Tài liệu KHOÁNG SÉT VÀ SỰ LIÊN QUAN CỦA CHÚNG VỚI MỘT VÀI CHỈ TIÊU LÝ HÓA HỌC TRONG MỘT SỐ LOẠI ĐẤT VIỆT NAM doc

bộ giáo dục và đào tạo
trờng đại học nông nghiệp I hà nội

PGS.TS đào châu thu




Khoáng sét và sự liên quan của chúng
với một vài chỉ tiêu lý hoá học
trong một số loại đất Việt Nam


Hà nội 6. 2003

đặt vấn đề
Hà nội 6. 2003

Trong khoa học nghiên cứu đất trồng, để đạt đợc những kết quả xác định chắc chắn về
phát sinh học đất cũng nh cơ sở khoa học về phân loại đất và đánh giá đúng đắn độ phì nhiêu
của đất, cần thiết phải xác định thành phần khoáng sét đất. Ngày nay khoa học thổ nhỡng hiện
đại đã khẳng định rằng khoáng sét, một thành phần vô cơ nhỏ bé nhất trong đất, có những tính
chất đặc biệt quyết định một số tính chất cơ bản của đất. Sự hình thành và chuyển hoá của các
khoáng sét trong đất chịu ảnh hởng sâu sắc của các điều kiện hình thành và phát triển các loại đất
khác nhau. Vì vậy khi xác định đúng thành phần và diễn biến khoáng sét của mỗi loại đất cho phép
chúng ta nhìn nhận khoáng sét là một trong những chỉ tiêu quan trọng nhất chẩn đoán đúng các quy
luật phát sinh, các xu hớng phát triển cũng nh độ phì tiềm tàng của đất đó. Nghiên cứu khoáng sét
trong đất không chỉ có ý nghĩa lý luận mà còn có ý nghĩa thực tiễn đáng kể trong công tác cải thiện
cải tạo nâng cao độ phì đất cũng nh việc sử dụng phân bón thích hợp cho cây trồng bởi thành phần
khoáng sét liên quan nhiều đến một số tính chất lí hoá cơ bản của đất.
Vấn đề nghiên cứu bản chất khoáng sét nói chung và đặc biệt thành phần khoáng sét trong đất
rất phức tạp là một ngành khoa học mới phát triển mạnh từ những năm đầu thế kỷ hai mơi lại đây.
Đó là vì việc xác định cấu trúc tinh thể khoáng sét đòi hỏi phải có những thiết bị máy móc hiện đại
với những phơng pháp, thủ thuật phân tích phức tạp, tinh xảo (phơng pháp tia Runtgen, kính hiển
vi điện tử, hồng ngoại, hấp phụ ) khối lợng nghiên cứu khoáng sét trong đất so với hàng loạt
nghiên cứu lý hoá tính khác tuy có hạn chế do phơng tiện và giá thành chi phí cao, song trong những
năm gần đây ngành khoáng sét học phục vụ tích cực và có hiệu quả cho ngành khoáng sét thổ
nhỡng, đặc biệt là ở các nớc tiên tiến khoa học kỹ thuật phát triển mạnh.
Từ những năm 1960, ở Việt Nam các chuyên gia thổ nhỡng nớc ngoài (Fridland,
Goocbunop, Pagel ) và các nhà thổ nhỡng đầu tiên của nớc ta (Trần Khải, Nguyễn Vy, Cao
Liêm ) đã bắt đầu nghiên cứu thành phần khoáng sét của một số loại đất cũng nh vỏ phong hoá
vùng Bắc Việt Nam. Đây là những tài liệu khoa học về khoáng sét đầu tiên có giá trị không chỉ
đối với tình hình nghiên cứu đất Việt Nam mà còn bổ sung hoàn chỉnh những nghiên cứu đất
nhiệt đới của thế giới. Tuy nhiên do trong những năm qua phơng tiện điều kiện nghiên cứu
khoáng sét ở nớc ta còn gặp nhiều khó khăn, phần nhiều các công trình phải thực hiện ở nớc

ngoài nên các kết quả nghiên cứu còn ít và bị hạn chế. Với mong muốn đợc học tập, nghiên cứu
sâu thêm về lĩnh vực này, đồng thời đ
ợc tiếp tục đóng góp bổ sung thêm tài liệu cơ bản nghiên
cứu khoáng sét của các loại đất chính trên toàn đất nớc đã giải phóng, chúng tôi tiến hành đề tài
nghiên cứu: "Khoáng sét và sự liên quan của chúng với một vài chỉ tiêu lý, hoá học trong một số
loại đất Việt Nam".
Chúng tôi cũng hy vọng rằng những kết quả nghiên cứu này góp phần chứng minh thêm
khoáng sét thực sự cần thiết và là chỉ tiêu khoa học để đánh giá độ phì đất. Vấn đề cải tạo, cải thiện
thành phần khoáng sét trong đất là một trong những biện pháp kỹ thuật tích cực, có cơ sở khoa học để
nâng cao độ phì các loại đất nhiệt đới nớc ta nhằm tăng năng suất các loại cây trồng.



Chơng I
tổng quan vấn đề nghiên cứu khoáng sét

Trớc khi trình bày cụ thể phơng pháp và những kết quả nghiên cứu khoáng sét đất Việt
Nam, trong chơng này chúng tôi xin giới thiệu một số vấn đề cơ bản về khoáng sét và một vài t
liệu nghiên cứu khoáng sét trong đất, đặc biệt đất nhiệt đới từ trớc đến nay trên thế giới và ở
Việt Nam. Hiểu rõ những đặc điểm cơ bản của khoáng sét và tìm hiểu tình hình cũng nh những
kết quả nghiên cứu khoáng sét của những tác giả trong và ngoài nớc khác nhau là điều quan
trọng đầu tiên trong việc định hớng đề tài, xử lý, đánh giá và nhận xét kết quả nghiên cứu của
mình.
I. Khái niệm chung về khoáng sét và lịch sử nghiên cứu khoáng sét trong đất
Từ hàng ngàn đời nay cùng với lịch sử phát triển xã hội loài ngời, khoáng sét mà ngời
ta vẫn gọi chung là chất sét đã đợc phát hiện và sử dụng rộng rãi trong đời sống con ngời.
Những sản phẩm công nghệ và hàng hoá từ khoáng sét và sét phát triển không ngừng nh đồ
gốm, đồ sứ, gạch, đá nung , ngày nay sét còn là nguyên liệu trong sản xuất xi măng, khoáng sét
là những chất đệm của công nghiệp giấy, pha chế màu, mực, tẩy dầu thô, dập thuốc (Rosler và
Starkr 1967).

Đặc biệt trong sử dụng đất trồng, ngời nông dân cũng nhận thấy vai trò của thành phần
sét trong đất. ở các đất giàu sét, độ phì đất thờng khá hơn, khả năng giữ nớc, giữ phân (mùn)
tốt hơn đất nghèo sét, đất cát; mặt khác quá trình làm đất khó khăn hơn (đất nặng) khi ma ngập
nớc thì lâu thoát nớc, dễ bị úng song từ thời xa xa, ngời ta chỉ quan niệm sét trong đất là
một thành phần vô cơ đơn thuần nhỏ bé của đất có tính thấm nớc thì dẻo, dính và khi mất nớc
thì khô cứng lại. Khoa học tự nhiên với các ngành toán, lý, hoá học cùng kỹ thuật phát triển đã
giúp các nhà khoa học điều kiện nghiên cứu chất sét đặc biệt này nhằm khám phá ra nguyên nhân
cơ bản tạo nên những đặc tính lý hoá của sét.
Nhng khoảng 80 năm về trớc, họ vẫn cha thể đạt đợc những bớc tiến quan trọng,
quyết định trong nghiên cứu đặc tính khoáng sét. Lúc đầu bằng phơng pháp hoá học, ngời ta
chỉ có thể kết luận rằng thành phần khoáng sét bao gồm SiO
2
; Al
2
O
3
; H
2
O và một số kim loại
kiềm và kiềm thổ. Khoáng sét đợc nhìn nhận là một hỗn hợp Hydroxyt nhôm và axit silicic ở
dạng vô định hình (Orsel 1927 ; Rob và Schannon 1926). Chính sự nhìn nhận đó mà các nhà
khoa học không thể phát hiện đợc một sự liên quan phụ thuộc nào giữa thành phần hoá học và
tính chất vật lý của khoáng sét. Chỉ có ở một trờng hợp ngoại lệ khi quan sát sét Kaolin dới
kính hiển vi, bên cạnh các phân tử thô của thạch anh, Fenspat và Mica ngời ta phát hiện ra một
tinh thể khoáng vật, đó là Kaolinit và từ đó Kaolinit đợc coi là khoáng vật dạng tinh thể duy
nhất của tất cả các loại sét (Jasmund - 1955 ; Rosler - 1967).
Phơng pháp nhiệt trong phân tích khoáng sét cũng đã đợc các nhà khoáng sét học sử
dụng từ lâu (Le Chaletier 1987; Laresen và Wberry - 1917 ; Coorecl 1927 ; Norton 1939 ) và
ngày càng đợc hoàn chỉnh với các phơng pháp phong phú và thiết bị lò nung hiện đại
(Barschad - 1952 ; Mauer - 1954 ; Lehmann - 1954 ; Robert - 1957 ). Dựa vào các hiệu ứng

