điều kiện hảo khí, độ ẩm 60 - 80% và nhiệt độ thuận lợi 25 - 300C, xác thực vật phân hủy mạnh mẽ, quá trình khoáng hóa xảy ra mạnh nên trong đất tích lũy lƣợng mùn không lớn nhƣng giàu nguyên tố tro và đạm. Trong điều kiện thiếu ẩm nghiêm trọng và thƣờng xuyên thì quá trình phân giải và mùn hóa cũng diễn ra chậm. Trong điều kiện thừa ẩm thƣờng xuyên hoặc nhiệt độ thấp quá trình mùn hóa diễn ra rất yếu và tàn dƣ hữu cơ biến đổi thành than bùn. Nhìn chung để tích lũy mùn cao cần có sự phối hợp trong đất, chế độ nhiệt ẩm và không khí, nƣớc tối ƣu và cần có thời kỳ khô hạn nhất định. Trong điều kiện nhƣ vậy sự phân giải tàn dƣ hữu cơ diễn ra từ từ, quá trình mùn hòa diễn ra mạnh và mùn hình thành liên kết chặt với phần khoáng của đất. - Thành phần xác hữu cơ Tàn dƣ cỏ, cây họ Đậu, xác vi sinh vật, động vật thƣờng giàu đạm, các nguyên tố tro đặc biệt canxi nên dễ phân giải, quá trình tạo mùn thuận lợi. Thực vật cây gỗ, đặc biệt cây lá kim so với cây lá rộng thƣờng nghèo đạm, nghèo nguyên tố tro, giàu lignhin, nhựa, chất sáp nên quá trình phân giải chậm hơn, dễ tích lũy tạo thành lớp thảm mục trên bề mặt đất. Cũng vì vậy dƣới rừng cây lá rộng thảm mục tích lũy ít hơn và lƣợng mùn chứa trong đất cao hơn so với rừng cây lá kim. Trong thành phần xác thực vật nếu tỷ lệ C/N cao quá trình phân hủy, khoáng hóa và mùn hóa diễn ra chậm, nếu tỷ lệ C/N thấp các quá trình diễn ra mạnh mẽ và thuận lợi. - Tính chất đất Thành phần cơ giới và các tính chất hóa học của đất cũng ảnh hƣởng lớn tới quá trình tạo mùn. Với đất cát, nghèo dinh dƣỡng, thoáng khí, cấp hạt thô quá trình khoáng hóa nhanh, mùn hình thành ít và khó giữ lại trong đất. Đất có thành phần cơ giới nặng, điều kiện khoáng hóa diễn ra từ từ hơn, mùn đƣợc hình thành nhiều hơn và có điều kiện thuận lợi giữ lại trong đất. 55 Các tính chất hóa học, đặc biệt phản ứng đất và hàm lƣợng Ca2+, Mg2+ chứa trong đất ảnh hƣởng lớn tới quá trình tạo mùn: Đất chua, nghèo canxi, các axit fulvic hình thành chiếm ƣu thế, đất trung tính giàu Canxi ngƣợc lại các axit humic hình thành thuận lợi hơn. - Sự tích lũy mùn còn chịu ảnh hƣởng của địa hình: Càng lên cao thì nhiệt độ càng giảm, ẩm độ tăng, quá trình khoáng hóa giảm, tích lũy mùn tăng lên. Nếu địa hình dốc thì mùn bị rửa trôi, xói mòn nên ít và ngƣợc lại ở vùng bằng và trũng hàm lƣợng mùn cao hơn. - Thành phần và cƣờng độ hoạt động của vi sinh vật đất ảnh hƣởng rất rõ đến quá trình mùn hóa. Sự hoạt động của chúng quá yếu thì chất hữu cơ phân giải yếu dẫn đến mùn hóa chậm, nhƣng nếu vi sinh vật hoạt động quá mạnh thì xác hữu cơ lại bị phân giải triệt để, quá trình khoáng hóa chiếm ƣu thế và mùn đƣợc tích lũy ít. Tuy nhiên, các điều kiện nhiệt, ẩm, không khí trong đất, các tính chất lý hóa của đất ảnh hƣởng trực tiếp tới thành phần và hoạt động của vi sinh vật. 2.5. VAI TRÕ VÀ BIỆN PHÁP BẢO VỆ NÂNG CAO CHẤT HỮU CƠ VÀ MÙN TRONG ĐẤT 2.5.1. Vai trò chất hữu cơ và mùn trong đất Chất hữu cơ và mùn đóng một vai trò vô cùng quan trọng đối với tất cả các quá trình lý, hóa, sinh học của đất. Trong quá trình thoái hóa đất nhiệt đới, ngoài lý tính thay đổi mạnh mẽ thì yếu tố mùn là yếu tố hóa tính biến đổi rõ nét nhất. Sự khôi phục độ phì đất bị thoái hóa không thể không đề cập tới sự bồi hoàn chất hữu cơ trong đất. Mùn đƣợc coi là chỉ tiêu quyết định độ phì nhiêu của đất. - Mùn là kho thức ăn cho cây và vi sinh vật. Chất hữu cơ và mùn đều chứa một lƣợng khá lớn các nguyên tố dinh dƣỡng cho cây trồng và vi sinh vật nhƣ: N, P, K, S, Ca, Mg, và các nguyên tố vi lƣợng. Trong đó đặc biệt là N. Các nguyên tố dinh dƣỡng có ở trong chất hữu cơ và mùn đƣợc giải phòng từ từ cho cây trồng, vi sinh vật sử dụng. Ngoài ra, mùn còn chứa một số chất kích thích sinh trƣởng làm tăng hoạt động của bộ rễ, hạt nảy mầm. Mùn cung cấp chất dinh dƣỡng cho cây và vi sinh vật đầy đủ và cân đối nhất. - Đối với lý tính của đất: Chất hữu cơ và mùn làm cải thiện thành phần cơ giới đất và trạng thái kết cấu đất. Vì vậy đất nhiều mùn thì có chế độ nƣớc, không khí và nhiệt độ tốt phù hợp cho cây sinh trƣởng và phát triển và cho năng suất cao. - Đối với hóa tính đất: Chất hữu cơ và mùn tham gia vào các phản ứng hóa học của đất, nâng cao tính đệm của đất. Mùn ảnh hƣởng đến trạng thái oxy hóa - khử của đất, ảnh hƣởng đến dung tích hấp thu và chi phối các chỉ tiêu hóa tính khác của đất. - Đối với sinh tính đất: Mùn nâng cao số lƣợng, thành phần và hoạt tính của hệ vi sinh vật đất. Đất nhiều mùn, số lƣợng và khả năng hoạt động của các nhóm sinh vật đất đƣợc tăng cƣờng. 56 2.5.2. Biện pháp bảo vệ và nâng cao chất hữu cơ và mùn trong đất - Tăng cƣờng chất hữu cơ cho đất bằng cách bón phân hữu cơ. Trả lại cho đất tối đa các sản phẩm chất xanh không phải là bộ phận kinh tế của cây trồng nhƣ thân, lá, rễ. - Tạo môi trƣờng thích hợp cho quá trình hình thành mùn, tạo điều kiện thuận lợi để vi sinh vật hoạt động tốt nhƣ bón vôi để giảm độ chua, duy trì ẩm độ đất, đất tơi xốp... - Chống mất mùn do quá trình xói mòn và rửa trôi. Sản xuất nông nghiệp trên đất dốc phải thực hiện triệt để các biện pháp phòng chống xói mòn. Nông lâm kết hợp không những là phƣơng thức sử dụng đất hợp lý mà còn là biện pháp tốt tăng cƣờng chất hữu cơ trong đất đặc biệt là khi trồng xen các cây họ Đậu (cốt khí, lạc, đỗ, đậu,...). - Tăng cƣờng các sản phẩm hữu cơ trả lại đất có tỷ lệ C/N thấp nhƣ trồng cây họ Đậu. - Trong lâm nghiệp, việc bảo vệ, nâng cao độ che phủ rừng là biện pháp cơ bản duy trì chất hữu cơ và mùn của đất. Việc khai thác rừng cần tuân thủ theo phƣơng thức chặt chọn. Các phƣơng thức chặt trắng, đốt dọn, trồng rừng thuần loài dẫn đến giảm độ phì đất, giảm hàm lƣợng mùn trong đất cần hạn chế tới mức tối đa. Trồng rừng, phủ xanh đất trống đồi núi trọc là một biện pháp tích cực bồi hoàn chất hữu cơ cho đất, trong đó chú ý trồng rừng hỗn giao, sử dụng tập đoàn cây phù trợ nâng cao độ phì đất, đặc biệt là những cây họ Đậu nhƣ các loại keo, muồng v.v... CÂU HỎI ÔN TẬP 1. Nêu khái niệm thành phần hóa học của đất? 2. Trình bày chất vô cơ và chất độc trong đất? 3. Chất phóng xạ trong đất? 4. Khái niệm và nguồn gốc chất hữu cơ trong đất? 5. Trình bày quá trình phân giải chất hữu cơ trong đất? 6. Quá trình mùn hóa? 7. Thành phần của mùn? 8. Các yếu tố ảnh hƣởng đến quá trình mùn hóa? 9. Vai trò và biện pháp tăng cƣờng chất hữu cơ và mùn trong đất? 57 Chƣơng 3 KEO ĐẤT, KHẢ NĂNG HẤP PHỤ VÀ DUNG DỊCH ĐẤT 3.1. KEO ĐẤT 3.1.1. Khái niệm Keo đất thuộc thành phần của thể rắn trong đất. Theo hệ thống phân loại của quốc tế keo đất có kích thƣớc rất nhỏ từ 1 - 200 μm (1μm =10-6mm). Tuy nhiên việc quy định kích thƣớc của keo trong đất chƣa thống nhất ở các nƣớc. Ví dụ: Nga quy định hạt có kích thƣớc 1 - 100 μm là hạt keo, Mỹ 1 - 500 μm, Thụy Điển < 2 μm. Hàm lƣợng keo đất rất khác nhau đối với mỗi loại đất và hàm lƣợng keo có thể dao động trong khoảng từ 1 - 40% trọng lƣợng của đất. Do kích thƣớc hạt nhỏ bé nên keo đất có thể chui qua giấy lọc phổ thông. Keo đất thƣờng nằm trong dung dịch và có thể quan sát đƣợc qua kính hiển vi điện tử. Keo đất không hòa tan trong nƣớc mà ở dạng huyền phù, lơ lửng trong dung dịch đất. Keo đất là trung tâm của các quá trình hóa học, hóa lý và sinh hóa của đất. Keo đất đóng vai trò quan trọng trong việc dự trữ, điều chỉnh hàm lƣợng các chất dinh dƣỡng thông qua trao đổi giữa keo đất và dung dịch đất, tạo ra kết cấu, cải thiện chế độ nƣớc, không khí và nhiệt độ của đất. Trong đất có keo vô cơ, hữu cơ và keo hữu cơ - vô cơ. Keo vô cơ đƣợc hình thành do quá trình phong hóa đá hoặc do ngƣng tụ các phân tử trong dung dịch. Keo hữu cơ đƣợc tạo thành do quá trình biến hóa xác hữu cơ trong đất. Keo vô cơ kết hợp với keo hữu cơ tạo keo hữu cơ - vô cơ. 3.1.2. Cấu tạo của keo đất Keo đất có cấu tạo phức tạp bao gồm nhân keo (phần trung tâm của hạt keo, quyết định thế hiệu điện của keo), các lớp ion hấp phụ bao xung quanh nhân keo. Để dễ minh hoạ, cấu tạo của keo đất có thể đƣợc mô tả nhƣ sau: - Nhân keo: Nhân keo đƣợc cấu tạo bởi các phần tử không phân li. Đó là tập hợp các phân tử vô cơ, hữu cơ hoặc vô cơ - hữu cơ tạo thành thể kết tinh hay vô định hình. Thông thƣờng nhân keo vô cơ có hạt nhân là axit silic, nhân silicat, oxyt Fe, Al... keo hữu cơ có nhân là axit humic, axit fulvic, protit hoặc xenlulozơ. - Lớp điện kép: Bao bọc quanh nhân keo, bao gồm 2 lớp ion mang điện trái dấu. Tầng nằm sát nhân gọi là tầng ion tạo điện thế (tầng ion quyết định thế hiệu). Lớp ion ngoài mang điện trái dấu với tầng ion tạo điện thế gọi là lớp điện bù. Đa số ion của lớp 58 điện bù nằm sát tầng ion quyết định thế hiệu, bị giữ chặt gọi là tầng ion không di chuyển. Những ion còn lại nằm xa tầng ion quyết định thế hiệu, rất linh động có thể di chuyển và trao đổi gọi là tầng ion khuếch tán. Càng xa nhân keo mật độ các ion ở tầng khuyếch tán càng giảm. Dựa vào điện tích của lớp ion quyết định thế hiệu ngƣời ta chia các hệ thống keo thành keo âm (asidoit), keo dƣơng (basidoit) hoặc keo lƣỡng tính (amfolidoit). Keo âm có lớp ion quyết định thế hiệu mang điện âm. Tƣơng tự, keo dƣơng có lớp ion quyết định thế hiệu mang điện dƣơng, keo lƣỡng tính có thể mang điện âm hoặc dƣơng tùy thuộc vào pH của môi trƣờng. Ion khuyếch tán Lớp điện bù Lớp điện kép Micel keo Hạt keo Vi lạp + + + + – – Nhân keo – –– – – + + Ion không di chuyển Ion quyết định thế hiệu + + + + + + + + + + + + + + + Hình 3.1: Sơ đồ cấu tạo micel keo (theo Goocbunop) Đa số keo đất là keo âm. Nguyên nhân chính là do thành phần oxit silic trong đất cao và đất có nhiều hợp chất mùn. Keo âm chứa các cation ở lớp khuyếch tán có thể trao đổi với các cation khác ngoài môi trƣờng. 3.1.3 Tính chất cơ bản của keo đất Hệ thống keo đất có đầy đủ các tính chất nhƣ một hệ thống keo bình thƣờng đã đƣợc giới thiệu trong các giáo trình hóa học. Trong đó có một số tính chất quan trọng liên quan nhiều tới tính chất đất nhƣ: Keo đất có diện tích bề mặt lớn, mang năng lƣợng bề mặt, mang điện tích, có khả năng ngƣng tụ và phân tán. Keo đất có tỷ diện (diện tích bề mặt) lớn Tỷ diện là tổng diện tích bề mặt của các hạt keo có trong một đơn vị thể tích. Keo đất do có kích thƣớc rất bé nên tổng tỷ diện tích lớn. Ví dụ khi khối lập phƣơng chiều dài cạnh là 1 cm thì diện tích bề mặt là 6 cm2. Nhƣng khi chia nhỏ ra làm nhiều khối lập phuơng thì tổng diện tích bề mặt tăng lên gầp nhiều lần (bảng 3.1). 59 Bảng 3.1: Sự tăng lên của tổng diện tích bề mặt của 1 cm2vật thể khi tăng độ phân tán Số lượng khối lập phương Chiều dài cạnh của khối lập phương (cm) Tổng diện tích bề mặt (cm2) 1 1 6 103 10-1 6.101 106 10-2 6.102 109 10-3 6.103 (Nguyễn Thế Đặng và Nguyễn Thế Hùng, 1999) Nhƣ vậy đất có số lƣợng keo tăng lên thì tổng diện tích bề mặt tăng. Diện tích bề mặt tăng sẽ quyết định năng lƣợng bề mặt và khả năng hấp phụ của keo. Keo đất có năng lượng bề mặt Những phần tử trên bề mặt hạt keo chịu các lực tác động xung quanh khác nhau, vì nó tiếp xúc với thể lỏng hoặc thể khí bên ngoài. Do các lực này không thể cân bằng lẫn nhau đƣợc, từ đó sinh ra năng lƣợng tự do ở bề mặt nơi tiếp xúc giữa các hạt keo với môi trƣờng xung quanh. Thành phần cơ giới đất càng nặng thì diện tích mặt ngoài càng lớn và do đó năng lƣợng bề mặt càng lớn, khả năng hấp phụ nƣớc và dinh dƣỡng càng cao. Keo đất có mang điện Do cấu trúc nên keo đất có mang điện âm, dƣơng hoặc lƣỡng tính. Đây là đặc tính rất quan trọng của keo đất đã tạo nên những tính chất đặc thù của đất nhƣ khả năng hấp phụ trao đổi ion (các ion trái dấu sẽ bị hấp phụ bởi keo đất). Do tính chất này mà đất có nhiều keo thì khả năng giữ các nguyên tố dinh dƣỡng sẽ tốt hơn, khả năng đệm của đất sẽ cao hơn, sự liên kết giữa các hạt đất sẽ cao hơn. Keo đất có khả năng ngưng tụ (keo tụ) và phân tán (keo tán) - Keo tụ (trạng thái gel): Là hiện tƣợng các hạt keo đất kết dính lại với nhau, còn gọi là ngƣng tụ keo hoặc kết tủa. Hiện tƣợng ngƣng tụ keo có ý nghĩa lớn trong việc tạo thành kết cấu đất. Có 3 nguyên nhân làm cho keo ngƣng tụ: + Keo ngƣng tụ do ion chất điện giải tiếp xúc với keo đất, điện của keo sẽ bị trung hòa bởi các ion mang điện trái dấu. Asidoit bị ngƣng tụ bởi các cation, còn basidoit bị ngƣng tụ bởi các anion. Khả năng và mức độ trung hòa điện của keo do các ion phụ thuộc rất lớn vào hóa trị của chúng. Hóa trị của ion càng lớn thì sự ngƣng tụ keo càng mạnh. Đối với 1 số cation cùng hóa trị sức ngƣng tụ cũng khác nhau và đƣợc xếp nhƣ sau: Fe3+ > Al3+ > H+> Ca2+ > Mg2+ > K+ > NH+4 > Na+>Li+. Đối với 1 số anion: Cl-< SO4-2 < PO4-3 60 + Keo ngƣng tụ do hiện tƣợng mất nƣớc. Keo ƣa nƣớc ít ngƣng tụ vì có màng nƣớc dày bao quanh. Keo ghét nƣớc dễ bị ngƣng tụ hơn, chỉ cần một nồng độ thấp của muối cũng làm chúng ngƣng tụ. Hiện tƣợng này thƣờng xảy ra ở vùng khô hạn và khí hậu thay đổi thất thƣờng. + Keo ngƣng tụ do sự liên kết hai hạt keo mang điện trái dấu sẽ hút nhau để tạo thành trạng thái gel. - Keo tán (trạng thái sol): Là keo nằm ở trạng thái phân tán, lơ lửng trong dung dịch đất. Nguyên nhân cơ bản là do keo