Tổng quan vấn đề nghiên cứu khoáng sét

hì đây là ph−ơng pháp nghiên cứu khoáng sét đ−ợc sử dụng rộng rãi hơn cả. Tuy vậy, chỉ có sự ra đời của ngành kỹ thuật sử dụng tia Runtgen và kính hiển vi điện tử thì mới thực sự giúp các nhà khoa học khám phá ra bản chất cấu trúc các loại khoáng sét. Năm 1923, A.Hadding đã thành công tiêu bản khoáng sét đầu tiên chụp bằng tia Runtgen và ông khẳng định các khoáng sét chủ yếu có cấu trúc tinh thể đó là Kaolinit, Mica, Montmorillonit, Nontronit; Bradfield ng−ời Mỹ (1923) cũng đã nhận xét rằng chỉ bằng ph−ơng pháp tia Runtgen mới có thể chụp cấu trúc tinh thể dạng phiến, lớp của khoáng sét silicat và ông cũng làm thí nghiệm chứng minh rằng cấp hạt sét trong đất không chỉ là một hợp chất hoá học vô định hình nh− hỗn hợp nhân tạo hydroxyt nhôm và axit silisic. Từ năm 1930-1934 các thí nghiệm nghiên cứu thành phần khoáng sét tự nhiên và trong đất bằng tia Runtgen đ−ợc mở rộng và thu đ−ợc những kết quả khả quan. Năm 1930, L.Pauling đã tìm ra cấu trúc tinh thể dạng phiến của một số loại khoáng sét khác nhau: Mica, Pyrophyllit, Talk, Kaolinit, Hydragillit, Brucit, và ông đã thể hiện d−ới dạng sơ đồ cấu tạo các phiến của tinh thể khoáng sét. Cấu trúc hai loại khoáng sét Dickit và Nakrit là do Cruner (1932) xác nhận; các khoáng sét nhóm Montmorillonit đ−ợc xác định cấu trúc bởi Hofmann, Endell và Wilm (1933). Từ các công trình nghiên cứu của mình, Correns và cộng sự (1936-1939) cho rằng để nhận biết chính xác thành phần khoáng sét và cấu trúc của chúng cần phải cải tiến các ph−ơng pháp chụp tia Runtgen và ph−ơng pháp quang học. Thực tế cũng cho thấy rằng chỉ trong vài chục năm lại đây, ph−ơng pháp tia Runtgen xác định khoáng sét đã phát triển nhanh chóng và có hiệu quả. Các nhà khoáng sét học đã hoàn chỉnh ph−ơng pháp nghiên cứu cũng nh− xây dựng đ−ợc bảng hiệu ứng tia X chuẩn ứng với cấu trúc tinh thể từng khoáng sét độc lập và hỗn hợp để ứng dụng nhanh chóng trong nghiên cứu cơ bản và thực nghiệm (Wittig L.D 1942; Brocon G 1961; Sturr M 1978; Mac Evan 1948; Rusler và Starke 1970 ...). Đến nay bằng ph−ơng pháp tia Runtgen ng−ời ta không chỉ xác định đ−ợc thành phần khoáng sét khác nhau mà còn có thể tính đ−ợc hàm l−ợng nhiều loại khoáng sét trong mẫu phân tích (Brown 1950; Sturr M 1978; Landrgaph K-F 1975). Khoảng những năm 40 lại đây, với sự ra đời và phát triển chụp khoáng sét bằng kinh hiển vi điện tử, ng−ời ta đã nhận dạng đ−ợc tinh thể của nhiều loại khoáng sét. Rop CS và Hendrick S.B (1941) chụp đ−ợc tinh thể cạnh lởm chởm, dạng đám mây (bông xốp) của Montmorillonit; Norrin R (1949) xác định rõ tinh thể dạng 6 cạnh đặc tr−ng của Kaolinit; Alexander và cộng sự (1946) phát hiện tinh thể dạng que (ống tròn rỗng) vảy của Halluzit; Bates Th.F (1950) chụp đ−ợc dạng tinh thể phiến (vảy lộn xộn ) của Illit ... Đến nay chúng ta đã có những bộ ảnh chuẩn của kính hiển vi điện tử tia quét của nhiều loại khoáng sét (Keller W.D và Lange P - 1978) và tia xuyên (Rusler H,J và Starke R - 1970; Henning K.H - 1978; Separeeva H.E - 1977). II. Tình hình nghiên cứu các loại khoáng sét phổ biến và sự chuyển hoá các loại khoáng sét trong đất 1. Các loại khoáng sét phổ biến trong đất Đã từ lâu các nhà thổ nh−ỡng trên thế giới đều thống nhất với các nhà khoáng sét học rằng khoáng sét, một thành phần vô cơ nhỏ bé nhất của thể rắn đất với kích th−ớc 0,002 mm là những Allumin silicat thứ sinh, đại bộ phận có cấu trúc tinh thể phiến lớp phức tạp tạo nên những tính chất đặc thù của cấp hạt sét mà những cấp hạt đất lớn hơn nh− limon, cát .. không có (Jasmund 1955; Jackson 1959; Van der Marel 1959; Marschall 1964; Schwertmann 1966; Scheffer và Schachtschabel 1974; Rusler và Starke 1971; Robert và Owischarenko 1974 ...). Những tính chất đặc thù đó là tính mang điện do khả năng thay thế đồng hình khác chất trong l−ới tinh thể khoáng; tính tr−ơng, co; tính dính, dẻo do khả năng hydrat hoá (ngậm n−ớc) và lực liên kết khác nhau giữa các phiến tinh thể khoáng sét. Chính những tính chất trên đã làm cho khoáng sét trở thành một thành phần vô cơ vô cùng quan trọng của đất, quyết định nhiều tính chất lý, hoá học đất, đặc biệt khả năng hấp phụ, trao đổi ion và n−ớc của đất. Từ các tài liệu khoa học cũng nh− giáo trình khoáng sét học khác nhau trên thế giới đều khẳng định chất cơ bản của cấu trúc tinh thể khoáng sét là các phiến oxytsilic (khối 4 mặt) và phiến gipxit (khối 8 mặt). Mỗi phiến oxytsilic bao gồm 1 ion Si+4 nằm giữa và 4 ion O-2 bao quanh; mỗi phiến gipxit gồm 1 ion Al+3 hoặc ion Mg++ (ở cầu Bruxit) và 6 ion O-2 hoặc 6 nhóm OH- bao quanh. Tinh thể các khoáng sét đ−ợc tạo thành bởi sự kết hợp của mỗi phiến gipxit với 1 hoặc 2 phiến oxytsilic theo thứ tự bởi cầu nối oxy, thành các dạng khác nhau. Tỷ lệ các phiến khác nhau tạo tinh thể khoáng sét đã quyết định tính chất đa dạng của các loại khoáng sét, là cơ sở quan trọng cho việc ứng dụng các ph−ơng pháp tia X và kính hiển vi điện tử trong nghiên cứu khoáng sét và cũng là cơ sở phân nhóm khoáng nh− sau (Jasmund 1955; Rusler 1970; Scheffer và Schachtschabel 1970; Engelhard 1952): - Khoáng 2 lớp: là sự kết hợp của 1 phiến gipxit và 1 phiến oxytsilic (thuộc loại hình 1:1) đại diện là khoáng Kaolinit. - Khoáng 3 lớp: gồm 1 phiến gipxit ở giữa và 2 phiến oxytsilic ở hai bên (thuộc loại hình 2:1) đại diện là các khoáng Montmorillonit, Illit, Vecmiculit. - Khoáng 4 lớp: gồm 2 phiến gipxit (trong đó là 1 cầu Brucit Mg++) và 2 phiến oxytsilic (thuộc loại hình 2:2), đại diện là Chlorit. - Khoáng sét hỗn hợp: cấu tạo bởi các lớp phiến của khoáng sét độc lập khác nhau, sắp xếp theo cấu trúc đảo hoặc cấu trúc tuần tự. Trong đất phổ biến là các loại: Illit - Montmorillonit; Kaolinit - Chlorit; Vecmiculit - Chlorit... Scheffer và Schachtschabel (1970) đã đ−a ra sơ đồ mô tả đặc điểm cấu trúc và thành phần các khoáng sét phổ biến trong đất (hình 1) và đã đ−ợc nhiều tác giả khác công nhận (Robert 1974; De Coninck và Janragne 1974; Pagel 1981 ...) Tính chất đặc biệt của khoáng sét là hiện t−ợng thay thế đồng hình của nguyên tử trung tâm của các phiến oxytsilic và gipxit (Mackenzie 1959; Travinikova và cộng sự 1974) Si+4 của oxytsilic sẽ bị Al+3 thay thế; Al+3 của phiến gipxit sẽ bị Fe+2 hoặc Mg+2 thay thế. Sự thay đổi đó chỉ xảy ra khi 1 ion có bán kính t−ơng tự với ion trung tâm của tinh thể khoáng sét, tạo nên sự mất một điện tích làm cho tinh thể khoáng sét tích điện âm, là nguyên nhân gây nên sự trao đổi cation cho đến lúc bề mặt lớp silicat trung hoà điện. - Si+4 [ Si4O10 ] -4 [ Al Si3O10 ] -5 + Al+3 Tuy nhiên không phải loại khoáng sét nào cũng có sự tích điện âm do khả năng thay thế đồng hình. Jasmund (1955) cũng nh− Mackenzie (1959), Somasiri và Huang (1974), Rusler và Starke (1967) đều cho rằng hiện t−ợng thay thế đồng hình chỉ xảy ra ở các khoáng sét 3 lớp. Ví dụ ở khoáng sét Illit sự thay thế đồng hình xảy ra cả ở phiến oxytsilic và gipxit nên Illit có điện tích âm khá cao, có thể trao đổi cation giữa các phiến cho đến trung hoà điện. Robert và cộng sự (1974) thì thấy ở khoáng Vecmiculit một khoáng sét 3 lớp tạo thành từ Biotit giàu Mg có sự tích điện âm cao chủ yếu do sự thay thế ở phiến oxytsilic. Với khoáng sét Montmorillonit, Somasiri và Huang (1974); Sawhney và Norrish (1971) nhận thấy sự thay thế đồng hình xảy ra rất rõ ở phiến gipxit song lại rất nhỏ ở phiến oxytsilic. Đối với khoáng sét 2 lớp mà điển hình là khoáng Kaolinit, một loại khoáng phổ biến trong các loại đất vùng nhiệt đới ẩm thì các nhà khoáng sét thống nhất là không có hiện t−ợng thay thế đồng hình (Schachtschabel 1940; Hendricks S.B 1945; Jusmund 1955). Vì vậy số l−ợng điện tích d−ơng và điện tích âm trong các lớp silicat bằng nhau, không có sự thừa điện tích và sự trao đổi ion giữa các phiến. Khả năng trao đổi ion của Kaolinit là do một phần mặt phẳng bên tinh thể khoáng không trung hoà điện. Hendricks S.B 1945 đã giải thích Kaolinit có dung tích hấp thu cation = 5ldl/100g sét là do sự thừa điện âm của bề mặt bên khoáng tạo nên. Theo quan điểm của Scholfield (1953) thì sự tích điện của ion oxy ở rìa tinh thể Kaolinit sẽ bị trung hoà điện bởi H+ của môi tr−ờng. Những oxy này chỉ có thể tích điện âm ở pH rất cao, còn nấu trong dung dịch trung tính hoặc kiềm yếu nó sẽ lập tức tạo thành OH- để tạo nên một sự tích điện d−ơng ở rìa tinh thể khoáng. Scholfield còn làm thí nghiệm để chứng minh rằng để tạo cho Kaolinit có sự tích điện âm theo can đ−ơng thay thế đồng hình, muốn đạt đ−ợc 2ldl/100g keo thì trong 400 Si+4 chỉ có 1 Si+4 đ−ợc thay thế bởi nhôm. Trong khoáng sét tự nhiên ng−ời ta không thể đạt đ−ợc kết quả phân tích nh− vậy. Chính vì vậy khoáng sét Kaolinit th−ờng có dung tích hấp thu rất thấp, khả năng trao đổi cation kém hơn hẳn các loại khoáng 3 lớp. ở khoáng 4 lớp, đại diện là Chlorit thì các nhà khoáng sét học khám phá ra rằng Chlorit không có khả năng hấp thu trao đổi ion do cấu trúc tinh thể khá đặc biệt của nó. Pauling (1930) và Me Murchy (1934); Engelhard (1942); Frank F.C (1949); Dekeyser và Amelinck X (1951) bằng ph−ơng pháp Runtgen đều đi đến nhận định rằng tinh thể Chlorit hình thành bởi 2 lớp phiến: lớp phiến Talk (gồm 2 phiến oxytsilic và 1 phiến gipxit chứa Al+3) và lớp phiến Brucit (gồm 1 phiến gipxit chứa Mg++ và Fe++). Tổng điện tích âm của lớp phiến Talk sẽ bị trung hoà bởi điện tích d−ơng của phiến lớp Brucit (do tại lớp này có sự thay đổi đồng hình của Mg++ của Al+3 hoặc Fe+3), phiến lớp Brucit còn là nguyên nhân làm cho tinh thể không dãn nở đ−ợc. Chính vì vậy Chlorit cũng giống t−ơng tự nh− Kaolinitcó dung tích hấp thu và khả năng trao đổi ion thấp (Jackson 1959; Van der Marel 1959; De Coninok và Jamagne 1974). Các khoáng sét hỗn hợp đ−ợc hình thành bởi các giai đoạn chuyển hoá khoáng, th−ờng tồn tại phổ iến ở trong đất nhiều hơn các khoáng độc lập (Jackson 1959; Uchiyxma và Onikura 1956; Mai về hiện t−ợ giả đều ch đổi ion củ 1958 ; Svh nh− Kaolin loại đất, nh Nh trọng nhất đi đến các hấp phụ tra b gnen 1963; Roaler 1967; Pagel 1981 ...) nhìn chung chúng không có sự biến đổi khá rõ ng thay thế đồng hình ở các phiến tinh thể cũng nh− sự tích điện của khoáng. Các tác o rằng khi ở dạng khoáng hỗn hợp sự tích điện của tinh thể yếu đi do đó khả năng trao a khoáng sét hỗn hợp giảm hơn khi chúng ở dạng đơn (nguyên chất). Chang và Lee erman 1962; Jackson 1968 còn đ−a ra giả thuyết rằng nhiều loại khoáng sét hỗn hợp it - Chlorit ; Vecmiculit - Chlorit thứ sinh gắn liền với các giai đoạn phát triển của các ất là đất của các sản phẩm bồi tụ, trầm tích. H.1: Sơ đồ cấu trúc tinh thể các khoáng sét chính (Theo Scheffer và Schachtschabel - 1970) − vậy, có thể nói sự tích điện của các khoáng sét là một trong những tính chất quan của chúng và đã đ−ợc các nhà khoáng sét học và thổ nh−ỡng trên thế giới nghiên cứu nhận xét khẳng định khá thống nhất. Tính chất này là giả thiết cơ bản cho mối liên hệ o đổi ion của khoáng sét với dung dịch đất (Starke 1970; Pagel 1981). Sự tích điện âm do hiện t−ợng thay thế đồng hình chỉ xảy ra ở các khoáng sét 3 lớp và thực tế không phụ thuộc vào những điều kiện ảnh h−ởng ở bên ngoài (Sawhney và Norrisch 1971). Những cation trên bề mặt tích điện của tinh thể khoáng sét có thể trao đổi hoàn toàn, trong khi đó thì các cation giữa phiến lớp chỉ có thể trao đổi khi n−ớc và cation khác đ−ợc thấm vào các phiến lớp này, có nghĩa là khi các khoáng sét đ−ợc giãn ra. Vì vậy, sự trao đổi ion ở Illit phụ thuộc vào độ giãn nở của phiến tinh thể. Sawhney và Norrisch 1971 cũng nh− Summer và cộng sự 1965 còn chứng minh rằng sự tích điện âm hoặc d−ơng của nhiều loại khoáng sét phụ thuộc rất lớn vào các nhóm hoạt tính nh− AlOH; Al(OH)2; SiOH th−ờng xuyên xuất hiện ở bên rìa tinh thể khoáng. Đó là những nhóm mà vừa (H+) cũng nh− nhóm (OH-) có thể bị tách ra hoặc (H+) có thể bị kết hợp và do đó nó mang tính l−ỡng tính. Chúng có trong ranh giới phiến gipxit của khoáng 2 lớp (AlOH; Al(OH)2; SiOH) Summer và cộng sự đã thể hiện tính tích điện âm của khoáng sét qua việc tách (H+) do trị số pH dung dịch tăng lên theo một sơ đồ đơn giản hoá nh− sau: a) [ khoáng sét ] AlOH → [ khoáng sét ] AlO- + H+ b) [ khoáng sét ] AlOH2 → [ khoáng sét ] AlOH- + H+ c) [ khoáng sét ] SiOH → [ khoáng sét ] SiO- + H+ Sự phân tách [H+] phụ thuộc chủ yếu vào pH, cụ thể là ở sơ đồ a), [H+] chỉ đ−ợc tách ra để khoáng sét tích điện