nhiệt cũng nh sự giảm trọng lợng do mất nớc dạng OH
-
trong mạng tinh thể khoáng và nớc
phân tử do tinh thể ngậm nớc (hydrat hoá) khi nung mẫu khoáng sét; Grim và Rowland (1942);
Hendrick (1938); Bates và Hidelbrand (1939); Barschad (1944, 1952) đều thống nhất rằng
khoáng sét có cấu trúc dạng tinh thể và bao gồm nhiều loại với các hiệu ứng thu và toả nhiệt khác
nhau trên đờng nhiệt sai DTA. Vì vậy trong một thời gian dài, trớc khi ứng dụng các phơng
pháp hiện đại khác thì đây là phơng pháp nghiên cứu khoáng sét đợc sử dụng rộng rãi hơn cả.
Tuy vậy, chỉ có sự ra đời của ngành kỹ thuật sử dụng tia Runtgen và kính hiển vi điện tử
thì mới thực sự giúp các nhà khoa học khám phá ra bản chất cấu trúc các loại khoáng sét. Năm
1923, A.Hadding đã thành công tiêu bản khoáng sét đầu tiên chụp bằng tia Runtgen và ông
khẳng định các khoáng sét chủ yếu có cấu trúc tinh thể đó là Kaolinit, Mica, Montmorillonit,
Nontronit; Bradfield ngời Mỹ (1923) cũng đã nhận xét rằng chỉ bằng phơng pháp tia Runtgen
mới có thể chụp cấu trúc tinh thể dạng phiến, lớp của khoáng sét silicat và ông cũng làm thí
nghiệm chứng minh rằng cấp hạt sét trong đất không chỉ là một hợp chất hoá học vô định hình
nh hỗn hợp nhân tạo hydroxyt nhôm và axit silisic. Từ năm 1930-1934 các thí nghiệm nghiên
cứu thành phần khoáng sét tự nhiên và trong đất bằng tia Runtgen đợc mở rộng và thu đợc
những kết quả khả quan. Năm 1930, L.Pauling đã tìm ra cấu trúc tinh thể dạng phiến của một số
loại khoáng sét khác nhau: Mica, Pyrophyllit, Talk, Kaolinit, Hydragillit, Brucit, và ông đã thể
hiện dới dạng sơ đồ cấu tạo các phiến của tinh thể khoáng sét. Cấu trúc hai loại khoáng sét
Dickit và Nakrit là do Cruner (1932) xác nhận; các khoáng sét nhóm Montmorillonit đợc xác
định cấu trúc bởi Hofmann, Endell và Wilm (1933). Từ các công trình nghiên cứu của mình,
Correns và cộng sự (1936-1939) cho rằng để nhận biết chính xác thành phần khoáng sét và cấu
trúc của chúng cần phải cải tiến các phơng pháp chụp tia Runtgen và phơng pháp quang học.
Thực tế cũng cho thấy rằng chỉ trong vài chục năm lại đây, phơng pháp tia Runtgen xác định
khoáng sét đã phát triển nhanh chóng và có hiệu quả. Các nhà khoáng sét học đã hoàn chỉnh
phơng pháp nghiên cứu cũng nh xây dựng đợc bảng hiệu ứng tia X chuẩn ứng với cấu trúc
tinh thể từng khoáng sét độc lập và hỗn hợp để ứng dụng nhanh chóng trong nghiên cứu cơ bản
và thực nghiệm (Wittig L.D 1942; Brocon G 1961; Sturr M 1978; Mac Evan 1948; Rusler và
Starke 1970 ). Đến nay bằng phơng pháp tia Runtgen ngời ta không chỉ xác định đợc thành

phần khoáng sét khác nhau mà còn có thể tính đợc hàm lợng nhiều loại khoáng sét trong mẫu
phân tích (Brown 1950; Sturr M 1978; Landrgaph K-F 1975).
Khoảng những năm 40 lại đây, với sự ra đời và phát triển chụp khoáng sét bằng kinh hiển
vi điện tử, ngời ta đã nhận dạng đợc tinh thể của nhiều loại khoáng sét. Rop CS và Hendrick
S.B (1941) chụp đợc tinh thể cạnh lởm chởm, dạng đám mây (bông xốp) của Montmorillonit;
Norrin R (1949) xác định rõ tinh thể dạng 6 cạnh đặc trng của Kaolinit; Alexander và cộng sự
(1946) phát hiện tinh thể dạng que (ống tròn rỗng) vảy của Halluzit; Bates Th.F (1950) chụp
đợc dạng tinh thể phiến (vảy lộn xộn ) của Illit Đến nay chúng ta đã có những bộ ảnh chuẩn
của kính hiển vi điện tử tia quét của nhiều loại khoáng sét (Keller W.D và Lange P - 1978) và tia
xuyên (Rusler H,J và Starke R - 1970; Henning K.H - 1978; Separeeva H.E - 1977).



II. Tình hình nghiên cứu các loại khoáng sét phổ biến và sự chuyển hoá các loại khoáng sét
trong đất
1. Các loại khoáng sét phổ biến trong đất
Đã từ lâu các nhà thổ nhỡng trên thế giới đều thống nhất với các nhà khoáng sét học
rằng khoáng sét, một thành phần vô cơ nhỏ bé nhất của thể rắn đất với kích thớc 0,002 mm là
những Allumin silicat thứ sinh, đại bộ phận có cấu trúc tinh thể phiến lớp phức tạp tạo nên những
tính chất đặc thù của cấp hạt sét mà những cấp hạt đất lớn hơn nh limon, cát không có
(Jasmund 1955; Jackson 1959; Van der Marel 1959; Marschall 1964; Schwertmann 1966;
Scheffer và Schachtschabel 1974; Rusler và Starke 1971; Robert và Owischarenko 1974 ).
Những tính chất đặc thù đó là tính mang điện do khả năng thay thế đồng hình khác chất trong
lới tinh thể khoáng; tính trơng, co; tính dính, dẻo do khả năng hydrat hoá (ngậm nớc) và lực
liên kết khác nhau giữa các phiến tinh thể khoáng sét. Chính những tính chất trên đã làm cho
khoáng sét trở thành một thành phần vô cơ vô cùng quan trọng của đất, quyết định nhiều tính
chất lý, hoá học đất, đặc biệt khả năng hấp phụ, trao đổi ion và nớc của đất. Từ các tài liệu khoa
học cũng nh giáo trình khoáng sét học khác nhau trên thế giới đều khẳng định chất cơ bản của
cấu trúc tinh thể khoáng sét là các phiến oxytsilic (khối 4 mặt) và phiến gipxit (khối 8 mặt). Mỗi
phiến oxytsilic bao gồm 1 ion Si

+4
nằm giữa và 4 ion O
-2
bao quanh; mỗi phiến gipxit gồm 1 ion
Al
+3
hoặc ion Mg
++
(ở cầu Bruxit) và 6 ion O
-2
hoặc 6 nhóm OH
-
bao quanh.
Tinh thể các khoáng sét đợc tạo thành bởi sự kết hợp của mỗi phiến gipxit với 1 hoặc 2
phiến oxytsilic theo thứ tự bởi cầu nối oxy, thành các dạng khác nhau. Tỷ lệ các phiến khác nhau
tạo tinh thể khoáng sét đã quyết định tính chất đa dạng của các loại khoáng sét, là cơ sở quan
trọng cho việc ứng dụng các phơng pháp tia X và kính hiển vi điện tử trong nghiên cứu khoáng
sét và cũng là cơ sở phân nhóm khoáng nh sau (Jasmund 1955; Rusler 1970; Scheffer và
Schachtschabel 1970; Engelhard 1952):
- Khoáng 2 lớp: là sự kết hợp của 1 phiến gipxit và 1 phiến oxytsilic (thuộc loại hình 1:1)
đại diện là khoáng Kaolinit.
- Khoáng 3 lớp: gồm 1 phiến gipxit ở giữa và 2 phiến oxytsilic ở hai bên (thuộc loại hình
2:1) đại diện là các khoáng Montmorillonit, Illit, Vecmiculit.
- Khoáng 4 lớp: gồm 2 phiến gipxit (trong đó là 1 cầu Brucit Mg
++
) và 2 phiến oxytsilic
(thuộc loại hình 2:2), đại diện là Chlorit.
- Khoáng sét hỗn hợp: cấu tạo bởi các lớp phiến của khoáng sét độc lập khác nhau, sắp xếp theo
cấu trúc đảo hoặc cấu trúc tuần tự. Trong đất phổ biến là các loại: Illit - Montmorillonit; Kaolinit -
Chlorit; Vecmiculit - Chlorit

Scheffer và Schachtschabel (1970) đã đa ra sơ đồ mô tả đặc điểm cấu trúc và thành phần
các khoáng sét phổ biến trong đất (hình 1) và đã đợc nhiều tác giả khác công nhận (Robert
1974; De Coninck và Janragne 1974; Pagel 1981 )
Tính chất đặc biệt của khoáng sét là hiện tợng thay thế đồng hình của nguyên tử trung
tâm của các phiến oxytsilic và gipxit (Mackenzie 1959; Travinikova và cộng sự 1974) Si
+4
của
oxytsilic sẽ bị Al
+3
thay thế; Al
+3
của phiến gipxit sẽ bị Fe
+2
hoặc Mg
+2
thay thế. Sự thay đổi đó
chỉ xảy ra khi 1 ion có bán kính tơng tự với ion trung tâm của tinh thể khoáng sét, tạo nên sự
mất một điện tích làm cho tinh thể khoáng sét tích điện âm, là nguyên nhân gây nên sự trao đổi
cation cho đến lúc bề mặt lớp silicat trung hoà điện.
- Si
+4
[ Si
4
O
10
]
-4
[ Al Si
3
O