cùng dấu đẩy nhau hoặc màng nƣớc xung quanh keo làm nó không dích kết vào nhau đƣợc. Trong đất có chứa nhiều cation hóa trị 1 (đặc biệt là Na+) thì khả năng keo tán tăng lên rõ rệt. Hiện tƣợng sol thƣờng làm đất bị bí chặt do các hạt keo trở lên rời rạc và đất không tạo đƣợc các kết cấu tốt. Đất thƣờng bị thiếu không khí và rễ cây không thể phát triển đƣợc. Những hệ thống keo đã bị ngƣng tụ (gel) có thể bị phân tán trở lại trạng thái sol - gọi là khả năng keo tán (Pepti hóa). Khả năng pepti hóa phụ thuộc vào sụ thay đổi trạng thái của môi truòng đất, khi có sự dƣ thừa của các chất điện giải hoặc các ion OH-(Hà Quang Khải và cộng sự. 2002). Điều này dẫn đến sự thay đổi điện thế của các hạt keo. Nhờ hiện tƣợng keo tụ và keo tán mà keo đất có thể bị tích tụ hoặc di chuyển đi chỗ khác. Điều này sẽ làm ảnh hƣởng tới tính chất đất. 3.1.4. Phân loại keo đất 3.1.4.1. Phân loại theo tính mang điện Keo âm (asidoit) Trên mặt nhân keo mang điện âm hay nói cách khác tầng ion quyết định thế hiệu là những anion. Các ion trên tầng trao đổi là H+hay các cation khác. Ký hiệu keo âm là X - H. Trong đất, keo âm chiếm đa số. Ta thƣờng gặp là keo axit silisic, các axit mùn (axit humic và fulvic), khoáng sét... Keo mang điện âm trong đất bao gồm 2 loại: - Loại mang điện âm thƣờng xuyên: Các khoáng sét sau khi có sự trao đổi đồng hình khác chất giữa các nguyên tố có hóa trị dƣơng cao hơn bằng các nguyên tố có hóa trị thấp hơn (ví dụ: Si4+ đƣợc thay thế bằng Al3+, Al3+ đƣợc thay thế bằng Mg2+) - Loại keo không mang điện âm thƣờng xuyên: Sự thay đổi điện âm của loại keo này phụ thuộc vào pH môi trƣờng (keo lƣỡng tính) hoặc sự phân giải của các nhóm định chức (- COOH, - OH) trong các axit mùn sẽ tạo ra điện tích âm. Trong đất có nhiều keo âm sẽ làm tăng khả năng hấp phụ trao đổi cation. 61 Ion khuếch tán Ion không di chuyển Ion quyết định thế hiệu + + + – –– Nhân SiO2.yH2O H+ SiO32- SiO32- H+ SiO32- H+ H+ + – – + – – – SiO32- + H+ H+ Dung dịch keo + + + H + H Hình 3.2: Sơ đồ cấu tạo keo âm axit silisic Keo dương (basidoit) Keo dƣơng là keo có tầng ion quyết định thế hiệu mang điện tích dƣơng (trên tầng ion quyết định thế hiệu là các cation). Các ion trao đổi là OH hoặc anion khác. Nói chung keo dƣơng chiếm tỷ lệ thấp trong đất. Các keo dƣơng thƣờng gặp trong đất là Fe(OH)3, Al(OH)3 (trong môi trƣờng axit). Cũng có thể keo kaolinit do quá trình ion hóa tạo thành keo dƣơng. ...O3SiO2(OH)Al2(OH)3 [...O3SiO2(OH)Al2(OH)+] + OH Ion khuếch tán Ion không di chuyển Ion quyết định thế hiệu - – + – Nhân FeO+ Fe(OH)3 FeO+ FeO+ Cl Cl – + + FeO+ FeO+ C – – – – l-Cl – Hình 3.3: Sơ đồ cấu tạo keo dương hydroxyt Fe 62 Keo lưỡng tính (Ampholidoit) Keo này mang điện âm hay dƣơng phụ thuộc pH của môi trƣờng đất (pH dependent). Các ion trao đổi có thể là H+, OH hoặc các ion khác. Các keo lƣỡng tính trong đất thƣờng gặp là Fe(OH)3, Al(OH)3, CaCO3... Sự di chuyển từ keo âm sang keo dƣơng qua điểm không có điện gọi là điểm đẳng điện, lấy pH biểu thị tại điểm đẳng điện gọi là pH đẳng điện. Ví dụ: Sự thay đổi tính mang điện của keo Fe(OH)3 và Al(OH)3 theo phản ứng môi trƣờng. - Đối với Fe(OH)3: có pH đẳng điện = 7,1 + Khi pH < 7,1: Keo Fe(OH)3 là keo dƣơng. Fe(OH)3 + HCl FeOCl + H2O FeO++ Cl-+ H2O + Khi pH > 7,1: Keo Fe(OH)3 là keo âm. Fe(OH)3 + NaOH Fe(OH)2O-+ Na++ H2O - Đối với keo Al(OH)3: Có pH đẳng điện = 8,1 cũng xảy ra tƣơng tự khi pH biến động cao hơn hay thấp hơn 8,1 Keo vô cơ kết hợp với keo hữu cơ có tác dụng làm giảm thấp pH đẳng điện. Khi số lƣợng keo hữu cơ càng nhiều mà kết hợp keo vô cơ sẽ làm pH đẳng điện càng giảm. Ví dụ: Keo sắt kết hơp keo mùn. Khi một phân tử Fe2O3 kết hợp 0,07g mùn, có pH đẳng điện = 5,9 Khi một phân tử Fe2O3 kết hợp 0,14g mùn, có pH đẳng điện = 5,2 Khi một phân tử Fe2O3 kết hợp 0,28g mùn, có pH đẳng điện = 4,5 Việc thay đổi pH đất tác động rất lớn tới thành phần keo dƣơng hoặc keo âm trong đất. Đối với 1 số loại đất có chứa nhiều keo lƣỡng tính khi bón vôi sẽ làm tăng pH đất đồng nghĩa với việc tăng thành phần keo âm, tăng khả năng giữa các cation dinh dƣỡng trong đất. 3.1.4.2. Phân loại theo thành phần hóa học Keo hữu cơ Keo hữu cơ chủ yếu là mùn đƣợc tạo thành do sự biến hóa xác động thực vật. Các keo hữu cơ thƣờng găp trong đất là axit humic, axit fulvic, lignhin, protit, xeluloza, nhựa và một số hợp chất hữu cơ phức tạp khác. 63 Ion khuếch tán Ion không di chuyển Ion quyết định thế hiệu + + - Axit humic 2COO- H+ H+ Dung dịch đất + + - + - 2OH H+ H+ Hình 3.4: Sơ đồ cấu tạo keo hữu cơ axit humic Keo vô cơ (keo khoáng) Là keo phổ biến nhất trong đất, nó phân bố ở mọi loại đất và mọi tầng đất. Keo vô cơ bao gồm nhiều loại, nhƣng phổ biến nhất là nhóm khoáng vật thứ sinh alumin silicat (khoáng sét) và nhóm oxyt, hydroxyt (oxyt Fe, Al). Keo hữu cơ - vô cơ Các keo hữu cơ trong đất ít nằm ở dạng tự do mà thƣờng liên kết chặt với các chất khoáng hoặc các keo vô cơ tạo thành keo phức tạp. Các phức hợp humat kiềm thƣờng bao gồm các dạng: humat canxi, humat natri, humat sắt, humat nhôm. Các axit mùn còn kết hợp với các khoáng sét (kaolinite, monmorilonit) để tạo thành các phức hợp sét mùn. Theo Alexandrova, sự kết hợp giữa axit humic với các secquioxit theo các phƣơng thức sau: Ở thể sét - mùn: OH HOOC OOC Si-O-Al + R -----> Si-O-Al R + H2O OH HOOC OOC (sét) (mùn) (sét-mùn) 64 Mùn kết hợp với sắt (hoặc nhôm): I. (HOOC)n-1 COO R Fe(OH) O II. (HO)m-1 COOH (HOOC)n-2 COO R Al(OH) (HO)m-1 O COO-Fe(OH)2 3.1.4.3. Dựa vào thành phần khoáng Các khoáng vật sét là các aluminosilicat. Các khoáng vật này bao gồm khối nhiều lớp của các cấu trúc phiến khối tứ diện và phiến khối bát diện: - Phiến khối tứ diện (phiến oxit silic): Phiến này đƣợc tạo thành do các khối tứ diện oxit silic. Khối tứ diện này có Si ở chính giữa và 4 đỉnh là 4 nguyên tử oxy. Nhƣ thế khi chúng ta ghép lại thành phiến thì 2 bên là lớp oxy, giữa là lớp oxit (hình 3.5). Oxy Oxy Si Si Lớp oxy Lớp silic Lớp oxy Hình 3.5: Khối tứ diện và phiến oxit silic 65 - Phiến khối bát diện (phiến gipxit): Phiến này tạo thành do sự gắn liền các khối bát diện (8 mặt) với nhau. Mối khối 8 mặt chính giữa có một nguyên tử Al, xung quanh có 6 nguyên tử oxy, hay OH hoặc cả O và OH (Hình 3.6). - Hiện tƣợng thay thế đồng hình khác chất của các khoáng sét: Trong quá trình hình thành khoáng sét, một số nguyên tố trong các khối tứ diện hoặc bát diện có thể bị các nguyên tố khác ở ngoài vào thay thế. Sự thay thế này không làm thay đổi hình dạng khoáng vật mà chỉ thay đổi tính chất, vì