âm khi pH = 7; ở sơ đồ b) khi pH = 5 và ở sơ đồ c) khi pH = 8. Vì vậy các tác giả còn gọi đây là tự tích điện âm biến động của khoáng sét (tích điện âm theo pH) để phân biệt với sự tích điện âm ổn định do hiện t−ợng thay thế đồng hình. Ng−ợc lại, trong môi tr−ờng chua hoặc khi pH giảm xuống thì Harder (1978) lại thấy rằng nhóm AlOH của khoáng sét (một phần do lớp phủ mỏng Hydroxyt Fe và Al qua tinh thể khoáng) có sự thu nhận thêm [H+] hoặc tách [OH] để tạo nên sự tích điện d−ơng của khoáng: a) [ khoáng sét ] AlOH + H+ → [ khoáng sét ] AlOH2+ b) [ khoáng sét ] AlOH → [ khoáng sét ] Al+ + OH- Sự tích điện này đ−ợc xác định bởi dung tích hấp thu anion và phụ thuộc vào pH và nồng độ muối của dung dịch. Một tính chất đặc biệt quan trọng nữa của khoáng sét đ−ợc các nhà khoa học quan tâm nhiều là lực liên kết giữa các phiến trong tinh tầng khoáng cũng nh− khả năng hydrat hoá (ngậm n−ớc) của mỗi loại khoáng sét. Đặc tính này liên quan tới khả năng hấp phụ ion và n−ớc cũng nh− đến tính tr−ơng, co, đàn hồi, dính, dẻo của các khoáng sét. Ngay từ những ngày đầu khám phá ra cấu trúc dạng tinh thể phiến lớp của khoáng sét Correns và cộng sự (1940) đã nhận thấy rằng khoảng cách khe hở (d) giữa các phiến oxytsilic và gipxit rất nhỏ, chỉ từ vài đến vài chục Angstron và biến động giữa các loại khoáng sét. Chính vì vậy ông cho rằng ph−ơng pháp Runtgen chụp đ−ợc khe hở phiến là ph−ơng pháp cần đ−ợc sử dụng để nhận biết thành phần khoáng sét. Các nghiên cứu cấu trúc sắp xếp của các phiến tinh thể khoáng tiếp theo của nhiều tác giả (Gruner 1934; Brindlay và Robinson 1947; Bates Th.F và cộng sự 1949; Hofmann và Endell 1948; Hendricks và Jefferson 1938; Jasmund 1955; Rusler 1970; Scheffer và Schachtschabel 1970 ...) đã giúp cho ngành khoáng sét học ngày nay những luận điểm khoa học quí giá tìm hiểu bản chất cấu trúc tinh thể khoáng và những tính chất liên quan đến sự sắp xếp và khoảng cách các phiến trong tinh thể. Nhìn chung các tác giả đều thừa nhận rằng khoáng sét có kích th−ớc khe hở giữa các phiến cơ bản rất nhỏ nên chúng có một lực liên kết khá chặt. Nh−ng mặt khác tinh thể khoáng sét cũng có khả năng co giãn đàn hồi, định hình phụ thuộc vào quy luật sắp xếp các phiến trong tinh thể, cũng nh− tỷ lệ bề dày phiến và khả năng giãn nở theo chiều rộng và chiều dài của phiến. Brindlay và Robinson (1947) đã đ−a ra sơ đồ cấu trúc tinh thể khoáng Kaolinit và nhận định rằng mỗi lớp Silicat bị giới hạn bởi một mặt của phiến oxytsilic là O2- và một mặt của phiến Gipxit là nhóm OH-. Do đó hình thành trên cầu nối OH - O một mối liên kết khá chặt giữa các phiến liên tiếp nhau đến nỗi khe hở phiến rất nhỏ (7,2 Angstron) và là một hằng số, có nghĩa là tinh thể Kaolinit không giãn nở đ−ợc nên không có một ion hoặc một phân tử n−ớc nào có thể chui đ−ợc vào khe hở phiến. Jasmund (1955) diễn giải Kaolinit chỉ có một "bề mặt ngoài" mà không có bề mặt trong nên không có tính tr−ơng cũng nh− không có khả năng thay thế đồng hình. Theo Hendricks (1938) và Bates cùng cộng sự (1949) thì mặc dù Haluzit cũng thuộc loại khoáng sét 2 lớp nh− Kaolinit nh−ng do sự sắp xếp các lớp phiến cơ bản theo hình ống nên giữa khe hở phiến có một lớp n−ớc dày 5,74λ làm cho khoảng cách phiến của tinh thể Haluzit lớn hơn 10 Angstron. Đối với các khoáng sét 3 lớp, nhiều tác giả cho rằng khoảng cách phiến tinh thể cũng nh− mức độ co giãn phiến là cơ sở nhận dạng khoáng sét rõ khi phân tích bằng tia Runtgen (hình 1). Hofmann và Endell (1948) đã đo đ−ợc kích th−ớc tinh thể Montmorillonit qua sơ đồ cấu trúc tinh thể khoáng và nhận thấy khoáng 3 lớp này có kích th−ớc lớn hơn mọi khoáng khác (14-15λ) và có một lớp n−ớc khá dày giữa các phiến cơ bản. Hendricks và Jefferson (1938) cũng đã khẳng định rằng lớp n−ơc giữa phiến cơ bản thay đổi độ dày từ 1,78 đến 2,76λ, chứng tỏ tinh thể Montmorillonit có khả năng giãn nở khe hở phiến. Sau này Hoffmann và Hasdorf (1945) đã kiểm tra lại sự giãn nở của phiến tinh thể Montmorillonit bằng ph−ơng pháp Runtgen và đi đến kết luận rằng đây là khoáng sét có khả năng tr−ơng và co mạnh nhất. Đó là do sự liên kết giữa các phiến silicat nối tiếp nhau bởi giới hạn 2 mặt qua oxy rất nhỏ tạo nên. Do đó khi có n−ớc vào thì tinh thể khoáng giãn nở mạnh (tr−ơng lên) và khi mất n−ớc, kích th−ớc khe hở phiến lại giảm xuống (co lại). Trong khi đó, ở khoáng Illit các tác giả Rop và Hendricks (1945); Marschall (1964); Rusler (1967); Scheffer và Schachtschabel (1970) đều nhận thấy rằng bề dày tinh thể khoáng = 10 Angstron, nh−ng không giãn nở nên không có tính tr−ơng và co nh− Montmorillonit. Theo Marschall giải thích thì đó là do Illit có khả năng tích điện âm cao có thể hấp phụ cation kali mạnh, ion kali lại có đ−ờng kính ion thích hợp vừa khớp với khe hở trong mặt đáy phiến oxytsilic cũng nh− do khoảng cách giữa ion kali và những điểm tích điện chủ yếu của phiến này rất nhỏ tạo nên sự liên kết mạnh giữa các phiến silicat trong tinh thể với nhau. Rusler cũng công nhận rằng Illit không có tính tr−ơng và đây là điểm để phân biệt khoáng hỗn hợp th−ờng gặp là Illit - Montmorillonit. Roberts (1974) và Owscharenko (1974) làm thí nghiệm và nhận thấy rằng bên cạnh những Illit không giãn nở trong tự nhiên cũng hình thành một khoáng Illit giãn nở bởi tinh thể có một mặt trong giống nh− Montmorillonit do một phần kali của rìa tinh thể khoáng bị giải phóng (quá trình phong hoá) và trao đổi đ−ợc với các cation khác nh− H+, H3O, Ca++, Mg++ làm giảm sự liên kết giữa các phiến của tinh thể. Tinh thể khoáng có thể hấp phụ n−ớc, tr−ơng lên đến 15-20λ. Khi xem xét lực liên kết hoặc khả năng giãn nở của Chlorit khoáng sét 4 lớp thì Jackson 91959); Van der Marel (1959); De Conick và Jamagne(1974) đều thống nhất rằng cầu Bucit (Mg++) của tinh thể khoáng là nguyên nhân làm cho khoáng này không có khả năng giãn nở. Ngay cả ở một số Chlirit thứ sinh (th−ờng có trong đất) do sự thay thế của Fe+3 trong phiến Gypxit [ Al2(OH)6 ] cũng làm cho chúng không giãn nở, hạn chế khả năng hấp phụ n−ớc và trao đổi ion. 2. Sự hình thành và chuyển hoá khoáng sét trong đất Khoáng sét theo khái niệm của thổ nh−ỡng là những hạt vô cơ có kích th−ớc từ 0,001 - 0,002 