10
]
-5
+ Al
+3
Tuy nhiên không phải loại khoáng sét nào cũng có sự tích điện âm do khả năng thay thế
đồng hình. Jasmund (1955) cũng nh Mackenzie (1959), Somasiri và Huang (1974), Rusler và
Starke (1967) đều cho rằng hiện tợng thay thế đồng hình chỉ xảy ra ở các khoáng sét 3 lớp. Ví
dụ ở khoáng sét Illit sự thay thế đồng hình xảy ra cả ở phiến oxytsilic và gipxit nên Illit có điện
tích âm khá cao, có thể trao đổi cation giữa các phiến cho đến trung hoà điện. Robert và cộng sự
(1974) thì thấy ở khoáng Vecmiculit một khoáng sét 3 lớp tạo thành từ Biotit giàu Mg có sự tích
điện âm cao chủ yếu do sự thay thế ở phiến oxytsilic. Với khoáng sét Montmorillonit, Somasiri
và Huang (1974); Sawhney và Norrish (1971) nhận thấy sự thay thế đồng hình xảy ra rất rõ ở
phiến gipxit song lại rất nhỏ ở phiến oxytsilic. Đối với khoáng sét 2 lớp mà điển hình là khoáng
Kaolinit, một loại khoáng phổ biến trong các loại đất vùng nhiệt đới ẩm thì các nhà khoáng sét
thống nhất là không có hiện tợng thay thế đồng hình (Schachtschabel 1940; Hendricks S.B
1945; Jusmund 1955). Vì vậy số lợng điện tích dơng và điện tích âm trong các lớp silicat bằng
nhau, không có sự thừa điện tích và sự trao đổi ion giữa các phiến. Khả năng trao đổi ion của
Kaolinit là do một phần mặt phẳng bên tinh thể khoáng không trung hoà điện. Hendricks S.B
1945 đã giải thích Kaolinit có dung tích hấp thu cation = 5ldl/100g sét là do sự thừa điện âm của
bề mặt bên khoáng tạo nên. Theo quan điểm của Scholfield (1953) thì sự tích điện của ion oxy ở
rìa tinh thể Kaolinit sẽ bị trung hoà điện bởi H
+
của môi trờng. Những oxy này chỉ có thể tích
điện âm ở pH rất cao, còn nấu trong dung dịch trung tính hoặc kiềm yếu nó sẽ lập tức tạo thành
OH
-
để tạo nên một sự tích điện dơng ở rìa tinh thể khoáng. Scholfield còn làm thí nghiệm để
chứng minh rằng để tạo cho Kaolinit có sự tích điện âm theo can đơng thay thế đồng hình, muốn
đạt đợc 2ldl/100g keo thì trong 400 Si

+4
chỉ có 1 Si
+4
đợc thay thế bởi nhôm. Trong khoáng sét tự
nhiên ngời ta không thể đạt đợc kết quả phân tích nh vậy. Chính vì vậy khoáng sét Kaolinit
thờng có dung tích hấp thu rất thấp, khả năng trao đổi cation kém hơn hẳn các loại khoáng 3 lớp. ở
khoáng 4 lớp, đại diện là Chlorit thì các nhà khoáng sét học khám phá ra rằng Chlorit không có khả
năng hấp thu trao đổi ion do cấu trúc tinh thể khá đặc biệt của nó. Pauling (1930) và Me Murchy
(1934); Engelhard (1942); Frank F.C (1949); Dekeyser và Amelinck X (1951) bằng phơng pháp
Runtgen đều đi đến nhận định rằng tinh thể Chlorit hình thành bởi 2 lớp phiến: lớp phiến Talk (gồm 2
phiến oxytsilic và 1 phiến gipxit chứa Al
+3
) và lớp phiến Brucit (gồm 1 phiến gipxit chứa Mg
++
và
Fe
++
). Tổng điện tích âm của lớp phiến Talk sẽ bị trung hoà bởi điện tích dơng của phiến lớp Brucit
(do tại lớp này có sự thay đổi đồng hình của Mg
++
của Al
+3
hoặc Fe
+3
), phiến lớp Brucit còn là nguyên
nhân làm cho tinh thể không dãn nở đợc. Chính vì vậy Chlorit cũng giống tơng tự nh Kaolinitcó
dung tích hấp thu và khả năng trao đổi ion thấp (Jackson 1959; Van der Marel 1959; De Coninok và
Jamagne 1974).
Các khoáng sét hỗn hợp đợc hình thành bởi các giai đoạn chuyển hoá khoáng, thờng
tồn tại phổ biến ở trong đất nhiều hơn các khoáng độc lập (Jackson 1959; Uchiyxma và Onikura

1956; Maignen 1963; Roaler 1967; Pagel 1981 ) nhìn chung chúng không có sự biến đổi khá rõ
về hiện tợng thay thế đồng hình ở các phiến tinh thể cũng nh sự tích điện của khoáng. Các tác
giả đều cho rằng khi ở dạng khoáng hỗn hợp sự tích điện của tinh thể yếu đi do đó khả năng trao
đổi ion của khoáng sét hỗn hợp giảm hơn khi chúng ở dạng đơn (nguyên chất). Chang và Lee
1958 ; Svherman 1962; Jackson 1968 còn đa ra giả thuyết rằng nhiều loại khoáng sét hỗn hợp
nh Kaolinit - Chlorit ; Vecmiculit - Chlorit thứ sinh gắn liền với các giai đoạn phát triển của các
loại đất, nhất là đất của các sản phẩm bồi tụ, trầm tích.









H.1: Sơ đồ cấu trúc tinh thể các khoáng sét chính


(Theo Scheffer và Schachtschabel - 1970)
Nh vậy, có thể nói sự tích điện của các khoáng sét là một trong những tính chất quan
trọng nhất của chúng và đã đợc các nhà khoáng sét học và thổ nhỡng trên thế giới nghiên cứu
đi đến các nhận xét khẳng định khá thống nhất. Tính chất này là giả thiết cơ bản cho mối liên hệ
hấp phụ trao đổi ion của khoáng sét với dung dịch đất (Starke 1970; Pagel 1981). Sự tích điện âm
do hiện tợng thay thế đồng hình chỉ xảy ra ở các khoáng sét 3 lớp và thực tế không phụ thuộc
vào những điều kiện ảnh hởng ở bên ngoài (Sawhney và Norrisch 1971). Những cation trên bề
mặt tích điện của tinh thể khoáng sét có thể trao đổi hoàn toàn, trong khi đó thì các cation giữa
phiến lớp chỉ có thể trao đổi khi nớc và cation khác đợc thấm vào các phiến lớp này, có nghĩa
là khi các khoáng sét đợc giãn ra. Vì vậy, sự trao đổi ion ở Illit phụ thuộc vào độ giãn nở của
phiến tinh thể. Sawhney và Norrisch 1971 cũng nh Summer và cộng sự 1965 còn chứng minh

rằng sự tích điện âm hoặc dơng của nhiều loại khoáng sét phụ thuộc rất lớn vào các nhóm hoạt
tính nh AlOH; Al(OH)
2
; SiOH thờng xuyên xuất hiện ở bên rìa tinh thể khoáng. Đó là những
nhóm mà vừa (H
+
) cũng nh nhóm (OH
-
) có thể bị tách ra hoặc (H
+
) có thể bị kết hợp và do đó nó
mang tính lỡng tính. Chúng có trong ranh giới phiến gipxit của khoáng 2 lớp (AlOH; Al(OH)
2
;
SiOH) Summer và cộng sự đã thể hiện tính tích điện âm của khoáng sét qua việc tách (H
+
) do trị số pH
dung dịch tăng lên theo một sơ đồ đơn giản hoá nh sau:
a) [ khoáng sét ] AlOH [ khoáng sét ] AlO
-
+ H
+
b) [ khoáng sét ] AlOH
2
[ khoáng sét ] AlOH
-
+ H
+
c) [ khoáng sét ] SiOH [ khoáng sét ] SiO
-

+ H
+
Sự phân tách [H
+
] phụ thuộc chủ yếu vào pH, cụ thể là ở sơ đồ a), [H
+
] chỉ đợc tách ra để
khoáng sét tích điện âm khi pH = 7; ở sơ đồ b) khi pH = 5 và ở sơ đồ c) khi pH = 8. Vì vậy các
tác giả còn gọi đây là tự tích điện âm biến động của khoáng sét (tích điện âm theo pH) để phân
biệt với sự tích điện âm ổn định do hiện tợng thay thế đồng hình. Ngợc lại, trong môi trờng
chua hoặc khi pH giảm xuống thì Harder (1978) lại thấy rằng nhóm AlOH của khoáng sét (một
phần do lớp phủ mỏng Hydroxyt Fe và Al qua tinh thể khoáng) có sự thu nhận thêm [H
+
] hoặc
tách [OH] để tạo nên sự tích điện dơng của khoáng:
a) [ khoáng sét ] AlOH + H
+
[ khoáng sét ] AlOH
2
+
b) [ khoáng sét ] AlOH [ khoáng sét ] Al
+
+ OH
-
Sự tích điện này đợc xác định bởi dung tích hấp thu anion và phụ thuộc vào pH và nồng
độ muối của dung dịch.
Một tính chất đặc biệt quan trọng nữa của khoáng sét đợc các nhà khoa học quan tâm
nhiều là lực liên kết giữa các phiến trong tinh tầng khoáng cũng nh khả năng hydrat hoá (ngậm
nớc) của mỗi loại khoáng sét. Đặc tính này liên quan tới khả năng hấp phụ ion và nớc cũng
nh đến tính trơng, co, đàn hồi, dính, dẻo của các khoáng sét. Ngay từ những ngày đầu khám

