Giáo trình hóa học đất potx

GIÁO TRÌNH

HÓA HỌC ĐẤT



1
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 sự
chuyển hoá và vận chuyển các phân tử và các ion cần thiết cũng như các phân tử và các ion có
hại trong một hệ sinh thái.
Hoá học đất bao gồm các phản ứng và các quá trình hoá học của đất gắn liền với sự
sinh trưởng của thực vật, động vật và môi trường phát tiển của con người. Các quá trình hoá
học đất là nền tảng cho sự tiến hoá của địa quyển, sinh quyển và môi trường sống của con
người. Vì vậy hoá học đất đóng vai trò quan trọng trong sự phát triển của tài nguyên thiên
nhiên, bảo vệ môi trường và sự bền vững của hệ sinh thái. Việc nắm vững bản chất của các
phản ứng và các quá trình hoá học đất ở các mức độ nguyên tử, phân tử và vi mô là rất cần
thiết đối với các chiến lược quản lý nguồn tài nguyên mới phát triển và để hiểu được và điều
chỉnh 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 các
đặc tính của chúng theo mức độ phát triển của sản xuát nông nghiệp. Trong thực tiễn của sản
xuất 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 2000
trước 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 dụng
macnơ 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 thực
vật học Hy Lạp cổ đại Feofrast (khoảng năm 372-287 trước công nguyên) đã tách riêng các
đất mặn với các đất sét và đất cát. Liên quan đến khả năng hấp thụ của đất nhà triết học Hy
Lạp cổ đại Aristot (năm 384-322 trước công nguyên) đã viết về hiện tượng độ mặn của nước
giảm xuống sau khi cho nó tiếp xúc với đất. Hiện tượng này được nhà triết học duy vật La Mã
Tit Lukretsii Kar (năm 99-55 trước công nguyên) mô tả rất sinh động trong tác phẩm “Về bản
chất của các vật”. Tư tưởng của Tit Lukretsii Kar biểu thị giả thuyết cơ bản về cơ chế trao đổi
cation. Thực tế người dân ở vùng Tây Bắc châu Phi đã sử dụng khả năng trao đổi cation để
làm giảm độ mặn của nước biển.
Trong thức tiễn sản xuất nông nghiệp, từ rất lâu người ta đã nghiên cứu các đất chua và
biết cách cải thiện chất lượng của nó. Hơn 2000 năm về trước, ở Anh người dân đã biết sử
dụng đá phấn, macnơ, sét cacbonat làm phân bón. Liên quan đến các tài liệu đầu tiên về bón
vôi cho đất ở Anh, nhà văn và nhà tự nhiên học La Mã Plinhie Starshi (năm 24-79) đã viết
trong tác phẩm “Lịch sử tự nhiên” các dạng macnơ và cách sử dụng. Các luật và hợp đồng cho
thuê của thế kỉ 12-13 quy định các điều kiện khai thác và sử dụng macnơ trong sản xuất nông
nghiệp của nước Anh đến nay vẫn được giữ. Vai trò của việc bón vôi cho đất cũng được phổ
biến ở nhiều nước khác.
Từ thế kỉ 15 đến 16 bắt đầu hình thành các khái niệm rõ ràng hơn về các đặc tính hoá
học của đất, xuất hiện tài liệu tham khảo về nông nghiệp, trong đó đã hệ thống hoá các kiến
thức tích luỹ được và dẫn ra các thông tin về các thực nghiệm đầu tiên nghiên cứu các đặc tính
hoá học đất. Năm 1580 ở Pháp đã xuất bản cuốn sách của B. Palissi viết về macnơ. Trong sách
này không chỉ mô tả các loại đá mác nơ khác nhau và các mỏ của chúng mà còn dẫn các quy
2
phạm điều tra mỏ, khai thác macnơ và bón cho đồng ruộng. Nhà triết học duy vật, nhà hoạt
động quốc gia người Anh F. Bekon (1561-1626) đã có những đóng góp to lớn trong nghiên
cứu 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 nghiên
cứu 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 các
chất cấu thành của nó thuộc thế kỉ 18. Nhiều nghiên cứu của cuối thế kỉ 18 - đầu thế kỉ 19 có
ảnh 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 dưỡng
khoáng của thực vật.
Trong số các vấn đề quan trọng nhất này phải kể đến công trình của F. Ahard (1786) là
người 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 chất
màu đen đó là axit humic, còn phương pháp chiết rút nó do Ahard sử dụng với một vài cải tiến
vẫn còn được giữ đến ngày nay. Khoảng mười năm sau L. Vokelen đã chiết rút một hợp chất
tương tự từ thân cây du già bằng cách tác động dung dịch kiềm vào nhựa của cây này. Vào
năm 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 thẫm
đặc 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 nông
nghiệp” (1761). Ông cho rằng mùn là hợp chất dinh dưỡng chính đối với thực vật, còn các
phần cấu thành khác của đất chỉ tạo ra các điều kiện thuận lợi cho sự hấp thụ mùn của thực
vật. Giáo sư của đại học tổng hợp Beclin A. Teier cũng đi theo học thuyết này, nhưng sau các
nghiên cứu của Z. B. Bussengo ở Pháp và Iu. Libikh ở Đức các nhà nông hoá học không còn
công 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 60-70
của thế kỉ 20, với việc sử dụng các hợp chất mùn được đánh dấu C
14
đã khẳng định khả năng
thực 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 ý
nghĩa về mặt nông học mà còn có ý nghĩa về hoá học đất. Từ đầu thế kỉ 19 đã xuất hiện một
loạt 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 các
muối 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 (từ
1840-1860). Trong các thí nghiệm, nhiều nhà khoa học cũng đã nhận được các axit humic nhân
tạo (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, một
trong 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 hoá
của các hợp chất hoá học, xác định khối lượng phân tử của khoảng 50 nguyên tố với độ chính
xác cao, xác nhận quy luật tỷ lệ bội và không đổi, thành lập bảng khối lượng nguyên tử, phát
minh một số nguyên tố mới, đưa ra các phương pháp phân tích và dụng cụ mới cho nghiên cứu
3
hoá học. Ông cũng đưa ra danh mục đề nghị các kí hiệu của các nguyên tố hoá học và phương
pháp viết các công thức hoá học cho đến nay vẫn được sử dụng với chút ít thay đổi. Đối với
hoá học đất ông quan tâm nhiều nhất đến nghiên cứu khoáng vật. Ông là người đầu tiên sử
dụng thuật ngữ “silicat” đối với các khoáng vật có chứa silíc và đã nhận thấy tỷ lệ các oxit kim
loại và silíc trong các silicat khác nhau và bằng 1:1, 1:2 và 1:3. Điều này đã cho phép chia các
silicat 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 đối
với thổ nhưỡng trong các công trình của Bertselius là nghiên cứu các axit mùn. Từ nước tự
nhiên 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 hoá
học” (1839) Bertselius đã dành hẳn một chương lớn cho hoá học hợp chất mùn. Ông nghiên
cứu các quá trình biến đổi tàn dư thực vật thành mùn, mô tả đặc tính của các axit mùn tách
được 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 liền
với sự nghiên cứu khả năng trao đổi cation của đất. Điền chủ người Anh G. S. Tompson đã xác
định rằng nếu rửa một cột đất bằng nước mà trước đó có thêm (NH
4
)
2
SO
4
, thì trong dung
dịch chảy ra từ cột đất xuất hiện CaSO
4
. 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 nghiệp
hoàng gia Dz. T. Uei. Không chậm chễ, nhà hoá học này đã tiến hành các nghiên cứu thực
nghiệm vào năm 1850 và năm 1852 đã công bố các kết quả nhận được. Uei đã đưa ra những
kết luận quan trọng sau đây:
(1) Các cation Na
+
, K
+
, NH
4
+
bổ sung vào trong đất dưới dạng các muối của các axit
mạnh được đất hấp thụ và thay vào chỗ của chúng trong dung dịch xuất hiện số lượng tương
đương muối của canxi, có nghĩa là đã diễn ra phản ứng được mô tả bằng phương trình
Đất + 2KCl ® Đất = K
2
+ CaCl
2