mm, tạo nên thành phần chính của cấp hạt sét trong đất. Sự hình thành khoáng sét trong đất khá phức tạp và đã đ−ợc nhiều nhà khoa học quan tâm. Hamdi (1959); Roberts và cộng sự (1974); Rusler và Starke (1967) đều cho rằng khoáng sét đ−ợc hình thành chủ yếu bằng con đ−ờng phong hoá các khoáng vật Silicat và Aluminsilicat của các đá macma và đá biến chất, hoặc hình thành từ sản phẩm phong hoá di chuyển đến các khu vực lắng đọng để tạo thành đá trầm tích. Sự hình thành Illit, Montmorillonit hoặc Kaolinit và cả các khoáng sét khác ở đây theo Rusler và Starke (1967) phụ thuộc vào tỷ lệ nồng độ kiềm, kiềm thổ, Fe, tỷ lệ Al/SiO2 và pH của môi tr−ờng. Hamdi, Roberts cũng nh− Owscharenko thì đ−a ra 2 con đ−ờng tạo sét nh− sau: - Các khoáng silicat lớp thứ sinh nh− Biotit, Muscovit tạo thành khoáng Illit vẫn giữ nguyên cấu trúc silicat ban đầu do sự vỡ vụn nhỏ của quá trình phong hoá. Nếu Illit tiếp tục bị mất kali thì sẽ tạo thành Illit giãn nở, Montmorillonit hoặc Vecmiculit theo sơ đồ: -K -K ------> Illit giãn nở Mica -------> Illit <------ Vecmiculit +K Montmorillonit - Từ các sản phẩm phong hoá và vỡ vụn (ion, liên kết, keo vô định hình) của các silicat (Pyroxen, Amphibol, Fenspat) hình thành khoáng sét lớp phiến cấu trúc mới, có nghĩa rằng khoáng sét mới hình thành sau sự phá huỷ cấu trúc tinh thể khoáng ban đầu bởi phong hoá hoá học mãnh liệt, triệt để. Sự hình thành nên khoáng sét nào ở đây là phụ thuộc vào điều kiện hình thành và chuyển hoá khoáng vật cũng nh− khoáng nguyên sinh. Bằng những thí nghiệm và thực nghiệm nhân tạo trong đất, nhiều nhà khoa học khác nhau Corren và Schuffelen (1949); Caller (1950); Hardon (1959); Van der Merwe và Heyrtek (1949); Mohr và cộng sự (1970); Edemann và Schuffelen (1949); Jackson (1968); Goocbunop (1974) ... đã thống nhất một số điều kiện tạo khoáng trong đất từ các sản phẩm phong hoá nh− sau: - Khi trị số pH cao và sản phẩm phong hoá giàu kiềm và kiềm thổ thì chủ yếu tạo khoáng 3 lớp, trong đó nếu giàu ion K sẽ tạo thành Illit; còn nếu giàu ion Mg thì tạo thành Montmorillonit. - Sự hình thành khoáng sét 3 lớp còn đòi hỏi điều kiện khí hậu khô ráo và địa hình bằng phẳng, thấp để các chất kiềm và kiềm thổ ít bị rửa trôi, tồn tại lâu trong đất. - Khi có sự rửa trôi mạnh các cation và axit silicic (sản phẩm phong hoá) làm cho pH giảm xuống thì hình thành chủ yếu là khoáng 2 lớp, điển hình là Kaolinit. - D−ới những điều kiện đặc biệt xúc tiến mạnh quá trình phong hoá và rửa trôi nh− ở khí hậu ẩm, m−a nhiều hoặc đá mẹ dễ phong hoá thì có thể các axit silic bị rửa trôi mạnh đến nỗi không còn tạo thành khoáng sét mới đ−ợc mà đất sẽ giàu oxyt tự do (oxyt và hydroxyt sắt và nhôm). Nh− vậy những giả thiết cũng nh− những thí nghiệm quan sát về sự hình thành khoáng sét từ sản phẩm phong hoá cũng nh− trầm tích ở trên có ý nghĩa rất lớn đối với ngành phát sinh học đất. Rõ ràng sự xuất hiện các loại khoáng sét khác nhau trong đất đặc tr−ng cho các điều kiện hình thành đất khác nhau ở cá vùng khí hậu, các dạng địa hình cũng nh− trên các loại đá mẹ, mẫu chất khác nhau. Đây cũng là cơ sở khoa học quan trong giúp các nhà thổ nh−ỡng học tiếp tục tìm hiểu bản chất sự tồn tại cũng nh− chuyển hoá khoáng sét ở các loại đất nghiên cứu (Pagel 1981) và ng−ợc lại, sự có mặt của các loại khoáng sét cũng đã giúp các nhà thổ nh−ỡng có sự phán đoán, đánh giá đúng đắn hơn các quy luật hình thành, các xu h−ớng phát triển của đất đó. (Reuter 1973; Pagel 1981; Goocbunop và cộng sự 1974; Grandusov 1974). Nhiều tác giả còn nhận thấy rằng các khoáng sét trong tự nhiên còn đ−ợc hình thành bởi các con đ−ờng khác. Ví dụ nh−: chúng đ−ợc tạo thành bởi sự Hydrat hoá (ngậm n−ớc) các khoáng nguyên sinh silicat (Rosler 1967; Jackson 1968; Chang và Lee 1958; Mohr và cộng sự 1972 ...) hoặc chúng còn đ−ợc tạo thành bởi sự thuỷ nhiệt hoá các đá silicat. Những quan sát và mô tả của Heide 1927; Noll 1937; Schuller 1953' Rosler 1967 đều thống nhất rằng sự tạo thành Montmorillonit từ sản phẩm Tuff núi lửa bằng con đ−ờng thuỷ nhiệt hoá ở giai đoạn sau cuối của quá trình phun núi lửa là điển hình nhất. Khoáng sét cũng còn có thể đ−ợc hình thành bằng sự tổng hợp khoáng trong tự nhiên. Song theo Robert 1974. Rosler 1967 thì con đ−ờng tổng hợp khoáng sét phụ thuộc vào các điều kiện tự nhiên khá chặt chẽ và đòi hỏi một thời gian rất dài. Các điều kiện phụ thuộc là nồng độ cation; tỷ lệ Si/Al; trị số pH cũng nh− nhiệt độ dung dịch phản ứng cation (Na, K, Ca, Mg, Fe+2 và Fe+3). Khả năng hình thành khoáng sét bằng con đ−ờng tổng hợp có ý nghĩa nhất định giúp các nhà cải tạo đất cơ sở khoa học cải tạo thành phần khoáng sét trong đất. Reuter (1973) cho rằng có thể dùng các biện pháp hoá học hoặc phân bón làm thay đổi môi tr−ờng pH và nồng độ các cation trong đất để thúc đẩy sự tái tạo những khoáng sét có lợi cho độ phì đất. Gonzales và Guttierrez (1950); Hardon (1950); Shemann và Uehara (1956); Mohr và cộng sự (1972) đều nhận thấy rằng ở những đất mà Montmorillonit hoặc Illit đã bị Kaolinit hoá khi nồng độ kiềm thổ cao hơn hoặc trị số pH tăng thì cũng có thể hình thành Montmorillonit trở lại, dù rằng là khoáng không còn bền vững nữa. Theo Jackson (1968) khi ở đất nhiệt đới Ferralit điển hình Kaolinit cũng bị phá huỷ thành gipxit thì d−ới những điều kiện nhất định (giàu thêm silic hoặc ít thoát n−ớc, rửa trôi) thì gipxit cũng có thể qua sự silicic hoá , tức hình thành lại phiến oxytsilic, để tái tạo lại Kaolinit và từ đó có thể hình thành tiếp Montmorillonit hoặc Vecmicilit. Một vấn đề cần đặc biệt chú ý khi nghiên cứu khoáng sét trong đất là d−ới các điều kiện tự nhiên khác nhau tác động đến quá trình hình thành đất mới hoặc phát triển đất, các khoáng sét đã đ−ợc hình thành có sự biến đổi chuyển hoá rõ rệt. Từ những nghiên cứu quan sát, điều tra, thí nghiệm của rất nhiều tác giả, Pagel và các cộng sự (1981) khi nghiên cứu khoáng sét ở các loại đất nhiệt đới cũng thừa nhận rằng đây là vấn đề quan trọng, đặc biệt đối với sự đánh giá các quá trình phát sinh đất và xu h−ớng phát triển đất d−ới các điều kiện phức tạp của vùng nhiệt đới. Theo ý kiến của các tác giả khác nh− Van der Merre và Heus-Tek (1952); Shemann (1952); Jackson (1968); Mohr và cộng sự (1972) thì các khoáng sét trong đất nói chung biến đổi không ngừng theo quy luật có sự giảm khoáng sét ban đầu chuyển hoá thành các khoáng sét mới. Shemaan (1952) nhận thấy từ Illit khi kali đ−ợc giải phóng thì hình thành nên Montmorillonit hoặc Vecmicilit. ở đất chua các khoáng sét này lại tiếp tục chuyển hoá thành có thể là (Al, Fe)x(OH)y ở giữa các phiến silicat của Montmorillonit và Vecmicilit bị mất đi để hình thành nên khoáng Chlorit thứ sinh. ở những đất chua do nghèo cation và rất nghèo axit silicic thì các khoáng sét 3 lớp không bền vững nữa, chuyển từ từ thành Kaolinit. Đó là do có sự giảm phiến silicat của khoáng, có nghĩa là một phiến oxytsilic bị phá huỷ. Jackson (1968) đã chứng minh rằng nếu ở điều kiện khí hậu nhiệt đới nóng ẩm có sự rửa trôi tiếp tục axit silicic và cation thì cuối cùng Kaolinit cũng không tồn tại đ−ợc. Lúc đó phiến oxytsilic cuối cùng của khoáng sét cũng sẽ bị phá huỷ và trong đất l−ợng gipxit hoặc hydragillit [ Al(OH)3 ] tăng lên. Dựa vào kết quả thí nghiệm của Reesman và Keller (1968); Mohr và cộng sự (1972) đã đ−a ra một biểu đồ ổn định của Montmorillonit, Kaolinit và Gipxit (trong hệ thống SlO2 - Al2O3 - MgO - CaO - H2O) ở một nồng độ Ca++ hoạt tính 5.10-4 cùng với sơ đồ chuyển hoá khoáng sét (hình 2). H.2: Biểu đồ và sơ đồ ổn định và chuyển hoá Montmorillonit - Kaolinit - Gipxit trong đất (Mohr và cộng sự 1972) Từ biểu đồ và sơ đồ (hình 2), tác giả chứng minh rằng khi tỷ lệ Mg/H và nồng độ Si trong dung dịch đất giảm, có nghĩa là khi độ chua đất và sự rửa trôi tăng thì tr−ớc hết Montmorillonit rồi đến Kaolinit cũng bị c uyển hoá thành Gipxit. Trong các tài liệu tổng kết nghiên cứu đất nhiệt đới, các tác giả Goocbunop (1974); Jackson (1968); Fridland 1973); Gradusov (1971); Pagel (1981) đều có nhận định rằng do các yếu tố và điều kiện hình hành đất, đặc biệt là do nồng độ cũng nh− loại cation, trị số pH của dung dịch đất (phụ thuộc ào đá mẹ, địa hình n−ớc ngầm) và do mức độ rửa trôi mạnh (khí hậu ẩm, địa hình sự thoát n−ớ nhanh...) đặc tr−ng cho đất nhiệt đới, cận nhiệt đới mà có sự tồn tại nhiều loại khoáng sét khá nhau: - Montmorillonit à cả một phần Vecmiculit sẽ chiếm thành phần khoáng −u thế trong cấp hạt sét ở đất khi đấ phát triển trên các đá mẹ siêu kiềm, kiềm phong hoá mạnh nh− Serpentinit, Bazan, Doler , Tuf bazan, đọng Cacbonat ... ở đó l−ợng cation kiềm, kiềm thổ, đặc biệt là Mg cao (gutterrez iod và Gonzales Garcia 1950; Schermann và Uehara 1956 ...) hoặc khi có sự bổ sung tích luỹ cat n kiềm thổ ở địa hình thấp trũng (đọng các sản phẩm kiềm từ địa hình xung quanh cao hơn) hoặ khi không có sự rửa trôi các cation kiềm (khí hậu ít m−a, địa hình bằng phẳng). Những điều iện này th−ờng gặp ở các loại đất đen Vermisol, một số loại đất phù sa, đất mặn, đất kiềm (She ferr 1960). - Nếu các điều ki Montmorillonit sẽ chuyển cũng nhận thấy ở một số loại vỏ phong hoá nhiệt đ hoặc đọng Cacbonat bên h ( t v c c v t it R io c k fện trên bị thay đổi trong đất theo h−ớng rửa trôi và hoá chua mạnh thì thành Kaolinit (Jackson 1968 - Pagel 1967). Trong thực tế các tác giả loại đất biểu hiện sự chuyển hoá này rõ rệt. Fridland khi nghiên cứu các ới ở Việt Nam nhận thấy ở các loại đất đen trên sản phẩm Tuff Bazan cạnh Montmorillonit có cả Illit, Kaolinit, Halluzit. Theo Uchiyama và Owikura (1956); Hamdi (1959); Mohr (1972) thì các loại đất trên sản phẩm trầm tích (phù sa sông, đất glây do trồng lúa, đất mặn ven biển) th−ờng Illit chiếm −u thế. Trong quá trình phát triển đất này, nếu ở điều kiện khí hậu ôn đới thì Illit tồn tại bền vững, còn nếu có d− thừa n−ớc hoặc ở nơi thấp trũng ngập n−ớc liên tục thì Illit chuyển thành Illit giãn nở hoặc Montmorillonit do mất kali (Goocbunop và cộng sự 1974; Calvo 1956; Chang và Lee 1958). - Các tác giả trên cũng nh− Mohr (1972); Sherman (1952); Jackson (1968) còn nhận thấy rằng nếu ở đất trầm tích chua mạnh của vùng cận nhiệt đới thì Montmorillonit và Illit chuyển thành Chlorit thứ sinh hoặc Kaolinit. Sự chuyển hoá này liên quan đến xu h−ớng giảm độ phì của đất trầm tích sialit, nhất là phù sa bồi tụ. - D−ới các điều kiện phong hoá hoá học mãnh liệt (khí hậu nhiệt đới nóng ẩm cao) và rửa trôi mạnh (thoát n−ớc tự do ở s−ờn, đỉnh đồi núi) các cation kiềm và axit silicic thì Kaolinit chiếm −u thế và phần lớn hình thành trực tiếp từ sản phẩm phong hoá, điển hình nhất là các đất Ferralit. Các tác giả Chang và Lee (1958); Tamura và cộng sự (1955); Jackson (1968); Mehlich (1960); Sherman ( 962); Goocbunop (1074); Fridland (1973); Pagel (1965-1967) ... đều thu đ−ợc kết quả phân tích hoáng sét bằng hoá học, nhiệt sai, Runtgen của các loại đất đồi núi ở độ cao trên 200-1000 m, vôi là Kaolinit ch Kaolinit là chỉ tiêu - Trong đi Sherman (1952) v thành Gipxit, mặt các sản phẩm pho trong đất nhiệt đới trên đều nhận định càng tăng thì các lớ Khoáng 3 Đây chính khoáng vật phân thành nên các mỏ 1 k trên nhiều loại đá mẹ khác nhau, kể cả đá kiềm và trung tính nh− Bazan và đá iếm −u thế. Chính vì vậy các nhà thổ nh−ỡng phát sinh học ngày nay đã coi đặc tr−ng cho quá trình Ferralit hoá của vùng nhiệt đới nóng ẩm. ều kiện đất đặc biệt rửa trôi và chua hoá cực mạnh (300-4000 mm/năm) thì à Mohr (1972) đều thấy rằng một mặt Kaolinit cũng không bền vững chuyển khác do rất nghèo axit silicic đã ngăn cản sự hình thành Kaolinit trực tiếp từ ng hoá. Sherman đã đ−a ra sơ đồ l−ợng m−a hàng năm và thành phần khoáng sét ẩm liên tục của Đài loan để minh hoạ hiện t−ợng này (hình 3). Đến nay các tác giả thống nhất rằng ở các đất Ferralit phong hoá mạnh, mức độ phong hoá và rửa trôi p khoáng sét chuyển hoá theo quy luật: lớp -------> Khoáng 2 lớp -------> oxyt tự do là nguyên nhân giải thích trên một số đất Ferralit, trong cấp hạt sét, tỷ lệ % các tán cao, oxyt tự do (Fe2O3; Fe(OH)3; Al(OH)3) chiếm khá cao. Có nơi hình boxit giàu nhôm. H.3: L−ợng m−a hàng năm và thành phần cấp hạt sét trong đất luôn ẩm ở Đài Loan (theo Sherman - 1952) III. Vai trò của khoáng sét trong đất Từ những nghiên cứu, thí nghiệm, quan sát, khám phá ra cấu trúc đặc biệt của khoáng sét cũng nh− sự tồn tại, chuyển hoá của