Nghiên cứu ảnh hưởng của axit silicic đến sự phân tán cấp hạt sét trong đất có thành phần giàu kaolinit và sắt

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI
TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN
---------------------

Đàm Thị Ngọc Thân

NGHIÊN CỨU
ẢNH HƯỞNG CỦA AXIT SILICIC
ĐẾN SỰ PHÂN TÁN CẤP HẠT SÉT TRONG
ĐẤT CÓ THÀNH PHẦN GIÀU KAOLINIT VÀ SẮT

LUẬN VĂN THẠC SĨ

Hà Nội – 2016


ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI
TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN
---------------------

Đàm Thị Ngọc Thân

NGHIÊN CỨU
ẢNH HƯỞNG CỦA AXIT SILICIC
ĐẾN SỰ PHÂN TÁN CẤP HẠT SÉT TRONG
ĐẤT CÓ THÀNH PHẦN GIÀU KAOLINIT VÀ SẮT
Chuyên ngành: Khoa học Môi trường
Mã số

: 60 44 03 01

LUẬN VĂN THẠC SĨ

NGƯỜI HƯỚNG DẪN KHOA HỌC: PGS.TS. Nguyễn Ngọc Minh

Hà Nội – 2016


LỜI CẢM ƠN
Trong quá trình nghiên cứu, tôi đã nhận được sự quan tâm giúp đỡ nhiệt tình
và sự đóng góp quý báu của nhiều tập thể và cá nhân, tạo điều kiện thuận lợi cho tôi
hoàn thành bản luận văn này.
Lời đầu tiên, tôi xin chân thành cảm ơn các thầy cô thuộc Bộ môn Thổ
nhưỡng và Môi trường đất, Khoa Môi trường, Trường Đại học Khoa học Tự nhiên,
Đại học Quốc gia Hà Nội đã tạo mọi điều kiện thuận lợi để tôi có thể học tập và làm
việc trong suốt thời gian nghiên cứu.
Đặc biệt, với lòng biết ơn và sự kính trọng sâu sắc, tôi xin gửi lời cảm ơn
chân thành tới PGS.TS. Nguyễn Ngọc Minh - Bộ môn Thổ nhưỡng và Môi trường
Đất, Khoa Môi trường, Trường Đại học Khoa học Tự nhiên đã trực tiếp hướng dẫn,
tận tình giúp đỡ tôi trong suốt quá trình thực hiện luận văn. Cảm ơn thầy đã rất tâm
huyết chỉ dẫn và góp ý để tôi hoàn thành luận văn này.
Tôi xin gửi lời cảm ơn tới gia đình, bạn bè luôn quan tâm động viên, ủng hộ
và giúp đỡ về mặt tài chính và tinh thần, theo sát tôi trong suốt quá trình hoàn thiện
luận văn.
Tôi xin cám ơn sự hỗ trợ kinh phí thực hiện từ đề tài Nafosted (mã số:
105.08 – 2015.01).
Xin chân thành cảm ơn!
Hà Nội, ngày 30 tháng 11 năm 2016
Học viên
Đàm Thị Ngọc Thân

iii


MỤC LỤC
LỜI MỞ ĐẦU .............................................................................................................1
Chương 1. TỔNG QUAN TÀI LIỆU .........................................................................3
1.1. Silic trong đất ..................................................................................................3
1.1.1.

Các bồn Si trong đất ............................................................................3

1.1.2.

Vai trò của Si đối với thực vật và môi trường đất .............................10

1.2. Đặc tính keo của khoáng vật sét, các yếu tố ảnh hưởng tới sự phân tán của
khoáng sét trong đất ..............................................................................................13
1.2.1. Khoáng sét trong đất và sự hình thành kaolinit trong đất nhiệt đới .......13
1.2.2. Đặc điểm hóa học bề mặt của khoáng sét ..............................................15
1.2.3. Đặc tính keo của khoáng sét ...................................................................16
1.2.4. Các yếu tố ảnh hưởng tới đặc tính keo và tính bền vững của hệ keo .....17
1.2.5. Vai trò của khoáng sét kaolinit trong đất với độ phì của đất nhiệt đới ..19
1.3. Dòng Silic và mối quan hệ với đặc tính keo.................................................20
Chương 2. ĐỐI TƯỢNG VÀ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU ............................23
2.1. Đối tượng nghiên cứu ....................................................................................23
2.1.1. Mẫu đất nghiên cứu ................................................................................23
2.1.2. Dung dịch axit silicic ..............................................................................24
2.2. Phương pháp nghiên cứu ...............................................................................25
2.2.1. Xác định các đặc tính cơ bản của mẫu đất nghiên cứu ..........................25
2.2.2. Xác định các đặc tính cơ bản của mẫu sét nghiên cứu ...........................26

2.2.3. Xác định các dạng tồn tại Si trong đất ...................................................26
2.2.4. Thí nghiệm tán xạ ánh sáng và phân tán trên ống nghiệm .....................27
2.2.5. Xác định khả năng biến thiên thế điện động của cấp hạt sét trong đất
Phú Hộ, Phú Thọ ..............................................................................................29
iv


2.2.6. Xác đinh khả năng hấp phụ axit silicic của cấp hạt sét trong mẫu đất
nghiên cứu ........................................................................................................30
Chương 3. KẾT QUẢ NGHIÊN CỨU VÀ THẢO LUẬN ......................................32
3.1. Các tính chất cơ bản của mẫu đất nghiên cứu ...............................................32
3.2. Ảnh hưởng của axit silicic tới khả năng phân tán của cấp hạt sét trong đất
giàu kaolinit và sắt ................................................................................................35
3.3. Ảnh hưởng của axit silicic tới biến thiên thế điện động của cấp hạt sét .......40
3.4. Sự hấp phụ của axit silicic lên cấp hạt sét trong đất giàu kaolinit và sắt .....41
3.5. Cơ chế tác động của axit silicic tới đặc tính keo của cấp hạt sét trong đất
nghiên cứu .............................................................................................................42
KẾT LUẬN ...............................................................................................................47
TÀI LIỆU THAM KHẢO .........................................................................................48
PHỤ LỤC ..................................................................................................................51

v


CHỮ CÁI VIẾT TẮT

ASi

Silic vô định hình

BSi

Silic sinh học

CEC

Dung tích trao đổi cation

CHC

Chất hữu cơ

DCB

Dithionit Citrat Bicarbonat

DSi

Silic hòa tan

iep

Điểm đẳng điện (isoelectronic point)

PhytOC

Cacbon hữu cơ trong cấu trúc phytolith

T%

Độ truyền qua (Transmission (%))

