Ôn tập thổ nhưỡng học

PHẦN ĐẠI CƯƠNG THỔ NHƯỠNG HỌC Câu hỏi ôn tập: Nêu các qua trình phong hoá đá và khoáng vật? Liên hệ thực tiễn ở VN? Nêu các yếu tố hình thành đất? Liên hệ thực tiễn ở VN? Nêu những quá trình khoáng hoá chất hữu cơ trong đất (k/niệm, sản phẩm, các yếu tố phụ thuộc).Liên hệ thực tiễn ở VN? Trình bày quá trình mùn hoá ? Liên hệ thực tiễn ở VN? Nguồn gốc, thành phần chhất hữu cơ trong đất? Vai trò của mùn và chất hữu cơ trong đất? Các biện pháp nâng cao hàm lượng mùn? Keo đất là gì? Các đặc tính cơ bản của keo đất? Các dạng hấp phụ trong đất? Ý nghĩa? Liên hệ thực tiễn? Hấp phụ trao đổi cation? Quy luật của phản ứng hấp phụ cation? CEC? Yếu tố phụ thuốc? Biện pháp nâng cao CEC? Độ no Bazơ? Ý nghĩa? Liện hệ thực tiễn đất VN? Trình bày cấu tạo keo? Phân loại keo? Trình bày đặc tính nhóm keo sét chính? Dung dịch đất là gì? Nguồn gốc? Thành phần? Ý nghĩa dd đất với đất và cây? Nêu những nguyên nhân fây chua cho đất? Biện pháp điều tiết pư chua? Tác dụng của vôi đối với đất chhua? Cách tính trngj lượng vôi bón? Trình bày pư đệm? Cách điều tiết pư đệm? Trình bày pư oxi hoá-khử? Cách điều tiết pư Ô-K? Nêu thành phần và các dạng tồn tại N trong đất? Vai trò của N đối với đất và cây trồng? Nêu thành phần và các dạng tồn tại Lân trong đất? Vai trò của Lân đối với đất và cây trồng? Nêu thành phần và các dạng tồn tại K trong đất? Vai trò của K đối với đất và cây trồng? Nêu thành phần và các dạng tồn tại Ca và Mg trong đất? Vai trò của Ca và Mg đối với đất và cây trồng? Khái niệm: TPCG đất, hạt Cgvà các cấp hạt CG. Các phương pháp điều tiết TPCG? Nêu thành phần và tính chất các cấp hạt cơ giới? Cách phân chia? Nêu tính chất các loại đất có TPCG khác nhau? Cách điều tiết? Nêu các tính chất vật lý đất: D, d, P. Ccách điều tiết? Vai trò của nước đối với đất và Cây trồng? Các dạng nước, ý nghĩa? Cân bằng nước? Biện pháp điều tiết nước? Xói mòn và các biện pháp điều tiết? Viết phương trình mất đất phổ dụng? Ý nghĩa? Nêu bản chất và các phương pháp phân loại đất theo phát sinh? Nêu bản chất và các phương pháp phân loại đất theo FAO-UNESCO? Phân loại đất VN? Lịch sử phát triển? Các loại đất Việt Nam? (trình bày trong phần chuyên khoa). 1. Nêu các qua trình phong hoá đá và khoáng vật? Liên hệ thực tiễn ở VN? Dưới sự tác động của nước, các chất khí như O2, CO2... và nguồn năng lượng bức xạ mặt trời, các khoáng vật và đá lộ ra ở phía ngoài cùng của vỏ Trái Ðất bị phá huỷ. Quá trình phá huỷ khoáng vật và đá được gọi là quá trình phong hoá. Có 3 loại phong hoá đá và khoáng vật là phong hoá vật lý, phong hoá hoá học và phong hoá sinh học. Sự phân chia các loại phong hoá chỉ là tương đối vì trong thực tế các yếu tố ngoại cảnh đồng thời tác động lên đá và khoáng vật, do vậy 3 loại phong hoá đồng thời cùng diễn ra. Các quá trình phong hoá liên quan mật thiết và hỗ trợ cho nhau, tuỳ điều kiện cụ thể mà một trong 3 quá trình xảy ra mạnh hơn. a. Phong hoá vật lý Phong hoá vật lý là sự vỡ vụn của các loại đá thành các hạt cơ giới có kích thước khác nhau nhưng chưa có sự thay đổi về thành phần khoáng vật, thành phần hoá học của các đá ban đầu. Nguyên nhân gây nên việc phá vỡ khoáng vật và đá là do sự thay đổi của nhiệt độ, áp suất và sự tác động của các hoạt động địa chất ngoại lực như nước chảy, gió thổi xảy ra trên bề mặt vỏ Trái Ðất. Sự thay đổi nhiệt độ làm cho các khoáng vật có trong đá bị giãn nở không đều dẫn đến kết quả đá bị vỡ ra. Các khoáng vật khác nhau có hệ số giãn nở rất khác nhau.  