phá ra cấu trúc dạng tinh thể phiến lớp của khoáng sét Correns và cộng sự (1940) đã nhận thấy
rằng khoảng cách khe hở (d) giữa các phiến oxytsilic và gipxit rất nhỏ, chỉ từ vài đến vài chục
Angstron và biến động giữa các loại khoáng sét. Chính vì vậy ông cho rằng phơng pháp
Runtgen chụp đợc khe hở phiến là phơng pháp cần đợc sử dụng để nhận biết thành phần
khoáng sét. Các nghiên cứu cấu trúc sắp xếp của các phiến tinh thể khoáng tiếp theo của nhiều
tác giả (Gruner 1934; Brindlay và Robinson 1947; Bates Th.F và cộng sự 1949; Hofmann và
Endell 1948; Hendricks và Jefferson 1938; Jasmund 1955; Rusler 1970; Scheffer và
Schachtschabel 1970 ) đã giúp cho ngành khoáng sét học ngày nay những luận điểm khoa học
quí giá tìm hiểu bản chất cấu trúc tinh thể khoáng và những tính chất liên quan đến sự sắp xếp và
khoảng cách các phiến trong tinh thể. Nhìn chung các tác giả đều thừa nhận rằng khoáng sét có
kích thớc khe hở giữa các phiến cơ bản rất nhỏ nên chúng có một lực liên kết khá chặt. Nhng
mặt khác tinh thể khoáng sét cũng có khả năng co giãn đàn hồi, định hình phụ thuộc vào quy luật
sắp xếp các phiến trong tinh thể, cũng nh tỷ lệ bề dày phiến và khả năng giãn nở theo chiều rộng
và chiều dài của phiến. Brindlay và Robinson (1947) đã đa ra sơ đồ cấu trúc tinh thể khoáng
Kaolinit và nhận định rằng mỗi lớp Silicat bị giới hạn bởi một mặt của phiến oxytsilic là O
2-
và
một mặt của phiến Gipxit là nhóm OH
-
. Do đó hình thành trên cầu nối OH - O một mối liên kết
khá chặt giữa các phiến liên tiếp nhau đến nỗi khe hở phiến rất nhỏ (7,2 Angstron) và là một
hằng số, có nghĩa là tinh thể Kaolinit không giãn nở đợc nên không có một ion hoặc một phân
tử nớc nào có thể chui đợc vào khe hở phiến. Jasmund (1955) diễn giải Kaolinit chỉ có một "bề
mặt ngoài" mà không có bề mặt trong nên không có tính trơng cũng nh không có khả năng
thay thế đồng hình. Theo Hendricks (1938) và Bates cùng cộng sự (1949) thì mặc dù Haluzit
cũng thuộc loại khoáng sét 2 lớp nh Kaolinit nhng do sự sắp xếp các lớp phiến cơ bản theo
hình ống nên giữa khe hở phiến có một lớp nớc dày 5,74 làm cho khoảng cách phiến của tinh
thể Haluzit lớn hơn 10 Angstron. Đối với các khoáng sét 3 lớp, nhiều tác giả cho rằng khoảng
cách phiến tinh thể cũng nh mức độ co giãn phiến là cơ sở nhận dạng khoáng sét rõ khi phân
tích bằng tia Runtgen (hình 1). Hofmann và Endell (1948) đã đo đợc kích thớc tinh thể

Montmorillonit qua sơ đồ cấu trúc tinh thể khoáng và nhận thấy khoáng 3 lớp này có kích thớc
lớn hơn mọi khoáng khác (14-15) và có một lớp nớc khá dày giữa các phiến cơ bản. Hendricks
và Jefferson (1938) cũng đã khẳng định rằng lớp nơc giữa phiến cơ bản thay đổi độ dày từ 1,78
đến 2,76, chứng tỏ tinh thể Montmorillonit có khả năng giãn nở khe hở phiến. Sau này
Hoffmann và Hasdorf (1945) đã kiểm tra lại sự giãn nở của phiến tinh thể Montmorillonit bằng
phơng pháp Runtgen và đi đến kết luận rằng đây là khoáng sét có khả năng trơng và co mạnh
nhất. Đó là do sự liên kết giữa các phiến silicat nối tiếp nhau bởi giới hạn 2 mặt qua oxy rất nhỏ
tạo nên. Do đó khi có nớc vào thì tinh thể khoáng giãn nở mạnh (trơng lên) và khi mất nớc,
kích thớc khe hở phiến lại giảm xuống (co lại). Trong khi đó, ở khoáng Illit các tác giả Rop và
Hendricks (1945); Marschall (1964); Rusler (1967); Scheffer và Schachtschabel (1970) đều nhận
thấy rằng bề dày tinh thể khoáng = 10 Angstron, nhng không giãn nở nên không có tính trơng
và co nh Montmorillonit. Theo Marschall giải thích thì đó là do Illit có khả năng tích điện âm
cao có thể hấp phụ cation kali mạnh, ion kali lại có đờng kính ion thích hợp vừa khớp với khe hở
trong mặt đáy phiến oxytsilic cũng nh
do khoảng cách giữa ion kali và những điểm tích điện
chủ yếu của phiến này rất nhỏ tạo nên sự liên kết mạnh giữa các phiến silicat trong tinh thể với
nhau. Rusler cũng công nhận rằng Illit không có tính trơng và đây là điểm để phân biệt khoáng
hỗn hợp thờng gặp là Illit - Montmorillonit. Roberts (1974) và Owscharenko (1974) làm thí
nghiệm và nhận thấy rằng bên cạnh những Illit không giãn nở trong tự nhiên cũng hình thành một
khoáng Illit giãn nở bởi tinh thể có một mặt trong giống nh Montmorillonit do một phần kali
của rìa tinh thể khoáng bị giải phóng (quá trình phong hoá) và trao đổi đợc với các cation khác
nh H
+
, H
3
O, Ca
++
, Mg
++
làm giảm sự liên kết giữa các phiến của tinh thể. Tinh thể khoáng có thể

hấp phụ nớc, trơng lên đến 15-20.
Khi xem xét lực liên kết hoặc khả năng giãn nở của Chlorit khoáng sét 4 lớp thì Jackson
91959); Van der Marel (1959); De Conick và Jamagne(1974) đều thống nhất rằng cầu Bucit (Mg
++
)
của tinh thể khoáng là nguyên nhân làm cho khoáng này không có khả năng giãn nở. Ngay cả ở một
số Chlirit thứ sinh (thờng có trong đất) do sự thay thế của Fe
+3
trong phiến Gypxit [ Al
2
(OH)
6
] cũng
làm cho chúng không giãn nở, hạn chế khả năng hấp phụ nớc và trao đổi ion.
2. Sự hình thành và chuyển hoá khoáng sét trong đất
Khoáng sét theo khái niệm của thổ nhỡng là những hạt vô cơ có kích thớc từ 0,001 -
0,002 mm, tạo nên thành phần chính của cấp hạt sét trong đất. Sự hình thành khoáng sét trong đất
khá phức tạp và đã đợc nhiều nhà khoa học quan tâm. Hamdi (1959); Roberts và cộng sự
(1974); Rusler và Starke (1967) đều cho rằng khoáng sét đợc hình thành chủ yếu bằng con đờng
phong hoá các khoáng vật Silicat và Aluminsilicat của các đá macma và đá biến chất, hoặc hình
thành từ sản phẩm phong hoá di chuyển đến các khu vực lắng đọng để tạo thành đá trầm tích. Sự
hình thành Illit, Montmorillonit hoặc Kaolinit và cả các khoáng sét khác ở đây theo Rusler và
Starke (1967) phụ thuộc vào tỷ lệ nồng độ kiềm, kiềm thổ, Fe, tỷ lệ Al/SiO
2
và pH của môi trờng.
Hamdi, Roberts cũng nh Owscharenko thì đa ra 2 con đờng tạo sét nh sau:
- Các khoáng silicat lớp thứ sinh nh Biotit, Muscovit tạo thành khoáng Illit vẫn giữ
nguyên cấu trúc silicat ban đầu do sự vỡ vụn nhỏ của quá trình phong hoá. Nếu Illit tiếp tục bị
mất kali thì sẽ tạo thành Illit giãn nở, Montmorillonit hoặc Vecmiculit theo sơ đồ:
-K

-K > Illit giãn nở
Mica > Illit < Vecmiculit
+K Montmorillonit
- Từ các sản phẩm phong hoá và vỡ vụn (ion, liên kết, keo vô định hình) của các silicat
(Pyroxen, Amphibol, Fenspat) hình thành khoáng sét lớp phiến cấu trúc mới, có nghĩa rằng
khoáng sét mới hình thành sau sự phá huỷ cấu trúc tinh thể khoáng ban đầu bởi phong hoá hoá
học mãnh liệt, triệt để. Sự hình thành nên khoáng sét nào ở đây là phụ thuộc vào điều kiện hình
thành và chuyển hoá khoáng vật cũng nh khoáng nguyên sinh.
Bằng những thí nghiệm và thực nghiệm nhân tạo trong đất, nhiều nhà khoa học khác nhau
Corren và Schuffelen (1949); Caller (1950); Hardon (1959); Van der Merwe và Heyrtek (1949);
Mohr và cộng sự (1970); Edemann và Schuffelen (1949); Jackson (1968); Goocbunop (1974) đã
thống nhất một số điều kiện tạo khoáng trong đất từ các sản phẩm phong hoá nh sau:
- Khi trị số pH cao và sản phẩm phong hoá giàu kiềm và kiềm thổ thì chủ yếu tạo khoáng
3 lớp, trong đó nếu giàu ion K sẽ tạo thành Illit; còn nếu giàu ion Mg thì tạo thành
Montmorillonit.
- Sự hình thành khoáng sét 3 lớp còn đòi hỏi điều kiện khí hậu khô ráo và địa hình bằng
phẳng, thấp để các chất kiềm và kiềm thổ ít bị rửa trôi, tồn tại lâu trong đất.
- Khi có sự rửa trôi mạnh các cation và axit silicic (sản phẩm phong hoá) làm cho pH
giảm xuống thì hình thành chủ yếu là khoáng 2 lớp, điển hình là Kaolinit.
- Dới những điều kiện đặc biệt xúc tiến mạnh quá trình phong hoá và rửa trôi nh ở khí hậu
ẩm, ma nhiều hoặc đá mẹ dễ phong hoá thì có thể các axit silic bị rửa trôi mạnh đến nỗi không còn
tạo thành khoáng sét mới đợc mà đất sẽ giàu oxyt tự do (oxyt và hydroxyt sắt và nhôm).
Nh vậy những giả thiết cũng nh những thí nghiệm quan sát về sự hình thành khoáng sét
từ sản phẩm phong hoá cũng nh trầm tích ở trên có ý nghĩa rất lớn đối với ngành phát sinh học
đất. Rõ ràng sự xuất hiện các loại khoáng sét khác nhau trong đất đặc trng cho các điều kiện
hình thành đất khác nhau ở cá vùng khí hậu, các dạng địa hình cũng nh trên các loại đá mẹ, mẫu
chất khác nhau. Đây cũng là cơ sở khoa học quan trong giúp các nhà thổ nhỡng học tiếp tục tìm
hiểu bản chất sự tồn tại cũng nh chuyển hoá khoáng sét ở các loại đất nghiên cứu (Pagel 1981)
và ng
ợc lại, sự có mặt của các loại khoáng sét cũng đã giúp các nhà thổ nhỡng có sự phán