thế gọi là hiện tƣợng thay thế đồng hình khác chất. Điều kiện quan trọng của sự thay thế là ion muốn thay thế nhau phải có bán kính tƣơng đƣơng. Ví dụ: Al3+ trong tinh thể có bán kính r = 0,57Ao có thể bị Fe3+ có r = 0,67Aothay thế (chứ không thể bị Li+có r = 1,22 Aothay thế). Nếu hóa trị của các ion thay thế khác nhau sẽ làm thay đổi tính chất mang điện của keo. Ví dụ: Al3+ thay thế Si4+ thì khoáng vật mang điện âm, P5+ thế Si4+ thì khoáng vật mang điện dƣơng. Al Lớp oxy Lớp silic Lớp oxy Hình 3.6: Khối bát diện và phiến gipxit - Các loại khoáng sét: Các khoáng sét thƣờng đƣợc hình thành do sự kết hợp giữa hai khối (khối tứ diện và bát diện) với tỷ lệ khác nhau và tạo ra phân thành 3 loại sét có thành phần và tính chất khác. Các loại hình sét đặc trƣng là. Loại lớp 1:1 bao gồm 1 phiến khối tứ diện và 1 phiến khối bát diện. Đại diện cho khoáng sét loại này là nhóm kaolinit có công thức hóa học chung là [Si4]Al4O10(OH)8.nH2O, trong đó cation để trong các ngoặc vuông thuộc phối trí khối tứ diện và n là số phân tử nƣớc hidrát hóa. Thƣờng sự thay thế đồng hình không đáng kể đối với Si hoặc Al trong khoáng vật sét này. Chính vì vậy dung tích hấp thu cation của kaolinit nhỏ (5 -10 mE/100 g keo). Trong môi trƣờng pH thấp, keo kaolinit có thể mang điện dƣơng, làm cho keo có khả năng hấp phụ anion. Keo kaolinit chiếm tỷ lệ cao trong các loại đất nhiệt đới. Tỷ lệ keo kaolinit trong đất của miền Bắc Việt nam chiếm từ 30 - 66 60%. Đất chứa nhiều keo kaolinit thƣờng nghèo dinh dƣỡng, tính đệm thấp, chua (Ngô Nhật Tiến, 1970; Đào Châu Thu, 2003). Loại lớp 2:1 là loại có 2 phiến khối tứ diện ở 2 bên và 1 phiến khối bát diện ở giữa. Khoáng vật sét đại diện cho loại này là monmorilonit. Khác với kaonilit, keo monmorilonit, có lực liên kết giữa các phiến không chặt, khe hở giữa các phiến rộng và có khả năng co dãn, quá trình thay thế đồng hình khác chất diễn ra mạnh nên keo monmorilonit thƣờng có dung tích hấp thu lớn (cao tới 150 me/100g keo). Keo monmorilonit có nhiều trong đất vùng ôn đới, đất chứa nhiều loại keo này có khả năng hấp thu trao đổi tốt, giàu dinh dƣỡng nhƣng tính trƣơng co lớn. 3.2. KHẢ NĂNG HẤP PHỤ CỦA ĐẤT 3.2.1. Khái niệm Hấp phụ là đặc tính của đất có thể hút đƣợc các chất rắn, chất lỏng hoặc chất khí hoặc làm tăng nồng độ của các chất đó trên bề mặt của hạt keo đất. Vật chất bị tích tụ trên bề mặt của chất khác đƣợc gọi là chất bị hấp phụ. Chất rắn có khả năng tích tụ vật chất khác trên bề mặt của nó thì gọi là chất hấp phụ. Trong đất keo đất, các phần tử rắn của đất là những chất hấp phụ. Các phân tử hay ion trong dung dịch đất thƣờng bị giữ trên bề mặt keo đƣợc gọi là chất bị hấp phụ. Căn cứ vào cơ chế giữ lại các chất trong đất có thể chia khả năng hấp phụ của đất thành 5 dạng nhƣ sau: 3.2.1.1. Hấp phụ sinh học Hấp phụ sinh học là khả năng sinh vật (thực vật và sinh vật) hút cation và anion trong đất. Những ion dễ di chuyển trong đất đƣợc rễ cây và vi sinh vật hút, tổng hợp lên cơ thể thực vật. Cây hoàn trả chất dinh dƣỡng cho đất khi cây chết hoặc qua cành rơi, lá rụng, cung cấp chất hữu cơ trong đất. Chất hữu cơ này đƣợc vi sinh vật phân giải để tạo thành chất dinh dƣỡng cho cây. Vi sinh vật cố định đạm cũng là hình thức hấp thụ sinh học. Ƣu điểm của dạng hấp thu này là giữ lại vật chất cho đất, tránh mất mát. Trong quá trình hấp thu cây hút dinh dƣỡng ở tầng sâu, hoàn trả trên tầng mặt nên tạo ra tầng đất mặt tơi xốp, giàu chất dinh dƣỡng. Đặc biệt nhờ cơ chế hút dinh dƣỡng có chọn lọc của cây và quá trình quang hợp nên vật chất cây trả lại đất bao giờ cũng lớn hơn lƣợng chất mà cây hút từ đất và phù hợp hơn với thế hệ sau. 3.2.1.2. Hấp phụ cơ học Hấp phụ cơ học là đặc tính của đất có thể giữ lại những vật chất nhỏ trong khe hở của đất nhƣ những hạt sét, xác hữu cơ. Hấp phụ cơ học là dạng hấp phụ phổ biến trong đất. Hiện tƣợng này thấy rõ nhất khi mƣa, nƣớc mƣa lẫn cát, sét đục nhƣng chảy vào giếng thành nƣớc trong vì khi thấm qua các tầng đất các vật chất này bị giữ lại do hấp phụ cơ học. 67 Nguyên nhân hấp phụ cơ học bao gồm: - Kích thƣớc khe hở nhỏ hơn kích thƣớc vật chất. - Bờ khe hở gồ ghề làm cản trở sự di chuyển của vật chất. - Vật chất mang điện trái dấu với bờ khe hở nên bị giữ lại. 3.2.1.3. Hấp phụ lý học (còn gọi là hấp phụ phân tử) Hấp phụ lý học đƣợc biểu thị bằng sự chênh lệch nồng độ các hợp chất trên bề mặt keo đất so với môi trƣờng xung quanh. Nguyên nhân của hiện tƣợng hấp phụ lý học trƣớc tiên do các phân tử trên bề mặt hạt keo ở trong điều kiện khác với phân tử trong hạt keo do đó phát sinh năng lƣợng bề mặt. Năng lƣợng bề mặt phụ thuộc sức căng bề mặt và diện tích bề mặt. Trong đất, năng lƣợng bề mặt phát sinh ở chỗ tiếp xúc giữa các hạt đất với dung dịch đất. Vật chất nào làm giảm sức căng mặt ngoài của dung dịch đất sẽ tập trung vào mặt hạt keo. Ví dụ: Axit axetic sẽ tập trung trên bề mặt hạt đất đó là sự hấp phụ lý học (hấp phụ dƣơng). Vật chất nào làm tăng sức căng mặt ngoài của dung dịch đất thì bị đẩy khỏi keo đất để đi vào dung dịch (đó là hấp phụ âm) Ngoài các chất tan, đất còn hấp phụ các chất khí. Đất hấp phụ các chất khí rất chặt. Ví dụ đất hấp phụ NH3 sinh ra trong quá trình phân giải chất hữu cơ có chứa đạm. 3.2.1.4. Hấp phụ hóa học Hấp phụ hóa học là sự hấp phụ đồng thời với sự tạo thành trong đất những muối không tan từ các muối dễ tan. Bản chất của hấp phụ hóa học là các quá trình hóa học xảy ra trong đất. Ví dụ: Na2SO4 + CaCl2 → CaSO4↓ + 2 NaCl Fe3+ + PO43-→ FePO4↓ Hấp phụ hóa học có tác dụng giữ lại vật chất cho đất nhƣng đây cũng là nguyên nhân gây tích lũy một số nguyên tố trong đất nhƣ lân, sắt và lƣu huỳnh. Đây là một nguyên nhân làm cho các nguyên tố này bị giữ chặt trong đất, cây ít có khả năng sử dụng, làm giảm hiệu lực của phân bón. Đây là nguyên nhân mà ở những vùng đất chua cây thƣờng bị thiếu lân mặc dù hàm lƣợng lân tổng số trong đất rất cao và khi bón hiệu quả bón lân thấp. 3.2.1.5. Hấp phụ lý hóa học (hấp phụ trao đổi) Hấp phụ lý hóa học đƣợc thực hiện bởi keo đất khi trao đổi ion trong phức hệ hấp phụ với ion trong dung dịch đất tiếp xúc với nó. Thực chất của hấp phụ lý hóa học là sự trao đổi ion trên bề mặt keo đất với ion trong dung dịch đất. Trong đất có keo âm và keo dƣơng nên đất có khả năng hấp phụ cả cation và anion. 