võ thái sang sư phạm hóa học k35 đại học cần thơ quản trị viên diễn đàn hóa học thời quản trị cộng đồng dạy và học hóa học

Theo giả thuyết này, các ion H+ chứa trong phức hệ hấp phụ đất được đẩy ra bằng các cation của muối trung tính: [KĐ]H+ + KCl → [KĐ]K+ + HCl Axit HCl được hình thành do kết quả của phản ứ[r]

PHẦN MỞ ĐẦU

Đất là một hệ thống động trong đó dung dịch đất là môi trường của các quá trình vật

lý, hoá học và sinh học trong đất Dung dịch đất tồn tại ở trạng thái cân bằng động với các chất

vô cơ, chất hữu cơ, vi sinh vật và không khí đất Vì thế nó đóng vai trò quan trọng trong sựchuyển hoá và vận chuyển các phân tử và các ion cần thiết cũng như các phân tử và các ion cóhại trong một hệ sinh thái

Hoá học đất bao gồm các phản ứng và các quá trình hoá học của đất gắn liền với sựsinh trưởng của thực vật, động vật và môi trường phát tiển của con người Các quá trình hoáhọc đất là nền tảng cho sự tiến hoá của địa quyển, sinh quyển và môi trường sống của conngười Vì vậy hoá học đất đóng vai trò quan trọng trong sự phát triển của tài nguyên thiênnhiên, bảo vệ môi trường và sự bền vững của hệ sinh thái Việc nắm vững bản chất của cácphản ứng và các quá trình hoá học đất ở các mức độ nguyên tử, phân tử và vi mô là rất cầnthiết đối với các chiến lược quản lý nguồn tài nguyên mới phát triển và để hiểu được và điềuchỉnh các hoạt động của hệ sinh thái trên mặt đất trong phạm vi vùng và toàn cầu

1 Sơ lược phát triển của hoá học đất

Sự phát triển của hoá học đất cũng như nhiều khoa học khác đã bắt đầu từ xa xưa.Đầu tiên đó là sự tích luỹ các kinh nghiệm và kiến thức tập thể về các đặc điểm của đất và cácđặc tính của chúng theo mức độ phát triển của sản xuát nông nghiệp Trong thực tiễn của sảnxuất nông nghiệp người ta đã sử dụng nhiều phương pháp hoá học để cải thiện tính chất đất.Theo nhà thổ nhưỡng hoc - nhà sử học I A Krupenikov (Liên Xô) vào đầu những năm 2000trước công nguyên ở Atxyri, Babylon, Shumer người ta đã sử dụng nhiều biện pháp để chống

sự tái mặn hoá đất Cũng trong khoảng thời gian này nhân dân ở vùng Trung Mỹ đã sử dụngmacnơ để làm giảm độ chua cho đất Các nhà triết học và nông dân của La Mã cổ đại biết rất

rõ về các đất mặn, chúng đã được đi vào trong các tác phẩm thi ca của thời kì này Nhà thựcvật học Hy Lạp cổ đại Feofrast (khoảng năm 372-287 trước công nguyên) đã tách riêng cácđất mặn với các đất sét và đất cát Liên quan đến khả năng hấp thụ của đất nhà triết học HyLạp cổ đại Aristot (năm 384-322 trước công nguyên) đã viết về hiện tượng độ mặn của nướcgiảm xuống sau khi cho nó tiếp xúc với đất Hiện tượng này được nhà triết học duy vật La MãTit Lukretsii Kar (năm 99-55 trước công nguyên) mô tả rất sinh động trong tác phẩm “Về bảnchất của các vật” Tư tưởng của Tit Lukretsii Kar biểu thị giả thuyết cơ bản về cơ chế trao đổication Thực tế người dân ở vùng Tây Bắc châu Phi đã sử dụng khả năng trao đổi cation đểlàm giảm độ mặn của nước biển

Trong thức tiễn sản xuất nông nghiệp, từ rất lâu người ta đã nghiên cứu các đất chua vàbiết cách cải thiện chất lượng của nó Hơn 2000 năm về trước, ở Anh người dân đã biết sửdụng đá phấn, macnơ, sét cacbonat làm phân bón Liên quan đến các tài liệu đầu tiên về bónvôi cho đất ở Anh, nhà văn và nhà tự nhiên học La Mã Plinhie Starshi (năm 24-79) đã viếttrong tác phẩm “Lịch sử tự nhiên” các dạng macnơ và cách sử dụng Các luật và hợp đồng chothuê của thế kỉ 12-13 quy định các điều kiện khai thác và sử dụng macnơ trong sản xuất nôngnghiệp của nước Anh đến nay vẫn được giữ Vai trò của việc bón vôi cho đất cũng được phổbiến ở nhiều nước khác

Từ thế kỉ 15 đến 16 bắt đầu hình thành các khái niệm rõ ràng hơn về các đặc tính hoáhọc của đất, xuất hiện tài liệu tham khảo về nông nghiệp, trong đó đã hệ thống hoá các kiếnthức tích luỹ được và dẫn ra các thông tin về các thực nghiệm đầu tiên nghiên cứu các đặc tínhhoá học đất Năm 1580 ở Pháp đã xuất bản cuốn sách của B Palissi viết về macnơ Trong sáchnày không chỉ mô tả các loại đá mác nơ khác nhau và các mỏ của chúng mà còn dẫn các quy

phạm điều tra mỏ, khai thác macnơ và bón cho đồng ruộng Nhà triết học duy vật, nhà hoạtđộng quốc gia người Anh F Bekon (1561-1626) đã có những đóng góp to lớn trong nghiêncứu đất Dựa trên kinh nghiệm của nhân dân, F Bekon đã đặt các thí nghiệm chuyên môn và

đã làm giảm được độ mặn của nước biển sau khi cho nó đi qua 20 bình có đất Đây là nghiêncứu thực nghiệm đầu tiên về khả năng hấp thụ của đất

Những nghiên cứu một cách hệ thống đầu tiên về các đặc tính hoá học của đất và cácchất cấu thành của nó thuộc thế kỉ 18 Nhiều nghiên cứu của cuối thế kỉ 18 - đầu thế kỉ 19 cóảnh hưởng quyết định đến tiến trình phát triển sau này của khoa học Cơ bản là việc nghiên cứu

ba vấn đề quan trọng nhất: Mùn đất, khả năng hấp thụ của đất và lý thuyết về dinh dưỡngkhoáng của thực vật

Trong số các vấn đề quan trọng nhất này phải kể đến công trình của F Ahard (1786) làngười đã nhận được dung dịch màu nâu thẫm khi tác động dung dịch kiềm vào đất và than bùn.Thêm axit sunfuric vào dịch chiết kiềm gây ra sự kết tủa màu đen Sau này người ta gọi chấtmàu đen đó là axit humic, còn phương pháp chiết rút nó do Ahard sử dụng với một vài cải tiếnvẫn còn được giữ đến ngày nay Khoảng mười năm sau L Vokelen đã chiết rút một hợp chấttương tự từ thân cây du già bằng cách tác động dung dịch kiềm vào nhựa của cây này Vàonăm 1807, T Tomson gọi chất này là ulmin (từ ulmus nghĩa là cây du)

Việc tiến hành các thực nghiệm tách và phân tích các hợp chất hữu cơ có màu nâu thẫmđặc trưng từ đất ở một mức độ nhất định gắn liền với học thuyết mùn dinh dưỡng của thực vật

do nhà bác học Thuỵ Điển Y Vallerius đưa ra trong cuốn sách “Các cơ sở của hoá học nôngnghiệp” (1761) Ông cho rằng mùn là hợp chất dinh dưỡng chính đối với thực vật, còn cácphần cấu thành khác của đất chỉ tạo ra các điều kiện thuận lợi cho sự hấp thụ mùn của thựcvật Giáo sư của đại học tổng hợp Beclin A Teier cũng đi theo học thuyết này, nhưng sau cácnghiên cứu của Z B Bussengo ở Pháp và Iu Libikh ở Đức các nhà nông hoá học không còncông nhận thực vật có khả năng đồng hoá trực tiếp các hợp chất chất hữu cơ phức tạp của đất,mặc dù sau đó vấn đề này vẫn gây ra nhiều tranh cãi Các nghiên cứu của những năm 60-70của thế kỉ 20, với việc sử dụng các hợp chất mùn được đánh dấu C14 đã khẳng định khả năngthực vật hấp thụ các axit mùn có khối lượng phân tử cao qua hệ thống rễ

Các nghiên cứu của Ahard và những người đồng thời với ông có ý nghĩa không chỉ có ýnghĩa về mặt nông học mà còn có ý nghĩa về hoá học đất Từ đầu thế kỉ 19 đã xuất hiện mộtloạt các nghiên cứu thực nghiệm các hợp chất hữu cơ đặc biệt còn ít được biết trong thời gian

đó – các axit mùn mà người ta đã chiết được từ đất hoặc nước tự nhiên

Các nghiên cứu tương tự về thành phần, độ hoà tan, tương tác của các axit mùn với cácmuối và amoniac đã được nhiều nhà khoa học thực hiện: Y Diobereiner (1822), K Shprengel(1826), I I Bertselius (1833), G Mulder và nhà nghiên cứu người Nga R German (từ1840-1860) Trong các thí nghiệm, nhiều nhà khoa học cũng đã nhận được các axit humic nhântạo (Bulle, Malaguti…)

Cũng cần nhấn mạnh rằng ở các thế kỉ 18 và thế kỉ 19 các vấn đề hoá học nông nghiệp

và nói riêng hoá học đất là trung tâm chú ý của nhiều nhà hoá học vĩ đại Trong số đó có I A.Bertselius, người đã nghiên cứu chi tiết các đặc tính của các axit mùn

Ienx Iakov Bertselius (1779-1848) là nhà bác học nổi tiếng người Thụỵ Điển, mộttrong những nhà hoá học giỏi nhất thời đại của ông Ông là viện sĩ của nhiều viện hàm lâm,trong đó có viện hàn lâm khoa học Peterburxki (Nga) Bertselius đã sáng lập lý thuyết điện hoácủa các hợp chất hoá học, xác định khối lượng phân tử của khoảng 50 nguyên tố với độ chínhxác cao, xác nhận quy luật tỷ lệ bội và không đổi, thành lập bảng khối lượng nguyên tử, phátminh một số nguyên tố mới, đưa ra các phương pháp phân tích và dụng cụ mới cho nghiên cứu

hoá học Ông cũng đưa ra danh mục đề nghị các kí hiệu của các nguyên tố hoá học và phươngpháp viết các công thức hoá học cho đến nay vẫn được sử dụng với chút ít thay đổi Đối vớihoá học đất ông quan tâm nhiều nhất đến nghiên cứu khoáng vật Ông là người đầu tiên sửdụng thuật ngữ “silicat” đối với các khoáng vật có chứa silíc và đã nhận thấy tỷ lệ các oxit kimloại và silíc trong các silicat khác nhau và bằng 1:1, 1:2 và 1:3 Điều này đã cho phép chia cácsilicat thành ba nhóm lớn Phương pháp biểu thị thành phần khoáng vật theo số lượng các oxit

có trong khoáng vật do ông đề nghị đến nay vẫn không thay đổi Hướng quan trọng thứ hai đốivới thổ nhưỡng trong các công trình của Bertselius là nghiên cứu các axit mùn Từ nước tựnhiên ông đã tách ra được hai chất mới và đề nghị đặt tên cho chúng là axit “krenic” và

“anokrenic”, còn từ gỗ đang phân giải ông tách được axit humic Trong “sách giáo khoa hoáhọc” (1839) Bertselius đã dành hẳn một chương lớn cho hoá học hợp chất mùn Ông nghiêncứu các quá trình biến đổi tàn dư thực vật thành mùn, mô tả đặc tính của các axit mùn táchđược và các hợp chất của chúng với kali, natri, amoni, bari, canxi, magiê, nhôm oxit, mangan,sắt, chì, đồng, thuỷ ngân và bạc

Giai đoạn quan trọng thứ hai trong sự phát triển của hoá học đất thực nghiệm gắn liềnvới sự nghiên cứu khả năng trao đổi cation của đất Điền chủ người Anh G S Tompson đã xácđịnh rằng nếu rửa một cột đất bằng nước mà trước đó có thêm (NH4)2SO4, thì trong dungdịch chảy ra từ cột đất xuất hiện CaSO4 Các kết quả thí nghiệm đã được công bố năm 1850.Đồng thời Tompson cũng thông báo thí nghiệm của mình cho nhà hoá học của hội nông nghiệphoàng gia Dz T Uei Không chậm chễ, nhà hoá học này đã tiến hành các nghiên cứu thựcnghiệm vào năm 1850 và năm 1852 đã công bố các kết quả nhận được Uei đã đưa ra nhữngkết luận quan trọng sau đây:

(1) Các cation Na+, K+, NH4+ bổ sung vào trong đất dưới dạng các muối của các axitmạnh được đất hấp thụ và thay vào chỗ của chúng trong dung dịch xuất hiện số lượng tươngđương muối của canxi, có nghĩa là đã diễn ra phản ứng được mô tả bằng phương trình

Đất + 2KCl® Đất = K2 + CaCl2

(2) Các cation ở dạng các hydroxit hoặc cacbonat được đất hấp thụ hoàn toàn không

có có sự đẩy ra khỏi đất canxi hoặc các anion

(3) Các muối canxi của các axit mạnh (nitrat, clorua và sunphat) không được đất hấpthụ

(4) Sự hấp thụ các cation do các hạt sét của đất thực hiện, còn cát và chất hữu cơkhông đóng vai trò quan trọng

(5) Đun nóng đất hoặc xử lý đất bằng axit sẽ làm mất khả năng hấp thụ cation của đất.(6) Sự hấp thụ diễn ra rất nhanh, thực tế trong khoảng khắc

(7) Tăng nồng độ muối bổ sung vào đất làm tăng số lượng cation được đất hấp thụ.(8) Sự hấp thụ cation diễn ra không thuận nghịch

(9) Đất có khả năng hấp thụ phốt phát

Hoàn toàn không phải tất cả các kết luận của Uei đều được công nhận sau này Kếtluận về vai trò của chất hữu cơ, về khả năng hấp thụ canxi của đất hiển nhiên là sai Trong cácphản ứng trao đổi có các ion hydro tham gia có thể tạo ra một ấn tượng về sự hấp thụ hoàntoàn các cacbonat và hydroxit không có phản ứng trao đổi kèm theo Mặc dù vậy, những luậnđiểm cơ bản vẫn còn tồn tại đến ngày nay, các thực nghiệm do Tompson và Uei thực hiện vẫn

là xuất phát điểm cho sự phát triển của khuynh hướng khoa học mới, hiện nay nó không chỉ làhọc thuyết về khả năng hấp thụ của đất, mà còn được ứng dụng rộng rãi trong các lĩnh vựckhác nhau của khoa học và sản xuất với các phương pháp và quá trình công nghệ sử dụng sự

trao đổi ion Vai trò của các công trình của Uei đối với sự phát triển sau này của khoa học lớnđến mức giáo sư trường đại học tổng hợp bang Kentukki (Mỹ) G Tomas đã gọi ông là “chacủa hoá học đất”.