chúng trong các điều kiện nội , ngoại sinh khác nhau của đất, ngày nay các nhà khoa học nông nghiệp đều thống nhất rằng các loại khoáng sét nói chung do kích th−ớc phân tử rất nhỏ, có cấu trúc tinh thể phiến lớp tạo nên những tính chất đặc thù: tính mang điện, khả năng hydrat hoá, tính liên kết, giãn nở, định hình,... đã ảnh h−ởng lớn đến một số tính chất lý hoá học quan trọng của đất, trong đó đặc biệt quan trọng là khả năng hấp phụ trao đổi ion của đất. Kelley (1948); Ehwald(1974); Scheffer và Lieberoth (1957); Melich (1960); Pagel (1974); Rosler và Starke (1967); Kanehiro và Sherman (1956) đã có những công trình nghiên cứu so sánh phân tích mối quan hệ của hàm l−ợng sét và khoáng sét trong đất với khả năng hấp phụ trao đổi ion (dung tích hấp thu cation và anion) của rất nhiều loại đất khác nhau của vùng nhiệt đới và cận nhiệt đới, đều đi đến nhận định hàm l−ợng và thành phần khoáng sét trong đất cùng với chất mùn quyết định dung tích hấp thu cation (Tldl/100g đất) của đất. Tác giả còn nhận thấy rằng ở những loại đất chứa khoáng sét 3 lớp (Montmorillonit, Illit, Vecmiculit) thì DTHT của sét chiếm tỷ lệ lớn hơn và giữ trị số ổn định về dung tích hấp thu cho đất. Từ kết quả nghiên cứu 20 loại đất khác nhau của vùng nhiệt đới trên thế giới, Mehlich (1960) đã chứng minh trong khi ở các đất cát, nghèo sét thì T phụ thuộc chủ yếu vào hàm l−ợng mùn (chiếm 60%) thì ở các đất đen (Vertisol, đất phù sa, phù sa trồng lúa) có hàm l−ợng sét cao (> 35%) và chủ yếu là Montmorillonit hoặc Illit thì T lại đ−ợc quyết định bởi khoáng sét (chiếm 85%). Trong 60 mẫu đất Việt Nam, Pagel 1962 đã rút ra rằng phần lớn những đất Ferralit, Feresialit, đất phù sa chua, keo sét Kaolinit chiếm −u thế thì T thấp hẳn và phụ thuộc chủ yếu vào hàm l−ợng hữu cơ. Trong 1% mùn T trung bình là 2,34ldl/100g (= 4,66 ldl/1% C) nh−ng trong 1% sét chỉ có 0,078 ldl. Nh− vậy, rõ ràng thành phần khoáng sét ảnh h−ởng rõ đến dung tích hấp thu của đất bởi vì mỗi loại khoáng sét có dung tích hấp thu cation rất khác nhau (bảng 1). Vin (1974) làm thí nghiệm trên các loại đất trinidad cũng kết luận rằng ở những đất chứa nhiều khoáng sét 3 lớp thì tỷ lệ % tích điện âm ổn định chiếm −u thế (>92% của DTHT cation); còn ở các đất giàu Kaolinit và oxyt tự do thì tỷ lệ % điện tích âm biến động tăng theo sự phát triển và thoái hoá (lão hoá) đất từ 8-60%T. Còn ở các đất đã già hoặc thoái hoá (khoáng sét bị phá huỷ) thì tỷ lệ % tích điện âm biến đổi theo pH sẽ tăng cùng với hàm l−ợng mùn từ tầng C đến tầng A. Mehich (1960) cũng nh− Miller cũng thu đ−ợc những kết quả thí nghiệm t−ơng tự. Họ còn nhận thấy sự chuyển hoá khoáng sét trong đất nhiệt đới từ khoáng 3 lớp -> 2 lớp -> oxyt tự do là nguyên nhân giảm tỷ lệ tích điện âm / tích điện d−ơng của khoáng sét, có nghĩa là giảm tỷ số hấp phụ cation / hấp phụ anion của đất. Pagel (1981) đã tổng kết nhiều kết quả nghiên cứu về vấn đề này và trình bày rõ ràng và khoa học sơ đồ khả năng, tính chất và sự có mặt của những loại khoáng sét chính trong các loại đất nhiệt đới và cận nhiệt đới (bảng 1). Từ sơ đồ này, chứng minh mối quan hệ chặt chẽ có ý nghĩa giữa thành phần khoáng sét, khả năng hấp thụ trao đổi ion của chúng với sự hình thành các loại đất khác nhau. Sơ đồ này còn giúp chúng ta hiểu rõ bản chất khoáng sét, tham gia tích cực vào việc đánh giá độ phì các loại đất thông qua dung tích hấp thu ion của chúng, cũng nh− có thể dựa vào dung tích hấp thu của đất và cấp hạt sét trong đất ta định tính sơ bộ đ−ợc thành phần khoáng sét của các loại đất đó. Bảng 1: Sơ đồ tính chất và sự tồn tại khoáng sét trong các loại đất (Pagel - 1982) Khoáng sét Montmorillonit Illit Kaolinit Oxyt tự do T toàn phần ldl/100g sét ~100 ~30 ~6 - 8 ~5 - 7 T cố định (tỷ lệ %) 95 60 25 0 T biến động (tỷ lệ %) 5 40 75 100 Dung tích hấp thu anion ldl/100g sét ~4 ~8 ~9 ~12 Dung tích hấp thu Kation Dung tích hấp thu Anion >20 >3 ~0,7 <0,5 SiO2/Al2O3 (cấp hạt sét) >3 ~2,5 2,0 <1,0 Điều kiện hình thành khoáng sét - Nồng độ Ca, Mg cao - ít bị rửa trôi - Mức độ phong hoá ít Giảm Tăng Tăng - Nồng độ Ca, Mg thấp - Rửa trôi rất mạnh - Phong hoá triệt để Khoáng sét có trong loại đất ├⎯ đ. sa mạc ⎯⎯┤ ├⎯⎯⎯ đ. ôn đới ⎯⎯⎯┤ ├⎯⎯ đ. cận nhiệt đới ⎯⎯┤ ├⎯⎯ đ. nhiệt đới Fersial ⎯⎯┤ ├⎯ đ. Vertisol ⎯┤ ├⎯⎯ đ. Ferralit ⎯⎯┤ ├⎯⎯ đ. phù sa v.glây ⎯⎯┤ ├⎯ đ. Ferralit mạnh ⎯┤ Năm 1982, Pagel đã giới thiệu ph−ơng pháp xác định thành phần khoáng sét trong dất dựa vào dung tích hấp thu trong tác phẩm "Các chất dinh d−ỡng cho cây trồng ở các loại đất nhiệt đới". Vai trò của khoáng sét tham gia trong phức hệ hấp phụ của keo đất, một phức hệ có ý nghĩa quyết định trong trao đổi dinh d−ỡng giữa đất và cây trồng cũng đã đ−ợc nhiều tác giả thừa nhận (Adeichin 1960; Pagel 1967; Gebhard và Colmann 1974; El Damati và cộng sự 1972; Goobunop 1974). Nhờ có phức hệ này mà đất có thể giải phóng chất dinh d−ỡng cho cây trồng dễ dàng khi trong dung dịch đất thiếu, đồng thời đất hấp phụ, cố định lại các chất thừa cây không dùng hết (khi bón phân, khi chất hữu cơ bị phân giải mạnh...), tránh sự rửa trôi các cation và anion hoặc cây bị ngộ độc. Các ion hấp phụ, trao đổi của keo sét có ý nghĩa nhất với cây trồng là K+, Ca++, NH4 +, Mg++. Theo Ulrich (1966); Babcock (1963); Mors (1967) thì DTHT của các keo sét tăng theo thứ tự Kaolinit < Illit < Montmorillonit. Goocbunop (1974) cho rằng DTHT của cấp hạt sét của đất là chỉ tiêu chẩn đoán độ phì đất quan trọng vì nhiều loại đất DTHT của phần keo vô cơ (keo sét) chiếm tỷ lệ % DTHT lớn hơn keo hữu cơ. Nhiều tác giả cũng nhận thấy khoáng sét Illit và Vecmiculit cố định cũng nh− hút ion kali và amôn nhiều hơn các khoáng sét khác do chúng có sự tích điện âm cao và kích th−ớc khe hở phiến vừa khít với đ−ờng kính ion của K+ và NH4 +. Đặc điểm này làm cho nguyên tố kali trong đất th−ờng gắn liền với khoáng sét của đất (Scheffer và Achachtschabel 1970; Paga và Prasad 1967; Ehler 1967-1968; Vascoca Manueb 1967; Goocbunop 1974; Nguyễn Vy - Trần Khải 1978). Khi nghiên cứu tình hình kali trong đất, Ptrelkin(1966); Mors (1967); Menfel (1969); Bower (1975); Mutscher (1977) kết luận thống nhất rằng kali không chỉ bị cố định (nhốt sâu) trong