.
(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 hấp
thụ
(4) Sự hấp thụ các cation do các hạt sét của đất thực hiện, còn cát và chất hữu cơ
không 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. Kết
luận về vai trò của chất hữu cơ, về khả năng hấp thụ canxi của đất hiển nhiên là sai. Trong các
phản ứng trao đổi có các ion hydro tham gia có thể tạo ra một ấn tượng về sự hấp thụ hoàn
toàn các cacbonat và hydroxit không có phản ứng trao đổi kèm theo. Mặc dù vậy, những luận
điểm 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 là
học thuyết về khả năng hấp thụ của đất, mà còn được ứng dụng rộng rãi trong các lĩnh vực
khác nhau của khoa học và sản xuất với các phương pháp và quá trình công nghệ sử dụng sự
4
trao đổi ion. Vai trò của các công trình của Uei đối với sự phát triển sau này của khoa học lớn
đến mức giáo sư trường đại học tổng hợp bang Kentukki (Mỹ) G. Tomas đã gọi ông là “cha
của hoá học đất”.
Phát minh về sự trao đổi ion không ngay lập tức và hoàn toàn không được những người
đương 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 bước
mới trong nghiên cứu các quy luật trao đổi. Vào năm 1887-1988 Van Bemmelen đã chỉ ra rằng
các cation, trừ Ca
2+

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, một
trong những người sáng lập ra học thuyết hấp phụ đã tiến hành những nghiên cứu sâu rộng hoá
học các chất thiên nhiên, đã nghiên cứu đất và nước tự nhiên. Trên cơ sở đặc tính của hệ thống
keo nói chung Bemmelen cho rằng trạng thái vật lý của các hạt đất nhỏ có vai trò đặc biệt
trong 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 của
khả năng hấp thụ của đất.
Sự phát triển các hiểu biết về các đặc tính chua của đất thuộc về đầu thế kỉ 19. Vào
năm 1813 đã xuất bản cuốn sách của nhà hoá học người Anh Gemfr Devi (1778-1829), sau
này là chủ tịch hội Hoàng gia Luân Đôn “Các cơ sở của hoá học nông nghiệp”. Trong cuốn
sách này Gemfr Devi đã nhấn mạnh vai trò đặc biệt của vôi. Theo ông vôi hoà tan nguyên liệu
thực vật, hơn nữa còn có tác dụng cải thiện các điều kiện dinh dưỡng của thực vật và thúc đẩy
việc tạo thành cấu trúc tốt cho đất. Ông đã đề nghị phương pháp xác định cacbonat canxi trong
đất bằng cách xử lý đất bằng axit, sau đó xác định canxi trong dịch chiết axit (bằng phương
pháp kết tủa), hoặc theo lượng khí cacbonic thoát ra. Nhà nghiên cứu người Mỹ E. Ruffin đã
thử 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 của
Ruffin “các nghiên cứu về phân bón có vôi” đã được xuất bản năm 1832, nhưng chỉ đến đầu
thế 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 của
thực vật - gắn liền với tên tuổi của Iu. Libikh. Iuxtux. Fon Libikh (1803-1873) đóng vai trò to
lớn trong sự phát triển của hoá học đất lý thuyết và hoá học đất thực nghiệm. Các nghiên cứu
của Libikh rất đa dạng; ông thường quan hệ với các chuyên gia trong lĩnh vực hoá hữu cơ và
người ta cho rằng cống hiến của ông cho sự phát triển của hoá hữu cơ chỉ có thể so sánh với
vai trò của các công trình của Bertselius trong hoá học vô cơ. Cùng với điều này, khó mà có
thể đánh giá dược hết vai trò của các công trình nghiên cứu của ông đối với sự phát triển của
hoá lý, sinh hoá và nông hoá. Libikh đã tiến hành nhiều phân tích thực vật và các thí nghiệm về

ảnh hưởng của các muối kali và phốt phát đến sự phát triển của cây trồng trên đất cát. Trong
cuốn sách “Hoá học hữu cơ ứng dụng cho nông nghiệp và sinh lý” (1840) ông đã chỉ ra rằng
cây trồng cần không chỉ khí cacbonic, oxi, hydro và nitơ còn cả phốt pho, kali, canxi, lưu
huỳnh, magiê, sắt và thậm chí cả silic. Khi nghiên cứu các vấn đề nông hoá, Libikh không dừng
lại chỉ giải quyết các vấn đề lý luận, mà trên cơ sở sự nấu chảy cacbonat kali và natri ông đã
tạo ra phân nhân tạo. Các loại phân bón đầu tiên do nhà máy sản xuất, thực tế, dường như
không có hiệu quả. Trong lĩnh vực nông hoá học, các công trình nghiên cứu của Libikh có ý
nghĩa không chỉ đối với vấn đề dinh dưỡng khoáng của thực vật và bón phân mà còn có ảnh
hưởng đến sự phát triển sau này các vấn đề sự huy động các nguyên tố dinh dưỡng khoáng của
5
thực vật, mức độ di động của chúng trong đất cũng như kết luận các vấn đề cân bằng hoá học
của 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, khả
năng hấp thụ của đất, hoá keo đất, dung dịch đất, cơ sở hoá học và sinh hoá học của quá trình
mùn hoá.
Đầu tiên các nghiên cứu hệ thống bản chất của độ chua đất gắn liền với các công trình
nghiên cứu được công bố của nhà nghiên cứu người Mĩ T. P. Veitr (1904) và nhà bác học
người Nhật G. Daikuhara về tương tác của đất chua với dung dịch muối trung tính NaCl (hoặc
muối tương tự). Bản chất của các phản ứng xảy ra khi này đến nay vẫn còn được tranh luận. đã
từng tồn tại hai giả thuyết đối nghịch nhau giải thích bản chất của độ chua trao đổi. Một giả
thuyết là giả thuyết hydro trao đổi giải thích độ chua bằng sự có mặt của các ion hydro có khả
năng trao đổi và sự xuất hiện trong dịch chiết Al
3+
gắn liền với phản ứng hoà tan sau đó các
hợp chất của nhôm. Giả thuyết thứ hai - giả thuyết nhôm trao đổi mà bản chất của nó là công
nhận sự chiết trực tiếp Al
3+
trao đổi và sự làm chua hoá sau đó dung dịch cân bằng do sự thuỷ
phân 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 được
nhà bác học xô viết (Liên Xô) V. A. Trernov hoàn thành. Cuốn sách “Về bản chất độ chua
đất” (năm 1947) của ông đã quyết định hướng nghiên cứu tiếp theo được thực hiện trong
những năm sau bởi các nhà khoa học nổi tiếng của nhiều nước. Theo Trernov ion Al
3+
trao
đổi chiếm ưu thế trong hầu hết các đất chua, ngược lại ion H
+
trao đổi chiếm ưu thế trong các
đất giàu mùn và đất than bùn. Quan điểm này, mặc dù còn tiếp tục được tranh cãi, trong thời
gian 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 thực
hành. 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 tiên
của quy phạm bón vôi ở Liên Xô. Ông là người đầu tiên xác định ảnh hưởng của pH đến dung
tích hấp thụ và chỉ ra rằng bón vối ảnh hưởng đến chế độ phốt phát của đất. Sự phát triển tiếp
theo 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 học
Xabinin quan tâm rất rộng. Ông đã nghiên cứu thành phần các hạt, chế độ nhiệt của đất, axit
humic. Năm 1908 ông đã công bố bài báo về khả năng hấp thụ của đất, chia thành ba dạng hấp
thụ: 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 tích
thành phần cơ giới và hàm lượng mùn trong đất hiện nay là được cải biên từ các phương pháp
phân tích do Xabinin đề nghị.
Sự phát triển tiếp theo của các nghiên cứu trong lĩnh vực nghiên cứu keo đất và khả
năng hấp thụ của đất gắn liền chặt chẽ với tên tuổi của viện sĩ K. K. Gedroits. Konxtantin