Phát minh về sự trao đổi ion không ngay lập tức và hoàn toàn không được những ngườiđương thời đánh giá một cách đầy đủ Thậm chí cả nhà hoá học uyên bác, đầy kinh nghiệm như

Iu Libikh đã không công nhận các thí nghiệm đúng, khoảng 30 năm sau đó mới đạt được bướcmới trong nghiên cứu các quy luật trao đổi Vào năm 1887-1988 Van Bemmelen đã chỉ ra rằngcác cation, trừ Ca2+ có thể được tách ra khỏi đất bằng các dung dịch muối

Iakob-Marten van Bemmelen (1830-1911) – nhà hoá học nổi tiếng người Hà Lan, mộttrong những người sáng lập ra học thuyết hấp phụ đã tiến hành những nghiên cứu sâu rộng hoáhọc các chất thiên nhiên, đã nghiên cứu đất và nước tự nhiên Trên cơ sở đặc tính của hệ thốngkeo nói chung Bemmelen cho rằng trạng thái vật lý của các hạt đất nhỏ có vai trò đặc biệttrong sự hình thành khả năng hấp thụ của đất Theo ông, trong các đất có chứa nhiều chất keo

vô định hình là những hợp chất có thành phần thay đổi, không phụ thuộc vào quy luật tỷ lượng.Bemmelen đã gọi loại hợp chất như vậy là hợp chất hấp phụ Ông cũng chỉ ra các silicat tương

tự zeolit, keo axit silisic, các hydroxit sắt, mùn, các tàn dư sinh vật là các đại diện cụ thể củakhả năng hấp thụ của đất

Sự phát triển các hiểu biết về các đặc tính chua của đất thuộc về đầu thế kỉ 19 Vàonăm 1813 đã xuất bản cuốn sách của nhà hoá học người Anh Gemfr Devi (1778-1829), saunày là chủ tịch hội Hoàng gia Luân Đôn “Các cơ sở của hoá học nông nghiệp” Trong cuốnsách này Gemfr Devi đã nhấn mạnh vai trò đặc biệt của vôi Theo ông vôi hoà tan nguyên liệuthực vật, hơn nữa còn có tác dụng cải thiện các điều kiện dinh dưỡng của thực vật và thúc đẩyviệc tạo thành cấu trúc tốt cho đất Ông đã đề nghị phương pháp xác định cacbonat canxi trongđất bằng cách xử lý đất bằng axit, sau đó xác định canxi trong dịch chiết axit (bằng phươngpháp kết tủa), hoặc theo lượng khí cacbonic thoát ra Nhà nghiên cứu người Mỹ E Ruffin đãthử áp dụng phương pháp của Devi cho các đất của Mỹ và nhờ các thí nghiệm này ông đã rút

ra kết luận rằng: vai trò của bón vôi là trung hoà độ chua của đất Mặc dù cuốn sách củaRuffin “các nghiên cứu về phân bón có vôi” đã được xuất bản năm 1832, nhưng chỉ đến đầuthế kỉ 20 các nghiên cứu về độ chua đất mới được tiếp tục

Sự phát triển khuynh hướng thứ ba của hoá học đất – lý thuyết dinh dưỡng khoáng củathực vật - gắn liền với tên tuổi của Iu Libikh Iuxtux Fon Libikh (1803-1873) đóng vai trò tolớn trong sự phát triển của hoá học đất lý thuyết và hoá học đất thực nghiệm Các nghiên cứucủa Libikh rất đa dạng; ông thường quan hệ với các chuyên gia trong lĩnh vực hoá hữu cơ vàngười ta cho rằng cống hiến của ông cho sự phát triển của hoá hữu cơ chỉ có thể so sánh vớivai trò của các công trình của Bertselius trong hoá học vô cơ Cùng với điều này, khó mà cóthể đánh giá dược hết vai trò của các công trình nghiên cứu của ông đối với sự phát triển củahoá lý, sinh hoá và nông hoá Libikh đã tiến hành nhiều phân tích thực vật và các thí nghiệm vềảnh hưởng của các muối kali và phốt phát đến sự phát triển của cây trồng trên đất cát Trongcuốn sách “Hoá học hữu cơ ứng dụng cho nông nghiệp và sinh lý” (1840) ông đã chỉ ra rằngcây trồng cần không chỉ khí cacbonic, oxi, hydro và nitơ còn cả phốt pho, kali, canxi, lưuhuỳnh, magiê, sắt và thậm chí cả silic Khi nghiên cứu các vấn đề nông hoá, Libikh không dừnglại chỉ giải quyết các vấn đề lý luận, mà trên cơ sở sự nấu chảy cacbonat kali và natri ông đãtạo ra phân nhân tạo Các loại phân bón đầu tiên do nhà máy sản xuất, thực tế, dường nhưkhông có hiệu quả Trong lĩnh vực nông hoá học, các công trình nghiên cứu của Libikh có ýnghĩa không chỉ đối với vấn đề dinh dưỡng khoáng của thực vật và bón phân mà còn có ảnhhưởng đến sự phát triển sau này các vấn đề sự huy động các nguyên tố dinh dưỡng khoáng của

thực vật, mức độ di động của chúng trong đất cũng như kết luận các vấn đề cân bằng hoá họccủa các thành phần vô cơ trong hệ thống đất – dung dịch đất.

Những nghiên cứu thực nghiệm trong thế kỉ 20 gắn liền với các vấn đề độ chua đất, khảnăng hấp thụ của đất, hoá keo đất, dung dịch đất, cơ sở hoá học và sinh hoá học của quá trìnhmùn hoá

Đầu tiên các nghiên cứu hệ thống bản chất của độ chua đất gắn liền với các công trìnhnghiên cứu được công bố của nhà nghiên cứu người Mĩ T P Veitr (1904) và nhà bác họcngười Nhật G Daikuhara về tương tác của đất chua với dung dịch muối trung tính NaCl (hoặcmuối tương tự) Bản chất của các phản ứng xảy ra khi này đến nay vẫn còn được tranh luận đãtừng tồn tại hai giả thuyết đối nghịch nhau giải thích bản chất của độ chua trao đổi Một giảthuyết là giả thuyết hydro trao đổi giải thích độ chua bằng sự có mặt của các ion hydro có khảnăng trao đổi và sự xuất hiện trong dịch chiết Al3+ gắn liền với phản ứng hoà tan sau đó cáchợp chất của nhôm Giả thuyết thứ hai - giả thuyết nhôm trao đổi mà bản chất của nó là côngnhận sự chiết trực tiếp Al3+ trao đổi và sự làm chua hoá sau đó dung dịch cân bằng do sự thuỷphân của các muối nhôm

Những người ủng hộ giả thuyết hydro trao đổi trong những năm 1930-1950 bao gồm

K K Gedroits X N Aleshin, N P Remezov Các nhà bác học A V Xokolov, H Kappen, K.Marshall… đã phát triển giả thuyết nhôm trao đổi Nghiên cứu cơ bản của vấn đề này đã đượcnhà bác học xô viết (Liên Xô) V A Trernov hoàn thành Cuốn sách “Về bản chất độ chuađất” (năm 1947) của ông đã quyết định hướng nghiên cứu tiếp theo được thực hiện trongnhững năm sau bởi các nhà khoa học nổi tiếng của nhiều nước Theo Trernov ion Al3+ traođổi chiếm ưu thế trong hầu hết các đất chua, ngược lại ion H+ trao đổi chiếm ưu thế trong cácđất giàu mùn và đất than bùn Quan điểm này, mặc dù còn tiếp tục được tranh cãi, trong thờigian hiện nay vẫn được phổ biến rộng rãi nhất

Vấn đề độ chua đất được nghiên cứu không chỉ về mặt lý thuyết mà còn về mặt thựchành Đóng góp lớn nhất trong thực tế điều chỉnh độ chua của các đất nông nghiệp thuộc về D

L Axkinazi - một trong những người khởi xướng việc bón vôi cho đất và là tác giả đầu tiêncủa quy phạm bón vôi ở Liên Xô Ông là người đầu tiên xác định ảnh hưởng của pH đến dungtích hấp thụ và chỉ ra rằng bón vối ảnh hưởng đến chế độ phốt phát của đất Sự phát triển tiếptheo các vấn đề độ chua đất gắn liền với các vấn đề cấp bách hiện nay là độc thực vật và vấn

đề sinh thái được trình bày trong chuyên khảo của các nhà bác học người Bungari T Palaveev

và T Totev “Độ chua đất và các phương pháp khắc phục” (1983)

Các nghiên cứu về khả năng hấp thụ của đất gắn liền với tên tuổi của A N Xabinin(1847-1920)- trưởng bộ môn nông học, đại học tổng hợp Maxcova Lĩnh vực khoa họcXabinin quan tâm rất rộng Ông đã nghiên cứu thành phần các hạt, chế độ nhiệt của đất, axithumic Năm 1908 ông đã công bố bài báo về khả năng hấp thụ của đất, chia thành ba dạng hấpthụ: Hoá học, lý học và lý hoá học Sau đó, sự phân loại này đã được K K Gedroits phát triển.Xabinin cũng đưa ra không ít các phương pháp nghiên cứu đất Các phương pháp phân tíchthành phần cơ giới và hàm lượng mùn trong đất hiện nay là được cải biên từ các phương phápphân tích do Xabinin đề nghị

Sự phát triển tiếp theo của các nghiên cứu trong lĩnh vực nghiên cứu keo đất và khảnăng hấp thụ của đất gắn liền chặt chẽ với tên tuổi của viện sĩ K K Gedroits KonxtantinKaetanovitr Gedroits (1872-1932) là nhà bác học, nhà nông hoá học, nhà lý hoá học, nhà thổnhưỡng học xô viết nổi tiếng đã tạo ra các cơ sở hoá học và phân tích hoá học đất Các nghiêncứu đất của ông đều hướng tới nắm vững đất để điều khiển các đặc tính của nó, nâng cao độphì nhiêu đất và năng suất cây trồng

Năm 1922 ông đã xuất bản cuốn sách “Học thuyết về khả năng hấp thụ của đất” quyếtđịnh phương hướng phát triển của lý hoá học đất và có ảnh hưởng to lớn đến sự phát triển củakhoa học thế giới Gedroits cũng đóng vai trò to lớn trong việc đánh giá nhu cầu của đất vềphân bón, mức độ dễ tiêu của các nguyên tố khác nhau đối với thực vật và biện pháp cải tạohoá học đất.

Năm 1925 ông đã đưa ra các nguyên tắc phân loại đất trên cơ sở thành phần cation hấpthụ, đã soạn thảo giả thuyết lý hoá học phát sinh các đất solonet Các kết quả nghiên cứu củaGedroits về ảnh hưởng của các cation trao đổi trong đó có các nguyên tố vi lượng đến thực vật

là cơ sở phương pháp luận cho nghiên cứu sau này về các nguyên tố vi lượng và định mức kimloại nặng trong đất

Gedroits đã đóng góp rất nhiều cho sự phát triển phân tích hoá học đất Năm 1923 ông

đã cho xuất bản sách “Phân tích hoá học đất” – cuốn sách dược sử dụng rộng rãi trong cácphòng thí nghiệm đất và nông hoá Năm 1929 ông được bầu là viện sĩ viện hàm lâm khoa họcLiên Xô và trở thành viện trưởng viện Thổ nhưỡng (Liên Xô) Vì uy tín khoa học của ông nổitiếng trên toàn thế giới nên ông đã được bầu là chủ tịch hội Thổ nhưỡng quốc tế

Trong những năm đầu tiên của thế kỉ 20 nhà bác học Thuỵ Sĩ G Vigner (1833-1935)

và nhà bác học Thuỵ Điển S E Mattson (1886-1945) đã đóng góp rất nhiều cho lý thuyết hoákeo đất và sự trao đổi ion Các quan điểm của Vigner và Mattson có ảnh hưởng sâu sắc đến sựphát triển của hoá học đất và trong một thời gian dài là quan điểm phổ biến nhất trong các vấn

đề hoá keo và sự trao đổi cation trong đất

Trong các năm 30-40 của thế kỉ 20, các nhà khoa học tăng cường nghiên cứu khả nănghấp thụ của đất gắn liền với việc mở rộng sử dụng các loại phân khoáng, sử dụng và cải tạo cácđất solonet và đất bị mặn hoá, tìm tòi các phương trình mô tả quy luật trao đổi cation trongđất Các nhà bác học xô viết E N Gapon, I N Antipov-Karataev, B P Nikolxki có nhiềuđóng góp trong giải quyết các vấn đề này Sự quan tâm lớn hơn được giành cho phân tích lýhoá học các quá trình và sử dụng các phương pháp động thái nhiệt hoá học cho những nghiêncứu tiếp theo các vấn đề khả năng hấp thụ của đất và khoáng vật đất Đóng góp lớn nhất cho

xu hương này có các nhà bác học xô viết: N I Gorbunov, M B Minkin E A Xokolenko, Ia

A Patrepxki, L A Vorobieva và nhiều nhà bác học người Mỹ: U L Lindsei, G Sposito, K

X Tan

Trong những năm 30 của thế kỉ 20 bắt đầu phát triển học thuyết về các quá trình oxihoá khử trong đất Những nghiên cứu thực nghiệm đầu tiên trong xu hướng này do N P.Remezov (1899-1961) thực hiện Ông còn quan tâm đến nhiều vấn đề khác: Phát sinh học đất

và chu trình sinh học các nguyên tố, độ chua và tính đệm của đất, bón vôi và đặc tính oxi hoákhử của đất, thành phần chất hữu cơ và cation trao đổi trong các loại đất ở Liên Xô Ngoài raông còn cho xuất bản cuốn sách “Mô tả các phương pháp mới phân tích đất” (năm 1955) vàchuyên khảo “Keo đất và khả năng hấp thụ của đất” (năm 1957) Các nghiên cứu quá trình oxihoá khử của đất trong những thập kỉ sau này của Remezov với quy mô đặc biệt rộng gắn liềnvới sự phát triển của các biện pháp tưới, tiêu, các nghiên cứu đất lúa ngập nước và đất của cáccánh đồng có tưới Hai khía cạnh chính của vấn đề này được nghiên cứu

Khía cạnh thứ nhất là phân loại chế độ oxi hoá khử, ảnh hưởng của chúng đến các đặctính của đất và vai trò của các điều kiện khử đến sự phát triển của quá trình tích tụ-glây Giáo

sư học viện nông nghiệp mang tên Timiriazev I X Kauritrev và các học trò của ông đã đưa racách giải quyết về lý thuyết đầu tiên trong hướng này dựa trên cơ sở các thực nghiệm đồngruộng và thí nghiệm được thự hiện từ năm 1947

Khía cạnh thứ hai của vấn đề oxi hoá khử của đất gắn liền với ảnh hưởng của các chế

độ oxi hoá khử đến trạng thái và sự biến đổi các hợp chất của các nguyên tố hoá học có hoá trị

thay đổi trong đất được nghiên cứu bởi các nhà bác học xô viết và nước ngoài khác như G.Briumer, S V Zon, F Ponnamperuma, U Patric, D Makleod, I P Xerdobolxki, U.Lindsei…

Cùng với các vấn đề lý hoá học đất, các vấn đề hoá học, sinh hoá học chất hữu cơ đấtcũng được nghiên cứu nhiều vào nửa đầu của thế kỉ 20 Các nghiên cứu này được tiến hànhtheo nhiều xu hướng khác nhau Hai nhà bác học người Mỹ O Shreiner và E Shori vào năm

1908 đã nhận dạng được trong thành phần một tập hợp các hợp chất hữu cơ riêng biệt, trong

số đó có các gluxit, axit hữu cơ, andehit, lipit và nhiều chất khác Tổng số họ đã tìm được hơn

40 hợp chất khác nhau Đại diện cho một hướng nghiên cứu khác là S Oden gắn liền vớinghiên cứu các đặc tính hoá keo của hợp chất mùn trong khoảng thờI gian từ 1912-1914 Sau

đó ít lâu, giáo sư trường đại học tổng hợp Maxcơva V V Gemmerling đưa ra giả thuyết gốc

về tính đa phân tán được chứng minh bằng các dạng keo khác nhau và giải thích màu sắckhông giống nhau của các axit mùn được tách từ các đất khác nhau bằng mức độ phân tán củachúng Tư tưởng của V V Gemmerling được khẳng định bằng thực nghiệm trong những năm1950-1960, ví dụ như đã xác được sự phụ thuộc của màu sắc của các axit mùn vào khối lượngphân tử của chúng Các quan điểm lý thuyết và nghiên cứu thực nghiệm về nguồn gốc các hợpchất mùn đã được trình bày và thực hiện trong phần tư đầu của thế kỉ 20 gắn liền với tên tuổicủa các nhà bác học: L Maiard, A G Truxov, A A Shmuk, E P Troitski, A N Xabanin, F.Fisher và G Shrader