các l−ới tinh thể khoáng nguyên sinh hoặc giữa các lớp khoáng sét mà những ion kali ở một số vị trí nhất định của tinh thể khoáng sét 3 lớp, có thể trao đổi dễ dàng ra dung dịch đất, trở thành nguồn kali cung cấp có ý nghĩa cho cây trồng. Còn các K+ hoạt tính ở dạng kali trao đổi hoặc dễ tiêu thực ra rất dễ biến động, dễ bị rửa trôi trong thời gian ngắn nên không thể phản ánh chính xác khả năng cung cấp kali của đất cho cây. Vì vậy Mutscher và Pagel (1972) đã đ−a ra ph−ơng pháp xác định kali cung cấp cho cây của Cabibel là dạng ion K+ trao đổi đ−ợc từ các phiến lớp tinh thể khoáng sét với dung dịch đất. Để xác định khả năng hút kali của các loại đất cũng nh− sự cố định ion kali trong đất, nguồn kali dự trữ có thể dễ dàng lại chuyển vào dạng kali cung cấp cho cây, các tác giả đã đề nghị ph−ơng pháp xác định kali cố định của đất. Theo chúng tôi đây là những h−ớng nghiên cứu về kali trong đất có hiệu quả và thực tế hơn nhiều so với các ph−ơng pháp nghiên cứu kali vốn vẫn còn đang đ−ợc sử dụng ở n−ớc ta, chỉ dừng lại ở việc xác định kali tổng số, kali trao đổi và dễ tiêu của đất. Vai trò của khoáng sét đối với tính chất vật lý đất cũng đã đ−ợc các nhà thổ nh−ỡng quan tâm ở nhiều khía cạnh, đặc biệt là cấu trúc đất, độ giữ ẩm của đất. Theo Rosler và Starke (1970); Pagel (1981) thì sự trao đổi hấp phụ của Ca++, Mg++ của keo đất còn có ý nghĩa quan trọng đối với cấu trúc đất. Chúng góp phần cải thiện kết cấu bền làm đất thấm, thoát n−ớc tốt hơn. ở các loại đất mặn có Na+ hấp phụ gây nên sự phân tán mạnh khi ngập n−ớc và chai cứng khi khô do đất không còn kết cấu thì sự trao đổi hấp phụ Ca++, Mg++ sẽ cải tạo đ−ợc đặc tính vật lý xấu đó của đất. Đặc biệt khả năng Hydrat hoá (ngậm phân tử n−ớc) của khoáng sét đã ảnh h−ởng đến khả năng hút n−ớc của đất. Rosler (1967); Fridland (1973); Enslin (1964); Gedrois (1955); Goocbunop (1974); Nguyễn Vy - Trần Khải (1978); Trần Công Tấu (1974) đều nhận thấy dạng n−ớc hấp thu tạo nên độ ẩm hấp phụ của đất phụ thuộc chủ yếu vào keo vô cơ là keo sét. Enslin (1964) đã giới thiệu ph−ơng pháp xác định khả năng hấp phụ n−ớc của các khoáng sét và đất khá đơn giản so với các ph−ơng pháp vẫn thông dụng nh− xác định độ ẩm t−ơng đối, tuyệt đối, xác định % n−ớc hút ẩm khi nung, xác định độ ẩm cây héo để suy ra sức hút ẩm của đất ... Bằng ph−ơng pháp đo trực tiếp khả năng hút ẩm của sét, tác giả đã chứng minh mỗi loại khoáng sét điển hình có trị số hút n−ớc hấp thu nhất định theo thứ tự Montmorilloni > Illit, Vecmiculit > Kaolinit > oxyt tự do và SiO2 vô định hình. Khả năng hút n−ớc dạng hấp phụ này của đất liên quan tới tính tr−ơng của đất, cũng nh− sự thấm thoát n−ớc của đất. Đất giàu Montmorilloni có khả năng hút n−ớc cao vào giữa khe hở khoáng sét thì tính tr−ơng lớn, ng−ợc lại Kaolinit hút n−ớc kém hơn, đất thấm n−ớc cao hơn, sức hút ẩm thấp nên độ ẩm cây héo cũng thấp hơn (Nguyễn Vy - Trần Khải 1978). Ph−ơng pháp Enslin hiện nay đã đ−ợc sử dụng rộng rãi và có hiệu quả để đánh giá mẫu khoáng sét cũng nh− khả năng hút ẩm của đất có thành phần khoáng sét khác nhau ở các n−ớc Đông âu (Sturr và Schmidt 1983). Vấn đề xác định khả năng hút ẩm của đất cũng rất quan trọng trong việc đánh giá đúng độ ẩm hấp thu của đất, khả năng chịu hạn của cây trồng trên các loại đất có thành phần khoáng sét khác nhau. Do đó theo chúng tôi đây cũng là ph−ơng pháp cần thiết và thích hợp với đề tài nghiên cứu chế độ ẩm của đất n−ớc ta, một đất n−ớc tuy thuộc vùng nhiệt đới nóng ẩm, song chế độ ẩm trong các loại đất khác nhau đối với các thời vụ trong năm rất phức tạp. Tóm lại, từ các công trình nghiên cứu vai trò của khoáng sét đối với sự diễn biến hình thành đất khác nhau và nhất là đến các tính chất lý, hoá học đất của các nhà khoa học thổ nh−ỡng đã khẳng định rằng ngành thổ nh−ỡng học phải coi khoáng sét là một chỉ tiêu quan trọng, cần thiết, là cơ sở chẩn đoán chính xác các quy luật phát sinh, phát triển đất, đánh giá đúng các tính chất và bản chất độ phì thực tế của đất. Những năm gần đây, các nhà nông học thế giới cũng đã quán triệt nghiêm túc h−ớng cải tạo đất có thành phần cơ giới nhẹ, khoáng sét xấu thông qua DTHT thấp, tính chất vật lý xấu bằng biện pháp bổ xung hoặc cải thiện cải tạo thành phần khoáng sét của đất (Reuter 1973). Tuy nhiên cũng cần l−u ý rằng nếu hàm l−ợng sét hoặc một số loại khoáng sét của một loại đất quá cao hoặc chiếm −u thế thì cũng có thể ảnh h−ởng không tốt đến một vài tính chất đất. Ví dụ đất giàu sét, lại giàu Montmorilloni thì khi quá ẩm sẽ ngậm n−ớc cây dễ úng, khi khô sẽ co mạnh nứt nẻ hại rễ cây, DTHT đất quá cao làm cây khó hút thức ăn từ đất, độ ẩm cây héo quá cao cây dễ thiếu n−ớc ngay từ đầu mùa khô, ít m−a. IV. Tình hình nghiên cứu khoáng sét trong đất Việt Nam Vấn đề nghiên cứu thành phần khoáng sét trong đất ở Việt Nam mới đ−ợc các chuyên gia thổ nh−ỡng Liên Xô (Goocbunop, Fridland) và Đức (Pagel) cùng các nhà thổ nh−ỡng Việt Nam (Nguyễn Vy, Trần Khải, Cao Liêm, Tôn Thất Chiểu ...) bắt đầu tiến hành từ những năm 69 lại đây. So với hàng loạt các công trình nghiên cứu phát sinh, phân loại tính chất lý, hoá, sinh học của các loại đất Việt Nam thì việc nghiên cứu khoáng sét bằng ph−ơng pháp tiên tiến còn ít. - Trong tác phẩm "Vỏ phong hoá nhiệt đới ẩm" của Fridland (1973), ông đã trình bày một số kết quả nghiên cứu khoáng sét của các lớp vỏ phong hoá chính của vùng nhiệt đới phía Bắc Việt Nam bằng ph−ơng pháp nhiệt sai. Đó là tài liệu khoáng sét ban đầu có giá trị đối với vấn đề phát sinh, phân loại đất của n−ớc ta. Theo Fridland thì quá trình hình thành đất d−ới các điều kiện đá mẹ, địa hình, sinh khí hậu phong phú của vùng nhiệt đới, thành phần khoáng sét ở đất Việt Nam khá đa dạng, trong đó khoáng sét Kaolinit chiếm −u thế ở các loại đất Ferralit. Sự xuất hiện thành phần khoáng sét ở một số loại đất đen thung lũng vùng đồi núi n−ớc ta (đọng Cacbonat, đọng Tuff Bazan) bao gồm cả Montmorilloni, Kaolinit, Haluzit đã là cơ sở để tác giả nhận định rằng ở Việt Nam chỉ có vỏ phong hoá Magalit - Ferralit khác với các loại đất Vertisol thuộc vỏ phong hoá của các vùng nhiệt đới khác trên thế giới cũng nh− ở Châu úc, ấn độ, Inđônêsia, Sudan, Nam