Một loại đá được cấu tạo bởi nhiều khoáng vật khác nhau, do đó nhiệt độ thay đổi các khoáng vật co giãn không giống nhau làm đá bị vỡ vụn. Như vậy thành phần khoáng vật của đá càng nhiều thì đá càng dễ bị vỡ vụn. Những đá cấu tạo bởi một loại khoáng vật (đá đơn khoáng) cũng bị vỡ do hệ số nở dài theo các phương khác nhau. Sự chênh lệch nhiệt độ giữa ngày và đêm, giữa các mùa trong năm càng lớn thì phong hoá vật lý diễn ra càng mạnh. Ví dụ, vùng sa mạc thường có sự chênh lệch nhiệt độ giữa ngày và đêm lớn nên vào ban đêm có thể nghe được tiếng nổ vỡ của đá trong vùng. Trong đá thường có các lỗ hổng và các vết nứt nguyên sinh chứa đầy khí hay nước. Khi nhiệt độ xuống thấp dưới OoC, nước ở thể lỏng chuyển thành thể rắn (nước đóng băng) làm tăng thể tích tạo áp suất lớn có khi tới hàng ngàn atmôtphe lên thành khe nứt làm cho đá bị vỡ ra. Các mảnh vụn sinh ra có thể di chuyển đi nơi khác theo dòng nước chảy hoặc gió thổi sẽ phá huỷ các đá trên đường di chuyển của chúng. Phong hoá vật lý có tính chất tiên phong, tạo điều kiện thuận lợi cho phong hoá hoá học và sinh học. b. Phong hoá hoá học Do sự tác động của H2O, O2, CO2... các khoáng vật và đá bị phá huỷ, thay đổi về hình dạng, kích thước, thành phần và tính chất hoá học. Có thể nói, phong hoá hoá học chính là các phản ứng hoá học diễn ra do sự tác động của H2O, O2, CO2 lên đá và khoáng vật. Phong hoá hoá học được chia thành 4 quá trình chính là: Ôxy hoá, hyđrat hoá, hoà tan và sét hoá. + Quá trình ôxy hoá: Quá trình này phụ thuộc chặt chẽ vào sự xâm nhập của O2 tự do trong không khí và O2 hoà tan trong nước. Quá trình ôxy hoá làm cho khoáng vật và đá bị biến đổi, bị thay đổi về thành phần hoá học. Ví dụ: Khoáng vật pyrít bị ô xy hoá và biến đổi như sau: FeS2 + 7O2 + 2 H2O = 2 FeSO4 + 2 H2SO4 12 FeSO4 + 3O2 + 6 H2O = 4 Fe2(SO4)3 + 4 Fe(OH)3   Quá trình ôxy hoá diễn ra rất mạnh với hầu hết các nguyên tố hoá học có trong khoáng vật và đá, đặc biệt là các nguyên tố hoá trị cao, ví dụ Mangan. + Quá trình hyđrát hoá: Là quá trình nước tham gia vào mạng lưới tinh thể của khoáng vật, thực chất đây là quá trình nước kết hợp với khoáng vật làm thay đổi thành phần hoá học của khoáng vật. + 2 H2O Ví dụ: CaSO4 CaSO4.2H2O Anhyđrit Thạch cao + n H2O Fe2O3 Fe2O3.nH2O Hêmatít Limonit + Quá trình hoà tan: Là quá trình các khoáng vật và đá bị hoà tan trong nước. Hầu như tất cả các khoáng vật và đá bị hoà tan trong nước, nhưng mạnh nhất là các khoáng vật của lớp cácbônát và lớp muối mỏ. Ví dụ: CaCO3 (đá vôi) bị hoà tan như sau: CaCO3 + H2O + CO2 Û Ca(HCO3)2 Các khoáng vật và đá bị hoà tan tạo thành các dung dịch thật. + Quá trình sét hoá: Các khoáng vật silicat, nhôm silicat do tác động của H2O, CO2 sẽ bị biến đổi tạo