ζ

Thế điện động zeta (Zeta potential)

vi


DANH MỤC HÌNH, BẢNG
Hình 1.1. Bồn Si trong đất và quá trình biến đổi (không tính xói mòn, lắng) ............3
Hình 1.2. Các dạng silic trong pha rắn của đất ...........................................................5
Hình 1.3. Các bồn Si sinh học trong đất .....................................................................8
Hình 1.4. Sự thay đổi điện tích trên phần rìa của khoáng sét ...................................15
Hình 1.5. Vòng tuần hoàn sinh địa hóa Si toàn cầu ..................................................22
Hình 2.1. Vị trí lấy mẫu nghiên cứu..........................................................................23
Hình 2.2. Sơ đồ cấu tạo và cơ chế hoạt động của máy PCD Mütek 05 ....................29
Hình 3.1. Nhiễu xạ X-ray của cấp hạt sét trong mẫu đất nghiên cứu với các quy
trình xử lý khác nhau .................................................................................................34
Hình 3.2. (a) Phổ hấp thụ hồng ngoại FTIR và (b) ảnh chụp trên kính hiển vi điện tử
quét (SEM) của cấp hạt sét trong đất nghiên cứu .....................................................34
Hình 3.3. Khả năng phân tán của cấp hạt sét dưới ảnh hưởng của các nồng độ axit
silicic khác nhau ở pH 3,0 (Bảng 1 - Phụ lục 1) .......................................................36
Hình 3.4. Khả năng phân tán của cấp hạt sét dưới ảnh hưởng của các nồng độ axit
silicic khác nhau ở pH 3,5 (Bảng 2 - Phụ lục 1) .......................................................36
Hình 3.6. Khả năng phân tán của cấp hạt sét dưới ảnh hưởng của các nồng độ axit
silicic khác nhau ở pH 5,0 (Số liệu cụ thể trong Bảng 4 – Phụ lục 1) ......................38
Hình 3.7. Sự phân tán của cấp hạt sét dưới ảnh hưởng của các nồng độ axit silicic
khác nhau ở pH 3,5 sau các khoảng thời gian ...........................................................39
Hình 3.8. Biến thiên thế ζ của (a) cấp hạt sét trong đất nghiên cứu và (b) cấp hạt sét

đã loại bỏ Fe ..............................................................................................................41
Hình 3.9. Thí nghiệm hấp phụ của axit silicic lên bề mặt cấp hạt sét trong đất nghiên
cứu. ............................................................................................................................42
Hình 3.10. Cơ chế ảnh hưởng của axit silicic tới đặc tính keo của kaolinit và các
oxit sắt trong huyền phù ............................................................................................43
Hình 3.11. Ảnh hưởng của pH tới khả năng phân tán của cấp hạt sét với các mức
nền nồng độ axit silicic khác nhau (0, 5 và 25 mg L-1) .............................................44
Bảng 3.1. Một vài đặc tính lý hóa cơ bản của mẫu đất và cấp hạt sét nghiên cứu…33

vii


LỜI MỞ ĐẦU
Rửa trôi khoáng sét là một vấn đề nghiêm trọng xảy ra phổ biến ở khu vực
đồi núi cao và các khu đất trống không có sự che phủ của thảm thực vật. Hiện tượng
này có liên quan mật thiết tới đặc tính keo của cấp hạt sét trong đất cũng như tính
linh động của hạt đất và mức độ bền vững của cấu trúc đất. Bên cạnh các yếu tố
thường được quan tâm như sự thay đổi pH, nồng độ các cation, anion hòa tan trong
dung dịch đất, tương tác của các khoáng vật đất với hợp chất không mang điện như
axit silicic, mặc dù rất phổ biến trong đất và có thể có những ảnh hưởng nhất định
tới đặc tính của hạt keo đất, còn chưa được chú ý.
Silic (Si) là nguyên tố giàu thứ hai sau oxy trong lớp vỏ trên của trái đất
(~28%) và có mặt trong hầu hết các loại đá mẹ cũng như các khoáng vật thứ sinh
trong đất [58]. Sự tồn tại của Si thường gắn liền với oxy để tạo thành oxit silic. Ước
tính oxit silic có thể chiếm tới 66,6% lớp vỏ lục địa của trái đất. Si hòa tan trong
dung dịch đất có nguồn gốc chủ yếu từ sự hòa tan của các khoáng vật nguyên sinh
và thứ sinh [32]. Nồng độ Si trong dung dịch đất của các loại đất khác nhau là khác
nhau và có thể lên tới 2 mM [34]. Trong đất, Si tồn tại chủ yếu dưới dạng axit mono
silicic H4SiO40 và có thể bị hấp phụ bởi các oxit sắt, nhôm cũng như các loại
khoáng sét của đất. Hàng năm, trên thế giới, khoảng 6 Tmol Si hòa tan (1 Tmol =

1012 mol) từ đất liền được đưa ra biển thông qua các hệ thống sông [27]. Như vậy,
nếu Si có bất kì tương tác nào với khoáng vật sét thì đây không chỉ là yếu tố ảnh
hưởng tới sự linh động của sét mà còn tác động tới vòng tuần hoàn Si.
Trong điều kiện của đất nhiệt đới, kaolinit là khoáng vật chính chiếm ưu thế
trong thành phần khoáng vật cùng với sự tích tụ tương đối sắt, nhôm là những yếu
tố ảnh hưởng quyết định tới đặc tính keo của đất. Kaolinit là khoáng vật có cấu trúc
1:1, trong khi bề mặt nền mang điện âm vĩnh cửu, bề mặt rìa của khoáng sét này
mang điện tích biến thiên theo các giá trị pH trong dung dịch đất. Trong đất có tính
axit, mặt rìa của kaolinit mang điện dương, thúc đẩy quá trình hình thành liên kết bề

1


mặt rìa - bề mặt nền - cấu trúc card-house và dẫn tới hiện tượng keo tụ. Axit silicic
trong trường hợp này nhiều khả năng sẽ bị hấp phụ lên bề mặt rìa của kaolinit và
lớp vỏ oxit sắt của khoáng vật, làm gián đoạn quá trình hình thành cấu trúc cardhouse và thúc đẩy sự phân tán của các keo sét trong dung dịch đất. Tuy nhiên, ảnh
hưởng của sự hấp phụ axit silicic tới khả năng phân tán của khoáng vật sét trong
đất, đặc biệt là đất giàu kaolinit và sắt, còn chưa được nghiên cứu một cách chi tiết.
Với những lý do kể trên, đề tài luận văn thạc sĩ khoa học với tên gọi
“Nghiên cứu ảnh hưởng của axit silicic đến sự phân tán cấp hạt sét trong đất có
thành phần giàu kaolinit và sắt” đã được tiến hành với mục tiêu đặt ra như sau:
-

Tìm hiểu tương tác và sự hấp phụ của axit silicic của lên khoáng vật sét trong
đất có thành phần giàu kaolinit và sắt.