đoán, đánh giá đúng đắn hơn các quy luật hình thành, các xu hớng phát triển của đất đó. (Reuter
1973; Pagel 1981; Goocbunop và cộng sự 1974; Grandusov 1974).
Nhiều tác giả còn nhận thấy rằng các khoáng sét trong tự nhiên còn đợc hình thành bởi
các con đờng khác. Ví dụ nh: chúng đợc tạo thành bởi sự Hydrat hoá (ngậm nớc) các
khoáng nguyên sinh silicat (Rosler 1967; Jackson 1968; Chang và Lee 1958; Mohr và cộng sự
1972 ) hoặc chúng còn đợc tạo thành bởi sự thuỷ nhiệt hoá các đá silicat. Những quan sát và
mô tả của Heide 1927; Noll 1937; Schuller 1953' Rosler 1967 đều thống nhất rằng sự tạo thành
Montmorillonit từ sản phẩm Tuff núi lửa bằng con đờng thuỷ nhiệt hoá ở giai đoạn sau cuối của
quá trình phun núi lửa là điển hình nhất.
Khoáng sét cũng còn có thể đợc hình thành bằng sự tổng hợp khoáng trong tự nhiên.
Song theo Robert 1974. Rosler 1967 thì con đờng tổng hợp khoáng sét phụ thuộc vào các điều
kiện tự nhiên khá chặt chẽ và đòi hỏi một thời gian rất dài. Các điều kiện phụ thuộc là nồng độ
cation; tỷ lệ Si/Al; trị số pH cũng nh nhiệt độ dung dịch phản ứng cation (Na, K, Ca, Mg, Fe
+2

và Fe
+3
). Khả năng hình thành khoáng sét bằng con đờng tổng hợp có ý nghĩa nhất định giúp các
nhà cải tạo đất cơ sở khoa học cải tạo thành phần khoáng sét trong đất. Reuter (1973) cho rằng có
thể dùng các biện pháp hoá học hoặc phân bón làm thay đổi môi trờng pH và nồng độ các cation
trong đất để thúc đẩy sự tái tạo những khoáng sét có lợi cho độ phì đất. Gonzales và Guttierrez
(1950); Hardon (1950); Shemann và Uehara (1956); Mohr và cộng sự (1972) đều nhận thấy rằng
ở những đất mà Montmorillonit hoặc Illit đã bị Kaolinit hoá khi nồng độ kiềm thổ cao hơn hoặc
trị số pH tăng thì cũng có thể hình thành Montmorillonit trở lại, dù rằng là khoáng không còn bền
vững nữa. Theo Jackson (1968) khi ở đất nhiệt đới Ferralit điển hình Kaolinit cũng bị phá huỷ
thành gipxit thì dới những điều kiện nhất định (giàu thêm silic hoặc ít thoát nớc, rửa trôi) thì
gipxit cũng có thể qua sự silicic hoá , tức hình thành lại phiến oxytsilic, để tái tạo lại Kaolinit và
từ đó có thể hình thành tiếp Montmorillonit hoặc Vecmicilit.
Một vấn đề cần đặc biệt chú ý khi nghiên cứu khoáng sét trong đất là dới các điều kiện
tự nhiên khác nhau tác động đến quá trình hình thành đất mới hoặc phát triển đất, các khoáng sét

đã đợc hình thành có sự biến đổi chuyển hoá rõ rệt. Từ những nghiên cứu quan sát, điều tra, thí
nghiệm của rất nhiều tác giả, Pagel và các cộng sự (1981) khi nghiên cứu khoáng sét ở các loại
đất nhiệt đới cũng thừa nhận rằng đây là vấn đề quan trọng, đặc biệt đối với sự đánh giá các quá
trình phát sinh đất và xu hớng phát triển đất dới các điều kiện phức tạp của vùng nhiệt đới.
Theo ý kiến của các tác giả khác nh Van der Merre và Heus-Tek (1952); Shemann (1952);
Jackson (1968); Mohr và cộng sự (1972) thì các khoáng sét trong đất nói chung biến đổi không
ngừng theo quy luật có sự giảm khoáng sét ban đầu chuyển hoá thành các khoáng sét mới.
Shemaan (1952) nhận thấy từ Illit khi kali đợc giải phóng thì hình thành nên Montmorillonit
hoặc Vecmicilit. ở đất chua các khoáng sét này lại tiếp tục chuyển hoá thành có thể là (Al,
Fe)
x
(OH)
y
ở giữa các phiến silicat của Montmorillonit và Vecmicilit bị mất đi để hình thành nên
khoáng Chlorit thứ sinh. ở những đất chua do nghèo cation và rất nghèo axit silicic thì các
khoáng sét 3 lớp không bền vững nữa, chuyển từ từ thành Kaolinit. Đó là do có sự giảm phiến
silicat của khoáng, có nghĩa là một phiến oxytsilic bị phá huỷ. Jackson (1968) đã chứng minh
rằng nếu ở điều kiện khí hậu nhiệt đới nóng ẩm có sự rửa trôi tiếp tục axit silicic và cation thì
cuối cùng Kaolinit cũng không tồn tại đợc. Lúc đó phiến oxytsilic cuối cùng của khoáng sét
cũng sẽ bị phá huỷ và trong đất lợng gipxit hoặc hydragillit [ Al(OH)
3
] tăng lên. Dựa vào kết
quả thí nghiệm của Reesman và Keller (1968); Mohr và cộng sự (1972) đã đa ra một biểu đồ ổn
định của Montmorillonit, Kaolinit và Gipxit (trong hệ thống SlO
2
- Al
2
O
3
- MgO - CaO - H

2
O) ở
một nồng độ Ca
++
hoạt tính 5.10
-4
cùng với sơ đồ chuyển hoá khoáng sét (hình 2).





















H.2: Biểu đồ và sơ đồ ổn định và chuyển hoá Montmorillonit - Kaolinit - Gipxit trong đất (Mohr
và cộng sự 1972)

Từ biểu đồ và sơ đồ (hình 2), tác giả chứng minh rằng khi tỷ lệ Mg/H và nồng độ Si trong
dung dịch đất giảm, có nghĩa là khi độ chua đất và sự rửa trôi tăng thì trớc hết Montmorillonit
rồi đến Kaolinit cũng bị chuyển hoá thành Gipxit.
Trong các tài liệu tổng kết nghiên cứu đất nhiệt đới, các tác giả Goocbunop (1974);
Jackson (1968); Fridland (1973); Gradusov (1971); Pagel (1981) đều có nhận định rằng do các
yếu tố và điều kiện hình thành đất, đặc biệt là do nồng độ cũng nh loại cation, trị số pH của
dung dịch đất (phụ thuộc vào đá mẹ, địa hình nớc ngầm) và do mức độ rửa trôi mạnh (khí hậu
ẩm, địa hình sự thoát nớc nhanh ) đặc trng cho đất nhiệt đới, cận nhiệt đới mà có sự tồn tại
nhiều loại khoáng sét khác nhau:
- Montmorillonit và cả một phần Vecmiculit sẽ chiếm thành phần khoáng u thế trong
cấp hạt sét ở đất khi đất phát triển trên các đá mẹ siêu kiềm, kiềm phong hoá mạnh nh
Serpentinit, Bazan, Dolerit, Tuf bazan, đọng Cacbonat ở đó lợng cation kiềm, kiềm thổ, đặc
biệt là Mg cao (gutterrez Riod và Gonzales Garcia 1950; Schermann và Uehara 1956 ) hoặc khi
có sự bổ sung tích luỹ cation kiềm thổ ở địa hình thấp trũng (đọng các sản phẩm kiềm từ địa hình
xung quanh cao hơn) hoặc khi không có sự rửa trôi các cation kiềm (khí hậu ít ma, địa hình
bằng phẳng). Những điều kiện này thờng gặp ở các loại đất đen Vermisol, một số loại đất phù
sa, đất mặn, đất kiềm (Shefferr 1960).
- Nếu các điều kiện trên bị thay đổi trong đất theo hớng rửa trôi và hoá chua mạnh thì
Montmorillonit sẽ chuyển thành Kaolinit (Jackson 1968 - Pagel 1967). Trong thực tế các tác giả
cũng nhận thấy ở một số loại đất biểu hiện sự chuyển hoá này rõ rệt. Fridland khi nghiên cứu các
loại vỏ phong hoá nhiệt đới ở Việt Nam nhận thấy ở các loại đất đen trên sản phẩm Tuff Bazan
hoặc đọng Cacbonat bên cạnh Montmorillonit có cả Illit, Kaolinit, Halluzit. Theo Uchiyama và
Owikura (1956); Hamdi (1959); Mohr (1972) thì các loại đất trên sản phẩm trầm tích (phù sa
sông, đất glây do trồng lúa, đất mặn ven biển) thờng Illit chiếm u thế. Trong quá trình phát
triển đất này, nếu ở điều kiện khí hậu ôn đới thì Illit tồn tại bền vững, còn nếu có d thừa nớc
hoặc ở nơi thấp trũng ngập nớc liên tục thì Illit chuyển thành Illit giãn nở hoặc Montmorillonit
do mất kali (Goocbunop và cộng sự 1974; Calvo 1956; Chang và Lee 1958).
- Các tác giả trên cũng nh Mohr (1972); Sherman (1952); Jackson (1968) còn nhận thấy
rằng nếu ở đất trầm tích chua mạnh của vùng cận nhiệt đới thì Montmorillonit và Illit chuyển
thành Chlorit thứ sinh hoặc Kaolinit. Sự chuyển hoá này liên quan đến xu hớng giảm độ phì của