68 Keo đất đóng vai trò quyết định đối với sự hấp phụ nói chung và hấp phụ trao đổi nói riêng của đất. Số lƣợng và chủng loại keo đất quyết định khả năng hấp phụ của đất và có ảnh hƣởng rất lớn đến độ phì nhiêu đất. 3.2.2. Hấp phụ trao đổi cation Hấp thụ cation xảy ra ở keo âm. Do keo âm chiếm đa số trong đất nên hấp phụ cation là chủ yếu. Ví dụ: Khi bón phân sunfat amôn, quá trình hấp phụ xảy ra: Hấp thụ cation tuân theo các quy luật sau: - Trao đổi cation tiến hành theo chiều thuận nghịch. Tính chất này phụ thuộc vào nồng độ và đặc tính cation trong dung dịch đất. - Trao đổi xảy ra nhanh, có thể hoàn thành chỉ sau 5 phút nếu điều kiện tiếp xúc giữa keo đất và cation tốt. - Trao đổi cation phụ thuộc vào hóa trị, độ lớn và mức độ thủy hóa của cation: + Hóa trị của cation càng cao khả năng trao đổi càng mạnh. Nghĩa là khả năng trao đổi của cation hóa trị 3 lớn hơn hóa trị 2, hóa trị 2 lớn hơn hóa trị 1. + Nếu cùng hóa trị thì ion nào có bán kính lớn hoặc bán kính thủy hóa nhỏ thì trao đổi mạnh hơn. H+là cation đặc biệt do có màng thủy hóa rất nhỏ (rất ít bị hydrat hóa) nên khả năng trao đổi của H+không những vƣợt các cation hóa trị 1 mà còn vƣợt cả cation hóa trị 2. - Khả năng trao đổi phụ thuộc nồng độ ion trong dung dịch, hay nói chính xác hơn là sự thay đổi về nồng độ ion trong dung dịch đất. Khi có sự thay đổi nồng độ ion trong dung dịch đất thì quá trình trao đổi giữa keo đất và dung dịch đất diễn ra. Nếu nồng độ ion trong dung dịch đất tăng lên, keo đất sẽ hấp thu ion từ dung dịch đất và nếu nồng độ ion trong dung dịch đất giảm đi thì ion sẽ đi từ keo đất ra dung dịch đất. Bảng 3.2: Quan hệ giữa đặc điểm cation và khả năng trao đổi cation Cation Hóa trị Bán kính cation (A0) Bán kính thủy hóa (A0) Thứ tự trao đổi Li+ 1 0,78 10,03 6 Na+ 1 0,98 7,90 5 NH4+ 1 1,47 5,37 4 Mg2+ 2 0,78 13,30 3 Ca2+ 2 1,06 10,00 2 H+ 1 - - 1 (Nguyễn Thế Đặng và Nguyễn Thế Hùng, 1999) 69 Để đánh giá khả năng hấp phụ cation của đất cũng nhƣ chất lƣợng (thành phần cation) của sự hấp phụ đó ngƣời ta thƣờng dùng các chỉ số nhƣ dung tích hấp thu và độ no kiềm của đất sau đây: Dung tích hấp thu của đất, CEC (Cation Exchange Capacity): Dung tích hấp thu là tổng số cation hấp phụ (kể cả cation kiềm và không kiềm) trong 100g đất, tính bằng li đƣơng lƣợng, ký hiệu bằng chữ T. Dung tích hấp phụ đƣợc xác định bằng cách phân tích trực tiếp và đƣợc tính theo công thức: T = S + H S - tổng số cation kiềm hấp phụ H - tổng số ion H+hấp phụ (độ chua thủy phân) Dung tích hấp phụ của đất phụ thuộc vào các yếu tố sau: + Thành phần keo. Loại keo T (ldl/100g đất) Fe(OH)3 và Al(OH)3 Rất bé Kaolinit 5 - 15 Monmorilonit 80 - 150 Ilit 30 - 40 Axit humic (mùn) 350 + Thành phần cơ giới đất càng nặng T càng lớn: Bảng 3.3: Mối quan hệ giữa kích thƣớc hạt và dung tích hấp thu Kích thước hạt (mm) Dung tích hấp thu T (lđl/100g đất) 0,25 - 0,005 0,3 0,005 - 0,001 15,0 0,001 - 0,0025 37,2 < 0,0025 69,9 (Nguyễn Thế Đặng và CS, 2008) + Tỷ lệ SiO2/R2O3 càng lớn thì T càng lớn: Bảng 3.4: Mối quan hệ giữa tỷ lệ SiO2/R2O3 và dung tích hấp thu SiO2/R2O3 Dung tích hấp thu T (lđl/100g đất) 3,18 70,00 2,68 42,00 1,98 00,50 0,42 02,10 (Nguyễn Thế Đặng và CS, 2008) 70 + Độ chua của đất: pH tăng thì T tăng và pH lớn hay nhỏ phụ thuộc nhiều và loại đất phát sinh Bảng 3.5: Dung tích hấp thu của một số loại đất Việt Nam Loại đất T (lđl/100g đất) Feralit đỏ nâu bazan 6 - 8 Feralit vàng đỏ trên phiến thạch 3 - 5 Feralit đỏ nâu trên phiến đá vôi 4 - 8 Feralit trên liparit 4 - 6 Macgalit - Feralit 30 - 40 Đất chua mặn 10 - 12 Đất bạc màu 4 - 6 Phù sa sông Hồng 10 - 15 (Nguyễn Thế Đặng và CS, 2008) Độ no kiềm của đất: Nói chung T càng lớn thì đất càng tốt và chứa nhiều keo. Song dung tích hấp thu chƣa nêu đƣợc thành phần cation hấp phụ. Thực tế một số đất trũng T lớn nhƣng do nhiều H+nên đất chua. Bởi vậy ngƣời ta sử dụng chỉ tiêu "độ no kiềm" để đánh giá đất. Độ no kiềm là tỷ lệ phần trăm các cation kiềm chiếm trong tổng số cation hấp phụ T, kí hiệu bằng V, đơn vị tính là %. S V(%) = TS× 100 hay V(%) = S H +× 100 V càng lớn đất càng no kiềm. Có thể phân loại đất no kiềm và đói kiềm dựa vào V nhƣ sau: V < 50% đất đói kiềm, rất cần phải bón vôi. V = 50 - 70% đất trung bình, cần bón vôi; V > 70% đất gần no kiềm, chƣa cần bón vôi. 3.2.3. Hấp phụ trao đổi anion Sự hấp phụ anion của đất xảy ra đối với keo mang điện dƣơng, song tỷ lệ keo đất mang điện không nhiều nên anion ít đƣợc hấp phụ trong đất. Khả năng hấp phụ anion có thể xếp nhƣ sau: H2PO4-> HCO3-> CO32-> SO42-> Cl-> NO3- Dựa vào khả năng hấp phụ có thể chia các nhóm anion trong đất làm 3 nhóm: 71 - Nhóm thứ nhất: Trong nhóm này có thể anion có thể bị hấp phụ mạnh bằng cách tạo thành các kết tủa khó tan với các cation trong dung dịch đất nhƣ Ca2+, F2+... Đó là kiểu hấp phụ hóa học đã nói ở phần trên. Nhóm này gồm có các anion của một số axit hữu cơ và axit photphoric nhƣ PO43-, HPO42- HPO4- - Nhóm thứ hai: Gồm có các anion hầu nhƣ không bị hấp phụ. Nhóm này có CO3- và NO2-. Các anion này không tạo thành với các anion của dung dịch đất để tạo thành những chất khó tan, cũng không bị keo đất hút vì mang điện cùng dấu với keo đất (diện tích âm). Bởi vậy Cl dễ bị rửa trôi và không có sự tích lũy Cl-. Không có sự tích lũy Cl trong đất sẽ ảnh hƣởng tốt đến đất, còn NO3-rửa trôi đất sẽ mất đạm. - Nhóm thứ ba: Gồm có các anion đƣợc hấp phụ trung gian giữa hai nhóm trên, đó là SO42-, HCO3-, CO32-, SiO3- 3.3. VAI TRÕ CỦA KEO ĐẤT VÀ BIỆN PHÁP TĂNG CƢỜNG KEO ĐẤT 3.3.1. Vai trò của keo đất Keo đất liên quan tới nhiều tính chất lý hóa học quan trọng của đất. Keo đất quyết định tới sự trao đổi ion trong đất vì vậy liên quan nhiều tới quá trình hấp phụ các chất dinh dƣỡng, cation và các anion. Keo đất quyết định tính đệm của đất. Keo đất ảnh hƣởng tới khả năng giữ nƣớc, hình thành kết cấu của đất... Vì vậy keo đất là một trong những chỉ tiếu đánh giá đất quan trọng. Quan hệ giữa keo đất với quá trình hình thành đất: Số lƣợng và thành phần keo đất phụ thuộc vào quá trình hình thành đất. - Kaolinit là keo sét điển hình cho quá trình hình thành đất nhiệt đới ẩm. Còn monmorilonit là sét đặc trƣng trong quá trình hình thành đất ôn đới. - Khi càng lên cao do nhiệt độ giảm, ẩm độ tăng nên keo sét giảm nhƣng tỷ lệ keo hữu cơ lại tăng. - Hàm lƣợng Si, Fe và Al trong đất và trong keo đất cho biết mức độ phong hóa đá và khoáng vật, mức độ rửa trôi và mức độ biến đổi trong quá trình hình thành đất. Ví dụ khi tỷ lệ SiO2/Al2O3 < 2 là quá trình alit (quá trình phá hủy khoáng nguyên trong điều kiện khí hậu nóng và ẩm), còn lớn hơn 3 là quá trình sialit (quá trình phân hủy sâu sắc phần khoáng đất). Ảnh hưởng của keo đất tới lý tính đất: Có