Nghiên cứu mùn đất diễn ra rất mạnh trong những năm 1940-1950 đến nay dưới ảnhhưởng viện sĩ I V Tiurin và các học trò của ông Ivan Vladimirovitr Tiurin (1892-1962) –Nhà thổ nhưõng-di truyền học và nhà thổ nhưỡng-hoá học Xô viết vĩ đại Ông đã tạo ra hệthống hoàn chỉnh các quan điểm về chất hữu cơ đất, nghiên cứu các phương pháp xác định cáchợp chất hữu cơ của cacbon và nitơ trong đất, xác định mùn theo Tiurin là một trong nhữngphương pháp chủ yếu hiện nay và được sử dụng rộng rãi trong các phòng thí nghiệm Nghiêncứu mùn đất của Tiurin gắn liền chặt chẽ với các nhiệm vụ thực tiễn của sản xuất nông nghiệp.Tiurin và các học trò của ông đã xây dựng học thuyết về thành phần nhóm và phân đoạn củamùn, là những người đầu tiên đưa ra các đặc điểm chất lượng của mùn đất

Từ năm 1940 đến 1950 ba xu hướng cơ bản được hình thành trong nghiên cứu mùn đấtlà: Sinh thái-sinh hoá, phân tích cấu trúc và tổng hợp Xu hướng tổng hợp được đặc trưng bởitìm kiếm cách tổng hợp các axit humic từ các hợp chất monome đơn giản: Phenol, quinon,đường đơn, aminoaxit Đại diện cho xu hướng này là nhà bác học người Đức V Fliaig Xuhướng phân tích cấu trúc được đặc trưng bởi các nghiên cứu sâu về thành phần và cấu trúc củacác chế phẩm của các axit mùn chiết được từ đất Đóng góp to lớn cho sự phát triển của xuhướng này có nhiều nha bác học: A A Shmuk, X X Dragunov, V I Kaxatotrkin, T A.Kukharenko, L N Alekxandrova (Liên Xô) V Fliaig, G Beitelshpaher (cộng hoà liên bangĐức), G Felbek, V Forsit (mỹ), M Shnittser (Canađa), T Haaisi, T Nagai, K Kumada (NhậtBản)…Xu hướng sinh thái-sinh hoá học nghiên cứu các quá trình chuyển hoá các tàn dư hữu

cơ và các hợp chất mùn và ứng dụng các thành tựu của hoá học đất cho mục đích này Thànhtựu quan trọng nhất trong xu hướng này là hai giả thuyết hình thành axit humic do M M.Kononova và L N Alekxandrova đưa ra Các thành công trong nghiên cứu chất hữu cơ củađất trong giai đoạn 1940-1980 gắn liền với ba nhà bác học nổi tiếng của Liên Xô: M M.Kononova, V V Ponomareva và L N Alekxandrova

Trong những năm 1970-1980 nhiều nhà khoa học Xô Viết đã tham gia vào các nghiêncứu mùn đất như: I D Komixxarov, D X Orlov, L A Grishina, M I Dergatreva, T A.Plotnikova Nhiều công thức mới của axit humic đã được đưa ra và người ta đã tìm cách giảiquyết vấn đề các thông số của hợp chất humic Trong những năm này hợp chất humic được sự

quan tâm của các nhà khoa học: Địa chất học, đại dương học, hoá học, nông học, y học vànhiều chuyên gia trong các lĩnh vực khác.

Một trong những vấn đề nghiên cứu của hoá học đất được phát triển đáng kể trongnhững năm cuối thập kỉ 40 và những năm đầu thập kỉ 50 của thế kỉ 20 là vấn đề nguyên tố vilượng Các công trình nghiên cứu vấn đề vi lượng gắn liền với tên tuổi của các viện sĩ Xô Viết:

V I Vernadxki, A P Vinogradov, K K Gedroits và Ia V Peive

Các thành công trong nghiên cứu các nguyên tố vi lượng ở một mức độ đáng kể đượctạo nên do việc áp dụng rộng trong thổ nhưỡng các phương pháp phân tích nhanh Sự hoànthiện các kỹ thuật nghiên cứu được bắt đầu từ những năm 40 và tăng nhanh trong các năm50-60 của thế kỷ 20 Trong nghiên cứu thổ những đã ứng dụng các phương pháp phân tích cựcphổ, quang phổ, phổ phát xạ, phổ hấo thụ nguyên tử, phân tích rơn gen-huỳnh quang…

Sự phát triển như vũ bão của công nghiệp, giao thông vận tải, việc sử dụng rộng rãiphân bón, các chất độc hoá học đã đặt cho hoá học đất một nhiệm vụ mới Nhiệm vụ này trởnên đặc biệt nghiêm trọng vào những năm từ 1960-1970 (ở các nước phát triển) và hiện nay ởnhững nước đang phát triển như nước ta Đó là vấn đề ô nhiễm có nguồn gốc từ công nghệ hoáhọc xung quanh môi trường, trong đó có đất Trong số các chất gây ô nhiễm đất có các sảnphẩm cháy của các nhiên liệu khác nhau, các khí thải của các xí nghiệp, nhà máy sản xuất côngnghiệp, nước thải công nghiệp và nước thải sinh hoạt, sự rửa trôi các thành phần của phân bón

và nhiều nguyên nhân khác Hiện nay các nhà khoa học đang tập trung tìm tòi các cách ngănngừa tác động độc hại của các chất ô nhiễm đến năng suất, chất lượng của sản phẩm, nghiêncứu các biện pháp cải tạo đất bị ô nhiễm

Nhìn chung, sự phát triển của hoá học đất từ 1900 đến 1980 có thể nhận thấy như sau:Thời kì này đã hình thành các luận điểm cơ bản của hoá học đất, nghiên cứu chi tiết thành phầnhoá học của các loại đất chính, thành phần của nhóm hạt bùn của chúng, xác định cấu trúc tinhthể của các khoáng vật của nhóm hạt mịn phân tán và xác định thành phần khoáng vật của đất

Đã làm sáng tỏ các quy luật quan trọng của sự trao đổi cation, sự hấp thụ phốt phát của đất,khám phá bản chất và các dạng độ chua đất, nghiên cứu thành phần dung dịch đất Đã nêu rõquy luật mùn hoá, làm rõ tính không đồng nhất về chất lượng của mùn ở các loại đất khácnhau, đã phát hiện các nguyên tố quan trọng nhất của cấu trúc axit mùn Cuối cùng, đã hìnhthành hệ thống các phương pháp phân tích hoá học và định rõ đặc tính hoá học của đất Nhữngvấn đề hoá học đất này không chỉ do các nhà hoá học mà còn do nhiều chuyên gia trong cáclĩnh vực phát sinh học đất, địa lý, nông hoá và nông học thực hiên

2 Hoá học đất ngày nay, nội dung và nhiệm vụ của nó

2.1 Hoá học đất là khoa học có nhiệm vụ giải quyết các vấn đề có liên quan đến phát

sinh, các đặc tính và sử dụng đất Vì vậy hoá học đất chính là một phần của thổ nhưỡng họcnghiên cứu các cơ sở hoá học của quá trình hình thành đất và độ phì nhiêu của đất Nghiên cứuthành phần, các đặc tính của đất và các quá trình diễn ra trong đất ở các mức độ phân tử, ion

và keo là cơ sở để giải quyết các vấn đề này Đồng thời hoá học đất cũng tham gia vào việcnghiên cứu nhiều vấn đề khác có liên quan đến một số các khoa học: thổ nhưỡng học, sinh tháihọc, địa chất học, sinh địa hoá học, hoá học hữu cơ và hoá học vô cơ

2.2 Đối tượng nghiên cứu của hoá học đất là đất tự nhiên bao gồm các thành phần vô cơ,

hữu cơ, hữu cơ-vô cơ của đất, cũng như các phản ứng và các quá trình diễn ra trong đất

2.3 Hoá học đất sử dụng các phương pháp địa lý so sánh, phẫu diện - phát sinh cũng như

các phương pháp và các chỉ tiêu đặc trưng cho các đặc tính đặc biệt của đất như: thành phầnmùn, sự phân bố theo phẫu diện của các nguyên tố, sự phân bố các nguyên tố theo nhóm diđộng và mức độ dễ tiêu đối với cây trồng, khả năng nitrat hoá

2.4 Giải quyết đúng đắn vấn đề hoá học đất trong hệ thống các khoa học có ý nghĩa

phương pháp luận rất quan trọng vì nó quyết định con đường phát triển của hoá học đất, vaitrò của nó trong việc giải quyết các nhiệm vụ của nền kinh tế quốc dân

2.5 Ngày nay hoá học đất được chia thành bốn hướng chính: hoá học các chất của đất,

hoá học các quá trình của đất, các cơ sở hoá học của độ phì nhiêu đất và hoá học phân tích đất.Nội dung cụ thể của các hướng này bao gồm:

+ Các quá trình hoá học phân hoá phẫu diện đất

+ Sự di động và tích luỹ các hợp chất hoá học trong đất

+ Sự phụ thuộc của các đặc tính và thành phần của đất vào các điều kiện thuỷ nhiệt vàsinh học

* Các cơ sở hoá học của độ phì nhiêu đất:

+ Trữ lượng các nguyên tố dinh dưỡng: trữ lượng tổng số, nguồn dự trữ các nguyên tốdinh dưỡng

+ Cân bằng các nguyên tố dinh dưỡng: cân bằng các nguyên tố trong đất hoang, cânbằng các nguyên tố trong đất nông nghiệp

+ Các cơ sở hoá học của tính di động và mức độ dễ tiêu của các nguyên tố dinh dưỡngđối với thực vật, dạng các hợp chất và tính di động của chúng, các cơ sở động thái nhiệt củatính di động và mức độ dễ tiêu của các nguyên tố

+ Các biện pháp hoá học điều chỉnh độ phì nhiêu đất

Câu hỏi ôn tập

1 Sơ lược phát triển của hoá học đất

2 Hoá học đất ngày nay, nội dung và nhiệm vụ của nó

Chương 1 THÀNH PHẦN HOÁ HỌC CỦA ĐẤT 1.1 Thành phần nguyên tố

1.1.1 Chu trình vận chuyển của các nguyên tố trong tự nhiên

+ Đất là lớp tơi xốp được tạo ra ở trên mặt của vỏ trái đất dưới tác động của các quátrình phong hoá bắt nguồn từ các hiện tượng sinh học, địa chất và nước Đất không giống đá

dù là đá đã bị phong hoá sâu sắc, vì ở đất xuất hiện sự phân tầng gần như theo chiều thẳngđứng xảy ra do tác động liên tục của sự thấm nước và các hoạt động sống của sinh vật

Đứng trên quan điểm hoá học, đất là hệ sinh địa hoá học mở đa thành phần, bao gồm

Hình 1.1 Các thành phần kho chứa các nguyên tố (hình chữ nhật) và thành phần vận

chuyển (hình elíp) trong chu trình toàn cầu của một nguyên tố hoá học H Sigel, 1986.

các chất rắn, chất lỏng và các chất khí Đất là hệ thống mở có nghĩa là đất trao đổi cả vật chấtlẫn năng lượng với khí quyển, sinh quyển và thuỷ quyển xung quanh Những dòng vật chất vànăng lượng này đến đất hoặc từ đất đi thay đổi mạnh về thời gian và không gian nhưng chúng

là những dòng chủ yếu dẫn đến sự phát triển của các phẫu diện đất và chi phối độ phì nhiêucủa đất

Bảng 1.1 Các thành phần vận chuyển toàn cầu (hình 1.1) của một vài nguyên tố hoá

+ Chúng ta hình dung vũ trụ là kho chứa các nguyên tố trong đó đất đai (land), sông(river), đại dương (ocean), khí quyển (atmosphere) là các bộ phận của kho Sự vận chuyển vậtchất giữa 4 bộ phận của kho được trình bày trong hình theo những mũi tên chỉ, trong đó vậnchuyển từ khí quyển đến đất (AL), vận chuyển từ đất đến sông (LR), vận chuyển này thườngbằng những vận chuyển từ sông đến đại dương (RO), vận chuyển từ khí quyển đến đại dương(AO), vận chuyển từ đại dương đến khí quyển (OA) và vận chuyển từ đất đến khí quyển (LA).Quy mô của những thành phần vận chuyển này trên phạm vi toàn cầu được ước tính như số liệutrình bày ở bảng 1.1 đối với 6 nguyên tố hoá học quan trọng có trong đất.

Số liệu trong bảng cho biết khối lượng của một nguyên tố đã vận chuyển mỗi năm từ

bộ phận kho này đến bộ phận kho khác trên phạm vi toàn thế giới

Với oxy, dạng hoá học của nguyên tố này có số lượng vận chuyển lớn nhất là nước, sốliệu trong bảng 1.1 có liên quan với pha lỏng này Vì vậy thành phần vận chuyển đối với oxyđược dẫn trong bảng này thực tế giống như chu trình nước toàn cầu Chú ý rằng, sự vậnchuyển đến và đi khỏi đại dương đóng vai trò chủ yếu trong chu trình này (AO và OA) và chutrình được cân bằng AL = LA + LR = LA + RO, AO + RO = OA…

Với cacbon tổng số, các tiểu chu trình liên quan với các vận chuyển đât-đại dương (AL

và LA) và đại dương-khí quyển (OA và AO) có xu hướng cân bằng tách biệt nhau, bởi vì chỉ

có một phần tương đối nhỏ của cacbon này bị đưa ra biển Khoảng 6% vận chuyển LA hiện tại

do đốt nhiên liệu hoá thạch và phá rừng trên phạm vi toàn cầu gây ra Sự chênh lệch tương đốinhỏ giữa AO và OA có ý nghĩa khá lớn và phản ánh sự tích tuỹ của cacbon trong các cặn củađáy đại dương

Đối với lưu huỳnh, có một thành phần lớn của vận chuyển LA (70%) được tạo ra do sựđốt cháy và các quá trình chịu tác động của con người khác và sự tăng lên của vận chuyển ALphản ánh sự lắng đọng axit Sự phong hoá cung cấp cho thành phần RO đáng kể và sự chênhlệch giữa OA và (AO + RO) chứng tỏ sự tích luỹ lưu huỳnh trong cặn của đại dương

Chu trình phốt pho giống như chu trình của bất kỳ nguyên tố hoá học tương đối khótan nào trong đất bị chi phối bởi sự vận chuyển của các dạng hạt từ sông ra biển (RO) và từ đấtđến khí quyển (LA) Đại dương đóng vai trò như một đầm lầy lớn chứa đựng các cặn lắng,bằng chứng là sự chênh lệch vô cùng lớn giữa (RO + AO) và OA Chu trình chì cũng có có cácđặc điểm tương tự, nhưng có điểm đặc biệt là 90% của thành phần LA có nguồn gốc từ cáchoạt động công nghiệp và khai thác mỏ của con người Nguyên tố độc này đặc trưng cho sựrủi ro môi trường quan trọng nhất trên phạm vi toàn cầu Đồng theo một viễn cảnh như chì vớikhoảng 80% của thành phần LA có nguồn gốc do tác động của con người và với một lượngkhổng lồ ở dạng hạt đổ ra biển, ở đó chúng được tích luỹ trong các cặn đại dương

1.1.2 Đặc điểm của thành phần nguyên tố của đất

+ Khác với sinh vật và đá, khoáng vật Sinh vật được tạo thành từ các nguyên tố chủyếu: C, N, H, P, S Đá và khoáng vật chứa ít nhất 2 nguyên tố Đất chứa tất cả các nguyên tố

tự nhiên theo bảng hệ thống tuần hoàn của Mendeleev

+ Hàm lượng cao của C và Si trong đất phản ánh tác động đồng thời của cả 2 nhân tốsinh vật và đá mẹ.