đất trầm tích sialit, nhất là phù sa bồi tụ.
- Dới các điều kiện phong hoá hoá học mãnh liệt (khí hậu nhiệt đới nóng ẩm cao) và rửa
trôi mạnh (thoát nớc tự do ở sờn, đỉnh đồi núi) các cation kiềm và axit silicic thì Kaolinit
chiếm u thế và phần lớn hình thành trực tiếp từ sản phẩm phong hoá, điển hình nhất là các đất
Ferralit. Các tác giả Chang và Lee (1958); Tamura và cộng sự (1955); Jackson (1968); Mehlich
(1960); Sherman (1962); Goocbunop (1074); Fridland (1973); Pagel (1965-1967) đều thu đợc
kết quả phân tích khoáng sét bằng hoá học, nhiệt sai, Runtgen của các loại đất đồi núi ở độ cao
trên 200-1000 m, trên nhiều loại đá mẹ khác nhau, kể cả đá kiềm và trung tính nh Bazan và đá
vôi là Kaolinit chiếm u thế. Chính vì vậy các nhà thổ nhỡng phát sinh học ngày nay đã coi
Kaolinit là chỉ tiêu đặc trng cho quá trình Ferralit hoá của vùng nhiệt đới nóng ẩm.
- Trong điều kiện đất đặc biệt rửa trôi và chua hoá cực mạnh (300-4000 mm/năm) thì
Sherman (1952) và Mohr (1972) đều thấy rằng một mặt Kaolinit cũng không bền vững chuyển
thành Gipxit, mặt khác do rất nghèo axit silicic đã ngăn cản sự hình thành Kaolinit trực tiếp từ
các sản phẩm phong hoá. Sherman đã đa ra sơ đồ lợng ma hàng năm và thành phần khoáng sét
trong đất nhiệt đới ẩm liên tục của Đài loan để minh hoạ hiện tợng này (hình 3). Đến nay các tác giả
trên đều nhận định thống nhất rằng ở các đất Ferralit phong hoá mạnh, mức độ phong hoá và rửa trôi
càng tăng thì các lớp khoáng sét chuyển hoá theo quy luật:
Khoáng 3 lớp > Khoáng 2 lớp > oxyt tự do
Đây chính là nguyên nhân giải thích trên một số đất Ferralit, trong cấp hạt sét, tỷ lệ % các
khoáng vật phân tán cao, oxyt tự do (Fe
2
O
3
; Fe(OH)
3
; Al(OH)
3
) chiếm khá cao. Có nơi hình
thành nên các mỏ boxit giàu nhôm.

H.3: Lợng ma hàng năm và thành phần cấp hạt sét
trong đất luôn ẩm ở Đài Loan (theo Sherman - 1952)

III. Vai trò của khoáng sét trong đất
Từ những nghiên cứu, thí nghiệm, quan sát, khám phá ra cấu trúc đặc biệt của khoáng sét
cũng nh sự tồn tại, chuyển hoá của chúng trong các điều kiện nội , ngoại sinh khác nhau của
đất, ngày nay các nhà khoa học nông nghiệp đều thống nhất rằng các loại khoáng sét nói chung
do kích thớc phân tử rất nhỏ, có cấu trúc tinh thể phiến lớp tạo nên những tính chất đặc thù: tính
mang điện, khả năng hydrat hoá, tính liên kết, giãn nở, định hình, đã ảnh hởng lớn đến một số
tính chất lý hoá học quan trọng của đất, trong đó đặc biệt quan trọng là khả năng hấp phụ trao đổi
ion của đất. Kelley (1948); Ehwald(1974); Scheffer và Lieberoth (1957); Melich (1960); Pagel
(1974); Rosler và Starke (1967); Kanehiro và Sherman (1956) đã có những công trình nghiên cứu
so sánh phân tích mối quan hệ của hàm lợng sét và khoáng sét trong đất với khả năng hấp phụ
trao đổi ion (dung tích hấp thu cation và anion) của rất nhiều loại đất khác nhau của vùng nhiệt
đới và cận nhiệt đới, đều đi đến nhận định hàm lợng và thành phần khoáng sét trong đất cùng
với chất mùn quyết định dung tích hấp thu cation (T
ldl/100g
đất) của đất. Tác giả còn nhận thấy rằng
ở những loại đất chứa khoáng sét 3 lớp (Montmorillonit, Illit, Vecmiculit) thì DTHT của sét
chiếm tỷ lệ lớn hơn và giữ trị số ổn định về dung tích hấp thu cho đất. Từ kết quả nghiên cứu 20
loại đất khác nhau của vùng nhiệt đới trên thế giới, Mehlich (1960) đã chứng minh trong khi ở

các đất cát, nghèo sét thì T phụ thuộc chủ yếu vào hàm lợng mùn (chiếm 60%) thì ở các đất đen
(Vertisol, đất phù sa, phù sa trồng lúa) có hàm lợng sét cao (> 35%) và chủ yếu là
Montmorillonit hoặc Illit thì T lại đợc quyết định bởi khoáng sét (chiếm 85%).
Trong 60 mẫu đất Việt Nam, Pagel 1962 đã rút ra rằng phần lớn những đất Ferralit,
Feresialit, đất phù sa chua, keo sét Kaolinit chiếm u thế thì T thấp hẳn và phụ thuộc chủ yếu vào
hàm lợng hữu cơ. Trong 1% mùn T trung bình là 2,34
ldl/100g
(= 4,66 ldl/1% C) nhng trong 1%
sét chỉ có 0,078 ldl. Nh vậy, rõ ràng thành phần khoáng sét ảnh hởng rõ đến dung tích hấp thu
của đất bởi vì mỗi loại khoáng sét có dung tích hấp thu cation rất khác nhau (bảng 1). Vin (1974)
làm thí nghiệm trên các loại đất trinidad cũng kết luận rằng ở những đất chứa nhiều khoáng sét 3
lớp thì tỷ lệ % tích điện âm ổn định chiếm u thế (>92% của DTHT cation); còn ở các đất giàu
Kaolinit và oxyt tự do thì tỷ lệ % điện tích âm biến động tăng theo sự phát triển và thoái hoá (lão
hoá) đất từ 8-60%T. Còn ở các đất đã già hoặc thoái hoá (khoáng sét bị phá huỷ) thì tỷ lệ % tích
điện âm biến đổi theo pH sẽ tăng cùng với hàm lợng mùn từ tầng C đến tầng A. Mehich (1960)
cũng nh Miller cũng thu đợc những kết quả thí nghiệm tơng tự. Họ còn nhận thấy sự chuyển
hoá khoáng sét trong đất nhiệt đới từ khoáng 3 lớp -> 2 lớp -> oxyt tự do là nguyên nhân giảm tỷ
lệ tích điện âm / tích điện dơng của khoáng sét, có nghĩa là giảm tỷ số hấp phụ cation / hấp phụ
anion của đất. Pagel (1981) đã tổng kết nhiều kết quả nghiên cứu về vấn đề này và trình bày rõ
ràng và khoa học sơ đồ khả năng, tính chất và sự có mặt của những loại khoáng sét chính trong
các loại đất nhiệt đới và cận nhiệt đới (bảng 1). Từ sơ đồ này, chứng minh mối quan hệ chặt chẽ
có ý nghĩa giữa thành phần khoáng sét, khả năng hấp thụ trao đổi ion của chúng với sự hình
thành các loại đất khác nhau. Sơ đồ này còn giúp chúng ta hiểu rõ bản chất khoáng sét, tham gia
tích cực vào việc đánh giá độ phì các loại đất thông qua dung tích hấp thu ion của chúng, cũng
nh có thể dựa vào dung tích hấp thu của đất và cấp hạt sét trong đất ta định tính sơ bộ đợc
thành phần khoáng sét của các loại đất đó.