Kaetanovitr Gedroits (1872-1932) là nhà bác học, nhà nông hoá học, nhà lý hoá học, nhà thổ
nhưỡng học xô viết nổi tiếng đã tạo ra các cơ sở hoá học và phân tích hoá học đất. Các nghiên
cứu đất của ông đều hướng tới nắm vững đất để điều khiển các đặc tính của nó, nâng cao độ
phì nhiêu đất và năng suất cây trồng.
6
Năm 1922 ông đã xuất bản cuốn sách “Học thuyết về khả năng hấp thụ của đất” quyết
định phương hướng phát triển của lý hoá học đất và có ảnh hưởng to lớn đến sự phát triển của
khoa học thế giới. Gedroits cũng đóng vai trò to lớn trong việc đánh giá nhu cầu của đất về
phân bón, mức độ dễ tiêu của các nguyên tố khác nhau đối với thực vật và biện pháp cải tạo
hoá học đất.
Năm 1925 ông đã đưa ra các nguyên tắc phân loại đất trên cơ sở thành phần cation hấp
thụ, đã soạn thảo giả thuyết lý hoá học phát sinh các đất solonet. Các kết quả nghiên cứu của
Gedroits 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 kim
loại 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 các
phòng thí nghiệm đất và nông hoá. Năm 1929 ông được bầu là viện sĩ viện hàm lâm khoa học
Liên Xô và trở thành viện trưởng viện Thổ nhưỡng (Liên Xô). Vì uy tín khoa học của ông nổi
tiếng 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 hoá
keo đất và sự trao đổi ion. Các quan điểm của Vigner và Mattson có ảnh hưởng sâu sắc đến sự
phát 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 năng
hấp thụ của đất gắn liền với việc mở rộng sử dụng các loại phân khoáng, sử dụng và cải tạo các
đất solonet và đất bị mặn hoá, tìm tòi các phương trình mô tả quy luật trao đổi cation trong
đất. Các nhà bác học xô viết E. N. Gapon, I. N. Antipov-Karataev, B. P. Nikolxki có nhiều
đóng góp trong giải quyết các vấn đề này. Sự quan tâm lớn hơn được giành cho phân tích lý

hoá học các quá trình và sử dụng các phương pháp động thái nhiệt hoá học cho những nghiên
cứu 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 oxi
hoá 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 hoá
khử của đất, thành phần chất hữu cơ và cation trao đổi trong các loại đất ở Liên Xô. Ngoài ra
ông còn cho xuất bản cuốn sách “Mô tả các phương pháp mới phân tích đất” (năm 1955) và
chuyên khảo “Keo đất và khả năng hấp thụ của đất” (năm 1957). Các nghiên cứu quá trình oxi
hoá khử của đất trong những thập kỉ sau này của Remezov với quy mô đặc biệt rộng gắn liền
với sự phát triển của các biện pháp tưới, tiêu, các nghiên cứu đất lúa ngập nước và đất của các
cánh 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 đặc
tính 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 ra
cách giải quyết về lý thuyết đầu tiên trong hướng này dựa trên cơ sở các thực nghiệm đồng
ruộng 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
7
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 đất
cũng được nghiên cứu nhiều vào nửa đầu của thế kỉ 20. Các nghiên cứu này được tiến hành
theo 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 với
nghiên 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 sắc
không giống nhau của các axit mùn được tách từ các đất khác nhau bằng mức độ phân tán của
chúng. Tư tưởng của V. V. Gemmerling được khẳng định bằng thực nghiệm trong những năm
1950-1960, ví dụ như đã xác được sự phụ thuộc của màu sắc của các axit mùn vào khối lượng
phân tử của chúng. Các quan điểm lý thuyết và nghiên cứu thực nghiệm về nguồn gốc các hợp
chất mùn đã được trình bày và thực hiện trong phần tư đầu của thế kỉ 20 gắn liền với tên tuổi
của 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 ảnh
hưởng 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 hệ
thống hoàn chỉnh các quan điểm về chất hữu cơ đất, nghiên cứu các phương pháp xác định các
hợp chất hữu cơ của cacbon và nitơ trong đất, xác định mùn theo Tiurin là một trong những
phương pháp chủ yếu hiện nay và được sử dụng rộng rãi trong các phòng thí nghiệm. Nghiên
cứu 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 của
mùn, 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 đất
là: Sinh thái-sinh hoá, phân tích cấu trúc và tổng hợp. Xu hướng tổng hợp được đặc trưng bởi
tìm 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. Xu
hướng phân tích cấu trúc được đặc trưng bởi các nghiên cứu sâu về thành phần và cấu trúc của
các chế phẩm của các axit mùn chiết được từ đất. Đóng góp to lớn cho sự phát triển của xu
hướng 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 bang
Đức), G. Felbek, V. Forsit (mỹ), M. Shnittser (Canađa), T. Haaisi, T. Nagai, K. Kumada (Nhật