+ Khoảng dao động của hàm lượng các nguyên tố trong đất khá rộng Ví dụ: hàmlượng 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 sâutầng đất, các đặc tính đặc biệt của các nguyên tố hoá học (ví dụ: đất có thành phần cơ giới nhẹ

có hàm lượng Si cao, hàm lượng các nguyên tố khác giảm thấp, trừ oxy; CaCO3 có nhiềutrong đất không bị rửa trôi và đất phát triển trên đá vôi; ở đất đỏ và đất đỏ vàng hàm lượng Fe

và Al tăng cao

1.1.3 Vai trò của thành phần nguyên tố

+ Dùng để đánh giá chiều hướng và kết quả của quá trình hình thành đất, dựa vàothành phần nguyên tố người ta có thể chia đất thành các tầng phát sinh khác nhau (ví dụ, tầngmùn thường có hàm lượng C, N, P cao hơn các tầng khác) Thành phần nguyên tố là dấu hiệuchẩn đoán, nhận dạng các tầng phát sinh

+ Dùng để đánh giá độ phì tiềm tàng của đất Đất có hàm lượng N cao là đất có độ phìcao, đất tích luỹ nhiều Cl- là đất bị mặn nhiều, không thuận lợi cho sinh trưởng của cây trồng.Thực vật chỉ có thể sử dụng được một phần các nguyên tố dinh dưỡng trong đất Các nguyên

tố này có trong các hợp chất aluminsilicat, các muối khó tan, các hợp chất hữu cơ Khi các hợpchất này bị phá huỷ một phần hay toàn bộ cấu trúc ban đầu sẽ chuyển sang dạng các hợp chất

dễ tan hơn cây trồng có thể sử dụng được Ví dụ: đất chernozem điển hình của nước Nga, ởlớp đất mặt 0 - 20 cm trữ lượng N có thể đạt 6 - 11 tấn/ha, P: 1,6 - 4,5 tấn/ha, K: 40 - 60tấn/ha; nếu trồng lúa mì với năng suất 3 tấn/ha, đất có thể cung cấp N cho cây lúa mì trongkhoảng từ 60 - 105 năm, P: 85 - 250 năm và K: 530 - 870 năm

+ Nghiên cứu và chọn lựa các phương pháp phân tích: mỗi loại đất có chứa một tậphợp các nguyên tố, thêm vào đó hàm lượng của chúng dao động rất lớn, có thể từ hàng chục %đến 10-9 - 10-10 % Nhiều nguyên tố có trong đất có tác dụng ngăn cản lẫn nhau khi phân tíchhoá học, giữa các nguyên tố gây cản và nguyên tố cần xác định thường có những chuyển biếnbất lợi, vì vậy khi phân tích hoá học người ta thường hay sử dụng phương pháp cô đặc hoặccác phương pháp khác để tách nguyên tố cần xác định khỏi các nguyên tố cản khác

1.1.4 Phân nhóm các nguyên tố: người ta có thể phân nhóm các nguyên tố theo nhiều cách:

* Dựa vào hàm lượng tuyệt đối của các nguyên tố trong đất, người ta chia các nguyên

tố thành các nhóm:

+ Nhóm 1: gồm Si và O2 chiếm hàm lượng cao nhất, có thể tới vài chục phần trăm.Khối lượng cả nhóm chiếm 80 - 90 % khối lượng đất

+ Nhóm 2: bao gồm các nguyên tố có hàm lượng ở trong đất dao động từ 0,1 đến vài

% như các nguyên tố: Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, C

+ Nhóm 3: bao gồm các nguyên tố có hàm lượng trong đất dao động từ vài phần trămđến vài phần nghìn như: Ti, Mn, P, S, H

+ Nhóm 4: bao gồm các nguyên tố có hàm lượng trong đất dao động từ n x 10-10 đến

n x 10-3 % như: Ba, Sr, B, Rb, Cu, Co, Ni

Các nguyên tố của 2 nhóm đầu được gọi là các nguyên tố đa lượng Các nguyên tốthuộc nhóm 4 được gọi là các nguyên tố vi lượng và siêu vi lượng Các nguyên tố của nhóm 3

là các nguyên tố chuyển tiếp Việc phân loại trên trong một số trường hợp chỉ có tính chất ước

lệ, phụ thuộc vào hàm lượng của nguyên tố đó trong đất và trong thực vật Thông thườngnhững nguyên tố vi lượng là những nguyên tố có trong cơ thể sinh vật ở một lượng nhỏ nhưngchúng lại thực hiện những chức năng sinh lý rất quan trọng Một số nguyên tố trong trườnghợp này là nguyên tố đa lượng, trong trường hợp khác lại là nguyên tố vi lượng Ví dụ: Catrong đất là nguyên tố đa lượng (0,3 – 5,0 %) nhưng trong cơ thể sinh vật nó thể hiện chứcnăng của nguyên tố đa lượng khi tham gia vào cấu tạo của thành vách tế bào, còn khi tham giavào thành phần của men amilaza nó thể hiện vai trò của nguyên tố vi lượng Đối với Fe và Mg

ở trong đất chúng là nguyên tố đa lượng (Fe = 0,5 – 6,0 %, Mg = 0,1 – 2,0 %) nhưng đối vớisinh vật chúng là các nguyên tố vi lượng điển hình tham gia vào thành phần của hemoglobin vàchlorophyl

Bảng 1.2.a Hàm lượng trung bình của một số nguyên tố trong đất

* Phân loại địa hoá: chia các nguyên tố của vỏ trái đất thành 4 nhóm chính:

+ Litophyl: bao gồm các nguyên tố có ái lực hoá học mạnh với oxy hình thành cáckhoáng vật loại oxyt và hydroxit hoặc muối của các a xít vô cơ như: Si, Ti, S, P, F, Cl,

+ Khancophyl: bao gồm các nguyên tố có khả năng kết hợp với lưu huỳnh để tạo thànhcác hợp chất khác nhau như: Cu, Zn, Pb, Cd, Ag, Mn,

+ Xiderophyl: bao gồm những nguyên tố có khả năng hoà tan trong sắt và tạo thànhhợp kim với sắt như: Pt, Sn, Mo,

+ Atmophyl: gồm các nguyên tố có trong khí quyển như: H, N, O, He

* Phân loại các nguyên tố theo con đường di động của chúng trong tự nhiên

Bảng 1.2.b Hàm lượng trung bình của một số nguyên tố trong đất

Nguồn: M B Kyrkhem, 1979, trích từ Hoá học đất, D S Orlov, 1992.

A.I Perelman đã chia các nguyên tố thành 2 nhóm: nhóm di động khí và nhóm di động nước

+ Nhóm di động khí: gồm các nguyên tố thụ động (khí trơ) như: He, Ne, Ar, Kr,Xe, và các nguyên tố chủ động là những nguyên tố có khả năng hình thành các hợp chất hoáhọc trong điều kiện sinh quyển như: O, H, C, I

+ Nhóm các nguyên tố di động theo nước: được chia thành những nhóm phụ theo tính

di động trong tự nhiên và theo ảnh hưởng của điều kiện oxy hoá khử đến tính di động của cácnguyên 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 trường glây, khử: Fe, Mn, Co

- Các nguyên tố di động và di động yếu trong môi trường glây và oxy hoá và trơ trongmôi trường 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 được sinh vật sử dụng cực đại: C

+ Nguyên tố được sinh vật sử dụng cao: N, H

+ Nguyên tố được sinh vật sử dụng trung bình: O, S, P, B,

+ Nguyên tố được sinh vật sử dụng ít: Fe, Al

1.2 Thành phần pha của đất

Tập hợp các phần đồng thể của một hệ dị thể có thành phần và các đặc tính động tháinhiệt giống nhau không phụ thuộc vào khối lượng được gọi là pha Đất được coi là một hệthống ba pha: pha rắn, pha lỏng và pha khí

1.2.1 Các pha rắn trong đất

+ Vật chất rắn chiếm khoảng 1/2 đến 2/3 khối lượng đất Trong vật chất rắn này cótrên 90 % là các hợp chất vô cơ, trừ các đất than bùn và đất được bón nhiều phân chuồng, ở đó

số lượng chất hữu cơ có thể chiếm > 50 % khối lượng của chất rắn

+ Các pha rắn vô cơ trong đất thường xuyên ở trạng thái biến đổi từ cấu trúc nguyên tửkhông đều, không đồng nhất sang cấu trúc đều, đồng nhất hơn do kết quả của các quá trìnhphong hoá

Một số pha rắn có thành phần khá đồng nhất (các khoáng vật) trong đất đã được nhậndạng Bảng 1.3 liệt kê những khoáng vật phổ biến nhất

Hai nguyên tố có nhiều nhất trong đất là ôxi và silíc, chúng kết hợp với nhau để hìnhthành 15 silicát phổ biến được liệt kê trong bảng 1.3 Sáu silicát đầu tiên trong bảng này là cáckhoáng vật nguyên sinh Liên kết Si-O trong các khoáng vật này cộng hoá trị nhiều hơn vàmạnh hơn các liên kết kim loại-ôxi điển hình Độ bền vững tương đối của các khoáng vật nàyđối với các quá trình phong hoá liên quan chặt chẽ với tỷ số mol Si/O của đơn vị cấu trúcsilicat cơ bản của khoáng vật Tỷ số này càng lớn có nghĩa là càng ít cần kết hợp với các cationkim loại hơn vào cấu trúc khoáng vật để trung hoà điện tích của anion ôxi, khoáng vật sẽchống chịu với tác động phá huỷ của môi trường đất tốt hơn Đối với 6 silicát đầu tiên trongbảng 1.3, các tỷ số mol Si/O của các đơn vị cấu trúc cơ bản như sau: 0,50 (thạch anh vàfenspat, SiO2); 0,40 (mica, Si2O5); 0,36 (amphibol, Si4O11); 0,33 (pyroxen, SiO3) và 0,25

(olivin, SiO4) Theo thứ tự giảm dần của tỷ số mol Si/O tương tự cũng quan sát thấy thứ tựgiảm dần của sự chống chịu với phong hoá hoá học trong các nhóm hạt cát và limon của đất.

Các khoáng vật epidot, tuốcmalin, zircon, rutin có khả năng chống chịu cao đối với sựphong hoá của môi trường đất

Các khoáng vật từ kaolinit đến thạch cao được gọi là các khoáng vật thứ sinh, chúng làkết quả của quá trình phong hoá các khoáng vật nguyên sinh

+ Các chất hữu cơ đặc biệt là các hợp chất mùn cũng là một thành phần quan trọng củapha rắn của đất Các chất mùn có cấu tạo phức tạp, có màu đen, được hình thành do sự chuyểnhoá các chất hữu cơ bởi các vi sinh vật Hai hợp chất mùn được nghiên cứu nhiều nhất là a xíthumic và a xít fulvic

+ Các nguyên tố vết trong đất cũng là một trong những thành phần quan trọng của pharắn Nguyên tố vết là nguyên tố hoá học có nồng độ trong pha rắn£ 100 mg/kg Các khoángvật của đất giải phóng các nguyên tố vết một cách từ từ vào dung dịch đất khi diễn ra quá trìnhphong hoá khoáng vật

Bảng 1.3 Những khoáng vật phổ biến trong đất

Pyroxen (Ca,Mg,Fe,Ti,Al)(Si,Al)O3 Dễ bị phong hoá

Có nhiều trong sét là sản phẩm củaquá trình phong hoá; nguồn của cáccation trao đổi trong đất

Alophan Si3Al4O12.nH2O

Imogolit Si2Al4O10.5H2O

Có nhiều trong các đất phát triểntrên tàn tích tro núi lửa

Birnesit (Na,Ca)Mn7O14.2.8H2O Có rất nhiều oxít Mn

Thạch cao CaSO4.2H2O Có nhiều ở các vùng khí hậu khô

Quá trình giải phóng các nguyên tố vết ra dung dịch đất phụ thuộc nhiều vào các đặctính lý hoá học đất như: pH, thế năng ôxi hoá khử, hàm lượng nước Một số nguyên tố vết cóthể là nguyên tố dinh dưỡng vi lượng đối với cây: Cu, Mo ; một số khác có thể là nguyên tốđộc: Cd, Pb

1.2.2 Không khí và nước trong đất

+ Các pha lỏng trong đất chiếm 1 đến 2 phần 3 thể tích đất Pha lỏng chứa khí (khôngkhí đất) chủ yếu là hỗn hợp khí giống như không khí của khí quyển

+ Do các hoạt động sinh học trong đất, tỷ lệ các thành phần của không khí đất có thểkhác đáng kể so với thành phần của không khí khí quyển (781 ml N2; 209 ml O2; 9,3 ml Ar và0,31 ml CO2 trong 1 lít không khí khô) Ví dụ: đất rất thoáng khí chứa 180 - 205 ml O2 trong

1 lít không khí đất, lượng khí này có thể giảm xuống còn 100 ml/lit ở độ sâu 1 m so với mặtđất sau khi bị ngập nước do mưa hoặc tưới, hoặc thậm chí giảm xuống còn 20 ml/lít ở tiểu môitrường đất bị cô lập, gần rễ cây Tương tự thể tích CO2 trong không khí đất dao động trongkhoảng 3 - 30 ml/lít, nhưng có thể tăng lên 100 ml/lit ở độ sâu 1 m ở vùng gần rễ cây hoặc saukhi đất bị ngập nước Hàm lượng cao hơn của CO2 trong không khí đất liên quan với hàmlượng CO2 trong khí quyển có ảnh hưởng đáng kể đến độ chua và hoá học cacbonat của đất.Không khí đất cũng chứa các thành phần khí hay thay đổi nhưng quan trọng như: NO, N2O,NH3, CH4 và H2S do vi sinh vật tạo ra trong điều kiện hàm lượng oxy thấp (điều kiện yếmkhí)

+ Nước được tìm thấy trong đất chủ yếu ở dạng ngưng tụ, mặc dù hàm lượng hơi nước

ở trong không khí đất có thể đạt 30 ml/lit ở các đất ẩm Nước của đất là kho chứa các chất rắn

và các chất khí hoà tan, chính vì vậy nó được gọi là dung dịch đất Các chất rắn hoà tan có khảnăng phân ly thành các ion trong dung dịch đất đóng vai trò quan trọng nhất đối với hoá họcđất Những nguyên tố hoá học hình thành ion mà nồng độ của nó trong dung dịch đất không bị

ô nhiễm nhỏ hơn 1.0 mmol/m3 được gọi là các nguyên tố vi lượng, còn những nguyên tố khácgọi là các nguyên tố đa lượng

+ Sự hoà tan của các khí từ không khí đất vào dung dịch đất là một quá trình quantrọng góp phần vào chu trình các nguyên tố hoá học của môi trường đất Khi cân bằng tồn tạigiữa không khí và nước trong đất đối với một loại khí giữa hai pha và nếu nồng độ của khí đótrong dung dịch đất thấp, thì cân bằng có thể được mô tả dưới dạng định luật Henry:

trong đó KH là hằng số Henry (mol/m3atm), [A(dd)] là nồng độ của khí A trong dung dịchđất

(mol/m3) và PAlà áp suất riêng phần của khí A trong không khí đất (atm)

Ví dụ, theo phương trình 1.1, KH = 34,06 mol/m3atm ở 25oC đối với CO2 nếu áp suấtriêng phần của CO2 trong không khí đất là 0,03 atm và [CO2(dd)] trong dung dịch đất là 1,02