Bảng 1: Sơ đồ tính chất và sự tồn tại khoáng sét trong các loại đất
(Pagel - 1982)

Khoáng sét Montmorillonit Illit Kaolinit Oxyt tự do
T toàn phần ldl/100g sét ~100 ~30 ~6 - 8 ~5 - 7
T cố định (tỷ lệ %) 95 60 25 0
T biến động (tỷ lệ %) 5 40 75 100
Dung tích hấp thu anion
ldl/100g sét
~4 ~8 ~9 ~12
Dung tích hấp thu Kation
Dung tích hấp thu Anion
>20 >3 ~0,7 <0,5
SiO
2
/Al
2
O
3
(cấp hạt sét) >3 ~2,5 2,0 <1,0
Điều kiện hình thành
khoáng sét
- Nồng độ Ca, Mg cao

- ít bị rửa trôi
- Mức độ phong hoá ít
Giảm

Tăng
Tăng
- Nồng độ Ca,
Mg thấp
- Rửa trôi rất

mạnh
- Phong hoá
triệt để
Khoáng sét có trong loại đất đ. sa mạc
đ. ôn đới
đ. cận nhiệt đới
đ. nhiệt đới Fersial
đ. Vertisol đ. Ferralit
đ. phù sa v.glây đ. Ferralit mạnh

Năm 1982, Pagel đã giới thiệu phơng pháp xác định thành phần khoáng sét trong dất dựa
vào dung tích hấp thu trong tác phẩm "Các chất dinh dỡng cho cây trồng ở các loại đất nhiệt
đới".
Vai trò của khoáng sét tham gia trong phức hệ hấp phụ của keo đất, một phức hệ có ý
nghĩa quyết định trong trao đổi dinh dỡng giữa đất và cây trồng cũng đã đợc nhiều tác giả thừa
nhận (Adeichin 1960; Pagel 1967; Gebhard và Colmann 1974; El Damati và cộng sự 1972;
Goobunop 1974). Nhờ có phức hệ này mà đất có thể giải phóng chất dinh dỡng cho cây trồng dễ
dàng khi trong dung dịch đất thiếu, đồng thời đất hấp phụ, cố định lại các chất thừa cây không
dùng hết (khi bón phân, khi chất hữu cơ bị phân giải mạnh ), tránh sự rửa trôi các cation và
anion hoặc cây bị ngộ độc. Các ion hấp phụ, trao đổi của keo sét có ý nghĩa nhất với cây trồng là
K
+
, Ca
++
, NH
4
+
, Mg
++
. Theo Ulrich (1966); Babcock (1963); Mors (1967) thì DTHT của các keo

sét tăng theo thứ tự Kaolinit < Illit < Montmorillonit. Goocbunop (1974) cho rằng DTHT của cấp
hạt sét của đất là chỉ tiêu chẩn đoán độ phì đất quan trọng vì nhiều loại đất DTHT của phần keo
vô cơ (keo sét) chiếm tỷ lệ % DTHT lớn hơn keo hữu cơ. Nhiều tác giả cũng nhận thấy khoáng
sét Illit và Vecmiculit cố định cũng nh hút ion kali và amôn nhiều hơn các khoáng sét khác do
chúng có sự tích điện âm cao và kích thớc khe hở phiến vừa khít với đờng kính ion của K
+
và
NH
4
+
. Đặc điểm này làm cho nguyên tố kali trong đất thờng gắn liền với khoáng sét của đất
(Scheffer và Achachtschabel 1970; Paga và Prasad 1967; Ehler 1967-1968; Vascoca Manueb
1967; Goocbunop 1974; Nguyễn Vy - Trần Khải 1978). Khi nghiên cứu tình hình kali trong đất,
Ptrelkin(1966); Mors (1967); Menfel (1969); Bower (1975); Mutscher (1977) kết luận thống nhất
rằng kali không chỉ bị cố định (nhốt sâu) trong các lới tinh thể khoáng nguyên sinh hoặc giữa
các lớp khoáng sét mà những ion kali ở một số vị trí nhất định của tinh thể khoáng sét 3 lớp, có
thể trao đổi dễ dàng ra dung dịch đất, trở thành nguồn kali cung cấp có ý nghĩa cho cây trồng.
Còn các K
+
hoạt tính ở dạng kali trao đổi hoặc dễ tiêu thực ra rất dễ biến động, dễ bị rửa trôi
trong thời gian ngắn nên không thể phản ánh chính xác khả năng cung cấp kali của đất cho cây.
Vì vậy Mutscher và Pagel (1972) đã đa ra phơng pháp xác định kali cung cấp cho cây của
Cabibel là dạng ion K
+
trao đổi đợc từ các phiến lớp tinh thể khoáng sét với dung dịch đất. Để
xác định khả năng hút kali của các loại đất cũng nh sự cố định ion kali trong đất, nguồn kali dự
trữ có thể dễ dàng lại chuyển vào dạng kali cung cấp cho cây, các tác giả đã đề nghị phơng pháp
xác định kali cố định của đất. Theo chúng tôi đây là những hớng nghiên cứu về kali trong đất có
hiệu quả và thực tế hơn nhiều so với các phơng pháp nghiên cứu kali vốn vẫn còn đang đợc sử
dụng ở nớc ta, chỉ dừng lại ở việc xác định kali tổng số, kali trao đổi và dễ tiêu của đất.

Vai trò của khoáng sét đối với tính chất vật lý đất cũng đã đợc các nhà thổ nhỡng quan
tâm ở nhiều khía cạnh, đặc biệt là cấu trúc đất, độ giữ ẩm của đất. Theo Rosler và Starke (1970);
Pagel (1981) thì sự trao đổi hấp phụ của Ca
++
, Mg
++
của keo đất còn có ý nghĩa quan trọng đối với
cấu trúc đất. Chúng góp phần cải thiện kết cấu bền làm đất thấm, thoát nớc tốt hơn. ở các loại
đất mặn có Na
+
hấp phụ gây nên sự phân tán mạnh khi ngập nớc và chai cứng khi khô do đất
không còn kết cấu thì sự trao đổi hấp phụ Ca
++
, Mg
++
sẽ cải tạo đợc đặc tính vật lý xấu đó của
đất. Đặc biệt khả năng Hydrat hoá (ngậm phân tử nớc) của khoáng sét đã ảnh hởng đến khả
năng hút nớc của đất. Rosler (1967); Fridland (1973); Enslin (1964); Gedrois (1955);
Goocbunop (1974); Nguyễn Vy - Trần Khải (1978); Trần Công Tấu (1974) đều nhận thấy dạng
nớc hấp thu tạo nên độ ẩm hấp phụ của đất phụ thuộc chủ yếu vào keo vô cơ là keo sét. Enslin
(1964) đã giới thiệu phơng pháp xác định khả năng hấp phụ nớc của các khoáng sét và đất khá
đơn giản so với các phơng pháp vẫn thông dụng nh xác định độ ẩm tơng đối, tuyệt đối, xác
định % nớc hút ẩm khi nung, xác định độ ẩm cây héo để suy ra sức hút ẩm của đất Bằng
phơng pháp đo trực tiếp khả năng hút ẩm của sét, tác giả đã chứng minh mỗi loại khoáng sét
điển hình có trị số hút nớc hấp thu nhất định theo thứ tự Montmorilloni > Illit, Vecmiculit >
Kaolinit > oxyt tự do và SiO
2
vô định hình. Khả năng hút nớc dạng hấp phụ này của đất liên
quan tới tính trơng của đất, cũng nh sự thấm thoát nớc của đất. Đất giàu Montmorilloni có
khả năng hút nớc cao vào giữa khe hở khoáng sét thì tính trơng lớn, ngợc lại Kaolinit hút

nớc kém hơn, đất thấm nớc cao hơn, sức hút ẩm thấp nên độ ẩm cây héo cũng thấp hơn
(Nguyễn Vy - Trần Khải 1978). Phơng pháp Enslin hiện nay đã đợc sử dụng rộng rãi và có
hiệu quả để đánh giá mẫu khoáng sét cũng nh khả năng hút ẩm của đất có thành phần khoáng
sét khác nhau ở các nớc Đông âu (Sturr và Schmidt 1983). Vấn đề xác định khả năng hút ẩm
của đất cũng rất quan trọng trong việc đánh giá đúng độ ẩm hấp thu của đất, khả năng chịu hạn
của cây trồng trên các loại đất có thành phần khoáng sét khác nhau. Do đó theo chúng tôi đây
cũng là phơng pháp cần thiết và thích hợp với đề tài nghiên cứu chế độ ẩm của đất nớc ta, một
đất nớc tuy thuộc vùng nhiệt đới nóng ẩm, song chế độ ẩm trong các loại đất khác nhau đối với
các thời vụ trong năm rất phức tạp.
Tóm lại, từ các công trình nghiên cứu vai trò của khoáng sét đối với sự diễn biến hình
thành đất khác nhau và nhất là đến các tính chất lý, hoá học đất của các nhà khoa học thổ nhỡng
đã khẳng định rằng ngành thổ nhỡng học phải coi khoáng sét là một chỉ tiêu quan trọng, cần
thiết, là cơ sở chẩn đoán chính xác các quy luật phát sinh, phát triển đất, đánh giá đúng các tính
chất và bản chất độ phì thực tế của đất. Những năm gần đây, các nhà nông học thế giới cũng đã
quán triệt nghiêm túc hớng cải tạo đất có thành phần cơ giới nhẹ, khoáng sét xấu thông qua
DTHT thấp, tính chất vật lý xấu bằng biện pháp bổ xung hoặc cải thiện cải tạo thành phần
khoáng sét của đất (Reuter 1973).
Tuy nhiên cũng cần lu ý rằng nếu hàm lợng sét hoặc một số loại khoáng sét của một
loại đất quá cao hoặc chiếm u thế thì cũng có thể ảnh hởng không tốt đến một vài tính chất đất.
Ví dụ đất giàu sét, lại giàu Montmorilloni thì khi quá ẩm sẽ ngậm nớc cây dễ úng, khi khô sẽ co
mạnh nứt nẻ hại rễ cây, DTHT đất quá cao làm cây khó hút thức ăn từ đất, độ ẩm cây héo quá cao
cây dễ thiếu nớc ngay từ đầu mùa khô, ít ma.
IV. Tình hình nghiên cứu khoáng sét trong đất Việt Nam
Vấn đề nghiên cứu thành phần khoáng sét trong đất ở Việt Nam mới đợc các chuyên gia thổ
nhỡng Liên Xô (Goocbunop, Fridland) và Đức (Pagel) cùng các nhà thổ nhỡng Việt Nam (Nguyễn
Vy, Trần Khải, Cao Liêm, Tôn Thất Chiểu ) bắt đầu tiến hành từ những năm 69 lại đây. So với hàng
loạt các công trình nghiên cứu phát sinh, phân loại tính chất lý, hoá, sinh học của các loại đất Việt
Nam thì việc nghiên cứu khoáng sét bằng phơng pháp tiên tiến còn ít.
- Trong tác phẩm "Vỏ phong hoá nhiệt đới ẩm" của Fridland (1973), ông đã trình bày một
số kết quả nghiên cứu khoáng sét của các lớp vỏ phong hoá chính của vùng nhiệt đới phía Bắc