Bản)…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. Thành
tựu 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 của
đất 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 nghiên
cứu 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 giải
quyết vấn đề các thông số của hợp chất humic. Trong những năm này hợp chất humic được sự
8
quan tâm của các nhà khoa học: Địa chất học, đại dương học, hoá học, nông học, y học và
nhiều chuyên gia trong các lĩnh vực khác.
Một trong những vấn đề nghiên cứu của hoá học đất được phát triển đáng kể trong
những năm cuối thập kỉ 40 và những năm đầu thập kỉ 50 của thế kỉ 20 là vấn đề nguyên tố vi
lượng. 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 được
tạo nên do việc áp dụng rộng trong thổ nhưỡng các phương pháp phân tích nhanh. Sự hoàn
thiện các kỹ thuật nghiên cứu được bắt đầu từ những năm 40 và tăng nhanh trong các năm
50-60 của thế kỷ 20. Trong nghiên cứu thổ những đã ứng dụng các phương pháp phân tích cực
phổ, 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 rãi
phân bón, các chất độc hoá học đã đặt cho hoá học đất một nhiệm vụ mới. Nhiệm vụ này trở
nên đặc biệt nghiêm trọng vào những năm từ 1960-1970 (ở các nước phát triển) và hiện nay ở
những nước đang phát triển như nước ta. Đó là vấn đề ô nhiễm có nguồn gốc từ công nghệ hoá
học xung quanh môi trường, trong đó có đất. Trong số các chất gây ô nhiễm đất có các sản
phẩm cháy của các nhiên liệu khác nhau, các khí thải của các xí nghiệp, nhà máy sản xuất công
nghiệp, 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 ngăn

ngừa tác động độc hại của các chất ô nhiễm đến năng suất, chất lượng của sản phẩm, nghiên
cứu 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 phần
hoá học của các loại đất chính, thành phần của nhóm hạt bùn của chúng, xác định cấu trúc tinh
thể 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 rõ
quy luật mùn hoá, làm rõ tính không đồng nhất về chất lượng của mùn ở các loại đất khác
nhau, đã phát hiện các nguyên tố quan trọng nhất của cấu trúc axit mùn. Cuối cùng, đã hình
thành hệ thống các phương pháp phân tích hoá học và định rõ đặc tính hoá học của đất. Những
vấn đề hoá học đất này không chỉ do các nhà hoá học mà còn do nhiều chuyên gia trong các
lĩnh 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 học
nghiên cứu các cơ sở hoá học của quá trình hình thành đất và độ phì nhiêu của đất. Nghiên cứu
thành 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 việc
nghiên cứu nhiều vấn đề khác có liên quan đến một số các khoa học: thổ nhưỡng học, sinh thái
học, 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 phần
mùn, sự phân bố theo phẫu diện của các nguyên tố, sự phân bố các nguyên tố theo nhóm di
động và mức độ dễ tiêu đối với cây trồng, khả năng nitrat hoá
9
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, vai

trò 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:
* Hoá học các chất của đất:
+ Học thuyết về thành phần hoá học đất: thành phần nguyên tố, thành phần pha, thành
phần pha rắn, thành phần pha lỏng và thành phần pha khí.
+ Cấu tạo và các đặc tính của các thành phần đất: các muối đơn giản, các oxyt và
hydroxit, các khoáng vật sét, các chất hữu cơ và các chất hữu cơ-vô cơ.
+ Các đặc tính của đất: khả năng hấp phụ, phản ứng môi trường, các đặc tính hoá keo,
các phản ứng oxy hoá khử và cân bằng trong hệ thống pha.
* Hoá học các quá trình hình thành đất:
+ Sự chuyển hoá thành phần chất trong quá trình hình thành đất: tổng hợp và phá huỷ
các khoáng vật, sự phân giải các tàn dư thực vật, sự tổng hợp các chất mùn và hoá học hình
thành mới các chất.
+ 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 và
sinh 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 tố
dinh dưỡng.
+ Cân bằng các nguyên tố dinh dưỡng: cân bằng các nguyên tố trong đất hoang, cân
bằng 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 dưỡng
đối với thực vật, dạng các hợp chất và tính di động của chúng, các cơ sở động thái nhiệt của
tính di động và mức độ dễ tiêu của các nguyên tố.
+ Các biện pháp hoá học điều chỉnh độ phì nhiêu đất.
* Hoá học phân tích đất
+ Các phương pháp nhận dạng và xác định số lượng các nguyên tố và chất (các phương

pháp thông thường).
+ Các phương pháp đo các đặc tính của đất: xác định pH, đo thế năng oxy hoá, xác định
các đặc trưng hoá keo.
+ Các phương pháp xác định các chỉ tiêu đất đặc trưng: thành phần nhóm và phân đoạn
của mùn, các cation trao đổi, thành phần nhóm của các cấu tử vô cơ, các dạng độ chua và
kiềm của 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
10
11
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 quá
trình 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 thẳng
đứng 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 chất
lẫn năng lượng với khí quyển, sinh quyển và thuỷ quyển xung quanh. Những dòng vật chất và
năng 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 nhiêu
của đất.
Bảng 1.1 Các thành phần vận chuyển toàn cầu (hình 1.1) của một vài nguyên tố hoá
học quan trọng

Nguyên tố AL LA RO OA AO
Oxi (10
17
kg/năm)
a 1,0 0,7 0,30 3,70 3,40
Cacbon (10
14
kg/năm)
b,c 1,1 1,1 <0,01 0,90 0,93
Lưu huỳnh (10
14
kg/năm)
b,c 0,7 1,6 2,10 1,60 2,60
Photpho (10
9
kg/năm)
b,c 3,2 4,3 19,00 0,30 1,40
Chì (10
8
kg/năm)
d 3,2 4,7 7,80 <0,01 1,40
Đồng (10
7
kg/năm)
e 6,2 7,1 632,00 <0,01 1,30
Nguồn: a- R. J. Chorley, 1979.
KhÝ quyÓn
S«ng
§¹i d¬ng§Êt ®ai
LR

ALL
RO
AO
LA
OA
12
b- F. J. Stevenson, 1986.
c- B. Bolin và R. B. Cook, 1983.
d- O. Nriagu, 1978.
e- O. Nriagu, 1979.
- Vì là hệ thống mở, đất đã trải qua những biến đổi hoá học, sinh học liên tục, chính
những sự biến đổi này đã gắn liền đất theo các qui luật tự nhiên với khí quyển và thuỷ quyển
như minh hoạ ở hình 1.1
+ 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 vật
chất giữa 4 bộ phận của kho được trình bày trong hình theo những mũi tên chỉ, trong đó vận
chuyển từ khí quyển đến đất (AL), vận chuyển từ đất đến sông (LR), vận chuyển này thường
bằng 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 liệu
trình 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, số
liệu trong bảng 1.1 có liên quan với pha lỏng này. Vì vậy thành phần vận chuyển đối với oxy
được dẫn trong bảng này thực tế giống như chu trình nước toàn cầu. Chú ý rằng, sự vận
chuyển đến và đi khỏi đại dương đóng vai trò chủ yếu trong chu trình này (AO và OA) và chu
trình 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 đối
nhỏ giữa AO và OA có ý nghĩa khá lớn và phản ánh sự tích tuỹ của cacbon trong các cặn của
đáy đại dương.
Đối với lưu huỳnh, có một thành phần lớn của vận chuyển LA (70%) được tạo ra do sự
đốt cháy và các quá trình chịu tác động của con người khác và sự tăng lên của vận chuyển AL
phản ánh sự lắng đọng axit. Sự phong hoá cung cấp cho thành phần RO đáng kể và sự chênh
lệch 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 khó
tan nào trong đất bị chi phối bởi sự vận chuyển của các dạng hạt từ sông ra biển (RO) và từ đất
đến 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 các
đặc điểm tương tự, nhưng có điểm đặc biệt là 90% của thành phần LA có nguồn gốc từ các
hoạt động công nghiệp và khai thác mỏ của con người. Nguyên tố độc này đặc trưng cho sự
rủi ro môi trường quan trọng nhất trên phạm vi toàn cầu. Đồng theo một viễn cảnh như chì với
khoảng 80% của thành phần LA có nguồn gốc do tác động của con người và với một lượng
khổng 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 chủ
yếu: 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
13
+ Hàm lượng cao của C và Si trong đất phản ánh tác động đồng thời của cả 2 nhân tố
sinh vật và đá mẹ.
+ Khoảng dao động của hàm lượng các nguyên tố trong đất khá rộng. Ví dụ: hàm
lượng của các nguyên tố Si: 22- 44 % (trừ đất than bùn), Al: 1- 8 % (trừ đất đỏ), Fe: 0,5- 6 %
(trừ đất đỏ), Ca: 0,3 - 5 %
+ Thành phần nguyên tố của đất phụ thuộc vào loại đất, thành phần cấp hạt, độ sâu
tầng đất, các đặc tính đặc biệt của các nguyên tố 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; CaCO