thể nói keo đất và thành phần cation trong phức hệ hấp phụ ảnh hƣởng mạnh mẽ đến chỉ tiêu lý tính của đất nhƣ tính kết cấu đất, tính trƣơng co, tính dẻo, từ đó ảnh hƣởng lớn tới chế độ nƣớc, không khí, nhiệt độ và dinh dƣỡng của đất. Ảnh hưởng của keo đất tới hóa tính đất: Thành phần và số lƣợng cation hấp phụ trên bề mặt keo đất ảnh hƣởng đến hóa tính đất. Cation nào chiếm ƣu thế sẽ tác động đến hóa tính đất: 72 - Nếu nhiều Ca2+, Mg2+ thì đất phản ứng trung tính và hơi kiềm và độ no bazơ cao. - Nếu tỷ lệ Mg2+ chiếm dƣới 15% của dung tích hấp phụ thì không có hại gì đến tính chất đất, nếu quá tỷ lệ này thì đất sẽ bị mặn Mg. - Những đất chứa nhiều H+và Al3+ trong thành phần cation hấp phụ, đất sẽ có phản ứng chua, độ no bazơ thấp. Ở Việt Nam đa số đất đều chua vì chứa nhiều H+và Al3+. - Nếu nhiều Na+sẽ làm cho đất có phản ứng kiềm. 3.3.2. Biện pháp tăng cƣờng keo và khả năng hấp phụ trong đất Keo đất có tầm quan trọng đặc biệt tới chất lƣợng đất. Đặc biệt phức hệ keo đất ảnh hƣởng lớn đến thành phần và nồng độ dung dịch đất, quyết định đến tính chất lý học, hóa học, chế độ nƣớc, không khí của đất và ảnh hƣởng đến sự phát triển của cây và vi sinh vật. Vì vậy muốn nâng cao, bảo vệ độ phì đất cần có biện pháp duy trì, tăng cƣờng và thay đổi thành phần, số lƣợng keo đất. Đất cát chứa ít keo, khả năng hấp phụ kém, tính giữ nƣớc, phân kém, cần tăng cƣờng keo đất lên bằng cách bón sét, tƣới nƣớc phù sa mịn và bón phân hữu cơ, cày sâu lật sét... Trong sản xuất, nông dân hay dùng bùn ao hay cày sâu dần lật sét lên kết hợp bón phân hữu cơ là biện pháp rất tích cực để cải thiện keo tăng cƣờng độ phì nhiêu cho đất. Đối với đất có thành phần cơ giới quá nặng do thành phần keo sét quá cao, ta cải tạo bằng bón cát, phù sa hạt thô và bón nhiều phân hữu cơ. Tăng cƣờng hàm lƣợng mùn cho đất là biện pháp rất quan trọng để tăng cƣờng keo đất và khả năng hấp phụ của đất. Cùng với các biện pháp kỹ thuật tăng cƣờng số lƣợng và thành phần keo đất, việc thay đổi thành phần và số lƣợng cation trên bề mặt keo có ý nghĩa rất quan trọng. Các biện pháp kỹ thuật bón phân và bón vôi là dần thay đổi thành phần cation trên bề mặt keo theo hƣớng tăng cƣờng các cation kiềm, cation dinh dƣỡng, giảm cation H+. 3.4. DUNG DỊCH ĐẤT 3.4.1. Khái niệm và vai trò của dung dịch đất Theo trạng thái tồn tại, đất đƣợc chia làm 3 phần: Đó là phần rắn, lỏng và khí. Phần lỏng đó chính là dung dịch đất. Dung dịch đất là nƣớc trong đất, hòa tan các chất vô cơ nhƣ: NH4+, NO3-, HPO42-... những chất hữu cơ hòa tan nhƣ axit hữu cơ, rƣợu và các chất khí hòa tan nhƣ O2, CO2, CH4, H2S... đây là bộ phận linh động nhất của đất. Dung dịch đất có vai trò quan trọng trong đất, có liên quan đến chiều hƣớng và tốc độ của các phản ứng lý, hóa, sinh trong đất, do vậy có ảnh hƣởng trực tiếp đến chế độ dinh dƣỡng của cây. P.H. Vusotzky đã ví dung dịch đất nhƣ “máu của động vật”. Dung dịch đất có vai trò và ảnh hƣởng rất lớn đến các quá trình hình thành, phát triển của đất và nhiều tính chất của đất có liên quan đến đời sống của cây trồng và vi sinh vật. 73 Vai trò lớn nhất của dung dịch đất là hòa tan các chất khoáng, cung cấp chất dinh dƣỡng cho cây. Lƣợng chất dinh dƣỡng cây hút có liên quan chặt chẽ đến nồng độ của dung dịch đất cũng nhƣ sự luân chuyển của các chất hòa tan và cả khối dung dịch. Nhờ dung dịch đất. Nồng độ của dung dịch đất ảnh hƣởng tới sức hút của cây thông qua trị số áp suất thẩm thấu của dung dịch. Khi dung dịch đất có nồng độ chất hòa tan cao (nhƣ khi ẩm độ thấp hoặc do bón phân), làm cho áp suất thẩm thấu của dung dịch đất lớn và cây không có khả năng hút nƣớc mặc dù trong đất vẫn còn một lƣợng nƣớc nhất định. Ổn định nồng độ dung dịch đất tránh sự thay đổi đột ngột về nồng độ của dung dịch đất thông qua tính đệm của dung dịch đất tránh đƣợc ảnh hƣởng xấu tới sự sinh trƣởng và phát triển của cây và vi sinh vật. Phản ứng của dung dịch đất có liên quan đến số lƣợng và chủng loại của vi sinh vật đất. Từ đó có ảnh hƣởng tới các quá trình chuyển hóa các chất dinh dƣỡng trong đất. Khi phản ứng của dung dịch đất là trung tính thì đất có số lƣợng lớn các loại vi khuẩn có ích nhƣ vi sinh vật cố định đạm sống cộng sinh và tự do, vi khuẩn chuyển hóa đạm nhƣ: Nitrosomonat và Nitrobacter. Khi đất chua thì các loại nấm, tuyến trùng hoạt động mạnh. Phản ứng của dung dịch đất còn ảnh hƣởng tới quá trình hòa tan các chất nhƣ Fe, P và các chất vi lƣợng. Ví dụ: Khi đất quá chua hay quá kiềm, khả năng hòa tan của lân giảm do sự tạo thành photphat 3 của Fe, Al hay canxi (FePO4, AlPO4, Ca3(PO4)2). Phản ứng dung dịch đất cũng có ảnh hƣởng đến sự hình thành hay phá vỡ kết cấu đất. Sự thay thế của H+vào vị trí của Ca2+ trong cầu nối mùn - Ca - sét hay mùn - Ca - mùn trong môi trƣờng chua là những ví dụ điển hình. ≥ Si - O - Ca - OOCR + 2H+ → ≥ Si - OH + RCOOH + Ca2+ Tính đệm của dung dịch đất có tác dụng điều hòa sự thay đổi của pH môi trƣờng và duy trì nồng độ của các chất hòa tan, tránh đƣợc sự thay đổi pH hay nồng độ các chất tan trong dung dịch một cách đột ngột, ảnh hƣởng xấu tới cây và vi sinh vật đất. Đặc tính oxy hóa - khử của dung dịch đất có liên quan đến dạng tồn tại của các chất cũng nhƣ sự tồn tại của quần thể vi sinh vật yếm khí và hảo khí. Do đó ảnh hƣởng gián tiếp tới tốc độ khoáng hóa chất hữu cơ và chiều hƣớng của các phản ứng oxy hóa - khử trong đất, từ đó quyết định đến hàm lƣợng các chất dinh dƣỡng của đất cung cấp cho cây. Ngoài ra, dung dịch đất còn tăng cƣờng quá trình phong hóa đá, hình thành đất. Nhƣ CO2 hòa tan trong dung dịch đất tăng cƣờng quá trình hòa tan đá vôi: CaCO3 + CO2 + H2O → Ca(HCO3)2 3.4.2. Thành phần dung dịch đất và các yếu tố ảnh hƣởng Thành phần dung dịch đất bao gồm các chất hữu cơ, vô cơ, hữu cơ - vô cơ và các chất khí hòa tan trong nƣớc. 74 Các chất vô cơ hòa tan: Có thể là các cation nhƣ: Ca2+, Mg2+, NH4+, Na+, K+, H+... hoặc Fe3+, Al3+ trong môi trƣờng chua và các anion nhƣ HCO3-, CO32-, NO3-, HPO42-, H2PO4-... Các chất hữu cơ hòa tan: Là sản phẩm phân giải chất hữu cơ hoặc các chất thải của sinh vật nhƣ đƣờng, rƣợu, axit hữu cơ, men, mùn... Các chất hữu cơ - vô cơ nhƣ muối của các axit hữu cơ, axit mùn với cation hóa trị 1,2 nhƣ humat - Na, humat - K... Những chất khí hòa tan nhƣ O2, CO2, NH3, N2, CH4... Ngoài những chất hòa tan nhƣ trên, dung dịch đất còn chứa một lƣợng keo đáng kể, đây là những chất không hòa tan nhƣng lơ lửng trong dung dịch đất. Nồng độ dung dịch đất luôn thay đổi theo thời gian và chịu ảnh