-

Cung cấp các thông tin cơ bản về ảnh hưởng của axit silicic tới đặc tính keo
của cấp hạt sét trong đất giàu kaolinit và sắt.

Nội dung nghiên cứu của đề tài bao gồm:
-

Xác định đặc tính keo của cấp hạt sét trong đất giàu kaolinit và sắt dưới ảnh
hưởng của axit silicic và yếu tố pH

-

Xác định biến thiên thế điện động của cấp hạt sét trong mẫu đất nghiên cứu
dưới ảnh hưởng của sự thay đổi nồng độ axit silicic

-

Xác định khả năng hấp phụ axit silicic của cấp hạt sét trong mẫu đất nghiên
cứu

-

Đề xuất cơ chế tác động của axit silicic tới khả năng keo tụ của khoáng sét
trong đất giàu kaolinit và sắt

2


Chương 1. TỔNG QUAN TÀI LIỆU
1.1. Silic trong đất
1.1.1. Các bồn Si trong đất
Si là nguyên tố phổ biến thứ hai trong lớp vỏ trái đất với hàm lượng khoảng
28,8% [58]. Là nguyên tố có mặt trong hầu hết các loại đá mẹ, do đó, Si trở thành

một trong những nguyên tố cơ bản có mặt trong phần lớn các loại đất. Hàm lượng
Si trong đất rất khác nhau đối với các loại đất khác nhau phụ thuộc vào bản chất của
đá mẹ và các quá trình chuyển hóa diễn ra trong đất. Mặc dù Si là một nguyên tố có
tỷ trọng lớn, quan trọng trong đất, tuy nhiên nguyên tố này còn ít nhận được sự
quan tâm của các nhà khoa học.

Hình 1.1. Bồn Si trong đất và quá trình biến đổi (không tính xói mòn, lắng) [54]
Trên đất liền, sự tương tác giữa các quá trình hóa học và sinh học diễn ra chủ
yếu ở trong đất. Các quá trình dịch chuyển theo phương thẳng đứng, theo phương
ngang và quá trình làm linh động các nguyên tố trong đất theo nhiều phạm vi khác
nhau dẫn tới sự tích lũy Si trong các bồn Si khác nhau trong đất. Theo nguồn gốc,
các bồn Si trong đất có thể chia thành 2 loại: bồn Si có nguồn gốc từ khoáng vật đất
và bồn Si sinh học (Hình 1.1).

3


1.1.1.1.

Si trong các loại khoáng vật đất

Trong lớp vỏ trái đất, Si chủ yếu tồn tại trong các khoáng vật silicat, trong đó
bao gồm các oxit silic và 90% tất cả các loại khoáng vật đều chứa silic. Do đó, Si
trở thành nguyên tố phổ biến thứ hai trên vỏ trái đất chỉ sau oxy. Bồn Si trong các
khoáng vật đất bao gồm 3 phần chính: (1) khoáng vật nguyên sinh kế thừa từ đá mẹ,
(2) khoáng vật thứ sinh (chủ yếu là các khoáng vật sét có cấu trúc tinh thể) và (3)
khoáng vật thứ sinh có cấu trúc vi tinh thể và vô định hình được phát triển thông
qua quá trình hình thành đất [48].
Hàm lượng Si dao động trong khoảng từ lượng vết trong các loại đá cacbon
(như đá vôi và đá cacbonat), đến 23% trong các loại đá cơ bản như bazan và tới trên

46,5% ở đá orthoquarzit [48]. Trong các loại đất được phong hóa từ các loại đá này,
hàm lượng Si dao động trong khoảng từ 46% trong silcrit đến 7,9% trong
petrocalcic, thậm chí còn thấp hơn ở các loại đất phong hóa mạnh như Oxisols,
bauxit hoặc ferricrit [48]. Đất chủ yếu chứa Si ở trong thành phần khoáng vật như
oxit silic, khoáng vật nguyên sinh và silicat thứ sinh, đặc biệt là khoáng vật
phyllosilicat [32].
Khoáng vật nguyên sinh tập trung trong đất chủ yếu ở cấp hạt cát và limon
(50 – 2000 µm và 2 – 50 µm). Ngược lại, các loại khoáng vật thứ sinh lại tập trung
chủ yếu ở cấp hạt sét (<2 µm), là kết quả của quá trình phong hóa tạo thành đất [4],
bao gồm khoáng vật phyllosilicat và các oxit sắt (nhôm) [48].

4


Hình 1.2. Các dạng silic trong pha rắn của đất [14]
a. Oxit silic
Trong đất, khả năng hòa tan của các khoáng vật Si vô định hình cao hơn (1,8
- 2 mM) so với quartz (0,10 - 0,25 mM) do khả năng hòa tan Si phụ thuộc vào mật
độ các tứ diện Si và kích thước, trật tự sắp xếp của tinh thể khoáng vật [20, 32].
Quartz vốn được biết tới là khoáng vật rất phổ biến trong môi trường đất, có độ bền
cao và có khả năng chống chịu với quá trình phong hóa, trở thành khoáng vật cuối
cùng được tinh thể hóa từ vật liệu ban đầu là macma [19, 48]. Quá trình hòa tan Si
vô định hình thông qua phản ứng thủy phân ở pH < 9 theo phản ứng sau:
0

SiO2 + 2H2O

H4SiO4

Khả năng hòa tan của Si sinh học tương đương với oxit Si vô định hình (1,8

mM) và cao gấp 17 lần so với quartz [25]. Tỷ lệ Si giải phóng từ xác thực vật như
rơm rạ phụ thuộc vào phản ứng thủy phân xenlulozơ, điều này chứng tỏ rằng phần
lớn Si có trong phytolith tồn tại ở dạng vô cơ tinh khiết, không tạo phức với các hợp