3
có nhiều
trong 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 vào
thành phần nguyên tố người ta có thể chia đất thành các tầng phát sinh khác nhau (ví dụ, tầng
mùn thường có hàm lượng C, N, P cao hơn các tầng khác). Thành phần nguyên tố là dấu hiệu
chẩn 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 phì
cao, 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 hợp
chất 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, ở
lớp đất mặt 0 - 20 cm trữ lượng N có thể đạt 6 - 11 tấn/ha, P: 1,6 - 4,5 tấn/ha, K: 40 - 60
tấn/ha; nếu trồng lúa mì với năng suất 3 tấn/ha, đất có thể cung cấp N cho cây lúa mì trong
khoảng 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 tập
hợp 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 tích
hoá học, giữa các nguyên tố gây cản và nguyên tố cần xác định thường có những chuyển biến
bất lợi, vì vậy khi phân tích hoá học người ta thường hay sử dụng phương pháp cô đặc hoặc
các 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 O
2
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 trăm
đến 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
14
Các nguyên tố của 2 nhóm đầu được gọi là các nguyên tố đa lượng. Các nguyên tố
thuộc 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 thường
những nguyên tố vi lượng là những nguyên tố có trong cơ thể sinh vật ở một lượng nhỏ nhưng
chúng lại thực hiện những chức năng sinh lý rất quan trọng. Một số nguyên tố trong trường
hợp này là nguyên tố đa lượng, trong trường hợp khác lại là nguyên tố vi lượng. Ví dụ: Ca
trong đất là nguyên tố đa lượng (0,3 – 5,0 %) nhưng trong cơ thể sinh vật nó thể hiện chức
năng của nguyên tố đa lượng khi tham gia vào cấu tạo của thành vách tế bào, còn khi tham gia
vào thành phần của men amilaza nó thể hiện vai trò của nguyên tố vi 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 với
sinh vật chúng là các nguyên tố vi lượng điển hình tham gia vào thành phần của hemoglobin và

chlorophyl.
Bảng 1.2.a Hàm lượng trung bình của một số nguyên tố trong đất
Nguyên tố % Nguyên tố %
Si 26,0 - 44,0 Ti 0,20 - 0,50
Al 1,0 - 8,0 Mn 0,01 - 0,30
Fe 0,5 - 6,0 C
hc
0,50 - 4,00
Ca 0,3 - 5,0 N 0,05 - 0,20
K 0,2 - 3,0 P 0,02 - 0,10
Na 0,2 - 2,0 S 0,02 - 0,20
Mg 0,1 - 2,0 H 0,04 - 0,20
Nguồn: D. S. Orlov, 1992
* 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 các
khoáng 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 thành
các 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 thành
hợp 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
Nguyên tố mg/kg Nguyên tố mg/kg
Ag 0,1 - 5,0 Cu 2,0 - 100,0
As 0,1 - 40,0 F 30,0 - 300,0
Au 1,0 Hg
0,1 x 10
-1
- 0,8

B 2,0 - 130,0 Li 7,0 - 200,0
Cd 0,01 - 0,7 Mo 0,2 - 5,0
Co 1,0 - 4,0 Pb 2,0 - 200,0
Cr 5,0 - 3000,0 Ra
0,8 x 10
-6
Cs 0,3 - 25,0 Zn
0,1 x 10
-1
- 200,0
15
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 hoá
học 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 các
nguyên tố:
- Các nguyên tố di động mạnh và rất mạnh: Cl, Br, S, Ca, Na, Mg, F,
- Các nguyên tố di động yếu: K, Ba, Rb, Li, Be, Cs, Si, P, Sn,
- Các nguyên tố di động trong môi trường glây, khử: Fe, Mn, Co
- Các nguyên tố di động và di động yếu trong môi trường glây và oxy hoá và trơ trong
môi trường H
2
S 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 thái
nhiệt giống nhau không phụ thuộc vào khối lượng được gọi là pha. Đất được coi là một hệ
thống 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 có
trên 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 tử
không đều, không đồng nhất sang cấu trúc đều, đồng nhất hơn do kết quả của các quá trình
phong hoá.
Một số pha rắn có thành phần khá đồng nhất (các khoáng vật) trong đất đã được nhận
dạng. 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 hình
thành 15 silicát phổ biến được liệt kê trong bảng 1.3. Sáu silicát đầu tiên trong bảng này là các
khoáng vật nguyên sinh. Liên kết Si-O trong các khoáng vật này cộng hoá trị nhiều hơn và
mạnh hơn các liên kết kim loại-ôxi điển hình. Độ bền vững tương đối của các khoáng vật này
đối với các quá trình phong hoá liên quan chặt chẽ với tỷ số mol Si/O của đơn vị cấu trúc
silicat cơ bản của khoáng vật. Tỷ số này càng lớn có nghĩa là càng ít cần kết hợp với các cation
kim loại hơn vào cấu trúc khoáng vật để trung hoà điện tích của anion ôxi, khoáng vật sẽ
chống chịu với tác động phá huỷ của môi trường đất tốt hơn. Đối với 6 silicát đầu tiên trong
bảng 1.3, các tỷ số mol Si/O của các đơn vị cấu trúc cơ bản như sau: 0,50 (thạch anh và
fenspat, SiO
2
); 0,40 (mica, Si
2
O
5

); 0,36 (amphibol, Si
4
O
11
); 0,33 (pyroxen, SiO
3
) và 0,25
16
(olivin, SiO
4
). Theo thứ tự giảm dần của tỷ số mol Si/O tương tự cũng quan sát thấy thứ tự
giảm 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 sự
phong hoá của môi trường đất.
Các khoáng vật từ kaolinit đến thạch cao được gọi là các khoáng vật thứ sinh, chúng là
kết 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 của
pha rắn của đất. Các chất mùn có cấu tạo phức tạp, có màu đen, được hình thành do sự chuyển
hoá các chất hữu cơ bởi các vi sinh vật. Hai hợp chất mùn được nghiên cứu nhiều nhất là a xít
humic và a xít fulvic.
+ Các nguyên tố vết trong đất cũng là một trong những thành phần quan trọng của pha
rắn. Nguyên tố vết là nguyên tố hoá học có nồng độ trong pha rắn £ 100 mg/kg. Các khoáng
vật của đất giải phóng các nguyên tố vết một cách từ từ vào dung dịch đất khi diễn ra quá trình
phong hoá khoáng vật.
Bảng 1.3 Những khoáng vật phổ biến trong đất
Tên Công thức hoá học Đặc điểm chính
Thạch anh SiO
2
Có nhiều trong cát và limon
Fenspat (Na,K)AlO

2
[SiO
2
]
3
CaAl
2
O
4
[SiO
2
]
2
Có nhiều trong đất không bị rửa trôi
mạnh
Mica K
2
Al
2
O
5
[Si
2
O
5
]
3
Al
4
(OH)