phi, Marốc... - Goocbunop (1955) đã nghiên cứu thành phần khoáng sét của đất và keo sét trong đất vùng Bắc Việt Nam bằng ph−ơng pháp nhiệt sai trên hai phẫu diện đất đồi núi (trên đá Bazan và trên đá Granit).Tác giả đã chứng minh rằng sự hình thành khoáng sét vùng nhiệt đới phụ thuộc vào thành phần đá mẹ và mức độ phong hoá của đá mẹ rất rõ rệt. Đây là tài liệu ban đầu có giá trị ở phạm vi vùng đồi núi n−ớc ta. - Từ những năm 1963 đến 1974, nhà thổ nh−ỡng học Đức Pagel đã có khá nhiều công trình nghiên cứu đất nhiệt đới nói chung và đất nhiệt đới Việt Nam, trong đó ông cũng đề cập đến thành phần khoáng sét của đất cũng nh− mối quan hệ của khoáng sét đối với khả năng hấp phụ, trao đổi ion của đất. Trong các tài liệu, tác phẩm nghiên cứu đã công bố nh− "Các loại đất nhiệt đới ở Việt Nam" tác giả cũng thống nhất rằng vùng đồi núi miền Bắc Việt Nam ở các loại đất Ferralit thì khoáng sét Kaolinit chiếm −u thế; ở một số đất phù sa trồng lúa vùng đồng bằng miền bắc thì khoáng sét phổ biến là Illit, Vecmiculit, Montmorilloni nên dung tích hấp thu đất khá cao và do khoáng sét quyết định, còn ở các đất Ferralit đồi núi thì dung tích hấp thu thấp và chủ yếu do mùn chi phối. - Nh−ng có thể nói công trình nghiên cứu "Sự phân bố khoáng sét trong đất miền Bắc Việt Nam" của Trần Khải - Nguyễn Vy đăng trong tạp chí Khoa học và kỹ thuật Nông nghiệp 8/1969 và sau này các tác giả viết hoàn chỉnh lại trong tác phẩm "Nghiên cứu hoá học đất vùng Bắc Việt Nam" 1978 là toàn diện hơn cả. Từ kết quả nghiên cứu thành phần khoáng sét một số mẫu đất đại diện cho những loại đất chính vùng Bắc n−ớc ta bằng cả 3 ph−ơng pháp: nhiệt sai, tia Runtgen và kính hiển vi điện tử, các tác giả đã tổng kết đ−ợc sự tồn tại các khoáng sét trong các loại đất nghiên cứu: + Vùng đất đồi núi mà quá trình Ferralit là chủ yếu thì Kaolinit là khoáng sét chính. Thành phần khoáng sét chịu ảnh h−ởng lớn của đá mẹ. Trong đất đen bồi tụ ở thung lũng đá vôi thì khoáng sét 2:1 chiếm đại bộ phận và là đất duy nhất ở Việt Nam có chứa Montmorilloni. + Đất phù sa vùng đồng bằng tuỳ theo tuổi bồi tụ, địa hình cao thấp mà có sự phân bố ít hoặc nhiều các khoáng sét Kaolinit, Haluzit, Vecmiculit hoặc Illit. Các đất phù sa có nguồn gốc mẫu chất thì giữa các đất ngập n−ớc quanh năm và không ngập n−ớc, giữa đất mặn, trung tính và mặn chua, thành phần khoáng sét không có gì khác nhau đáng kể. + Từ một số thực nghiệm xác định lý hoá tính của một số loại đất chứa thành phần khoáng sét khác nhau, các tác giả cũng đã đánh giá những −u, nh−ợc điểm chính của các loại khoáng sét nh− Kaolinit, Montmorilloni, Illit. Kaolinit có độ phân tán thấp, dung tích hấp thu thấp, nguồn dinh d−ỡng K, Ca, Mg thiếu song có −u điểm là khả năng thấm n−ớc cao, sức hút ẩm thấp nên độ ẩm cây héo thấp, tính tr−ơng co thấp. Kaolinit ở vùng đất Ferralit th−ờng tồn tại song song với Gơtit, là yếu tố chủ đạo trong việc tạo thành cấu trúc viên bền của đất. Khoáng sét Montmorilloni có dung tích hấp thu cao nh−ng đất phải có hàm l−ợng hữu cơ cao thì đất mới có cấu trúc bền, nếu đất nghèo hữu cơ thì đất sẽ mất ẩm nhanh, co mạnh, độ ẩm cây héo cao. Đất giàu Illit là nguyên nhân làm đất giàu kali và sự chuyển hoá Mica - Hydromica làm khả năng di động và dễ tiêu của kali cho cây trồng tăng lên rõ rệt. Sự xuất hiện Vecmiculit ở hầu hết đất phù sa vùng Bắc Việt Nam, một khoáng sét có cả Fe+3, Fe+2, có ý nghĩa lớn trong chế độ lân của đất. Các tác giả cũng đều thừa nhận rằng thành phần khoáng phức hệ hấp thu đất là do khoáng sét tạo nên mà phức hệ hấp thu là đối t−ợng cơ bản quyết định toàn bộ tính chất vật lý, hoá học của đất. Trong báo cáo gần đây về "Mối quan hệ giữa giống lúa với độ phì nhiêu thực tế của chất đất" (1986) Nguyễn Vy đã kết luận: "Yếu tố chủ đạo thích ứng với 4 giống lúa đem khảo sát là l−ợng của dung tích hấp thu đất bởi vì đó là yếu tố độ phì nhiêu chủ đạo có tính chất quyết định". - Trần Khải và Phạm Tín cũng tiến hành nghiên cứu "Đặc điểm khoáng vật của những loại đất chính miền Bắc Việt Nam" (nghiên cứu đất phân tập 5 - 1978) và rút ra một số kết luận về các khoáng vật chiếm −u thế trong đất t−ơng tự nh− nghiên cứu của Nguyễn Vy - Trần Khải. - Nguyễn Công Pho - Tôn Thất Chiểu - Cao Liêm khi nghiên cứu đất vùng rừng Khôp Easup - Tây Nguyên (1983) đã phân tích thành phần khoáng sét bằng ph−ơng pháp nhiệt sai và kính hiển vi điện tử và nhận thấy rằng ở các loại đất xám bạc màu trên các loại đá mẹ và phù sa cũ thì khoáng sét Kaolinit chiếm −u thế, còn ở đất phù sa mới bồi tụ có địa hình thấp thì vẫn còn tồn tại cả Hydromica. Nh− vậy có thể nói hiện nay vấn đề nghiên cứu tính chất và cấu trúc khoáng sét đã đ−ợc các nhà khoáng sét học trên thế giới thống nhất và khẳng định rõ rệt. Sự hình thành và chuyển hoá khoáng sét ở các loại đất thuộc các đới khí hậu có điều kiện hình thành đất khác nhau, đặc biệt đất vùng nhiệt đới cũng đã đ−ợc đề cập tới với những ý kiến thống nhất. Việt Nam thuộc vùng đất nhiệt đới nóng ẩm điển hình của khu vực Đông nam á với những điều kiện hình thành phát triển đất phong phú. Cùng với các kết quả nghiên cứu khoáng sét của các nhà thổ nh−ỡng Việt Nam tr−ớc đây, chúng tôi thấy cần phải tiếp tục tiến hành nghiên cứu, hoàn chỉnh thêm tài liệu cơ bản về khoáng sét cả ở các vùng đất chính phía Nam n−ớc ta, đồng thời góp thêm lý luận khoa học về vai trò của khoáng sét đối với tính chất đất, khẳng định đó là chỉ tiêu chuẩn đoán độ phì quan trọng. Các kết quả nghiên cứu, những kết luận của các tác giả trên thế giới cũng nh− trong n−ớc trên đây đã thực sự giúp chúng tôi đề ra đ−ợc nội dung cụ thể cho đề tài nghiên cứu, đồng thời là những tài liệu khoa học quý báu để so sánh, đối chiếu, đánh giá đúng đắn hơn, khách quan hơn các kết quả nghiên cứu của mình. Từ đó nội dung chính của đề tài nghiên cứu của chúng tôi gồm: 1- Xác định thành phần và hàm l−ợng khoáng sét trong các loại đất chính Việt Nam. 2- Xác định quy luật chuyển hoá khoáng sét trong đất d−ới các điều kiện hình thành đất khác nhau. 3- B−ớc đầu nghiên cứu mối quan hệ giữa thành phần khoáng sét của đất với dung tích hấp thu đất, một số dạng kali và khả năng hút n−ớc của các loại đất.