thành các khoáng sét (keo sét). Các chất kiềm và kiềm thổ trong khoáng vật bị H+ chiếm chỗ trong mạng lưới tinh thể được tách ra dưới dạng hoà tan. Như vậy thực chất của quá trình sét hoá là các quá trình hoà tan, hyđrát hoá chuyển các khoáng vật silicát, nhôm silicat thành các khoáng vật thứ sinh, các muối và oxýt. Ví dụ: K2Al2Si6O16 + H2O + CO2 H2Al2Si2O8.2H2O + K2CO3+ SiO2.nH2O Fenspatkali (orthoclaz) Kaolinit Ôpan c. Phong hoá sinh học Hoạt động của sinh vật bậc thấp, bậc cao cũng tham gia phá huỷ các khoáng vật và đá. Rễ cây xuyên vào các khe nứt hút nước và các chất khoáng, theo thời gian, rễ to dần phá vỡ đá. Mặt khác rễ cây tiết H2O và CO2 tạo H2CO3 để hoà tan đá và khoáng vật. Khi chết xác sinh vật bị phân huỷ sinh ra các axit hữu cơ góp phần hoà tan các khoáng vật và đá. Do vậy, bản chất của phong hoá sinh học là phong hoá vật lý và hoá học do sự tác động của sinh vật lên khoáng vật và đá. Cũng trong quá trình này mẫu chất được tích luỹ chất hữu cơ do xác sinh vật để lại sau khi chết, làm cho mẫu chất xuất hiện những thuộc tính mới được gọi chung là độ phì và mẫu chất biến đổi thành đất. Nhà khoa học nổi tiếng người Nga Vecnatxki cho rằng: "Hoạt động hoá học của vỏ Trái Ðất, gần 99% có liên quan tới quá trình sinh hoá học". Câu 2: Yếu tố hình thành đất Năm 1883, nhà bác học người Nga V.V.Docuchaev cho rằng đất được hình thành do sự tác động tổng hợp của 5 yếu tố: Ðá mẹ và mẫu chất, sinh vật, khí hậu, địa hình và thời gian. Sự tác động của các yếu tố trên quyết định và chi phối các quá trình hình thành và biến đổi diễn ra trong đất để hình thành nên các loại đất khác nhau. Những quan điểm của V.V. Docuchaev được coi là học thuyết về phát sinh đất. Sau V.V. Docuchaev, các nhà thổ nhưỡng học bổ sung thêm một yếu tố nữa là sự tác động của con người trong sự hình thành đất. Ðá mẹ và mẫu chất Các đá lộ ra ở phía ngoài cùng của vỏ Trái Ðất bị phong hoá liên tục cho ra các sản phẩm phong hoá và tạo thành mẫu chất. Ðược sự tác động của sinh vật, mẫu chất biến dổi dần dần để tạo thành đất. Thành phần khoáng vật, thành phần hoá học của đá quuyết định thành phần mẫu chất và đất. Ðá bị phá huỷ để tạo thành đất được gọi là đá mẹ. Ðá mẹ là cơ sở vật chất ban đầu và cũng là cơ sở vật chất chủ yếu trong sự hình thành đất. Các loại đá mẹ khác nhau có thành phần khoáng vật và hoá học khác nhau, do vậy trên các loại đá mẹ khác nhau hình thành nên các loại đất khác nhau. Ví dụ: - Ðất hình thành trên đá mẹ là granít có độ dầy tầng đất từ mỏng đến trung bình, thành phần cơ giới nhẹ và nghèo các chất dinh dưỡng. - Ðất hình thành trên đá mẹ là bazan có tầng đất đất rất dầy, thành phần cơ giới nặng và chứa nhiều các chất dinh dưỡng. Trong việc nghiên cứu, phân loại đất vùng đồi núi Việt Nam chúng ta thường dựa vào cơ sở đầu tiên là đá mẹ. Về mẫu chất, cần phân biệt rõ 2 loại: mẫu chất tại chỗ và mẫu chất phù sa. Mẫu chất tại chỗ hình thành ngay trên đá mẹ, có thành phần và tính chất giống đá mẹ. Mẫu chất phù sa được lắng đọng từ vật liệu phù sa của hệ thống sông ngòi nên có thành phần rất phức tạp. Ngoài ra ở vùng đồi núi còn gặp mẫu