5


chất hữu cơ [26]. Bản thân thực vật cũng có một cơ chế cân bằng giữa tỷ lệ
xenlulozơ, lignin và Si một cách chặt chẽ nhưng rất linh hoạt. Do đó, có thể kết luận
vòng tuần hoàn của Si trong thực vật có liên quan mật thiết tới vòng tuần hoàn của
xenlulozơ và lignin [14].
Khả năng hòa tan các khoáng vật Si vô định hình sẽ tăng một cách tuyến tính
với tỷ lệ chưa bão hòa Si của dung dịch. Tuy nhiên, nghiên cứu của Dove và nnk
(2008) chứng minh rằng tỷ lệ hòa tan của khoáng vật Si vô định hình phụ thuộc theo
hàm mũ với nồng độ các chất điện ly (các cation kim loại kiềm và kiềm thổ) [26].
Sự hấp phụ Al và các kim loại hóa trị II hoặc III khác (Fe3+, Zn2+ và Cu2+) ảnh
hưởng tới đặc tính bề mặt của chuỗi Si vô định hình và làm giảm tỷ lệ hòa tan của
các khoáng vật dạng này [19, 43].
Khả năng hòa tan của các khoáng vật Si, bao gồm cả dạng tinh thể và dạng
vô định hình là hằng số trong khoảng pH từ 2 - 8,5 nhưng tăng lên một cách nhanh
chóng tại pH gần bằng 9 khi axit yếu silicic phân ly nấc thứ nhất [19]:
H3SiO4- + H+

H4SiO4
b. Khoáng vật silicat

Tốc độ phong hóa của các khoáng vật silicat đóng một vai trò quan trọng
trong quá trình phát triển đất, khả năng đệm của đất có liên quan tới lắng đọng axit,
vòng tuần hoàn cacbon và vòng tuần hoàn của nhiều nguyên tố vô cơ đặc trưng cho
độ phì của đất. Tốc độ hòa tan của một khoáng vật trong một môi trường nhất định

là hàm phụ thuộc vào các yếu tố cường độ (nhiệt độ, độ ẩm, pH và Eh) và các yếu
tố: vị trí hoạt động bề mặt, bản chất của khoáng vật. Kết quả này là hệ quả của quá
trình tăng dần tính ổn định từ các khoáng vật nguyên sinh kém bền vững nhất tới
các khoáng vật silicat thứ sinh (ví dụ kaolinit, allophan, nhôm, sắt oxit/hydroxit).
Tốc độ hòa tan khoáng vật phụ thuộc chủ yếu vào cân bằng hóa học của các
quá trình tạo thành Si ở dạng tự do, các quá trình như tạo kết tủa thứ sinh, hấp phụ

6


và quá trình thực vật hút thu Si có thể thúc đẩy sự hòa tan các loại khoáng vật [18].
Sự tập trung của các phân tử axit hữu cơ ở nồng độ cao trong tầng hữu cơ có khả
năng thúc đẩy quá trình phong hóa khoáng vật nguyên sinh và thứ sinh thông qua
tạo phức và ăn mòn do axit [8, 9].
1.1.1.2.

Si trong dung dịch đất

Trong dung dịch đất, Si chủ yếu tồn tại dưới dạng axit monosilicic (axit
silicic, H4SiO4). Nghiên cứu dung dịch đất của đất Podzols cho thấy 80 đến 100%
Si hòa tan trong dung dịch tồn tại dưới dạng axit monosilic. Nồng độ Si hòa tan
trong dung dịch đất cao hơn nhiều so với trong các thủy vực nước mặt và dao động
trong khoảng từ 100 đến 500 µM [54]. Trong điều kiện môi trường kiềm mạnh (pH
> 9), do sự phân ly để tạo thành các ion H3SiO4- và H2SiO42-, một phần của axit
silicic chuyển hóa thành axit polymeric silicic và lượng Si hòa tan trong dung dịch
đất phụ thuộc theo hàm mũ với giá trị pH.
Nồng độ của Si trong dung dịch đất phụ thuộc vào khả năng hòa tan của các
khoáng vật nguyên sinh và thứ sinh trong đất. Độ hòa tan của các khoáng vật phụ
thuộc vào nhiệt độ, kích thước hạt, thành phần hóa học và sự đứt gãy trên bề mặt
khoáng vật. Do đó, nồng độ Si hòa tan trong dung dịch đất có quan hệ chặt chẽ với

bản chất của đá mẹ, nhiệt độ của đất, mức độ phong hóa và thời gian lưu của nước
trong các khoảng hổng. Khi nhiệt độ trong đất tăng từ 5 đến 25oC, nồng độ cân bằng
của Si trong dung dịch đất tăng gấp đôi. Các thí nghiệm ngoài thực địa cũng chỉ ra
nồng độ Si trong dung dịch đất tại/hoặc gần khu vực đất giàu sắt, có tính khử cao
hơn so với đất không có tính khử. Điều này chứng tỏ vai trò quan trọng của các
phản ứng khử có sự tham gia của các oxit sắt đối với nồng độ Si trong dung dịch
đất.
1.1.1.3.

Si tích lũy trong đất nhờ các quá trình sinh học

Si sinh học trong đất có thể được chia thành các nhóm chính: Si (1) từ thực
vật (bao gồm cả phytolith), (2) từ vi sinh vật và (3) từ sinh vật đơn bào. Những

7


thông tin về kích thước, đặc điểm và sự chuyển hóa của các bồn Si sinh học này
trong đất còn rất ít đối với hầu hết các loại đất.

Các bồn Si sinh học trong đất

Từ
Si tđộng vật

Từ vi sinh vật

Từ thực vật

Si hòa tan

Phytolith (≥ 5µm)

Vi khuẩn

Từ SV đơn bào

Nấm

Hình 1.3. Các bồn Si sinh học trong đất [54]
Đối với các bồn Si có nguồn gốc từ vi sinh vật và sinh vật đơn bào, hiện nay
mới chỉ có các bằng chứng chứng tỏ sự có mặt của của bồn Si này trong đất [13].
Hệ vi sinh vật ảnh hưởng tới quá trình chuyển hóa Si trong đất thông qua các quá
trình: (1) phân hủy lá, xác thực vật (giúp giải phóng Si từ rễ và các mô thực vật) và
(2) thúc đẩy quá trình hòa tan các khoáng vật do hoạt động của nấm sợi [53]. Thành
tế bào của vi sinh vật có thể đóng vai trò như hạt nhân tinh thể trong quá trình kết
tủa Si [35].
Si tích lũy vào thực vật thông qua quá trình hút thu bị động cùng với nước
hoặc qua cơ chế hút thu chủ động. Hàm lượng Si trong thực vật dao động từ 0,1 đến
16% khối lượng khô [16, 21]. Trung bình, hàm lượng Si trong thực vật chiếm từ 1
đến 3% trọng lượng khô, tuy nhiên, một số loài tích lũy lượng ASi lên tới 10%,
thậm chí cao hơn. Từ việc tiến hành điều tra trên 175 loài thực vật phát triển trên
cùng một loại đất, Takahashi và Miyake (1976) phân chia thực vật thành hai nhóm:
nhóm tích lũy Si (lượng Si hút thu >> lượng nước hút thu) và nhóm không tích lũy
Si (lượng Si hút thu tương đương hoặc nhỏ hơn so với lượng nước hút thu) [56].
Marschner (1995) đã phân loại thực vật thành ba nhóm dựa trên hàm lượng Si trong