Bảng 1.4 Các giá trị của hằng số Henry ở 25oC

Nguồn: W Stumm và J.J.Morgan, 1981.

mol/m3 Bảng 1.4 liệt kê các giá trị KH ở 25oC của một vài khí tìm thấy trong không khí đất

1.3 Sự biến đổi khoáng vật đất

Nếu đất không phải là hệ thống mở thì các khoáng vật của đất sẽ không bị phong hoá

Sự thay đổi thường xuyên của nước, sinh khối và năng lượng mặt trời trong đất đã làm cho đấtthay đổi theo thời gian Những thay đổi này được phản ánh một cách rõ nét nhất qua sự pháttriển về mặt hình thái của các tầng đất, nhưng chúng cũng biểu hiện rất rõ ràng về mặt khoángvật học của nhóm hạt sét của đất

Ở bảng 1.5 tóm lược các thay đổi về mặt khoáng vật học của nhóm hạt sét quan sát được trongquá trình phát triển phẫu diện đất Các thay đổi này được nhận biết chung là các giai đoạnphong hoá Jackson-Sherman, có thể được chia thành "giai đoạn đầu", "giai đoạn trung gian" và

"giai đoạn cuối" Phong hoá giai đoạn đầu được nhận biết nhờ vai trò của các sunfat, cacbonat

và các silicat nguyên sinh, trừ thạch anh và muscovit trong nhóm hạt sét của đất Các khoángvật này chỉ có thể tồn tại nếu phần lớn thời gian đất rất khô hoặc rất lạnh hoặc rất ẩm - tức lànếu đất thiếu nước, không khí và năng lượng nhiệt là những điểm đặc trưng của hệ thống mở.Phong hoá giai đoạn trung gian đặc trưng cho thạch anh, muscovit và các aluminsilicat thứ sinhchiếm ưu thế trong nhóm hạt sét Những khoáng vật này có thể tồn tại trong đất dưới tác độngcủa các điều kiện rửa trôi nhưng không không làm suy kiệt silic đioxit và các nguyên tố đalượng và không dẫn đến sự oxi hoá hoàn toàn ion sắt [Fe(II)] là ion được liên kết chặt chẽ vàoilit và smectit Phong hoá giai đoạn cuối thường kết hợp với các điều kiện rửa trôi mãnh liệt vàoxi hoá mạnh, trong điều kiện như vậy chỉ có các oxit ngậm nước của nhôm, ion sắt [Fe(III)]

và titan còn lại cuối cùng

Bảng 1.5 Các giai đoạn phong hoá Jackson-Sherman

Khoáng vật đặc trưng trong

nhóm hạt sét của đất Các điều kiện vật lý và hoá học đặc trưng của đất

Giai đoạn đầu

Thạch cao Hàm lượng nước và chất hữu cơ rất thấp, rửa trôi rất it

Olivin/pyroxen/amphibol Thời gian phong hoá hạn chế

Mica mang Fe(II)

Fenspat

Giai đoạn trung gian

Thạch anh Giữ Na, K, Ca, Mg, Fe(II) và silic đioxit:

Mica bát diện kép/ilit Rửa trôi không gây tác động mạnh, có tính kiềm

Vecmiculit/clorit Đá macma giàu Ca, Mg, Fe(II) nhưng không có Fe(II) oxit

Smectit Các silicat dễ bị thuỷ phân

Sự keo tụ của silic đioxit, vận chuyển silic đioxit đến vùng phong hoá

Giai đoạn cuối cùng (cấp cao)

Kaolinit Sự di chuyển của Na, K, Ca, Mg, Fe(II) và silic đioxit:

Oxit sắt

(gơtit, hematit)

Sự oxi hoá Fe(II) Hợp chất có tính axit, pH thấpOxit titan

(anataza, rutil, ilmenit)

Sự phân tán của silic đioxit Polyme Al-hydroxy

Thứ tự tăng dần của độ bền của các khoáng vật đất được liệt kê trong bảng 1.5 theochiều từ trên xuống cả giữa các giai đoạn lẫn trong một giai đoạn phong hoá Vì vậy cáckhoáng vật nguyên sinh có khuynh hướng xuất hiện ở vị trí cao hơn trong danh sách này so vớicác khoáng vật thứ sinh và các khoáng vật nguyên sinh có thể được liên kết với các khoáng vậtthứ sinh bằng một số các phản ứng hoá học

Phản ứng quan trọng nhất trong số các phản ứng này là phản ứng thuỷ phân Có thểminh hoạ bằng những phương trình hoá học sau:

Phản ứng phong hoá quan trọng khác là sự tạo phức của các anion với các khoáng vậtđất, ví dụ:

K2[Si6Al2]Al4O20(OH)4(rắn) + 6C2O4H2(dd) + 4H2O (lỏng) =

(muscovit)

2K+(dd) + 6C2O4Al+(dd) + 6Si(OH)4o(dd) + 8OH-(dd) (1.4)Hợp chất hữu cơ ở bên trái của phương trình 1.4, axit oxalic, phân ly và giải phóng một ion,C2O42-, ion này hình thành một phức chất hoà tan với Al3+ để làm tăng sự hoà tan tương hợpcủa muscovit do sự thuỷ phân Phức chất hoà tan này, C2O4Al+, giúp ngăn cản sự thuỷ phâncủa Al3+ nếu không có thể sẽ dẫn đến sự hình thành kết tủa gipxit như ở phản ứng 1.3

Sự trao đổi cation là phản ứng phong hoá kết hợp với sự hoà tan không tương hợp củamuscovit để hình thành vecmiculit trong đất, phản ứng này giữ lại cả Ca2+ và Si(OH)4o:

K2[Si6Al2]Al4O20(OH)4 (rắn) + 0,8Ca2+(dd) + 1,3Si(OH)4o(dd) =

và axit silixic trong dung dịch đất

Sự hoà tan không tương hợp cũng thường kèm theo sự oxi hoá-khử nếu sắt hoặcnguyên tố oxi hoá khử nào đó có liên quan trong phản ứng phong hoá Ví dụ, phản ứng hoàtan không tương hợp của biotit (có chứa sắt hai) để hình thành vecmiculit (có chứa cả sắt ba vàsắt hai) và gơtit (chỉ chứa sắt ba) Phản ứng oxi hoá-khử sẽ được trình bày kỹ ở chương 8

Cuối cùng là phản ứng hydrát hoá-khử hydrát hoá có thể được bổ sung vào danh sáchnăm phản ứng phong hoá quan trọng nhất Các ví dụ điển hình nhất là sự biến đổi của hematitthành ferihydrit và anhydrit thành thạch cao:

5Fe2O3(rắn0 + 9H2O(lỏng) = Fe10O15.9H2O(rắn) (1.6) (hematit) (ferihydrit)

CaSO4(rắn) + 2H2O(lỏng) = CaSO4.2H2O(rắn) (1.7) (anhydrit) (thạch cao)

Cả hai phản ứng hydrat hoá khoáng vật này diễn ra thuận lợi khi độ ẩm tương đối của nướctrong đất đạt khoảng 100%

Các loại phản ứng phong hoá đã được xem xét một cách tóm tắt trong mục này cungcấp cơ sở hoá học của sự biến đổi các khoáng vật trong đất cả trong từng giai đoạn lẫn giữacác giai đoạn phong hoá Jackson-Sherman

Câu hỏi ôn tập chương 1

1 Chu trình vận chuyển của các nguyên tố trong tự nhiên và ý nghĩa của nó

2 Đặc điểm, vai trò của thành phần nguyên tố

3 Phân nhóm các nguyên tố

4 Pha đất là gì? Đặc điểm các pha đất

5 Sự biến đổi của khoáng vật đất, chuỗi phong hoá Jackson-Sherman

Chương 2 CÁC KHOÁNG VẬT CỦA ĐẤT

2.1 Các chất rắn ion

Các nguyên tố hoá học tạo nên các khoáng vật của đất được tìm thấy chủ yếu là cácloại ion có cấu hình điện tử duy nhất và cấu hình này vẫn giữ nguyên như vậy ngay cả khi cácion bất kỳ khác có thể xuất hiện trong cấu trúc của khoáng vật đó Sự tương tác giữa một ionvới ion khác mang điện tích ngược dấu trong cấu trúc đó khá mạnh để hình thành một liên kếtion Các liên kết ion khác với liên kết cộng hoá trị - là liên kết sinh ra do sự dùng chung điện

tử, kéo theo sự biến dạng của cấu hình điện tử của các nguyên tử liên kết Sự dùng chung điện

tử làm trộn đều các cấu trúc chi tiết của các nguyên tử đó, vì nó không thể chia cấu hình điện

tử duy nhất cho mỗi nguyên tử, dẫn đến sự kết hợp chặt chẽ hơn các cấu trúc nguyên tử và làmcho các liên kết cộng hoá trị mạnh hơn các liên kết ion

Các liên kết ion và liên kết cộng hoá trị chỉ là những khái niệm gần đúng Nói chung, một liênkết hoá học chỉ ra một mức độ nào đấy đặc tính ion và một mức độ nhất định của sự dùngchung điện tử Ví dụ, liên kết Si-O có đặc tính ion và đặc tính cộng hoá trị bằng nhau, còn liênkết Al-O có khoảng 40% đặc tính cộng hoá trị, 60% đặc tính ion Tuy nhiên, trong trường hợpnày nhôm là ngoại lệ Hầu hết các liên kết kim loại – oxy xuất hiện trong các khoáng vật đấtđều có đặc tính ion mạnh hơn Như vậy sự cộng hoá trị đóng vai trò thứ yếu trong cấu trúc củahầu hết các khoáng vật đất, ngoài đặc trưng quan trọng đó ra các liên kết Si – O còn mang lại

độ bền đặc biệt với quá trình phong hoá, như đã trình bày ở phần 1.2

Bảng 2.1 Bán kính ion (IR), số phối trí (CN) và hoá trị (Z) của các cation kim loại

46664668126866666666

0,0590,0760,1020,0720,0390,0540,1380,1510,1640,1000,1120,0610,0830,0650,0530,0780,0650,0750,061

NiCuZnRb

SrZrAgCdCs

BaHgPb

22221124121

21224

6466612686661266666

0,0690,0570,0730,0740,1520,1720,1180,0840,1150,0750,1670,1880,1350,1190,1020,1190,078

Nguồn: R.D Shannon 1976.

Toàn bộ cấu trúc và độ bền tương đối của một khoáng vật được quyết định bởi tươngtác ion, tác động của nó có thể hiểu được dựa trên cơ sở quy luật tĩnh điện cổ điển và quy luậtCulong Căn cứ vào quan điểm này, hai đặc tính nguyên tử quan trọng nhất của các nguyên tốkim loại trong các khoáng vật đất là hoá trị và bán kính ion Hoá trị là tỷ số của điện tích củamột loại ion với điện tích của proton đó Bán kính ion là một khái niệm ít dùng trực tiếp, bởi vìbán kính của một ion đơn độc trong một chất rắn không thể đo được Vì vậy bán kính ion củamột kim loại là một con số được tính toán dựa trên những giả định sau: 1 Bán kính của ionoxy trong tất cả các khoáng vật là 0,140 nm; 2 Tổng số các bán kính cation và anion bằngkhoảng cách giữa các nguyên tử đo được giữa 2 ion; 3 Bán kính ion phụ thuộc vào số phối trínhưng mặt khác nó không phụ thuộc vào loại cấu trúc của khoáng vật chứa loại ion đó (sốphối trí là số các anion ở ngay bên cạnh một cation trong một cấu trúc khoáng vật) Bảng 2.1cho biết bán kính ion tiêu chuẩn được tính toán dựa trên những giả định các số liệu tinh thểhọc.

Chú ý rằng, bán kính phụ thuộc nhiều vào hoá trị (Z) cũng như số phối trí coordination number) của cation kim loại đó Bán kính giảm khi hoá trị tăng, nhưng nó giảmcùng với sự giảm số phối trí, trong khi hoá trị không thay đổi Những số phối trí đã được tìmthấy đặc trưng cho các cation trong các khoáng vật của đất là 4, 6, 8 và 12 Sự sắp xếp hìnhhọc của những anion tương ứng với những số này được minh hoạ ở hình 2.1 Mỗi sự sắp xếptương ứng với một đa diện đều Như vậy, tác dụng của trường tĩnh điện của anion trên mộtcation có thể rộng hơn khi số phối trí của nó tăng lên Trường tĩnh điện rộng hơn này làm biếndạng (phân cực) cation đó đến nỗi nó mở rộng hơn đến khoảng trống rỗng giữa các anion baoquanh, dẫn đến bán kính của nó tăng lên cùng với số phối trí

(CN-Bức tranh trường tĩnh điện của các chất rắn ion có liên quan chặt chẽ với cấu trúcnguyên tử của chúng Các cấu trúc của hầu hết các khoáng vật trong đất có thể trở thành hợp

lý hơn do cấu hình nguyên tử có khuynh hướng giảm năng lượng tĩnh điện tổng số của tinh thể

Hình 2.1 Các cấu hình anion đối với các số phối trí cation chủ yếu đã tìm thấy trong

các khoáng vật đất Đối với mỗi số phối trí, chùm anion (hàng trên) tương ứng với đa diện đều (hàng giữa) và các định hướng liên kết hoá học (hàng cuối)

KHỐI TỨ

KHỐI BÁT

KHỐI LẬP

KHỐI LẬP PHƯƠNG BÁT DIỆN

Qui tắc 1: Một đa diện các anion được hình thành bao quanh mỗi cation Khoảng cách

cation – anion được xác định bằng tổng số bán kính riêng tương ứng và số phối trí được xácđịnh bắng tỷ số bán kính của cation so với anion

Tỷ số bán kính tối thiểu Số phối trí Tỷ số bán kính tối thiểu Số phối trí

Qui tắc 2: Trong một cấu trúc tinh thể ổn định, tổng cường độ của các liên kết từ 1

cation kế cận đến 1 anion bằng giá trị tuyệt đối của hoá trị của anion đó

Qui tắc 3: Các cation duy trì sự phân ly lớn nhất và có những anion nằm rải rác giữa

chúng để ngăn ngừa các điện tích của chúng Bằng thuật ngữ hình học điều này có nghĩa là đadiện anion có xu hướng không dùng chung các cạnh hoặc các mặt Nếu các cạnh bị dùngchung, chúng sẽ bị ngắn lại

Qui tắc 4: Trong 1 cấu trúc bao gồm các loại cation khác nhau, loại có hoá trị cao và

số phối trí nhỏ có xu hướng không dùng chung các phần của đa diện với loại khác

Qui tắc 5: Số các loại ion khác nhau về bản chất trong cấu trúc tinh thể có xu hướng

trở thành nhỏ nhất Như vậy số các loại đa diện phối trí trong một mạng đóng kín các anion có

xu hướng giảm đến tối thiểu

Qui tắc Pauling 1 là vấn đề có ý nghĩa vật lý giống như hình 2.1 Đa diện anion đượcnói đến trong qui tắc được chỉ ra ở hàng giữa, còn hàng cuối gồm những hình cầu và vạch nốichỉ những liên kết cation – anion mà độ dài của nó được xác định bằng bán kính ion Bán kínhcủa hình cầu nhỏ nhất nằm ở khoảng trống trung tâm được tạo ra bởi sự ép chặt thành 1 khốicác anion theo 4 cách như đã chỉ ra ở hàng trên cùng của hình 2.1, bán kính của nó được tínhbằng các phương pháp hình học Ơclip Bán kính này luôn luôn tương ứng với bán kính củaanion phối trí Ví dụ, trong trường hợp phối trí tứ diện, hình cầu bé nhất có thể nằm khít bêntrong 4 anion phối trí có bán kính bằng 22,5% bán kính anion, còn đối với 6 anion phối trí, bánkính này bằng 41,4% bán kính của anion đó Những bán kính tối thiểu này được liệt kê trongbảng kèm theo qui tắc Pauling 1 Những ví dụ cụ thể về tỷ lệ bán kính cation – oxy có thể đượctính bằng số liệu IR trong bảng 2.1 và thừa nhận bán kính của O2- bằng 0,140nm Ví dụ cationnào với số phối trí bằng 6 sẽ có bán kính ion³ 0,058nm (= 0,414 x 0,140) Điều này là chungcho tất cả, nhưng 2 giá trị IR trong bảng đối với CN bằng 6 chứng tỏ các qui tắc Pauling làgần đúng dựa trên quan điểm tĩnh điện/hình học