chất dốc tụ. Sự phân biệt giữa mẫu chất và đất có tính chất tương đối, nhiều trường hợp rất khó phân biệt. Mẫu chất phù sa ở Việt Nam thực chất là nhóm đất phù sa có nhiều tính chất tốt của nước ta. Khi chưa có sự sống xuất hiện trên Trái Ðất, quá trình phá huỷ đá mẹ diễn ra theo chu trình: phá huỷ biến đổi Ðá mẫu chất Ðất Chu trình này có tên là đại tuần hoàn địa chất và được coi là cơ sở để tạo thành đất. Sinh vật Sự sống xuất hiện cách đây 500-550 triệu năm (kỷ Cambri của nguyên đại cổ sinh) sinh vật, trong đó chủ yếu là thực vật tác động lên mẫu chất, tạo thành chất hữu cơ trong mẫu chất, làm thay đổi mẫu chất và chuyển mẫu chất thành đất. Tham gia vào quá trình hình thành đất có nhiều loại sinh vật khác nhau nằm trong 3 ngành chính là thực vật màu xanh, động vật và vi sinh vật. + Vai trò của thực vật: Thực vật là nguồn cung cấp chất hữu cơ chủ yếu cho mẫu chất và đất. Khoảng 4/5 chất hữu cơ trong đất có nguồn gốc từ thực vật. Trong hoạt động sống của mình, các loài thực vật hút nước và các chất khoáng trong mẫu chất và đất, đồng thời nhờ quá trình quang hợp tạo thành các chất hữu cơ trong cơ thể. Sau khi chết, xác của chúng rơi vào mẫu chất và đất bị phân giải trả lại các chất lấy từ đất và bổ sung thêm cácbon, nitơ... tạo thành chất hữu cơ trong mẫu chất. Sự tích luỹ chất hữu cơ làm cho mẫu chất xuất hiện độ phì và chuyển thành đất. Chu kỳ đất - cây - đất diễn ra liên tục trong tự nhiên làm cho độ phì đất tăng dần. Thực vật gồm các loại cây trong tự nhiên và hệ thống cây trồng trong sản xuất nông - lâm nghiệp. Dưới các kiểu rừng khác nhau gặp các loại đất có độ phì rất khác nhau. Ví dụ: đất dưới rừng tre, nứa hoặc trảng cỏ có độ phì thấp hơn đất dưới rừng cây lá rộng. Một số loài thực vật được dùng làm cây chỉ thị cho một số tính chất đất. Ví dụ: cây sim, cây mua là cây chỉ thị cho đất chua, cây sú vẹt chỉ thị của đất mặn..v.v. + Vai trò của động vật: Các loài động vật có thể chia thành 2 nhóm: động vật sống trên mặt đất và động vật sống trong đất. Ðộng vật sống trên mặt đất gồm nhiều loài khác nhau, các chất thải trong cuộc sống rơi vào đất cung cấp một số chất dinh dưỡng. Sau khi chết xác chúng rơi vào đất bị phân giải bổ sung chất dinh dưỡng và chất hữu cơ cho đất. Ðộng vật sống trong đất có nhiều loài như: giun, kiến, mối... Giun đất có vai trò rất lớn trong sự tạo độ phì đất. Theo Russell, một hecta đất tốt có thể có tới 2.500.000 cá thể các loại giun. Giun ăn đất, phân giun là các hạt kết viên bền vững làm cho đất tơi xốp. Khi chết xác chúng được phân giải cung cấp nhiều nitơ và các chất khoáng cho đất. Ðộng vật góp phần bổ sung chất hữu cơ và làm tăng độ phì đất. + Vai trò của vi sinh vật Tập đoàn vi sinh vật trong đất rất phong phú với nhiều chủng loại khác nhau. Về số lượng có thể có tới hàng trăm triệu con trong một gam đất. Các kết quả nghiên cứu cho thấy rất nhiều quá trình diễn ra trong đất có sự tham gia trực tiếp hay gián tiếp của tập đoàn vi sinh vật đất. Quá trình phân giải xác hữu cơ, quá trình hình thành mùn, quá trình chuyển hoá đạm trong đất, quá trình cố định đạm từ khí trời... trải qua