hƣởng của rất nhiều yếu tố. Có 3 nguyên nhân chính ảnh hƣởng trực tiếp tới nồng độ dung dịch đất, đó là: Quá trình bổ sung chất hòa tan, quá trình mất chất hòa tan và quá trình thay đổi lƣợng nƣớc trong đất. - Các chất hòa tan thƣờng xuyên đƣợc bổ sung vào dung dịch đất thông qua: + Bón phân cho cây: Đây là hoạt động thƣờng xuyên ở đất trồng trọt. Hoạt động này góp phần duy trì nồng độ các chất dinh dƣỡng trong dung dịch đất ở tầng canh tác một cách có hiệu quả. Để tránh tăng nồng độ chất dinh dƣỡng một cách đột ngột và nâng cao hiệu quả sử dụng phân bón, hạn chế quá trình rửa trôi dinh dƣỡng thì các biện pháp kỹ thuật bón phân nhƣ bón rải làm nhiều lần, bón phân kết hợp với sục bùn để thúc đẩy quá trình trao đổi ion giữa keo đất và dung dịch đất, số lƣợng phân bón đƣợc tính toán dựa vào khả năng hấp thu của đất và nhu cầu dinh dƣỡng của cây cần đƣợc chú trọng. + Bổ sung chất tan qua nƣớc mƣa, nƣớc tƣới: Đó là nguồn bổ sung các chất hòa tan trong nƣớc mƣa, nƣớc tƣới nhƣ HCO3-, NH4+, NO3-, SO42-. Ví dụ nhƣ ở Mỹ hay Nhật Bản, nƣớc mƣa thƣờng có lƣợng axit khá cao, khi mƣa bổ sung một lƣợng axit đáng kể vào đất hoặc sấm sét làm tăng lƣợng NH4+trong nƣớc mƣa, bổ sung một lƣợng đạm nhất định cho đất. Chính vì vậy ca dao Việt Nam có câu: “Lúa chiêm ngấp nghé đầu bờ Hễ nghe tiếng sấm phất cờ mà lên”. + Các chất đƣợc giải phóng ra từ quá trình phong hóa đá và khoáng vật: Đây là nguồn bổ sung lớn nhất, chính vì vậy mỗi đất hình thành trên các loại đá và khoáng khác nhau, có thành phần cũng nhƣ nồng độ các chất tan trong dung dịch đất đặc trƣng. + Các chất đƣợc giải phóng từ quá trình phân giải xác hữu cơ trong đất. Đây là nguồn bổ sung thƣờng xuyên và quan trọng nhất và có tính chất quyết định nhất tới thành phần chất hòa tan ở mỗi loại đất. Đặc biệt, thông qua quá trình sinh trƣởng phát triển của thực vật, thực vật hút chất dinh dƣỡng ở tầng sâu, sau đó cung cấp lại chất hữu 75 cơ (khi chết hay qua cành rơi, lá rụng) cho đất ở tầng mặt, phân bố lại dinh dƣỡng trong đất, làm giàu dinh dƣỡng ở tầng đất mặt. - Chất hòa tan trong dung dịch đất bị mất mát do các quá trình sau: + Quá trình xói mòn rửa trôi: Đây là nguyên nhân quan trọng làm giảm nồng độ dung dịch đất. Quá trình này xảy ra đặc biệt nghiêm trọng ở đất đồi. Những nơi đất đai có độ che phủ kém, các biện pháp kỹ thuật chống xói mòn chƣa đƣợc áp dụng. + Do cây hút dinh dƣỡng: Đây là nguyên nhân không căn bản bởi nhờ quá trình tiểu tuần hoàn sinh vật, cây sẽ hoàn trả chất dinh dƣỡng cho đất qua xác hữu cơ. Tuy nhiên, trên đất canh tác lƣợng hao hụt các chất của đất là rất đáng kể do các chất bị lấy đi theo sản phẩm thu hoạch. Chính vì vậy, một chế độ phân bón hợp lý phải đảm bảo đƣợc cân bằng dinh dƣỡng cho đất, lƣợng phân bón phải đủ để bù đắp lƣợng dinh dƣỡng bị tiêu hao trong quá trình canh tác. Tăng cƣờng sử dụng các sản phẩm phụ (rơm rạ, thân lá..) làm phân bón tại chỗ sẽ góp phần hạn chế nguyên nhân này. - Ngoài các quá trình làm tiêu hao hay bổ sung trực tiếp các chất hòa tan vào dung dịch đất, nhiều quá trình khác có những ảnh hƣởng không nhỏ đến nồng độ dung dịch đất. Ví dụ: + Mƣa hay tƣới hòa loãng dung dịch đất, bốc hơi nƣớc, đặc biệt trong điều kiện hạn hán sẽ làm tăng vọt nồng độ dung dịch đất. Chính vì vậy, thời tiết khí hậu đặc trƣng cho các vùng khác nhau hay các mùa trong năm có tính chất quyết định đến nồng độ của dung dịch đất. Thời tiết khí hậu còn ảnh hƣởng gián tiếp tới nồng độ dung dịch đất thông qua ảnh hƣởng tới ảnh hƣởng của vi sinh vật, phong hóa đá và khoáng vật, xói mòn, rửa trôi chất dinh dƣỡng... + Quá trình trao đổi giữa keo đất và dung dịch đất, quá trình hòa tan hay kết tủa làm tăng hay giảm nồng độ của một cation hay anion nào đó trong đất... 3.4.3. Đặc tính cơ bản của dung dịch đất Dung dịch đất có nhiều đặc tính quan trọng nhƣ phản ứng dung dịch đất, tính đệm và tính oxy hóa - khử. 3.4.3.1. Phản ứng của dung dịch đất Phản ứng dung dịch đất là biểu thị tính chua, kiềm hay trung tính của dung dịch đất. Nó có liên quan trực tiếp đến các quá trình lý, hóa, sinh trong đất. Mức độ chua của đất phụ thuộc vào nồng độ của cation H+, Al3+ trong đất. Ngƣợc lại, mức độ kiềm của đất phụ thuộc vào hàm lƣợng các cation kiềm nhƣ Ca2+, Na+... trong đất. ∙ Phản ứng chua Nguyên nhân làm đất chua: Đất chua là sản phẩm của các yếu tố và quá trình hình thành đất. Đó là sự tích lũy các cation H+và Al3+ và sự rửa trôi các cation kiềm, kiềm thổ nhƣ Ca2+, Mg2+, K+... trong quá trình hình thành, phát triển và sử dụng đất. 76 Đất chua có thể do những nguyên nhân sau: + Do cây hút chất dinh dƣỡng từ đất: Hàng năm, cây hút một lƣợng chất dinh dƣỡng nhất định từ đất. Trong đó chủ yếu là các cation kiềm, kiềm thổ nhƣ K+, NH4+, Ca2+, Mg2+ đồng thời thải vào đất một lƣợng H+tƣơng ứng gây chua đất. Đây là nguyên nhân không quan trọng vì cây sẽ hoàn trả lại những chất mà nó hút từ đất qua tiểu tuần hoàn sinh vật. Tuy nhiên, với đất canh tác một lƣợng lớn cation kiềm và kiềm thổ bị mất khỏi đất trong sản phẩm thu hoạch làm đất chua nhanh hơn so với các loại đất dƣới rừng tự nhiên. Bón phân và vôi vừa làm tăng năng suất cây trồng, vừa đảm bảo duy trì dinh dƣỡng và độ chua bảo vệ độ phì nhiêu của đất. + Do bón các loại phân chua và phân sinh lý chua: Đất có thể bị chua nếu ta bón các loại phân nhƣ supe lân vì trong thành phần loại phân này có chứa một lƣợng axit nhất định (phân chua). Các loại phân sinh lý chua nhƣ K2SO4, KCl, NH4Cl, (NH4)2SO4... Trong thành phần của phân có chứa các gốc axit khi bón vào đất chúng phân ly trong dung dịch. Cation kiềm đƣợc cây hút hay keo đất hấp thu. Gốc axit còn lại sẽ gây chua cho đất. + Do xói mòn rửa trôi: Đây là nguyên nhân quan trọng nhất gây chua cho đất đặc biệt là các loại đất đồi núi vùng nhiệt đới. Đó là sự xói mòn và rửa trôi cation kiềm linh động nhƣ Ca2+, Mg2+, K+... và tích tụ H+và Al3+ trong đất. Các loại đất chua mạnh pH = 4 - 5 phổ biến ở các loại đất nhiệt đới kể cả các loại đất đƣợc hình thành trên đá mẹ giàu cation kiềm nhƣ đất đỏ vàng trên đá vôi, macma bazơ là những ví dụ điển hình. + Do sự phân giải xác hữu cơ trong điều kiện yếm khí: Đây là nguyên nhân cơ bản gây chua ở các loại đất thƣờng xuyên ngập nƣớc nhƣ đất lầy thụt, đất chiêm trũng ở nƣớc ta. Quá trình phân giải xác hữu cơ trong điều kiện yếm khí tạo ra các sản phẩm trung gian nhƣ axit hữu cơ, H2S... tích lũy một lƣợng H+đáng kể gây chua cho đất. Ngoài 4 nguyên nhân trên, ở những vùng đất mặn sú vẹt phát triển mạnh, thân lá có