Qui tắc Pauling 2 liên quan chặt chẽ với cân bằng điện tích cục bộ trong 1 tinh thể.Cường độ của 1 liên kết ion từ 1 cation đến 1 anion được xác định bằng phương trình:

trong đó Z và CN có trong bảng 2.1 Qui tắc nêu ra rằng tổng tất cả các giá trị s đối với cáccation liên kết với một anion đã biết bằng độ lớn của hoá trị của anion đó Ví dụ, coi các ionoxy trong thạch anh (SiO2) được phối trí với các ion Si4+ Bán kính của ion Si4+ là 0,026nm

và số phối trí của nó là 4 Theo phương trình 2.1 thì s = 1,0 đối với Si4+ Vì giá trị tuyệt đốicủa hoá trị của O2- là 2, qui tắc Pauling 2 chỉ cho phép hai Si4+ liên kết với một O2- trongSiO2 Điều này có nghĩa là mỗi O2- trong thạch anh phải là góc của không quá hai tứ diệnoxyt silic như tứ diện vẽ ở bờn trái trong hình 2.1 Như vậy, các cấu trúc giả định đối với thạch

anh bao gồm O2- ở các góc của một tứ diện riêng biệt xen kẽ với ba tứ diện liên kết với nhau

bị loại bỏ, mặc dù chúng thoả mãn công thức hoá học SiO2

Qui tắc Pauling 3 dựa trên cơ sở qui luật Culong áp dụng đối với các cation Tương táctĩnh điện đẩy nhau giữa các cation trong một tinh thể bị yếu đi hoặc bị “che chắn” bởi các anionmang điện tích âm trong đa diện phối trí tương ứng của các cation đó Nếu các cation có hoátrị cao như Si4+, thì đa diện có sự dùng chung các góc (ví dụ về phiến khối tứ diện oxít silicdùng chung các góc được chỉ ra ở hình 2.2) Nếu hoá trị của các cation hơi nhỏ hơn, ví dụ nhưAl3+, thì có thể xảy ra sự dùng chung các cạnh của đa diện Hình 2.2 cũng chỉ ra loại dùngchung này đối với một phiến khối bát diện bao gồm 6 anion Xb- (ví dụ OH-) liên kết với cationkim loại (ví dụ Al3+) Sự dùng chung cạnh làm cho các cation gần nhau hơn sự dùng chunggóc, tuy nhiên, việc ngăn ngừa điện tích bằng các anion đó khó hơn Chúng đối phó với khókhăn này bằng cách đến gần nhau hơn một chút dọc theo cạnh được dùng chung để nâng cao

sự ngăn ngừa Do vậy, chúng làm cho cạnh đó trở nên ngắn hơn so với các cạnh không đượcdùng chung của đa diện

Qui tắc Pauling 4 và 5 tiếp tục tinh thần của qui tắc 3 Chúng phản ánh một thực tế làcác tinh thể ion bền vững bao gồm các loại cation khác nhau không thể chịu đựng sự dùngchung nhiều của các đa diện phối trí hoặc sự thay đổi nhiều trong loại môi trường phối trí đó

2.2 Các silicat nguyên sinh

Các silicát nguyên sinh xuất hiện trong các loại đất do sự phá huỷ vật lý của các đá mẹ.Chúng được tìm thấy chủ yếu trong các nhóm hạt cát và limon trừ những loại đất ở giai đoạnđầu đến giai đoạn giữa của chuỗi phong hoá Jackson-Sherman, ở đó chúng cũng tồn tại trongnhóm hạt sét Sự phong hoá hoá học các silicat nguyên sinh làm tăng thêm độ phì nhiêu tựnhiên và hàm lượng các chất điện ly của đất Nằm trong số các sản phẩm phân huỷ chính củacác khoáng vật này là các chất tan Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Mn2+ và Fe2+ trong dung dịch đất.Các cation kim loại Co2+, Cu2+ và Zn2+ là những nguyên tố vết trong các silicát nguyên sinh

và được giải phóng ra dung dịch đất do phong hoá Tất cả các dạng cation tự do dễ tan nàyđều rất dễ tiêu đối với sinh vật và trừ Na+ chúng đều là các chất dinh dưỡng cần thiết cho cây.Các cation Na+, Ca2+, Mg2+ được giải phóng nhờ sự phong hoá các silicát nguyên sinh cũng

Bảng 2.2 Tên và công thức hoá học của các silicát nguyên sinh

FeSiO3CaMgSi2O6Ca2Mg5Si8O22(OH)2CaMg4FeSi8O22(OH)2NaCa2Mg5Fe2AlSi7O22(OH)

OlivinOlivinOlivinPyroxenPyroxenPyroxenAmphibolAmphibolAmphibolMicaMica

MicaFenspatFenspatFenspat

cung cấp một lượng lớn cho nồng độ chất điện ly trong dung dịch đất vùng khô hạn Thườngnồng độ của các cation hoá trị 2 do các silicát nguyên sinh cung cấp cao hơn nồng độ Na+, vìvậy mức độ nguy hại do natri của nước tưới thấm qua các đất này giảm xuống

Tên và công thức hoá học của các khoáng vật silicát nguyên sinh quan trọng đối vớiđất được liệt kê ở bảng 2.2 Nhân cơ bản trong cấu trúc nguyên tử của các khoáng vật này làkhối tứ diện oxít silíc SiO44- Khối tứ diện oxít silic có thể là những đơn vị riêng biệt trong cácmạch đơn hay mạch kép liên kết với nhau bằng các góc được dùng chung (qui tắc Pauling 2 và3), trong các phiến (hình 2.2) hoặc trong các khung ba chiều Mỗi cách tồn tại định rõ một lớpcủa các silicát nguyên sinh (hình 2.3)

Olivin bao gồm các khối tứ diện oxít silíc riêng rẽ được giữ lại với nhau bởi các cationkim loại hoá trị 2 như Ca2+, Mg2+, Fe2+ và Mn2+ trong phối trí bát diện (hình 2.1) Dungdịch rắn (solid solution) xảy ra với các khoáng vật fosterit và fayalit (bảng 2.2) để tạo ra mộtloạt các hỗn hợp với những tên đặc trưng như crysolit có chứa 10 - 30% mol fayalit Olivin có

tỷ

Hình 2.2 Các cấu trúc phiến của khối tứ diện SiO4 và khối bát diện MX6 (ví dụ, khối

bát diện Al(OH)6) Các vòng tròn mở ở các góc của các khối tứ diện và khối bát diện xuất hiện ở phần nhìn thấy được phía dưới mỗi cấu trúc phiến.

lệ mol Si/O nhỏ nhất trong số các silicát nguyên sinh, vì vậy chúng có số lượng cộng hoá trịtrong các liên kết hoá học nhỏ nhất Quá trình phong hoá olivin trong đất khá nhanh bắt đầudọc theo các vết nứt và trên bề mặt các tinh thể của khoáng vật để hình thành những lớp vỏphong hoá bao gồm các pha rắn chứa sắt đã bị oxy hoá và smectit Phản ứng minh hoạ quátrình này như sau:

12,4Mg1,63Fe(II)0,37SiO4 (r) + 0,8Al(OH)2+(dd) + 25,4H+(dd) + 1,6H2O (l) + O2(k) =

Pyroxen và amphibol chứa đựng các mạch đơn và các mạch kép khối tứ diện oxít silic

để hình thành đơn vị lặp lại Si2O64- hoặc Si4O116- với các tỷ lệ Si/O xấp xỉ 0,33 - 0,36 Cácamphibol đặc trưng bởi sự thay thế đồng hình của Al3+ cho Si4+ (bảng 2.2) và cả 2 nhómkhoáng vật này đều có nhiều loại cation kim loại hoá trị 2 cũng như Na+ và Fe3+, cùng vớiO2- trong phối trí bát diện để liên kết các mạch oxít silic với nhau Các phản ứng phong hoácác silicát này cũng giống như phản ứng trong phương trình 2.2: smectit giàu Mg với Al và Sitrong phối trí tứ diện và Fe oxy hoá trong phối trí bát diện được tạo thành cùng với các oxít sắt

và các oxít silíc hoà tan; Na+, Ca2+ và Mg2+ được giải phóng ra dung dịch đất

Mica được hình thành từ 2 phiến khối tứ diện oxít silíc (đơn vị lặp lại là Si2O52-) kếthợp với một mặt phẳng của phiến khối bát diện chứa cation kim loại (hình 2.2) Phiến khối bátdiện điển hình chứa các ion Al, Mg và Fe phối trí với O2- và OH- Nếu cation kim loại đó cóhoá trị 3, chỉ 2 trong 3 vị trí cation trong khối bát diện có thể được lấp đầy để đạt được cânbằng điện tích và phiến này được gọi là phiến nhị bát diện (dioctahedral) Nếu cation kim loại

đó là cation hoá trị 2, tất cả 3 vị trí có thể được lấp đầy và phiến này được gọi là phiến tam bátdiện (trioctahedral)

Sự thay thế đồng hình của Al cho Si, Fe(III) cho Al, và Fe hoặc Al cho Mg tìm thấy

Hình 2.3 Những lớp chính của các cấu trúc silicát trong các khoáng vật nguyên sinh

của đất.

chủ yếu trong các mica cùng với sự thay thế của các nguyên tố vết được chỉ ra ở bảng 2.2a

Olivin Pyroxen Amphibol Mica Fespat, thạch anh

Muscovit và Biotit là những mica phổ biến trong đất, Muscovit là nhị bát diện, Biotit làtam bát diện (bảng 2.2) Trong cả 2 loại khoáng vật này, Al3+ thay thế cho Si4+ dẫn đến sựthiếu hụt điện tích Sự thiếu hụt điện tích này được cân bằng bởi ion K+ là ion phối trí với 12ion oxy ở các khoảng trống của 2 phiến khối tứ diện đối diện nhau thuộc một cặp lớp micađược xếp chồng lên nhau Như vậy các ion K+ liên kết các lớp mica liền kề nhau với nhau.Phản ứng phong hoá đầu tiên của Muscovit thành vecmiculit được trình bày trong phương trình2.2a.

K2[Si6Al2]Al4O20(OH)4 +0,8Ca2+(dd) + 1,3Si(OH)4o(dd)

Ca0,7[Si6,6Al1,4]Al4O20(OH)4(r) + 0,42Mg2+(dd) + 0,86Si(OH)4o(dd) +0,56 H+(dd) =

1,05AlOH0,652+[Si7,1Al0,9]Al3,6Mg0,4O20(OH)4(r) + 0,7Ca2+(dd) + 1,56H2O(l) (2.3)

trong đó các cation nằm ở trong phiến khối tứ diện được đặt trong các ngoặc vuông

Các quá trình tương tự xảy ra đối với Biotit, trừ sự giảm điện tích cation giữa các lớpđược thực hiện do sự oxy hoá sắt cũng như do sự mất của nhôm phối trí tứ diện:

K2[Si6Al2]Mg4Fe(II)2O20(OH)4(r) +3Mg2+(dd) + 2Si(OH)4o(dd) =

(Biotit)

1.25Mg0,4[Si6,4Al1,6]Mg5,2Fe(III)0,8O20(OH)4(r) + FeO(OH)(r) + K+(dd) + 4H+(dd) (2.4)

(vecmiculit) (gơtit)

Chú ý rằng điện tích của cation giữa các lớp bị giảm khoảng 0.8 điện tích dương do sựoxy hoá Fe(II) thành Fe(III) khi chuyển hoá Biotit thành vecmiculit Phần còn lại của Fe phốitrí bát diện bị bật ra khỏi phiến silicat để kết tủa như gơtit

Cấu trúc nguyên tử của các fenspat là khung ba chiều liên tục của các khối tứ diệnchung góc như thạch anh, trừ khung khối tứ diện có chứa Al thay thế cho Si Như vậy yêu cầuhoặc cation hoá trị 1 hoặc cation hoá trị 2 chiếm các lỗ hổng trong khung để cân bằng điệntích Những khoáng vật này có đơn vị lặp lại hoặc là AlSi3O8- với Na+ hoặc K+ để cân bằngđiện tích, hoặc Al2Si2O82- với Ca2+ để cân bằng điện tích (bảng 2.2) Vì vậy dung dịch rắn

Bảng 2.2a Sự tồn tại của các nguyên tố vết trong các khoáng vật nguyên sinh

Nguyên tố Các kiểu tồn tại chủ yếu trong các khoáng vật nguyên sinh

Rutin (TiO2) và inmenit (FeTiO3); các chất lẫn dạng oxít trong các silicát.

Sự thay thế đồng hình cho Fe trong pyroxen và amphibol và sự thay thế đồnghình cho Al trong mica; sự thay thế cho Fe trong các oxít

Cromit(FeCr2O4); sự thay thế đồng hình cho Fe hoặc Al trong các khoáng vậtkhác nhau của nhóm spinel

Sự thay thế đồng hình cho Mn trong các oxít và sự thay thế đồng hình cho Fetrong pyroxen, amphibol và mica

Các chất lẫn chứa sunfua trong các silicát; sự thay thế đồng hình cho Fe trongolivin, piroxene, amphibol, mica và spinel

Các chất lẫn chứa sunfua trong các silicát; sự thay thế đồng hình cho Fe và Mgtrong olivin, pyroxen, amphibol và mica và sự thay thế đồng hình cho Ca, Khoặc Na trong các fenspat

Các chất lẫn chứa sunfua trong các silicát; sự thay thế đồng hình cho Mg và Fetrong olivin, pyroxen và amphibol và sự thay thế đồng hình cho Fe hoặc Mntrong các oxít

Các khoáng vật chứa As: FeAsO4.2H2O, Mn3(AsO4)2…

Các khoáng vật chứa Se; Sự thay thế đồng hình cho S trong các sunfua;selenua sắt

Molypdenit (MoS2); sự thay thế đồng hình cho Fe trong các oxít

Các chất lẫn chứa sunfua và sự thay thế đồng hình cho Cu, Zn, Hg và Pb trongcác sunfua

Các chất lẫn chứa sunfua và photphát; sự thay thế đồng hình cho K trong cácfenspat và mica, sự thay thế đồng hình cho Ca trong các fenspat, pyroxen vàcác photphat và sự thay thế cho Fe và Mn trong các oxít

(solid solution) của các khoáng vật này được hình thành rộng rãi Các fenspat có thể bị phonghoá cuối cùng hình thành kaolinit và gipxit, nhưng sự phân huỷ của chúng ban đầu tạo thànhalophan và smectit:

(monmorilonit/smectit)

Chú ý các phản ứng này cũng có sự tiêu thụ proton, tạo ra axít silisic và các cation dạng hoàtan như phương trình 2.3.