4
K
2
Al
2
O
5
[Si
2
O
5
]
3
(Mg,Fe)
6
(OH)
4
Nguồn ka li của đất
Amphibol (Ca,Na,K)
2,3
(Mg,Fe,Al)
5
(OH)
2
[(Si,Al)
4
O
11
]
2

Dễ bị phong hoá thành các khoáng
vật sét và các oxít
Pyroxen (Ca,Mg,Fe,Ti,Al)(Si,Al)O
3
Dễ bị phong hoá
Olivin (Mg,Fe)
2
SiO
4
Dễ bị phong hoá
Epidot Ca
2
(Al,Fe)
3
(OH)Si
3
O
12
Tuốcmalin NaMg
3
Al
6
B
3
Si
6
O
27
(OH,F)
4

Zircon ZrSiO
4
Rutil TiO
2
Rất bền vững đối với phong hoá hoá
học; thường được sử dụng làm
"khoáng vật chỉ thị "trong nghiên
cứu thổ nhưỡng
Kaolinit Si
4
Al
4
O
10
(OH)
8
Smectit
Vecmiculit
Clorit
Mx(Si,Al)
8
(Al,Fe,Mg)
4
O
20
(OH)
4
Trong đó M: cation giữa các lớp
Có nhiều trong sét là sản phẩm của
quá trình phong hoá; nguồn của các

cation trao đổi trong đất
Alophan Si
3
Al
4
O
12
.nH
2
O
Imogolit Si
2
Al
4
O
10
.5H
2
O
Có nhiều trong các đất phát triển
trên tàn tích tro núi lửa
Gipxit Al(OH)
3
Có nhiều trong đất bị rửa trôi
Gơtit FeO(OH) Có rất nhiều oxít Fe
Hematit Fe
2
O
3
Có nhiều ở các vùng khí hậu ấm

Ferihydrit Fe
10
O
15
.9H
2
O Có nhiều ở các tầng hữu cơ
Birnesit (Na,Ca)Mn
7
O
14
.2.8H
2
O Có rất nhiều oxít Mn
Canxit CaCO
3
Có rất nhiều cácbonat
17
Thạch cao CaSO
4
.2H
2
O 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 đặc
tính lý hoá học đất như: pH, thế năng ôxi hoá khử, hàm lượng nước Một số nguyên tố vết có
thể là nguyên tố dinh dưỡng vi lượng đối với cây: Cu, Mo ; một số khác có thể là nguyên tố
độc: 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 (không
khí 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 thể
khác đáng kể so với thành phần của không khí khí quyển (781 ml N
2
; 209 ml O
2
; 9,3 ml Ar và
0,31 ml CO
2
trong 1 lít không khí khô). Ví dụ: đất rất thoáng khí chứa 180 - 205 ml O
2
trong
1 lít không khí đất, lượng khí này có thể giảm xuống còn 100 ml/lit ở độ sâu 1 m so với mặt
đất sau khi bị ngập nước do mưa hoặc tưới, hoặc thậm chí giảm xuống còn 20 ml/lít ở tiểu môi
trường đất bị cô lập, gần rễ cây. Tương tự thể tích CO
2
trong không khí đất dao động trong
khoảng 3 - 30 ml/lít, nhưng có thể tăng lên 100 ml/lit ở độ sâu 1 m ở vùng gần rễ cây hoặc sau
khi đất bị ngập nước. Hàm lượng cao hơn của CO
2
trong không khí đất liên quan với hàm
lượng CO
2
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, N
2
O,
NH
3
, CH
4

và H
2
S do vi sinh vật tạo ra trong điều kiện hàm lượng oxy thấp (điều kiện yếm
khí).
+ 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 khả
năng phân ly thành các ion trong dung dịch đất đóng vai trò quan trọng nhất đối với hoá học
đất. 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/m
3
được gọi là các nguyên tố vi lượng, còn những nguyên tố khác
gọi là các nguyên tố đa lượng.
+ Sự hoà tan của các khí từ không khí đất vào dung dịch đất là một quá trình quan
trọng góp phần vào chu trình các nguyên tố hoá học của môi trường đất. Khi cân bằng tồn tại
giữa không khí và nước trong đất đối với một loại khí giữa hai pha và nếu nồng độ của khí đó
trong dung dịch đất thấp, thì cân bằng có thể được mô tả dưới dạng định luật Henry:
K
H
= [A(dd)]/P
A
(1.1)
trong đó K
H
là hằng số Henry (mol/m
3
atm), [A(dd)] là nồng độ của khí A trong dung dịch
đất
(mol/m
3

) và P
A
là áp suất riêng phần của khí A trong không khí đất (atm).
Ví dụ, theo phương trình 1.1, K
H
= 34,06 mol/m
3
atm ở 25
o
C đối với CO
2
nếu áp suất
riêng phần của CO
2
trong không khí đất là 0,03 atm và [CO
2
(dd)] trong dung dịch đất là 1,02
18
Bảng 1.4 Các giá trị của hằng số Henry ở 25
oC
Khí
K
H
(mol/m
3
atm)
Khí
K
H
(mol/m

3
atm)
CO
2
34,06 NO 1,88
CH
4
1,50 O
2
1,26
NH
3 5,76 x 10
4 SO
2 1,24 x 10
3
N
2
O 25,55 H
2
S
1,02 x 10
2
Nguồn: W. Stumm và J.J.Morgan, 1981.
mol/m
3
. Bảng 1.4 liệt kê các giá trị K
H
ở 25
oC
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 đất
thay đổi theo thời gian. Những thay đổi này được phản ánh một cách rõ nét nhất qua sự phát
triển về mặt hình thái của các tầng đất, nhưng chúng cũng biểu hiện rất rõ ràng về mặt khoáng
vật 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 trong
quá trình phát triển phẫu diện đất. Các thay đổi này được nhận biết chung là các giai đoạn
phong 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 khoáng
vật này chỉ có thể tồn tại nếu phần lớn thời gian đất rất khô hoặc rất lạnh hoặc rất ẩm - tức là
nếu 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 sinh
chiếm ưu thế trong nhóm hạt sét. Những khoáng vật này có thể tồn tại trong đất dưới tác động
của các điều kiện rửa trôi nhưng không không làm suy kiệt silic đioxit và các nguyên tố đa
lượng và không dẫn đến sự oxi hoá hoàn toàn ion sắt [Fe(II)] là ion được liên kết chặt chẽ vào
ilit và smectit. Phong hoá giai đoạn cuối thường kết hợp với các điều kiện rửa trôi mãnh liệt và
oxi 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
Cacbonat Môi trường khử
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
19
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:
Gipxit Rửa trôi mạnh, nước ngọt
Oxit sắt
(gơtit, hematit)
Sự oxi hoá Fe(II)
Hợp chất có tính axit, pH thấp
Oxit 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 theo
chiều từ trên xuống cả giữa các giai đoạn lẫn trong một giai đoạn phong hoá. Vì vậy các
khoáng vật nguyên sinh có khuynh hướng xuất hiện ở vị trí cao hơn trong danh sách này so với
các khoáng vật thứ sinh và các khoáng vật nguyên sinh có thể được liên kết với các khoáng vật
thứ 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 thể
minh hoạ bằng những phương trình hoá học sau:
NaAlSi
3
O
8