8

chất khô của cây: (1) các loài họ Cói (Cyperaceae) thuộc bộ hòa thảo và các cây
sống ở đất ngập nước (ví dụ như cây lúa) có chứa 10 - 15% SiO2 trong chất khô; (2)
các cây trồng cạn như lúa mì, mía… với hàm lượng Si trog cây thấp hơn (1 - 3%
SiO2 trong chất khô); và (3) nhóm không tích lũy Si gồm phần lớn các loài cây song
tử diệp như cây họ đậu với ít hơn 0,5% SiO2 trong chất khô [41].
Si hòa tan sau khi được cây hút thu từ đất (thông qua cơ chế hút thu bị động
hoặc chủ động) tích tụ lại trong cơ thể thực vật dưới dạng Si vô định hình (opal A;
SiO2.nH2O). Si vô định hình (ASi) được tìm thấy trong lá cây, thân cây, cơ quan
sinh sản, rễ cây và tập trung nhiều nhất ở những nơi có lượng nước mất đi lớn nhất
của cây. Sau quá trình rụng lá và sau khi cây chết, phytolith được trả lại cho lớp
tầng mặt và đóng góp vào bồn ASi ở tầng này. Thành phần Si có nguồn gốc từ thực
vật trong đất dao động từ 0,01 đến 50% [13]. Nếu tốc độ tích tụ Si có nguồn gốc từ
thực vật lớn hơn tốc độ phân rã, một bồn Si sinh học có thể hình thành trong đất.
Việc trồng các loại cây có hàm lượng Si cao như lúa, mía có thể dẫn tới sự tích lũy
Si nhiều hơn trong hệ sinh thái đất. Ví dụ, theo nghiên cứu của Berthelsen và nnk
(2001), mỗi năm các cánh đồng mía có thể trả lại hơn 100 kg Si/ha cho đất [10].
Phytolith có cân bằng nồng độ Si hòa tan bão hòa xấp xỉ 1800 µM cao hơn
hẳn khi so sánh với các khoáng vật nguyên sinh (200 - 600 µM) và khoáng vật thứ
sinh (ví dụ kaolinit và gibbsit: 30 µM). Các pH thấp làm giảm tốc độ hòa tan của
phytolith. Trong đất rừng nhiệt đới, chỉ một phần nhỏ (~8%) phytolith trong tầng
thảm mục còn tồn tại, không bị hòa tan theo độ sâu [6]. Ở các loại đất khác nhau,
phytolith có hình dạng và cấu trúc khác nhau. Kích thước của Si vô định hình kết
tủa nằm trong khoảng 100 đến 200 nm. Hàm lượng phytolith thường giảm theo
chiều sâu của phẫu diện đất.

9


1.1.2. Vai trò của Si đối với thực vật và môi trường đất
1.1.2.1.

Đối với thực vật

Si vẫn thường được biết đến với khả năng thúc đẩy sự sinh trưởng, phát triển,
khả năng kháng chịu sâu bệnh và tăng năng suất của một vài loại cây trồng, bao
gồm: lúa, mía đường, lúa mì và một số loại cây hai lá mầm. Tuy không phải là
nguyên tố dinh dưỡng thiết yếu đối với cây trồng, Si vẫn được tìm thấy trong mô tế
bào với một khối lượng lớn, ngang bằng với tổng các chất dinh dưỡng thiết yếu (N,
P, K, Ca, Mg). Vai trò của nguyên tố này đối với sự sinh trưởng và pháp triển của
cây trồng đã được đề cập tới trong nhiều nghiên cứu khác nhau. Silic có khả năng
làm tăng khả năng chống chịu của cây trồng đối với các yếu tố vô sinh hoặc hữu
sinh [38, 47]. Các yếu tố hữu sinh bao gồm bệnh hại và các loại côn trùng gây hại,
trong khi các yếu tố vô sinh quan trọng thường được đề cập tới như hạn hán, lũ lụt,
mặn hóa hoặc kim loại gây độc cho cây. Đối với các loại cây được trồng trên đất
thiếu Si và thường xuyên chịu tác động của các yếu tố kể trên, việc bón phân Si sẽ
góp phần làm tăng năng suất cây trồng một cách đáng kể. Ví dụ: việc bón phân Si
cho cây mía đường góp phần làm tăng sản lượng mía 10 - 50% ở Hawaii, 20% ở
khu vực Florida và 21 - 41% ở Australia [24, 36, 51].
Silic làm tăng khả năng kháng bệnh, bảo vệ cây trồng khỏi các yếu tố gây
bệnh hại (chủ yếu do nấm và một số loại vi khuẩn) thông qua hai cơ chế. Thứ nhất,
Si kết hợp với lớp biểu bì làm thành tế bào trở nên chắc chắn hơn, giúp cây cứng
cáp nhưng lại có khả năng đàn hồi. Si tạo nên các phức hợp với polyphenol để hình
thành những hợp chất với lignin tăng cường độ cứng của thành tế bào, ngăn cản khả
năng xâm nhập của các loại nấm bệnh. Thứ hai, Si hòa tan đóng vai trò quan trọng
trong cơ chế vật lý, hóa sinh/cơ chế phân tử để kháng bệnh hại [23, 30]. Sự lắng
đọng của Si ở lớp biểu bì cũng tạo ra một rào cản vật lý ngăn ngừa sự tấn công của
côn trùng và các loài sâu bướm ăn lá.

10

Nhiều công trình nghiên cứu đã chứng tỏ vai trò của Si trong việc tăng cường
khả năng chống chịu hạn của một số loại cây trồng như lúa gạo, lúa mì, dưa chuột,
hoa hướng dương và ớt [38, 62]. Việc bón phân Si cũng góp phần tăng cường khả
năng chịu mặn của các loại cây tương tự kể trên [47, 62]. Cơ chế của các quá trình
này được mô phỏng dựa trên các quá trình sinh lý (sự điều tiết tốc độ thoát hơi
nước, làm tăng khả năng quang hơp và giảm lượng hấp thu ion Na+ và Cl- vào cây)
và sinh hóa (tăng khả năng chống oxy hóa, điều chỉnh khả năng thẩm thấu với các
chất hữu cơ hòa tan) [62]. Các nghiên cứu còn cho thấy, Si giúp cây tránh bị ngộ
độc Mn, Fe và Al vì Si giúp phân phối các nguyên tố kim loại này trong cây một
cách hợp lý. Bên cạnh đó, Si còn giúp loại bỏ sự mất cân đối dinh dưỡng giữa Zn và
P trong cây làm cho cây khỏe hơn [40]. Trong đất phèn, Si tạo phức với Fe, Al
thành những hợp chất khó tan, qua đó, giảm nồng độ các yếu tố độc hại như Fe, Mn
và Al trong dung dịch đất [16]. Bên cạnh đó, Si đóng vai trò quan trọng trong giảm
độc tính Cd ở lúa bằng cách tăng tích lũy Cd trong rễ và giảm vận chuyển Cd từ rễ
đến chồi [22].
1.1.2.2.