Như vậy đặc điểm chung của quá trình phong hoá các silicát nguyên sinh như sau:+ Mất Al phối trí khối tứ diện

+ Sự oxy hoá của Fe(II)

+ Sự tiêu thụ proton

+ Sự giải phóng Si, và các cation kim loại Na+, K+, Ca2+ và Mg2+

Trong trường hợp các silicát dạng phiến (mica) cũng có sự giảm quan trọng của điệntích giữa các lớp cùng với các đặc điểm 1 và 2 nêu trên

2.3 Các khoáng vật sét

Các khoáng vật sét là các aluminosilicat chiếm ưu thế trong các nhóm hạt sét của đất ởgiai đoạn trung gian (interdiate stage) đến giai đoạn nâng cao (advanced stage) của quá trìnhphong hoá Các khoáng vật này giống như các loại mica là những khối nhiều lớp của các cấutrúc phiến khối tứ diện và phiến khối bát diện như những hình vẽ ở hình 2.2 Sự liên kết cácphiến khối tứ diện và khối bát diện với nhau xảy ra thông qua các ion oxy ở đỉnh trong các cấutrúc khối tứ diện và luôn luôn tạo ra sự lệch (distortion) đáng kể sự sắp xếp anion trong cấutrúc lớp cuối cùng được tạo thành Sự lệch xảy ra trước hết do các ion oxy ở đỉnh trong phiếnkhối tứ diện không xếp vừa với các góc của khối bát diện để hình thành một lớp trong khi giữmẫu hình 6 cạnh lý tưởng của khối tứ diện Để hợp nhất 2 phiến lại, các cặp khối tứ diện kềnhau phải xoay và do đó làm lệch tính đối xứng của những khoảng trống 6 cạnh trong mặtphẳng cơ bản của phiến khối tứ diện (hình 2.2) Ngoài sự lệch này, sự dùng chung các cạnhtrong phiến khối bát diện làm chúng bị ngắn lại (qui tắc Pauling 3) và sự thay thế đồng hìnhcủa các cation trong cả 2 phiến có khuynh hướng làm cho độ dày của cấu trúc lớp nhỏ hơn và

bề mặt cơ bản của chúng hơi gấp nếp Tất cả các tác động này đều có trong cả mica lẫn cáckhoáng vật sét

Các khoáng vật sét thường được phân thành 3 loại lớp khác biệt nhau bởi số các phiếnkhối tứ diện và phiến khối bát diện kết hợp với nhau hơn nữa được phân thành 5 nhóm phânbiệt với nhau bởi các loại thay thế đồng hình cation tìm thấy Các loại lớp được chỉ ra ở hình2.4 và các nhóm được mô tả ở bảng 2.3

Loại lớp 1:1 bao gồm 1 phiến khối tứ diện và 1 phiến khối bát diện Đại diện chokhoáng sét loại này là nhóm kaolinit có công thức hoá 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 mol nướchidrát hoá Thường sự thay thế đồng hình không đáng kể đối với Si hoặc Al trong khoáng vậtsét này (sự thay thế của Fe(III) cho Al chỉ đạt khoảng 3 % mol được tìm thấy ở các đấtoxisols) Nói chung trong các khoáng vật sét của đất, phiến khối bát diện thường là phiến khốibát diện đôi (nhị bát diện)

Loại lớp 2:1 là loại có hai phiến khối tứ diện ở hai bên và một phiến khối bát diện ởgiữa Ba nhóm khoáng vật sét của đất có cấu trúc này là ilit, vecmiculit và smectit Nếu a, b và

c là các hệ số tỷ lượng (hợp thức) của Si, Al và Fe(III) của khối bát diện trong các công thứchoá học của nhóm này thì x = 12-a-b-c là điện tích lớp, số mol điện tích dư của mỗi công thứchoá học được tạo ra do sự thay thế đồng hình Như đã chỉ ra ở bảng 2.3, ba nhóm 2:1 khácnhau ở hai điểm chủ yếu: điện tích lớp giảm xuống theo thứ tự: ilit > vecmiculit > smectit vànhóm vecmiculit phân biệt với nhóm smectit bởi giới hạn sự thay thế đồng hình ở phiến khối tứ

diện Trong nhóm smectit, những khoáng vật sét có sự thay thế của Al cho Si mạnh hơn sựthay thế của Fe(II) hoặc Mg cho Al được gọi là baydelit, còn những khoáng vật sét có sự thaythế theo chiều ngược lại được gọi là monmorilonit Công thức hoá học trong bảng 2.3 đối vớismectit là điển hình của monmorilonit Trong bất kỳ khoáng sét 2:1 nào, điện tích lớp cũngđược cân bằng bởi các cation ở các khoảng trống của mặt phẳng cơ bản các nguyên tử oxy củaphiến khối tứ diện Các cation giữa các lớp này được biểu thị bằng chữ M trong công thức hoáhọc (bảng 2.3).

Hình 2.4 Ba loại lớp của khoáng vật sét (bảng 2.3) G Sporito, 1984.

Đặc trưng cho loại lớp 2:1 với lớp chung hydroxit là clorit có phiến khối bát diện đôi(hình 2.4) Các cation được phối trí khối bát diện trong clorit ở cả 2 phiến: một bao gồm bátdiện M(OH)2O4m-10 (với Mm+ = Al3+, Fe3+ hoặc Mg2+) kẹp giữa lớp 2:1 và một bao gồmchủ yếu bát diện Al(OH)63- phân bố ở trên bề mặt của lớp 2:1 đó Để duy trì sự trung hoà điệncủa toàn bộ cấu trúc, sự chiếm giữ khối bát diện thường lớn hơn giá trị được coi là 8 cho mỗicông thức hoá học đối với 2 phiến khối bát diện, như vậy sự dư thừa điện tích dương sẽ cânbằng với sự dư thừa điện tích âm được tạo ra do sự thay thế đồng hình ở các phiến khối tứdiện

Sự rối loạn cấu trúc trong tất cả các khoáng vật sét được trình bày ở bảng 2.3 được tạo

ra do sự thay thế đồng hình đối với các cation chủ yếu của chúng Miền thay thế này rất rộng,như được chỉ ra ở bảng 2.3a Thậm chí sự rối loạn (disorder) cấu trúc tồn tại ở cả thạch anh vàcác aluminsilicat mới được kết tủa trong đất, vì vậy những hợp chất này chủ yếu là vô định hình(nếu cấu trúc lặp lại trên cơ sở công thức hoá học của một pha rắn còn giữ liên tục một vùngphân tử có đường kính ít nhất lớn hơn 3 nm, pha rắn đó được gọi là tinh thể Nếu tính cân đốicủa cấu trúc không tồn tại trên một khoảng phân tử rộng này thì pha rắn đó được gọi là vôđịnh hình)

< 0,011,4-2,01,2-1,80,5-1,2Thay đổi

[Si4]Al4O10(OH)8.nH2O (n=0 hoặc 4)Mx[Si6,8Al1.2]Al3Fe0,25Mg0,75O20(OH)4

Mx[Si7Al]Al3Fe0,5Mg0,5O20(OH)4Mx[Si8Al]Al3,2Fe0,2Mg0,6O20(OH)4(Al(OH)2,55)4[Si6,8Al1,2]Al3,4Mg0,6O20(OH)4

Ghi chú: a n = 0 là kaolinit và n = 4 là haluasit, M = cation giữa các lớp hoá trị 1

b Chủ yếu là monmorilonit trong đất.

Các aluminsilicat bị rối loạn cấu trúc đã được biết (như alophan và imogolit) thường cótrong các nhóm hạt sét của đất được hình thành từ tro núi lửa Cấu trúc nguyên tử của alophantuy chưa được hiểu rõ lắm, nhưng người ta cho rằng nó bao gồm một khung dạng lớpaluminsilicat 1:1 bị thủng với những lỗ khuyết (những vị trí ion trống) và chứa Al ở cả phiếnkhối tứ diện và phiến khối bát diện Những lỗ khuyết này làm tăng cường sự quăn của lớpthành dạng quả cầu nhỏ rỗng có đường kính ~ 5 nm, trên bề mặt của nó có nhiều lỗ hổng, quanhững lỗ hổng này các phân tử hoặc ion nhỏ từ dung dịch đất có thể đi vào Alophan thườngđược tìm thấy trong liên kết với các khoáng vật sét nhóm kaolinit, đặc biệt lá loại bị hydráthoá-haluasit Imogolit với công thức theo kinh nghiệm, Si2Al4O10.5H2O có hình ống Đơn vịống đó trong cấu trúc chứa Al chỉ trong phối trí bát diện và phơi ra một bề mặt giống nhưgipxit có lỗ khuyết

Có 3 loại phản ứng phong hoá chủ yếu có liên quan đến các khoáng vật sét loại hình2:1:

Ca0,7[Si6,6Al1,4]Al4O20(OH)4(r) + 3,6Al(OH)2,60,4+(dd) =

(vecmiculit)

(Al(OH)2,6)3,6[Si6,6Al1,4]Al4O20(OH)4(r) + 0,7Ca2+(dd) (2.7a)

(vecmiculit có lớp chung hydroxit)

1.1[Si4]Al4O10(OH)8(r) + 3,1Si(OH)40(dd) + 0,4Mg2+(dd) (2.7c)

(kaolinit)

Phản ứng trong phương trình 2.7a là sự trao đổi cation giữa Ca2+ trên vecmiculit với

Al hydroxit để hình thành vecmiculit có lớp chung hydroxit (vecmiculit bị clorit hoá) Phản ứngnày thường diễn ra trong điều kiện axít, ở đó Al hoà tan được tạo thành nhiều do quá phonghoá khoáng vật Khoáng vật sét tạo thành tương tự clorit trừ số lượng Al hydroxit ở lớp chung

ít hơn (xem bảng 2.3)

Bảng 2.3a Các nguyên tố vết đồng kết tủa cùng với các khoáng vật đất thứ sinh và

chất hữu cơ của đất

Chất rắn Các nguyên tố vết đồng kết tủa

Các oxít Fe và Al B, P, V, Mn, Ni, Cu, Zn, Mo, As, Se

Oxít Mn P, Fe, Co, Ni, Zn, Mo, As, Se, Pb

Ca cacbonat P, V, Mn, Fe, Co, Cd

Ilit B, V, Ni, Co, Cr, Cu, Zn, Mo, As, Se, Pb

Smectit B, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, Pb

Chất hữu cơ Al, V, Cr, Mn, Fe, Ni, Cu, Zn, Cd, Pb

Loại phản ứng tương tự xảy ra đối với smectit Phương trình 2.7b miêu tả sự phong hoávecmiculit thành smectit, beidelit, nó cũng diễn ra thuận lợi trong điều kiện axít Phương trình2.7c trình bày sự tấn công của proton và sự thuỷ phân smectit (beidelit) để hình thành kaolinit.Phản ứng này xảy ra thuận lợi trong điều kiện nước ngọt và tiêu nước tốt

2.4 Các oxít và hydroxít

Do có một lượng lớn trong thạch quyển và sự hoà tan thấp của chúng trong điều kiện

pH đất bình thường nhôm, sắt và mangan hình thành các khoáng vật dạng oxít, oxyhydroxit vàhydroxit quan trọng nhất trong đất Những khoáng vật này được nêu trong bảng 2.4 và các cấutrúc khối bát diện đặc trưng được chỉ ra ở hình 2.5

Trong số các hợp chất của sắt được liệt kê ở bảng 2.4 gơtit là khoáng vật phổ biến nhấttrong bất cứ điều kiện khí hậu nào Tuy nhiên trong điều kiện oxyc (điều kiện nghèo silic, giàusecquioxit) và sự có mặt của các phối tử sắt dạng phức đã hạn chế sự kết tinh hoá (ví dụ: cácphối tử hữu cơ hoặc các anion silicat), ferihydrit (Fe10O15.9H2O) có thể bị kết tủa từ dungdịch đất Chất rắn kết tinh kém này bao gồm các phiến khối bát diện với Fe(III) phối trí với O,

OH và OH2 Ferihydrit có thể biến đổi hoặc thành hematit cuối cùng biến thành gơtit hoặc trựctiếp biến thành gơtit

Bảng 2.4 Các loại oxyt, oxyhydroxit và hydroxit thường gặp trong đất

Binesit Na0.7Ca0.3Mn7O14.2H2

O

Boemit g-AlOOH Lepidocroxit g-FeOOH

Ghi chú: a-g biểu thị sự lèn chặt các anion thành khối hình lập phương, ngược lạia

biểu thị sự lèn chặt các anion thành khối 6 cạnh.

b- Một số ion Fe(III) tồn tại trong phối trí khối tứ diện

Gơtit là oxyt sắt bền vững với động thái nhiệt nhất, vì vậy nó là pha rắn cuối cùng trongsét của đất Như đã chỉ ra ở hình 2.5, các ion oxy trong gơtit nằm trong các mặt phẳng, còncác cation Fe3+ được phối trí trong khối bát diện bị bóp méo do dùng chung các cạnh Một

số các ion ở đỉnh của khối bát diện là các nhóm hydroxyl, những nhóm này có thể hình thànhcác liên kết hydro với các ion oxy bên cạnh Sự thay thế đồng hình của Al cho Fe ở gơtitthường xuyên xảy ra, đặc biệt ở các đất bị phong hoá mạnh có nhiều Al hoà tan

Hình 2.5 Cấu trúc nguyên tử của gơtit và gipxit chỉ rõ khối bát diện FeO3(OH)3 và

Al(OH)6 trong các phiến Những đường gạch trong cấu trúc của gơtit chỉ các liên kết

hyđro giữa các ion O và OH G Sporito, 1984.

Gipxit là khoáng vật chứa nhôm quan trọng nhất Cấu trúc của nó được minh hoạ tronghình 2.5 Các phiến khối bát diện kép được tính đến trong cấu trúc được liên kết với nhau bởicác liên kết hyđro giữa các nhóm hydroxyl đối diện Liên kết hydro cũng có thể xuất hiện giữacác nhóm hydroxyl nằm dọc theo các cạnh của của khối bát diện chưa được lấp đầy trong 1phiến, do đó làm cho sự bóp méo của các khối bát diện nhôm tăng lên vượt xa sự bóp méođược gây ra bởi sự dùng chung các cạnh

Khoáng vật chứa mangan phổ biến nhất ở trong đất là binesit, còn Lithiophorit mộtoxyhydroxit mangan khác có rất ít ở các đất chua Binesit bao gồm các phiến khối bát diện

Gipxit, g-Al(OH)3 Gơtit, a-FeOOH

MnO68- liên kết ở một kiểu nhất định với các ion Mn(III), Mn(II), Na(I) và Ca(II) phối trí với

cả các nhóm hydroxyl và các phân tử nước Trong Lithiophorit, các phiến khối bát diệnMnO68- xen kẽ với các phiến chứa khối bát diện Al0.67Li0.33

Các oxyt và hydroxit trong đất có thể được hình thành trực tiếp do sự phong hoá cácsilicat nguyên sinh hoặc do sự thuỷ phân và và loại silic của khoáng vật sét như smectit vàkaolinit Các silicat lớp 2:1 có thể phản ứng với các polyme kim loại tích điện dương (phươngtrình 2.7a) để hình thành lớp phủ trên bề mặt chung của các hydroxit kim loại Trong một kiểutương tự bề mặt của cac oxyt hoặc hydroxit mang các nhóm hydroxyl có thể phản ứng với cácpolyme mang điện tích âm (ví dụ đioxyt silic) trong dung dịch đất và trở thành được phủ mộtlớp Sự phong hoá hoá học trong đất dẫn đến sự hoà tan các khoáng vật và giải phóng nhữngnguyên tố được oxy hoá vào pha lỏng của đất và chính những nguyên tố này dễ dàng thuỷphân để hình thành những polyme-hydroxy có chứa Al, Fe(III) và Si Các polyme-hydroxynhôm là các dạng chưa ổn định và bị hoà tan, sự hình thành và sự tạo phức của chúng trên bềmặt giữa các lớp của vecmiculit và smectit rất thuận lợi khi giá trị pH thấp hơn 6,0, nồng độcủa các hợp chất hữu cơ thấp và hàm lượng nước thay đổi thường xuyên Sự hiện diện củachúng trên một bề mặt giữa các lớp có thể được giải thích là một bước trung gian trong sự hìnhthành clorit bát diện kép (bảng 2.3) Ngược lại, sự loại bỏ dần dần lớp chung hydroxit ở cloritquan sát thấy ở một số loại đất có thể được xem là sự thoái hoá để hình thành vecmiculit Cácpolyme hydroxy sắt cũng có thể kết tủa trên bề mặt các khoáng vật sét 1:1; các chất kết tủanày trên bề mặt của các khoáng vật sét 2:1 trong đất rất thấp Trong trường hợp các polimeđioxyt silic, các chất kết tủa bề mặt có thể có nhiều hơn được tìm thấy trên bề mặt nhómhydroxyl lộ trần của kaolinit, gipxit và ở một mức độ nhất định gơtit