(rắn) + 8H
2
O(lỏng) =
(albit)
Na
+
(dd) + Al(OH)
2
+
(dd) + 3Si(OH)
4
o
(dd) + 2OH
-
(dd)
(1.2)
NaAlSi
3
O
8
(rắn) + 8H
2
O(lỏng) =
(albit) Al(OH)
3
(rắn) + Na
+
(dd) + 3Si(OH)
4
o

+ OH
-
(dd) (1.3)
(gipxit)
Trong cả hai phản ứng này được tiến hành từ trái qua phải, sự hoà tan của của fenspat, albit do
phản ứng hoá học với nước để hình thành các chất hoà tan (ký hiệu “dd” – dung dịch). Phương
trình 1.2 được gọi là sự hoà tan tương hợp bởi vì sản phẩm tạo thành chỉ là các chất hoà tan.
Trong khi đó phương trình1.3 được gọi là sự hoà tan không tương hợp vì có một sản phẩm pha
rắn – gipxit được hình thành.
Phản ứng phong hoá quan trọng khác là sự tạo phức của các anion với các khoáng vật
đất, ví dụ:
K
2
[Si
6
Al
2
]Al
4
O
20
(OH)
4
(rắn) + 6C
2
O
4
H
2
(dd) + 4H

2
O (lỏng) =
(muscovit)
2K
+
(dd) + 6C
2
O
4
Al
+
(dd) + 6Si(OH)
4
o
(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,
C
2
O
4
2-
, ion này hình thành một phức chất hoà tan với Al
3+
để làm tăng sự hoà tan tương hợp
của muscovit do sự thuỷ phân. Phức chất hoà tan này, C
2
O
4

Al
+
, giúp ngăn cản sự thuỷ phân
của Al
3+
nếu không có thể sẽ dẫn đến sự hình thành kết tủa gipxit như ở phản ứng 1.3.
20
Sự trao đổi cation là phản ứng phong hoá kết hợp với sự hoà tan không tương hợp của
muscovit để hình thành vecmiculit trong đất, phản ứng này giữ lại cả Ca
2+
và Si(OH)
4
o
:
K
2
[Si
6
Al
2
]Al
4
O
20
(OH)
4
(rắn) + 0,8Ca
2+
(dd) + 1,3Si(OH)
4

o
(dd) =
(muscovit)
1,1Ca
0,7
[Si
6,6
Al
1,4
]Al
4
O
20
(OH)
4
(rắn) + 2K
+
(dd) + 0,4OH
-
(dd) + 1,6H
2
O(lỏng)
(1.5)
(vecmiculit)
Ion Ca
2+
trao đổi với K
+
để chiếm giữ ví trí giữa các lớp tinh thể trong vecmiculit. Loại phản
ứng trao đổi này diễn ra mạnh ở các đất tích vôi tiêu nước kém có chứa nhiều ion canxi hoà tan

và axit silixic trong dung dịch đất.
Sự hoà tan không tương hợp cũng thường kèm theo sự oxi hoá-khử nếu sắt hoặc
nguyên tố oxi hoá khử nào đó có liên quan trong phản ứng phong hoá. Ví dụ, phản ứng hoà
tan không tương hợp của biotit (có chứa sắt hai) để hình thành vecmiculit (có chứa cả sắt ba và
sắt 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 sách
năm phản ứng phong hoá quan trọng nhất. Các ví dụ điển hình nhất là sự biến đổi của hematit
thành ferihydrit và anhydrit thành thạch cao:
5Fe
2
O
3
(rắn0 + 9H
2
O(lỏng) = Fe
10
O
15
.9H
2
O(rắn) (1.6)
(hematit) (ferihydrit)
CaSO
4
(rắn) + 2H
2
O(lỏng) = CaSO
4
.2H
2

O(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 nước
trong đất đạt khoảng 100%.
Các loại phản ứng phong hoá đã được xem xét một cách tóm tắt trong mục này cung
cấp cơ sở hoá học của sự biến đổi các khoáng vật trong đất cả trong từng giai đoạn lẫn giữa
các 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.
21
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 các
loại ion có cấu hình điện tử duy nhất và cấu hình này vẫn giữ nguyên như vậy ngay cả khi các
ion bất kỳ khác có thể xuất hiện trong cấu trúc của khoáng vật đó. Sự tương tác giữa một ion
với ion khác mang điện tích ngược dấu trong cấu trúc đó khá mạnh để hình thành một liên kết
ion. 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 làm
cho 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 liên
kết hoá học chỉ ra một mức độ nào đấy đặc tính ion và một mức độ nhất định của sự dùng
chung điện tử. Ví dụ, liên kết Si-O có đặc tính ion và đặc tính cộng hoá trị bằng nhau, còn liên
kết Al-O có khoảng 40% đặc tính cộng hoá trị, 60% đặc tính ion. Tuy nhiên, trong trường hợp

này nhôm là ngoại lệ. Hầu hết các liên kết kim loại – oxy xuất hiện trong các khoáng vật đất
đều có đặc tính ion mạnh hơn. Như vậy sự cộng hoá trị đóng vai trò thứ yếu trong cấu trúc của
hầu 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
Kimloại Z CN IR(nm) Kimloại Z CN IR(nm)
Li
Na
Mg
Al
K
Ca
Ti
Mn
Fe
Co
1
1
1
2
3
3
1
1
1
2
2
4
2
3

4
2
3
2
3
4
6
6
6
4
6
6
8
12
6
8
6
6
6
6
6
6
6
6
0,059
0,076
0,102
0,072
0,039
0,054

0,138
0,151
0,164
0,100
0,112
0,061
0,083
0,065
0,053
0,078
0,065
0,075
0,061
Ni
Cu
Zn
Rb
Sr
Zr
Ag
Cd
Cs
Ba
Hg
Pb
2
2
2
2
1

1
2
4
1
2
1
2
1
2
2
4
6
4
6
6
6
12
6
8
6
6
6
12
6
6
6
6
6
0,069
0,057

0,073
0,074
0,152
0,172
0,118
0,084
0,115
0,075
0,167
0,188
0,135
0,119
0,102
0,119
0,078
Nguồn: R.D. Shannon 1976.
22
Toàn bộ cấu trúc và độ bền tương đối của một khoáng vật được quyết định bởi tương
tác ion, tác động của nó có thể hiểu được dựa trên cơ sở quy luật tĩnh điện cổ điển và quy luật
Culong. Căn cứ vào quan điểm này, hai đặc tính nguyên tử quan trọng nhất của các nguyên tố
kim loại trong các khoáng vật đất là hoá trị và bán kính ion. Hoá trị là tỷ số của điện tích của
một loại ion với điện tích của proton đó. Bán kính ion là một khái niệm ít dùng trực tiếp, bởi vì
bán kính của một ion đơn độc trong một chất rắn không thể đo được. Vì vậy bán kính ion của
một kim loại là một con số được tính toán dựa trên những giả định sau: 1. Bán kính của ion
oxy trong tất cả các khoáng vật là 0,140 nm; 2. Tổng số các bán kính cation và anion bằng
khoảng cách giữa các nguyên tử đo được giữa 2 ion; 3. Bán kính ion phụ thuộc vào số phối trí
nhưng mặt khác nó không phụ thuộc vào loại cấu trúc của khoáng vật chứa loại ion đó (số
phối trí là số các anion ở ngay bên cạnh một cation trong một cấu trúc khoáng vật). Bảng 2.1
cho biết bán kính ion tiêu chuẩn được tính toán dựa trên những giả định các số liệu tinh thể
học.