Đối với môi trường đất

a. Vai trò của Si hòa tan
Quá trình phong hóa của các khoáng vật chứa Si ảnh hưởng tới quá trình
hình thành đất như: khả năng của đệm của đất; liên quan đến quá trình lắng đọng
axit; ảnh hưởng đến chu trình cacbon và chu trình của các nguyên tố vô cơ khác.
Bên cạnh đó, đây cũng là yếu tố quan trọng quyết định đến độ phì nhiêu của đất.
H3SiO4- + H+

H4SiO4

Phản ứng trên thể hiện tính đệm quan trọng đối với một số hệ thống tự nhiên.

Hàm lượng Si linh động trong đất tương đối thấp và chủ yếu tồn tại ở dạng axit
silicic và Si sinh học - phytolith. Mặc dù axit silicic là một trong những hợp chất
phổ biến nhất tồn tại trong môi trường đất, tuy nhiên ảnh hưởng của axit này tới khả
năng phân tán của cấp hạt sét còn ít được quan tâm nghiên cứu [17].

11


b. Vai trò của bồn Si sinh học
Si sinh học được hoàn trả lại đất thông qua quá trình hoàn trả sinh khối và
rụng lá. Những năm gần đây, vai trò quan trọng của Si tuần hoàn trong hệ sinh thái
tự nhiên thông qua các bể Si sinh học đã được nhiều nghiên cứu ghi nhận [14, 27].
Trong đất, các ion Si4+ là các hạt nhân liên kết và nhờ chuỗi các phản ứng
polyme hóa để phát triển cấu trúc của phytolith. Trong quá trình kết tủa, các màng
Si có thể bao bọc các lipit, protein hay cacbonhydrat. Lượng chất hữu cơ bị
phytolith hấp phụ, tích lũy trong đất có thể lên đến 5% và được gọi chung là
PhytOC. Ngay cả khi phytolith được đưa trở lại môi trường đất, PhytOC này vẫn có
thể được bảo quản trong một thời gian rất dài, chống lại sự phân hủy sinh học bởi
các vi sinh vật nhờ các màng Si vững chắc. Do đó, tốc độ khoáng hóa chất hữu cơ
chậm lại sẽ góp phần giảm phát thải khí nhà kính từ đất vào không khí.
Do có độ âm điện bề mặt lớn, phytolith góp phần quan trọng trong việc làm
tăng CEC trong đất [2]. Các cation được giữ lại trên bề mặt phytolith thông qua lực
hút tĩnh điện và có thể giải phóng trở lại dung dịch đất, đóng góp vào quá trình điều
hòa và cung cấp chất dinh dưỡng cho cây, cũng như hạn chế sự rửa trôi khỏi đất.
Mặt khác, phytolith giữ các anion vào cấu trúc để thay thế các cầu nối oxy và quá
trình này kèm theo sự giải phóng Si [2]. Điều đó có nghĩa rằng, phytolith trong đất
có khả năng tham gia điều tiết và cung cấp các khoáng chất cho cây trồng. Sự hấp
thụ của các anion làm yếu đi liên kết Si - O và có thể làm ngắn đi vòng đời của
phytolith [2].
Trong điều kiện đất ngập nước, kim loại nặng trở nên linh động hơn khi liên

kết với CHC hòa tan. Tuy nhiên, phytolith có thể làm giảm bớt sự linh động này
nhờ khả năng siêu hút thu CHC [59]. Theo Nguyễn Ngọc Minh và nnk (2011), kết
quả nghiên cứu về khả năng xử lý chất ô nhiễm của phytolith tách chiết từ cây lúa
cho thấy, CEC của phytolith đạt xấp xỉ 160 cmol Kg-1, khả năng hấp thu CHC (axit
humic) của phytolith đạt tới 15,25 g Kg-1 [4]. Từ đó, nghiên cứu này cũng đưa ra

12


kết luận rằng phytolith có khả năng hấp phụ kép đối với cation kim loại và anion
hữu cơ thông qua hai cơ chế là hấp phụ hình thái và hấp phụ ion. Như vậy, sự có
mặt của phytolith trong đất lúa là thành phần quan trọng trong việc ngăn cản sự di
chuyển xuống các tầng sâu hơn của kim loại nặng.
1.2. Đặc tính keo của khoáng vật sét, các yếu tố ảnh hưởng tới sự phân tán
của khoáng sét trong đất
1.2.1. Khoáng sét trong đất và sự hình thành kaolinit trong đất nhiệt đới
1.2.1.1. Khoáng sét trong đất
Khoáng sét trong đất là hợp phần vô cơ có kích thước rất nhỏ (< 2 µm), là
sản phẩm được tạo ra từ quá trình phong hóa các khoáng vật nguyên sinh như
feldspar, mica, pyroxen hoặc amphibol... Các ion giải phóng từ quá trình phong hóa
đi vào dung dịch đất, đi tới các phần khác của phẫu diện đất và kết tủa tạo thành các
hạt keo như smectit, gibbsit, kaolinit hoặc các oxit sắt. Quá trình phong hóa đá
(ngoại trừ các đá trầm tích) thường tạo ra một trong hai loại khoáng sét là kaolinit
và smectit. Những loại khoáng sét này bền trước sự phân hủy nhiệt hóa của nước bề
mặt. Quá trình phân hủy hóa học do nước bị chi phối bởi sự tương tác giữa các yếu
tố như lượng mưa, khả năng thoát nước và tốc độ hòa tan đá mẹ. Các loại khoáng
sét thường được cấu tạo từ các “hạt nhân” Si và Al liên kết với nhau qua cầu nối
oxy và hydroxyl để tạo thành cấu trúc lớp. Các loại khoáng với hình thái khác nhau
thường đi cùng với khoáng sét bao gồm các oxit, quartz, zeolit hay một phần nhỏ
các khoáng sét khác trong môi trường địa chất.