2.5 Cacbonát và sunphát

Các khoáng vật cacbonát quan trọng trong đất bao gồm canxit (CaCO3), dolomit[CaMg(CO3)2], nacolit (NaHCO3), trona [Na3H(CO3)2] và soda (Na2CO3.10H2O) Trongđất, dolomit là khoáng vật nguyên sinh, canxit có thể là khoáng vật nguyên sinh, có thể làkhoáng vật thứ sinh Canxit thứ sinh kết tủa từ dung dịch đất giàu Mg hoà tan thường đồng kếttủa với MgCO3 để hình thành canxit chứa Mg (Ca1-yMgyCO3) với số phân tử gam (y)MgCO3 dao động tới khoảng 0.05 Cách hình thành này giải thích cho hầu hết các cacbonátchứa Mg thứ sinh có được tìm thấy trong đất Như các hydroxit và oxyt kim loại thứ sinh, cáccacbonát Ca/Mg thứ sinh có thể tạo thành lớp phủ trên các khoáng vật khác

Canxit của đất là một sản phẩm phong hoá thông thường của các silicat nguyên sinh cóchứa Ca (pyroxen, amphibol và các loại fenspat) cũng như các cacbonát nguyên sinh Ví dụ, sựhoà tan anoctit có thể tạo thành cả smectit và canxit:

2CaAl2Si2O8(r) + 0,5Mg2+(dd) + 3,5Si(OH)40(dd) + CO2(k) =

sản phẩm của phản ứng được hình thành thuận lợi khi có nhiều CO2, vì nó là chất phản ứng và

bị hạn chế khi có nhiều nước, vì nó là một trong các sản phẩm được tạo thành Sự hình thànhcanxit từ các cacbonát nguyên sinh cũng xảy ra thuận lợi khi có nhiều CO2, nhưng không phải

là nguồn của các ion cacbonát hoà tan Thay vào đó, a xít cacboníc được tạo thành khi CO2hoà tan trong dung dịch đất đóng vai trò là nguồn proton giúp cho sự hoà tan canxit hoặcdolomit

CO2(k) + H2O(l) = H2CO3*(dd) = H+(dd) + HCO3-(dd) (2.9a)

trong đó H2CO3* là tổng số a xít cacboníc không hoà tan (H2CO30) và a xít cacboníc bịhydrat hoá (CO2(CO2.H2O), vì 2 loại này rất khó phân biệt bằng phân tích hoá học Sự vậnchuyển 2 ion ỏ phía phải của phương trình 2.9b trở nên dễ dàng do sự hình thành phức hoà tanCaHCO3+, là phức có điện tích thấp hơn Ca2+ Nếu đất được ngâm một thời gian nhất định,sau đó lại được phơi khô thì phản ứng 2.9b sẽ dịch chuyển theo chiều nghịch và canxit thứ sinhđược hình thành Sự đồng kết tủa Ca với Mn, Fe(II), Co(II) hoặc Cd do hấp phụ lên trên canxitthường không phổ biến Các kim loại Zn và Cu cũng có thể đồng kết tủa với canxit như cáckhoáng vật hydroxycacbonát, hydrozinxit [Zn5(OH)6(CO3)2], malachit [Cu2(OH)2CO3],hoặc azurit[Cu3(OH)2(CO3)2]

Cũng như các cacbonát thứ sinh, các sunphát Ca, Mg và Na thường được tích luỹ nhưcác sản phẩm phong hoá trong đất dưới điều kiện khí hậu khô Các khoáng vật chủ yếu trongnhóm này bao gồm thạch cao (thạch cao- CaSO4.2H2O), thạch cao khan (anhydrit-CaSO4),epsomit (MgSO4.7H2O), mirabilit (Na2SO4.10H2O) và thenardit (Na2SO4) Thạch cao giốngnhư canxit có thể hoà tan và tái kết tủa trong một phẫu diện đất bị rửa trôi bởi nước mưa hoặcnước tưới (Sự vận chuyển đi xuống dễ dàng do sự hình thành phức hoà tan không mang điệnCaSO40) và cũng có thể xuất hiện như một lớp che phủ trên bề mặt các khoáng vật của đấttrong đó có cả canxit Các sunphát Na cũng giống như các cacbonát Na hình thành ở trên bềmặt của phẫu diện đất khi nó khô do bay hơi

Ở các đất chua, sunphát được tạo thành do sự oxy hoá hoặc do sự biến đổi của thạchcao có thể phản ứng với Fe và Al có nhiều trong dung dịch đất để kết tủa lại thành các khoángvật jarosit [KFe3(OH)6(SO4)2], alunit [KAl3(OH)6(SO4)2], basaluminit[Al4(OH)10SO4.5H2O], hoặc jubanit (AlOHSO4.5H2O) Những khoáng vật này có thể hoàtan không tương hợp để hình thành ferihydrit hoặc gipxit do sự tấn công của các proton cótrong dung dịch đất

Câu hỏi ôn tập chương 2

1 Đặc điểm của liên kết hoá học của khoáng vật Qui tắc Pauling và ý nghĩa của nó

2 Đặc điểm của một số silicat nguyên sinh quan trọng trong đất và quá trình phong hoá chúng

3 Đặc điểm của khoáng vật sét trong đất và các phản ứng phong hoá chủ yếu đối với cáckhoáng vật sét loại hình 2:1.

4 Các khoáng vật oxit và hydroxit chủ yếu trong đất và đặc điểm của chúng

5 Các khoáng vật caconat và sunphat chủ yếu trong đất và đặc điểm của chúng

Chương 3 CHẤT HỮU CƠ CỦA ĐẤT

3.1 Khái niệm chung về chất hữu cơ của đất

Chất hữu cơ đóng vai trò vô cùng quan trọng trong sự hình thành đất và độ phì nhiêucủa đất Toàn bộ các hợp chất hữu cơ có trong đất được gọi là chất hữu cơ của đất Chất nàybao gồm các tàn dư hữu cơ (xác thực vật, động vật không hoàn toàn giữ được cấu trúc banđầu), các chất hữu cơ riêng biệt có bản chất đặc trưng hoặc không đặc trưng Vai trò của cáchợp chất hữu cơ lớn đến mức vấn đề chất hữu cơ của đất luôn chiếm một trong những vị trítrung tâm của thổ nhưỡng học lý thuyết và thổ nhưỡng học thực hành

Phần hữu cơ của đất bao gồm các chất có liên quan với nhiều loại hợp chất khác nhau

về thành phần hoá học và cấu tạo Đóng vai trò quan trọng nhất trong chúng là các hợp chấtmùn đặc trưng và các hợp chất không đặc trưng: lignin, flavonoit, protit, gluxit, lipit, sáp,nhựa, các axit nucleic, các sản phẩm chuyển hoá và phân giải của các hợp chất kể trên và nhiềuchất có phân tử nhỏ: hydrocacbon, rượu, axit

Như chúng ta đã biết, nguồn gốc chủ yếu của chất hữu cơ trong đất là các tàn dư thựcvật, ngoài ra còn có các tàn dư động vật Thành phần hoá học của các tàn dư hữu cơ khácnhau đều có một nét chung, mặc dù hàm lượng của các thành phần dao động trong một phạm

vi rộng Gluxit (xelluloza, hemixelluloza, các chất pectin), lignin, protit, lipit chiếm đa số (bảng3.1), các chất còn lại chiệm một lượng tương đối nhỏ

Bảng 3.1 Thành phần hoá học của các sinh vật, % khối lượng chất khô (theo L.A.

Grishina, 1986)

Đối tượng Tro Protit

và cáchợpchấtchứađạm

GluxitMono

và oligosacarit

loza

Xellu-Cácgluxitkhác

Tanin vàflavo-noit

Thành phần chất hữu cơ của đất rất đa dạng, còn hàm lượng của từng hợp chất hoặcnhóm hợp chất thay đổi từ vài phần trăm đến số lượng vết.

Phần hữu cơ của đất là khái niệm chung nhất, bao gồm tất cả các chất hữu cơ có trongphạm vi phẫu diện đất, hoặc ở trạng thái tự do hoặc ở dạng các hợp chất hữu cơ-vô cơ, trừnhững hợp chất là thành phần của các cơ thể sống Khái niệm này đồng nghĩa với thuật ngữthường được sử dụng - "chất hữu cơ của đất" Tất cả các chất hữu cơ theo nguồn gốc phátsinh, đặc điểm và chức năng được chia thành hai nhóm lớn: tàn dư hữu cơ và mùn Tàn dư hữu

cơ bao gồm xác sinh vật chưa bị phân huỷ cấu tạo ban đầu của mình; ở các tầng A1 - C phầnnày chủ yếu là tàn dư của rễ thực vật Chính thành phần này trong đất tham gia vào quá trìnhmùn hoá để tạo thành các chất mùn đặc trưng

Phần hữu cơ của đất được nghiên cứu riêng với phần vô cơ và các sinh vật Điều đókhông có nghĩa là các thành phần hữu cơ và vô cơ tồn tại riêng rẽ trong đất Hơn thế nữa, phầnlớn các chất mùn trong đất liên kết với các cation kim loại, các oxit, hydroxit hoặc các silicat

để hình thành các hợp chất hữu cơ-vô cơ là các muối đơn giản, muối phức, các phức chất hấpphụ (sẽ nghiên cứu ở phần sau)

Các chất mùn đặc trưng cùng với các hợp chất không đặc trưng ở trạng thái tự do hoặc

ở dạng các chất hữu cơ-vô cơ hình thành mùn đất Mùn là tổng hợp tất cả các chất hữu cơ cótrong đất nhưng không có trong thành phần của các sinh vật hoặc các hợp chất vẫn giữ nguyêncấu tạo ban đầu, không tham gia vào cấu tạo mô của các tàn dư này Vì vậy, mùn bao gồm cáchợp chất hữu cơ riêng lẻ (trong đó có các hợp chất đặc trưng), các sản phẩm tương tác củachúng cũng như các hợp chất hữu cơ tồn tại ở dạng các hợp chất hữu cơ-vô cơ

Trong thành phần mùn người ta chia ra các chất mùn đặc trưng (các chất mùn theođúng nghĩa của nó), các hợp chất hữu cơ không đặc trưng và các sản phẩm trung gian của quátrình phân giải và mùn hoá (bao gồm các sản phẩm của các quá trình thuỷ phân, oxi hoá, khửmetoxyl của lignin, protit, gluxit, những sản phẩm này không được xem là các chất mùn đặctrưng nhưng cũng không phải là các hợp chất hữu cơ riêng lẻ đặc trưng cho sinh vật)

Cần thiết phải tách trong thành phần mùn ra các chất mùn đặc trưng và các hợp chấtkhông đặc trưng vì các axit mùn và humin là sản phẩm của quá trình hình thành đất Chúngđược hình thành và tích luỹ trong đất, hàm lượng và các đặc tính của chúng phản ánh các điềukiện của quá trình hình thành đất Đây là sản phẩm đặc trưng của quá trình hình thành đất, vìvậy người ta gọi chúng là các chất đặc trưng Ngược lại, các hợp chất không đặc trưng đượctổng hợp trong các sinh vật và đưa vào đất trong thành phần của các tàn dư thực vật và độngvật

Dưới đây sẽ trình bày các hợp chất hữu cơ không đặc trưng và các axit mùn quan trọngnhất có mặt trong đất tham gia vào quá trình hình thành đất và tạo nên độ phì nhiêu đất.

3.2 Các hợp chất hữu cơ không đặc trưng (các phân tử sinh học) trong đất

Các hợp chất không đặc trưng là nhóm các chất hữu cơ rất quan trọng; trong đó baogồm nhiều chất phổ biến trong sinh hoá được đưa vào đất từ các tàn dư thực vật, động vật bịphân giải, hoặc do rễ cây tiết ra Một phần các hợp chất không đặc trưng có thể được hìnhthành do sự phân giải các chất mùn đặc trưng Ví dụ, các axit mùn dưới tác dụng của các men

có thể bị phân giải thành các axit amin, các đường đơn chuyển vào dung dịch đất Nhóm nàybao gồm các chất như: lignin, xelluloza, protit, đường đơn, sap, axit béo, nghĩa là các thànhphần của mô thực vật và động vật hoặc là thành phần của các chất thải hoạt động sống củasinh vật Các hợp chất không đặc trưng có mặt trong đất ở trạng thái tự do hoặc liên kết vớicác phần vô cơ của đất Phần lớn các hợp chất không đặc trưng phản ứng nhanh nhất khi thayđổi các điều kiện ngoại cảnh, nhiều chất dễ dàng được vi sinh vật đồng hoá và phân giải, vì thếngười ta coi chúng là nguồn hoạt tính của mùn đất

Bảng 3.2 Các axit hữu cơ béo phổ biến

Tên Công thức hoá học pHa

Ghi chú: a - Giá trị pH tại đó hầu hết nhóm cacboxyl có xác suất 50 % bị phân ly

Vi sinh vật đất đóng vai trò cơ bản trong xúc tác cho các phản ứng oxy hoá khử Cácdịch do vi sinh vật và rễ thực vật tiết ra đóng vai trò quan trọng đối với độ chua của đất và đốivới chu trình của các nguyên tố vết trong đất Trong số các dịch này, các axit hữu cơ là đặctrưng nhất Bảng 3.2 liệt kê 5 axit hữu cơ béo thường được tìm thấy cùng với hoạt tính vi sinhvật hoặc hoá học vùng rễ Các axit này có đặc điểm cấu trúc chung là có chứa nhóm COOH-nhóm cacboxyl Nhóm cacboxyl này dễ dàng bị phân ly thành proton trong phạm vi pH bìnhthường của đất Các ion được phân ly ra có thể tấn công các khoáng vật của đất gây ra sự pháhuỷ chúng (phương trình 2.2; 2.3; 2.5) và anion cacboxyl (COO-) còn lại có thể hình thành cácphức chất hoà tan với các caction kim loại được giải phóng do quá trình phong hoá khoángvật Nồng độ tổng số của các axit hữu cơ trong dung dịch đất dao động từ 0,01 đến 5 molm-3, quá lớn so với nồng độ của các nguyên tố vết (£ 1 mmol m-3) Những axit này có thờigian tồn tại trong đất rất ngắn (có thể chỉ hàng giờ), nhưng chúng lại được tạo ra liên tục dochu trình sống của thế giới vi sinh vật.

Axit formic (axit metanoic) là một axit monocacboxylic được tạo ra do vi khuẩn vàđược tìm thấy trong dịch rễ cây ngũ cốc Axit axetic (axit etanoic) cũng được tạo ra bởi vi sinhvật đặc biệt dưới điều kiện yếm khí và nó cũng được tìm thấy trong dịch rễ của các loại cỏ vàcây thân thảo Nồng độ của axit formic và axit axetic trong dung dịch đất dao động từ 2 đến 5mol m-3

Axit oxalic (axit etandioic) và axit tartaric (axit D-2,3-dihydroxibutandioic) là các axit

Bảng 3.3 Các axit amin phổ biến trong đất.

Tên Công thức hoá học