Chú ý rằng, bán kính phụ thuộc nhiều vào hoá trị (Z) cũng như số phối trí (CN-
coordination number) của cation kim loại đó. Bán kính giảm khi hoá trị tăng, nhưng nó giảm
cùng với sự giảm số phối trí, trong khi hoá trị không thay đổi. Những số phối trí đã được tìm
thấy đặc trưng cho các cation trong các khoáng vật của đất là 4, 6, 8 và 12. Sự sắp xếp hình
học của những anion tương ứng với những số này được minh hoạ ở hình 2.1. Mỗi sự sắp xếp
tương ứng với một đa diện đều. Như vậy, tác dụng của trường tĩnh điện của anion trên một
cation có thể rộng hơn khi số phối trí của nó tăng lên. Trường tĩnh điện rộng hơn này làm biến
dạng (phân cực) cation đó đến nỗi nó mở rộng hơn đến khoảng trống rỗng giữa các anion bao
quanh, dẫn đến bán kính của nó tăng lên cùng với số phối trí.
Bức tranh trường tĩnh điện của các chất rắn ion có liên quan chặt chẽ với cấu trúc
nguyên 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
đến mức tối thiểu. Khái niệm này được
thể hiện theo những qui tắc Pauling:
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
23
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 xác
định 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
1.000 12 0.414 6
0.732 8 0.225 4
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 đa
diện anion có xu hướng không dùng chung các cạnh hoặc các mặt. Nếu các cạnh bị dùng
chung, 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 được
nói đến trong qui tắc được chỉ ra ở hàng giữa, còn hàng cuối gồm những hình cầu và vạch nối
chỉ những liên kết cation – anion mà độ dài của nó được xác định bằng bán kính ion. Bán kính
của hình cầu nhỏ nhất nằm ở khoảng trống trung tâm được tạo ra bởi sự ép chặt thành 1 khối
các anion theo 4 cách như đã chỉ ra ở hàng trên cùng của hình 2.1, bán kính của nó được tính
bằng các phương pháp hình học Ơclip. Bán kính này luôn luôn tương ứng với bán kính của
anion phối trí. Ví dụ, trong trường hợp phối trí tứ diện, hình cầu bé nhất có thể nằm khít bên
trong 4 anion phối trí có bán kính bằng 22,5% bán kính anion, còn đối với 6 anion phối trí, bán
kính này bằng 41,4% bán kính của anion đó. Những bán kính tối thiểu này được liệt kê trong
bảng kèm theo qui tắc Pauling 1. Những ví dụ cụ thể về tỷ lệ bán kính cation – oxy có thể được
tính bằng số liệu IR trong bảng 2.1 và thừa nhận bán kính của O
2-
bằng 0,140nm. Ví dụ cation
nào với số phối trí bằng 6 sẽ có bán kính ion ³ 0,058nm (= 0,414 x 0,140). Điều này là chung
cho tất cả, nhưng 2 giá trị IR trong bảng đối với CN bằng 6 chứng tỏ các qui tắc Pauling là
gần 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:
s = Z/CN (2.1)
trong đó Z và CN có trong bảng 2.1. Qui tắc nêu ra rằng tổng tất cả các giá trị s đối với các
cation liên kết với một anion đã biết bằng độ lớn của hoá trị của anion đó . Ví dụ, coi các ion
oxy trong thạch anh (SiO
2
) được phối trí với các ion Si
4+
. Bán kính của ion Si
4+
là 0,026nm
và số phối trí của nó là 4. Theo phương trình 2.1 thì s = 1,0 đối với Si
4+
. Vì giá trị tuyệt đối
của hoá trị của O
2-
là 2, qui tắc Pauling 2 chỉ cho phép hai Si
4+
liên kết với một O
2-
trong
SiO
2
.
Điều này có nghĩa là mỗi O
2-
trong thạch anh phải là góc của không quá hai tứ diện
oxyt silic như tứ diện vẽ ở bờn trái trong hình 2.1. Như vậy, các cấu trúc giả định đối với thạch
24

anh bao gồm O
2-
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 SiO
2
.
Qui tắc Pauling 3 dựa trên cơ sở qui luật Culong áp dụng đối với các cation. Tương tác
tĩnh điện đẩy nhau giữa các cation trong một tinh thể bị yếu đi hoặc bị “che chắn” bởi các anion
mang điện tích âm trong đa diện phối trí tương ứng của các cation đó. Nếu các cation có hoá
trị cao như Si
4+
, thì đa diện có sự dùng chung các góc (ví dụ về phiến khối tứ diện oxít silic
dùng chung các góc được chỉ ra ở hình 2.2). Nếu hoá trị của các cation hơi nhỏ hơn, ví dụ như
Al
3+
, thì có thể xảy ra sự dùng chung các cạnh của đa diện Hình 2.2 cũng chỉ ra loại dùng
chung này đối với một phiến khối bát diện bao gồm 6 anion X
b-
(ví dụ OH
-
) liên kết với cation
kim loại (ví dụ Al
3+
). Sự dùng chung cạnh làm cho các cation gần nhau hơn sự dùng chung
góc, tuy nhiên, việc ngăn ngừa điện tích bằng các anion đó khó hơn. Chúng đối phó với khó
khăn 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 được
dùng chung của đa diện.
Qui tắc Pauling 4 và 5 tiếp tục tinh thần của qui tắc 3. Chúng phản ánh một thực tế là
các tinh thể ion bền vững bao gồm các loại cation khác nhau không thể chịu đựng sự dùng

chung 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 đoạn
đầu đến giai đoạn giữa của chuỗi phong hoá Jackson-Sherman, ở đó chúng cũng tồn tại trong
nhóm hạt sét. Sự phong hoá hoá học các silicat nguyên sinh làm tăng thêm độ phì nhiêu tự
nhiên và hàm lượng các chất điện ly của đất. Nằm trong số các sản phẩm phân huỷ chính của
các khoáng vật này là các chất tan Na
+
, K
+
, Ca
2+
, Mg
2+
, Mn
2+
và Fe
2+
trong dung dịch đất.
Các cation kim loại Co
2+
, Cu
2+
và Zn
2+
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 này
đều rất dễ tiêu đối với sinh vật và trừ Na
+

chúng đều là các chất dinh dưỡng cần thiết cho cây.
Các cation Na
+
, Ca
2+
, Mg
2+
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
Tên Công thức hoá học Nhóm khoáng vật
Fosterit
Fayalit
Crysolit
Enstatit
Octoferosit
Diopsit
Tremolit
Actinolit
Hocnơblen
Muscovit
Biotit
Mg
2
SiO
4
Fe
2
SiO
4
Mg

1.8
Fe
0.2
SiO
4
MgSiO
3
FeSiO
3
CaMgSi
2
O
6
Ca
2
Mg
5
Si
8
O
22
(OH)
2
CaMg
4
FeSi
8
O
22
(OH)

2
NaCa
2
Mg
5
Fe
2
AlSi
7
O
22
(OH)
Olivin
Olivin
Olivin
Pyroxen
Pyroxen
Pyroxen
Amphibol
Amphibol
Amphibol
Mica
Mica