Việt Nam bằng phơng pháp nhiệt sai. Đó là tài liệu khoáng sét ban đầu có giá trị đối với vấn đề
phát sinh, phân loại đất của nớc ta. Theo Fridland thì quá trình hình thành đất dới các điều kiện
đá mẹ, địa hình, sinh khí hậu phong phú của vùng nhiệt đới, thành phần khoáng sét ở đất Việt
Nam khá đa dạng, trong đó khoáng sét Kaolinit chiếm u thế ở các loại đất Ferralit. Sự xuất hiện
thành phần khoáng sét ở một số loại đất đen thung lũng vùng đồi núi nớc ta (đọng Cacbonat,
đọng Tuff Bazan) bao gồm cả Montmorilloni, Kaolinit, Haluzit đã là cơ sở để tác giả nhận định
rằng ở Việt Nam chỉ có vỏ phong hoá Magalit - Ferralit khác với các loại đất Vertisol thuộc vỏ
phong hoá của các vùng nhiệt đới khác trên thế giới cũng nh ở Châu úc, ấn độ, Inđônêsia,
Sudan, Nam phi, Marốc
- Goocbunop (1955) đã nghiên cứu thành phần khoáng sét của đất và keo sét trong đất
vùng Bắc Việt Nam bằng ph
ơng pháp nhiệt sai trên hai phẫu diện đất đồi núi (trên đá Bazan và
trên đá Granit).Tác giả đã chứng minh rằng sự hình thành khoáng sét vùng nhiệt đới phụ thuộc
vào thành phần đá mẹ và mức độ phong hoá của đá mẹ rất rõ rệt. Đây là tài liệu ban đầu có giá trị
ở phạm vi vùng đồi núi nớc ta.
- Từ những năm 1963 đến 1974, nhà thổ nhỡng học Đức Pagel đã có khá nhiều công
trình nghiên cứu đất nhiệt đới nói chung và đất nhiệt đới Việt Nam, trong đó ông cũng đề cập đến
thành phần khoáng sét của đất cũng nh mối quan hệ của khoáng sét đối với khả năng hấp phụ,
trao đổi ion của đất. Trong các tài liệu, tác phẩm nghiên cứu đã công bố nh "Các loại đất nhiệt
đới ở Việt Nam" tác giả cũng thống nhất rằng vùng đồi núi miền Bắc Việt Nam ở các loại đất
Ferralit thì khoáng sét Kaolinit chiếm u thế; ở một số đất phù sa trồng lúa vùng đồng bằng miền
bắc thì khoáng sét phổ biến là Illit, Vecmiculit, Montmorilloni nên dung tích hấp thu đất khá cao
và do khoáng sét quyết định, còn ở các đất Ferralit đồi núi thì dung tích hấp thu thấp và chủ yếu
do mùn chi phối.
- Nhng có thể nói công trình nghiên cứu "Sự phân bố khoáng sét trong đất miền Bắc Việt
Nam" của Trần Khải - Nguyễn Vy đăng trong tạp chí Khoa học và kỹ thuật Nông nghiệp 8/1969
và sau này các tác giả viết hoàn chỉnh lại trong tác phẩm "Nghiên cứu hoá học đất vùng Bắc Việt
Nam" 1978 là toàn diện hơn cả. Từ kết quả nghiên cứu thành phần khoáng sét một số mẫu đất đại
diện cho những loại đất chính vùng Bắc nớc ta bằng cả 3 phơng pháp: nhiệt sai, tia Runtgen và
kính hiển vi điện tử, các tác giả đã tổng kết đợc sự tồn tại các khoáng sét trong các loại đất

nghiên cứu:
+ Vùng đất đồi núi mà quá trình Ferralit là chủ yếu thì Kaolinit là khoáng sét chính.
Thành phần khoáng sét chịu ảnh hởng lớn của đá mẹ. Trong đất đen bồi tụ ở thung lũng đá vôi
thì khoáng sét 2:1 chiếm đại bộ phận và là đất duy nhất ở Việt Nam có chứa Montmorilloni.
+ Đất phù sa vùng đồng bằng tuỳ theo tuổi bồi tụ, địa hình cao thấp mà có sự phân bố ít
hoặc nhiều các khoáng sét Kaolinit, Haluzit, Vecmiculit hoặc Illit. Các đất phù sa có nguồn gốc
mẫu chất thì giữa các đất ngập nớc quanh năm và không ngập nớc, giữa đất mặn, trung tính và
mặn chua, thành phần khoáng sét không có gì khác nhau đáng kể.
+ Từ một số thực nghiệm xác định lý hoá tính của một số loại đất chứa thành phần
khoáng sét khác nhau, các tác giả cũng đã đánh giá những u, nhợc điểm chính của các loại
khoáng sét nh Kaolinit, Montmorilloni, Illit. Kaolinit có độ phân tán thấp, dung tích hấp thu
thấp, nguồn dinh dỡng K, Ca, Mg thiếu song có u điểm là khả năng thấm nớc cao, sức hút ẩm
thấp nên độ ẩm cây héo thấp, tính trơng co thấp. Kaolinit ở vùng đất Ferralit thờng tồn tại song
song với Gơtit, là yếu tố chủ đạo trong việc tạo thành cấu trúc viên bền của đất. Khoáng sét
Montmorilloni có dung tích hấp thu cao nhng đất phải có hàm lợng hữu cơ cao thì đất mới có
cấu trúc bền, nếu đất nghèo hữu cơ thì đất sẽ mất ẩm nhanh, co mạnh, độ ẩm cây héo cao. Đất
giàu Illit là nguyên nhân làm đất giàu kali và sự chuyển hoá Mica - Hydromica làm khả năng di
động và dễ tiêu của kali cho cây trồng tăng lên rõ rệt. Sự xuất hiện Vecmiculit ở hầu hết đất phù
sa vùng Bắc Việt Nam, một khoáng sét có cả Fe
+3
, Fe
+2
, có ý nghĩa lớn trong chế độ lân của đất.
Các tác giả cũng đều thừa nhận rằng thành phần khoáng phức hệ hấp thu đất là do khoáng
sét tạo nên mà phức hệ hấp thu là đối tợng cơ bản quyết định toàn bộ tính chất vật lý, hoá học
của đất. Trong báo cáo gần đây về "Mối quan hệ giữa giống lúa với độ phì nhiêu thực tế của chất
đất" (1986) Nguyễn Vy đã kết luận: "Yếu tố chủ đạo thích ứng với 4 giống lúa đem khảo sát là
lợng của dung tích hấp thu đất bởi vì đó là yếu tố độ phì nhiêu chủ đạo có tính chất quyết định".
- Trần Khải và Phạm Tín cũng tiến hành nghiên cứu "Đặc điểm khoáng vật của những
loại đất chính miền Bắc Việt Nam" (nghiên cứu đất phân tập 5 - 1978) và rút ra một số kết luận

về các khoáng vật chiếm u thế trong đất tơng tự nh nghiên cứu của Nguyễn Vy - Trần Khải.
- Nguyễn Công Pho - Tôn Thất Chiểu - Cao Liêm khi nghiên cứu đất vùng rừng Khôp
Easup - Tây Nguyên (1983) đã phân tích thành phần khoáng sét bằng phơng pháp nhiệt sai và
kính hiển vi điện tử và nhận thấy rằng ở các loại đất xám bạc màu trên các loại đá mẹ và phù sa
cũ thì khoáng sét Kaolinit chiếm u thế, còn ở đất phù sa mới bồi tụ có địa hình thấp thì vẫn còn
tồn tại cả Hydromica.
Nh vậy có thể nói hiện nay vấn đề nghiên cứu tính chất và cấu trúc khoáng sét đã đợc
các nhà khoáng sét học trên thế giới thống nhất và khẳng định rõ rệt. Sự hình thành và chuyển
hoá khoáng sét ở các loại đất thuộc các đới khí hậu có điều kiện hình thành đất khác nhau, đặc
biệt đất vùng nhiệt đới cũng đã đợc đề cập tới với những ý kiến thống nhất. Việt Nam thuộc
vùng đất nhiệt đới nóng ẩm điển hình của khu vực Đông nam á với những điều kiện hình thành
phát triển đất phong phú. Cùng với các kết quả nghiên cứu khoáng sét của các nhà thổ nhỡng
Việt Nam trớc đây, chúng tôi thấy cần phải tiếp tục tiến hành nghiên cứu, hoàn chỉnh thêm tài
liệu cơ bản về khoáng sét cả ở các vùng đất chính phía Nam nớc ta, đồng thời góp thêm lý luận
khoa học về vai trò của khoáng sét đối với tính chất đất, khẳng định đó là chỉ tiêu chuẩn đoán độ
phì quan trọng. Các kết quả nghiên cứu, những kết luận của các tác giả trên thế giới cũng nh
trong nớc trên đây đã thực sự giúp chúng tôi đề ra đợc nội dung cụ thể cho đề tài nghiên cứu,
đồng thời là những tài liệu khoa học quý báu để so sánh, đối chiếu, đánh giá đúng đắn hơn,
khách quan hơn các kết quả nghiên cứu của mình. Từ đó nội dung chính của đề tài nghiên cứu
của chúng tôi gồm:
1- Xác định thành phần và hàm lợng khoáng sét trong các loại đất chính Việt Nam.
2- Xác định quy luật chuyển hoá khoáng sét trong đất dới các điều kiện hình thành đất
khác nhau.
3- Bớc đầu nghiên cứu mối quan hệ giữa thành phần khoáng sét của đất với dung tích
hấp thu đất, một số dạng kali và khả năng hút nớc của các loại đất.