Trên trái đất, sự phân bố của khoáng sét phụ thuộc vào những điều kiện khí
hậu chiếm ưu thế bởi chúng quyết định cường độ phong hóa. Ở khí hậu vùng cực
(lạnh), illit và clorit chiếm ưu thế, trong khi ở khí hậu ôn đới thì những khoáng sét
chủ yếu được hình thành lại là vermiculite và khoáng sét có cấu trúc hỗn hợp. Ở
vùng nhiệt đới và khí hậu Địa Trung Hải, với sự tương phản mùa rõ rệt, smectit là
khoáng sét chiếm ưu thế. Ở vùng nhiệt đới ẩm và xích đạo, kaolinit chiếm ưu thế
13


trong thành phần khoáng vật của đất. Quy luật địa đới nhìn chung tác động tới sự
hình thành của các loại khoáng sét. Tuy nhiên, một số quy luật tự nhiên khác (quy
luật phi địa đới) cũng có thể ảnh hưởng đến quá trình thành tạo và biến đổi của
khoáng sét.
1.2.1.2. Sự hình thành kaolinit trong đất nhiệt đới
Kaolinit là khoáng sét chiếm ưu thế trong các loại đất vùng nhiệt đới nóng
ẩm, đặc trưng cho nhóm đất đỏ vàng nhiệt đới Việt Nam. Đây là loại đất chiếm một
diện tích lớn ở vùng đồi núi nước ta, phân bố rộng rãi từ vùng đồi núi phía Bắc đến
tận vùng cao nguyên Tây Nguyên, được hình thành trên các loại đá mẹ khác nhau
song đều chịu ảnh hưởng của quá trình feralit hóa mạnh (rửa trôi cation kiềm, kiềm
thổ cùng với axit silicic và tích lũy tương đối sắt nhôm) do địa hình dốc cao và khí
hậu nhiệt đới nóng ẩm chi phối.
Kaolinit ở đây có thể hình thành trực tiếp từ các silicat hoặc là aluminosilicat
của đá mẹ bị phá hủy mạnh. Sơ đồ hình thành khoáng kaolinit từ plagioclaz
(feldspar Ca) được trình bày như sau [5]:
Gibxit  chất vô định hình  Kaolinit
Plagioclaz
Chất vô định hình  Kaolinit
Điều kiện hình thành kaolinit bằng con đường này không chỉ được quyết
định bởi sản phẩm phong hóa của đá mẹ mà còn bởi các điều kiện như độ ẩm cao,
môi trường chua liên tục. Chính vì vậy đất đỏ nâu trên đá Bazan dễ phong hóa song

lại có quá trình feralit mạnh nên kaolinit chiếm ưu thế tuyệt đối. Kaolinit còn được
hình thành từ khoáng 2:1 như illit, vermiculit, montmorillonit, khi môi trường bị
chua hóa hoặc mất kali.
Ở một số vùng nhiệt đới khi có sự rửa trôi mạnh cation và nhất là axit silicic,
môi trường đất chua mạnh thì kaolinit cũng sẽ không bền vững do lớp axit silicic
14


cuối cùng của tinh thể khoáng bị phá hủy để hình thành nên gibxit hoặc hydragilit
[Al(OH)3]. Như vậy, con đường hình thành khoáng vật sét và chuyển hóa khoáng
sét của phần lớn đất ferralit nước ta theo đúng quy luật sau:
Khoáng 2:1 lớp  khoáng 1:1 lớp  khoáng oxit tự do (Fe2O3; Al2O3) [5]
1.2.2. Đặc điểm hóa học bề mặt của khoáng sét
Cấu trúc nguyên tử tại các bề mặt ngoài của các silicat phân lớp bao gồm ba
kiểu chính. Bề mặt nền (basal surface) là mặt ngoài của bát diện và tứ diện. Bề mặt
nền của bát diện chứa các hydroxyl liên kết chặt chẽ với nhau. Ngược với bề mặt
nền là mặt phơi ra của tứ diện chứa các nguyên tử oxy liên kết với nhau tạo thành
các vòng siloxan sáu cạnh. Bề mặt rìa của khoáng sét hình thành ở những vị trí đứt
gãy. Ở các vị trí này, thành phần hóa học và liên kết cấu trúc không thể được duy trì
nếu không có các ion hay nguyên tử bổ sung. Các liên kết bị bẻ gãy tại bề mặt bên
thường được lấp đầy bởi các ion H+ hoặc OH- và các ion có khả năng quyết định
đến sự thay đổi cân bằng điện tích của bề mặt bên. Nhờ khả năng cho - nhận proton
mà bề mặt rìa làm cho khoáng sét mang tính chất của một keo lưỡng tính. Điều này
góp phần quan trọng đối với các phản ứng hấp phụ trao đổi cation và anion của đất
[1].

Hình 1.4. Sự thay đổi điện tích trên phần rìa của khoáng sét
Giá trị về mật độ điện tích bề mặt (điện tích bề mặt) có thể được xác định
gián tiếp nhờ các mô hình tính toán bổ trợ dựa trên công thức cấu tạo của các
khoáng vật hay nhờ các giá trị thực nghiệm về dung tích hấp phụ anion và cation

15


(AEC và CEC) của các khoáng vật. Bên cạnh đó, người ta cũng có thể xác định trực
tiếp điện tích bề mặt của pha rắn dựa trên lý luyết lớp điện kép và sự biến đổi của
thế điện động zeta (ζ).
Đối với khoáng sét kaolinit, do có một bề mặt siloxan và một bề mặt
hydroxyl hầu như không có sự thay thế đồng hình, do đó theo lý thuyết sẽ không có
điện tích âm trên bề mặt siloxan và hydroxyl. Tuy nhiên, qua thực nghiệm người ta
vẫn xác định được lưới điện tích âm của kaolinit, mặc dù rất hạn chế. Đặc điểm này
làm cho dung tích trao đổi cation (CEC) của kaolinit rất thấp, có thể chưa đến 5
cmolc Kg-1. Kaolinit trong đất được hình thành từ những hạt nhỏ hơn và có hoạt tính
bề mặt lớn hơn so với khoáng mỏ.
1.2.3. Đặc tính keo của khoáng sét
Khoáng sét được biết đến như là một trong những thành phần linh động của
đất. Khoáng sét khi tồn tại trong nước sẽ hình thành một hệ keo, có thể là hệ tán keo
(phân tán) hay hệ tụ keo (keo tụ). Trong khi hệ tán keo, các hạt sét tồn tại ở trạng
thái phân tán và di chuyển nhờ lực Brownian tạo ra bởi sự đẩy nhau giữa các hạt sét
tích điện cùng dấu, tạo ra trạng thái bền vững nhiệt động cho dung dịch thì hệ tụ keo
không bền vững về mặt nhiệt động và có xu hướng tạo ra các đoàn lạp liên kết lớn
hơn thông qua quá trình tái liên kết các hạt để giảm sức căng bề mặt. Quá trình này
được gọi là sự “già hóa”. Tại một thời điểm xác định của quá trình già hóa, các hạt
sét tương tác với nhau hay tương tác với các chất hòa tan sao cho năng lượng bề
mặt Gibbs được giảm thiểu nhờ sự liên kết giữa các hạt sét để hình thành các đoàn
lạp có kích thước lớn hơn. Những liên kết này dẫn đến sự keo tụ hay đoàn lạp hóa.
Tuy nhiên, trong các hệ này tồn tại một giới hạn năng lượng giữa các hạt sét mà có
thể gây cản trở đối với quá trình tụ keo. Do đó, các hệ này có thể duy trì sự “ổn định
ảo” trong khoảng thời gian nhất định và trạng thái này được gọi là “bền vững keo”.
Các loại khoáng sét khác nhau có thể khác nhau về cấu trúc lớp, kích thước