hàm lƣợng lƣu huỳnh cao khi chúng đƣợc phân giải trong điều kiện yếm khí tạo ra H2S sau đó đƣợc oxy hóa tạo ra H2SO4 gây chua. H2S + 2O2 → H2SO4 + Q Các loại độ chua: Đất chua là đất có chứa một lƣợng H+và Al3+, chúng có thể tồn tại ở ngoài dung dịch hay trên bề mặt keo đất. Khi tồn tại ở ngoài dung dịch, chúng có ảnh hƣởng trực tiếp tới cây và vi sinh vật. Chính vì vậy, độ chua đƣợc quyết định bởi H+và Al3+ trong dung dịch đất đƣợc gọi là độ chua hoạt tính. Trái lại, độ chua tiềm tàng đƣợc xác định bởi lƣợng H+và Al3+ trên bề mặt keo đất, chúng chỉ ảnh hƣởng tới cây trồng và vi sinh vật khi chúng đƣợc đẩy ra ngoài dung dịch đất. 77 - Độ chua hoạt tính Độ chua hoạt tính không phụ thuộc vào tổng lƣợng axit hay kiềm trong dung dịch đất mà nó phụ thuộc vào tỷ lệ giữa nồng độ H+và nồng độ OH trong dung dịch đƣợc biểu thị bằng trị số pH (H2O) và đƣợc tính theo công thức: pH = - lg [ H+] Nhƣ ta đã biết trong nƣớc tinh khiết hay bất cứ một dung dịch nào tích số của Ion H+và OH luôn bằng một hằng số và bằng 10-14 ion gam/lit [ H+] × [ OH-] = 10-14ion gam/lit Trong môi trƣờng trung tính thì: [ H+] = [ OH-] = 10-7và khi đó pH = 7 Trong môi trƣờng chua: [ H+] > [ OH-] và [ H+] > 10-7và khi đó pH < 7 Ngƣợc lại, trong môi trƣờng kiềm thì pH > 7. Tuy nhiên, pH đất thƣờng dao động từ 3 - 9 do đất có tính đệm. Dựa vào pH của nƣớc ta có thể chia đất theo các cấp độ chua nhƣ bảng 3.6. Bảng 3.6: Phân chia đất theo các cấp độ chua pH (H2O) Cấp đánh giá < 4,5 Đất chua nhiều 4,6 - 5,5 Đất chua vừa 5,6 - 6,5 Đất chua ít 6,6 - 7,5 Đất trung tính 7,6 - 8,0 Đất kiềm yếu 8,1 - 8,5 Đất kiềm vừa 8,6 - 10,0 Đất kiềm mạnh (Nguyễn Thế Đặng và Nguyễn Thế Hùng, 1999) Ở nƣớc ta, do đa số các loại đất vùng đồi núi đƣợc hình thành có quá trình tích lũy Fe, Al tƣơng đối - rửa trôi các cation kiềm Ca2+, Mg2+, Na+và tích lũy Fe, Al trong quá trình hình thành đất nên đất đều chua. Ngoài ra, các loại đất nhƣ đất bạc màu, đất chiêm trũng, lầy thụt cũng có phản ứng chua. - Độ chua tiềm tàng Trong đất, ngoài H+và Al3+ trong dung dịch đất, còn một lƣợng đáng kể H+và Al3+ tồn tại trên bề mặt keo đất. Độ chua tiềm tàng là lƣợng H trong đất và đƣợc xác định khi ta tác động một dung dịch muối vào đất để đẩy H+và Al3+ trên bề mặt keo đất vào dung dịch đất. Do H+và Al3+ đƣợc giữ trên bề mặt keo với những lực khác nhau do vậy khi tác động vào đất những muối khác nhau ta sẽ xác định đƣợc độ chua tiềm tàng với giá trị khác nhau. Dựa theo loại muối tác động vào đất, độ chua tiềm tàng đƣợc phân ra làm 2 loại độ chua: Độ chua trao đổi và độ chua thủy phân. 78 + Độ chua trao đổi (ldl/100g đất): Độ chua trao đổi đƣợc xác định khi ta dùng một muối trung tính, muối của axit mạnh (nhƣ NaCl, BaCl2...) để đẩy H+và Al3+ trên bề mặt keo vào dung dịch đất. Quá trình trao đổi xảy ra nhƣ sơ đồ sau: Do cơ chế để xác định độ chua trao đổi xảy ra giống nhƣ quá trình bón các loại phân sinh lý chua vào đất, do vậy độ chua trao đổi đƣợc sử dụng để xác định chế độ phân bón hợp lý. Nếu độ chua trao đổi lớn, đó là dấu hiệu của sự thay đổi đột ngột pH khi ta bón phân khoáng nhƣ K2SO4, KCl, NH4Cl... Để hạn chế tác động tiêu cực của bón phân khoáng ở những loại đất có độ chua trao đổi cao, cần bón phân làm nhiều lần để tránh sự thay đổi đột ngột của độ chua hoặc bón vôi trƣớc khi bón phân khoáng để trung hòa bớt độ chua sinh ra do bón phân khoáng. + Độ chua thủy phân: Khác với việc xác định độ chua trao đổi, khi xác định độ chua thủy phân ta dùng một muối thủy phân: Muối của bazơ mạnh và axit yếu (thƣờng dùng là muối CH3COONa), để tác động vào đất đẩy ion H+và Al3+ trên bề mặt keo đất ra ngoài dung dịch. Quá trình trao đổi xảy ra nhƣ sau: Do trong dung dịch muối thủy phân thƣờng có sự phân ly: CH3COONa + H2O → CH3COOH + NaOH Sau đó do CH3COOH là axit yếu ít phân ly còn NaOH là bazơ mạnh phân ly hoàn toàn nên ion Na+trong muối thủy phân có sức đẩy lớn hơn nhiều so với cation trong muối trao đổi. Chính vì vậy độ chua thủy phân thƣờng đƣợc dùng để phản ánh toàn bộ lƣợng H+và Al3+ trong cả dung dịch đất và keo đất (tiềm năng gây chua cho đất), và đây là cơ sở tính toán lƣợng vôi bón cải tạo đất chua. Thƣờng độ chua thủy phân lớn hơn độ chua trao đổi. ∙ Tính kiềm của đất Phản ứng kiềm đƣợc hình thành do sự tích lũy các ion OH trong đất. Sự tích lũy các ion OH có thể do các nguyên nhân nhƣ đất chứa nhiều CaCO3, do sự trao đổi giữ keo đất và dung dịch đất đặc biệt là ở đất mặn, do việc bón phân khoáng hay tro bếp... Tuy nhiên, đất kiềm gây nên chủ yếu do sự tích lũy Na2CO3 trong đất. Sự tích lũy Na2CO3 có thể do các nguyên nhân sau đây: 79 - Quá trình hóa học. CaCO3 + 2NaCl + CO2 + H2O → 2NaHCO3 + CaCl2 Sau đó: 2NaHCO3 Na2CO3 + CO2 + H2O - Do sự trao đổi nên ion Na+bị đẩy khỏi phức hệ hấp phụ: Sau đó: 2NaHCO3 Na2CO3 + CO2 + H2O - Do tác động của vi sinh vật trong điều kiện yếm khí: Na2SO4 + 2C → Na2S + 2CO2 Na2S + 2H2CO3 → 2NaHCO3 + H2O 2NaHCO3 → Na2CO3 + CO2 + H2O Sự tích lũy Na2CO3 trong đất ảnh hƣởng xấu tới cây và tính chất đất. Khi nồng độ Na2CO3 > 0,01% có thể gây độc cho nhiều loại cây trồng. Na2CO3 đặc biệt có ảnh hƣởng xấu tới lý tính đất. Đất chứa nhiều Na2CO3 thƣờng không có kết cấu bí chặt, mùn ở dạng hòa tan nên dễ bị mất qua xói mòn rửa trôi, chế độ nƣớc và không khí đất không đƣợc điều hòa. 3.4.3.2. Tính đệm của đất Tính đệm là chỉ khả năng của đất có thể giữ cho pH ít bị thay đổi khi có thêm một lƣợng ion H+hay OH tác động vào đất. Nói rộng hơn thì tính đệm của đất là khả năng đất chống lại sự thay đổi nồng độ các chất tan trong dung dịch đất khi nồng độ các chất tan tăng lên hay giảm đi do tác động nào đó. Nhƣ vậy tính đệm có vai trò rất quan trọng với cây trồng và vi sinh vật đất. Nhờ có tính đệm mà pH và nồng độ các chất tan trong dung dịch đất không đột ngột thay đổi với trị số lớn, ảnh hƣởng xấu tới cây trồng và vi sinh vật (thực tế pH đất nhờ có tính đệm chỉ biến thiên từ 3 đến 10). Để ổn định nồng độ các chất tan trong dung dịch thì một loạt các quá trình sẽ xảy ra theo chiều hƣớng làm giảm hay tăng nồng độ một chất nào đó khi chất đó đƣợc bổ sung hay mất đi trong quá trình hình thành, phát triển và sử dụng đất. Các quá trình đó có thể là quá trình trao đổi giữa keo đất và dung dịch đất, quá trình hòa tan hay kết tủa, các phản ứng hóa học trong đất... Nguyên nhân đất có tính đệm - Do tác động trao đổi giữa keo đất và dung dịch đất. Đây là phản ứng thuận nghịch xảy ra một cách thƣờng xuyên và liên tục, đảm bảo duy trì nồng độ các chất tan trong đất. 80