cấp hạt, khả năng hydrat hóa… Sự khác biệt này làm cho đặc tính keo (keo tán và

16


keo tụ) của chúng cũng khác nhau. Khoáng sét chủ yếu trong đất nghiên cứu là
kaolinit, đây là khoáng sét có khả năng hydrat hóa hạn chế, kích thước cấp hạt
tương đối thô, bề mặt ít âm điện và do đó thường ít phân tán. Do có một số vị trí
trên bề mặt (chủ yếu là bề mặt rìa) mang điện tích biến thiên theo pH nên ở các pH
khác nhau phản ứng tụ keo hay tán keo của khoáng sét này cũng rất khác biệt. Điểm
đẳng điện của kaolinit thường dao động trong khoảng pH 5 - 5,5. Bề mặt kaolinit
mang điện tích dương khi pH nhỏ hơn giá trị đẳng điện và mang điện tích âm khi
pH lớn hơn giá trị đẳng điện. Trong điều kiện đất chua (pH< 5,5) phản ứng nhận
proton sẽ làm cho bề mặt rìa của các tinh thể kaolinit mang điện tích dương. Liên
kết tĩnh điện trái dấu giữa bề mặt nền (-) và bề mặt rìa (+) của các tinh thể liền kề có
thể hình thành và tạo nên một cấu trúc được gọi là card-house [57]. Cấu trúc này
làm cho liên kết giữa các tinh thể khoáng chặt chẽ hơn. Sự hiện diện của các oxit sắt
trong các đất có mức độ phong hóa mạnh chứa chủ yếu các khoáng vật 1:1 có thể là
một yếu tố quan trọng thúc đẩy sự keo tụ của khoáng sét do việc tạo thêm nhiều vị
trí mang điện tích dương và các cầu nối giữa khoáng sét và oxit sắt [29].
1.2.4. Các yếu tố ảnh hưởng tới đặc tính keo và tính bền vững của hệ keo
Lưới điện tích âm của khoáng sét hình thành lớp điện tích kép xung quanh
các hạt sét. Lớp điện kép này có vai trò quyết định đến sự phân tán hay keo tụ của
sét. Trong môi trường nước, các hạt sét tiếp cận với các hạt khác trong dung dịch
nhờ chuyển động Brownian, lớp khuếch tán của chúng sẽ bị chồng xếp lên nhau và
làm tăng năng lượng Gibbs của hệ. Điều này tạo ra lực đẩy giữa các hạt sét và thúc
đẩy sự phân tán của các hạt sét. Sự phân tán của các hạt sét sẽ bị tác động một khi
lớp điện kép thay đổi. Sự thay đổi lớp điện kép có thể do pH, các anion hoặc cation
hòa tan.
1.2.4.1. Ảnh hưởng của các cation

Các cation có khả năng tác động đến sự phân tán của sét thông qua cơ chế
trung hòa điện tích bề mặt và làm giảm lớp điện kép của các hạt sét. Sự hấp phụ các

17


cation làm cho bề mặt khoáng sét trở nên ít âm điện hơn, hoặc thậm chí mang đện
dương (trong trường hợp của cation Al3+). Sự hấp phụ các cation lên khoáng sét phụ
thuộc chủ yếu vào hóa trị của chúng. Các cation có hóa trị lớn hơn sẽ có khả năng
bão hòa tốt hơn các vị trí mang điện tích âm trên bề mặt khoáng sét, do đó sự có
mặt của các cation này trong dung dịch thường sẽ làm cho sét bị keo tụ nhanh hơn
[44].
1.2.4.2. Ảnh hưởng của pH
pH có ảnh hưởng đến sự phân tán của cấp hạt sét trong dung dịch do đây là
một trong những yếu tố quan trọng chi phối điện tích bề mặt của khoáng sét. Trong
dung dịch tồn tại một lực đẩy làm cản trở các hạt sét gắn kết lại với nhau để dẫn đến
sự tụ keo. Lực đẩy này chịu ảnh hưởng của hai yếu tố: điện tích âm vĩnh cửu - phân
bố trên bề mặt nền do sự thay thế đồng hình của Si4+ và Al3+ trong cấu trúc và điện
tích biến thiên phụ thuộc vào phản ứng cho/nhận proton và hấp phụ cation/anion
của các nhóm chức ≡SiOH và >AlOH phân bố trên mặt rìa của hạt sét [57]. Trong
môi trường pH > pH của điểm chuyển điện (iep), các vị trí mang điện tích biến thiên
trên bề mặt rìa sẽ chuyển sang tích điện âm. Điều này tạo ra sự âm điện toàn phần
trên bề mặt hệ keo sét và tạo động lực thúc đẩy sự tán keo của các hạt sét. Trong
môi trường pH < pH của điểm chuyển điện, các vị trí mang điện tích biến thiên trên
phần rìa của các hạt sét sẽ chuyển sang điện tích dương. Do đó, giữa các hạt sét có
thể hình thành liên kết kiểu bề mặt cơ sở - bề mặt rìa nhờ lực hút tĩnh điện. Những
liên kết này tạo ra các tinh thể giả (cấu trúc card-house) có kích thước lớn hơn và
thúc đẩy sự tụ keo [7].
1.2.4.3. Ảnh hưởng của các anion
Các anion được bổ sung vào đất từ nhiều nguồn khác nhau. Nguồn gốc của

các anion hữu cơ trong đất có thể bắt nguồn từ sự phân hủy các chất hữu cơ của đất,
quá trình chuyển hóa và trao đổi của một số vi khuẩn hoặc nấm (Mycorrhizal), hoặc
từ sự bài tiết của hệ rễ của thực vật. Các anion vô cơ như NO3-, Cl- và SO42- có thể
bổ sung vào đất thông qua quá trình lắng đọng khí quyển, mưa axit. Bên cạnh đó,
18