nhiều phản ứng, nhiều giai đoạn, mỗi phản ứng đều có sự tham gia của một loài sinh vật cụ thể. Hầu hết các loài vi sinh vật đều sinh sản theo cách tự phân nên lượng sinh khối tạo ra trong đất lớn, sau khi chết xác các loài vi sinh vật bị phần giải góp phần cung cấp chất hữu cơ và tạo độ phì đất. Như vậy, sau khi sự sống xuất hiện, giới sinh vật đã có những tác động sâu sắc về nhiều mặt tới mẫu chất để chuyển mẫu chất thành đất, sinh vật tiếp tục tác động với đất để đất ngày càng phát triển. Nói cách khác nếu không có sinh vật thì chưa có đất, vì vậy các nhà khoa học cho rằng sinh vật là yếu tố quyết định trong sự hình thành đất. Khí hậu Các đặc trưng của khí hậu như nhiệt độ, ẩm độ không khí, lượng mưa... ảnh hưởng rất lớn tới sự hình thành đất. + Ảnh hưởng trực tiếp: khí hậu ảnh hưởng trực tiếp đến phong hoá đá, sự thay đổi nhiệt độ tạo sự phá huỷ vật lý, lượng mưa và chế độ mưa ảnh hưởng tới phong hoá vật lý và hoá học... Nhiều quá trình diễn ra trong đất như khoáng hoá, mùn hoá, rửa trôi, xói mòn... chịu sự tác động rõ rệt của khí hậu. Những vùng có lượng mưa > bốc hơi, lượng nước thừa sẽ di chuyển trên mặt đất và thấm sâu xuống đất tạo nên các quá trình xói mòn và rửa trôi. Các nguyên tố kiềm, kiềm đất rất dễ bị rửa trôi, do vậy lượng mưa càng lớn đất bị hoá chua càng mạnh. + Ảnh hưởng gián tiếp: Ảnh hưởng gián tiếp của khí hậu thông qua yếu tố sinh vật, khí hậu góp phần điều chỉnh lại yếu tố sinh vật. Mỗi đới khí hậu trên Trái Ðất có các loài thực vật đặc trưng. Ví dụ: thực vật đặc trưng của khí hậu nhiệt đới là cây lá rộng, thực vật đặc trưng của khí hậu ôn đới là các cây lá kim... V.V.Docuchaev đã phát hiện ở mỗi đới khí hậu có những loại đất đặc thù riêng. Ðịa hình Ðịa hình cũng ảnh hưởng trực tiếp và gián tiếp đến sự hình thành đất. + Ảnh hưởng trực tiếp: Các đặc trưng của địa hình như dáng đất, độ cao, độ dốc... ảnh hưởng trực tiếp đến nhiều quá trình diễn ra trong đất. Vùng đồi núi, vùng cao ở đồng bằng quá trình rửa trôi xói mòn diễn ra mạnh. Ngược lại trong các thung lũng ở vùng đồi núi hoặc vùng trũng ở đồng bằng diễn ra quá trình tích luỹ các chất. Lượng nước trong đất cũng phụ thuộc địa hình; vùng cao thường thiếu nước, quá trình ôxy hoá diễn ra mạnh; Vùng trũng thường dư ẩm, quá trình khử chiếm ưu thế... kết quả ở các địa hình khác nhau hình thành nên các loại đất khác nhau. + Ảnh hưởng gián tiếp: địa hình ảnh hưởng gián tiếp đến sự hình thành đất thông qua yếu tố khí hậu và sinh vật. Càng lên cao nhiệt độ càng giảm dần theo quy luật độ cao tăng 100 m, nhiệt độ giảm 0,5oC, đồng thời ẩm độ tăng lên. Sự thay đổi khí hậu kéo theo sự thay đổi của sinh vật. Ở các độ cao khác nhau có các đặc trưng khí hậu và sinh vật khác nhau. Các nhà thổ nhưỡng đã phát hiện được quy luật phát sinh đất theo độ cao.   Thời gian Thời gian là tuổi của đất, gồm tuổi tuyệt đối và tuổi tương đối. Tuổi tuyệt đối được tính từ khi mẫu chất được tích luỹ chất hữu cơ (cacbon hữu cơ) đến ngày nay, nói cách khác tuổi tuyệt đối chính là tuổi cacbon hữu cơ trong đất hay là tuổi mùn của đất. Ðể xác định tuổi của mùn, dùng phương pháp phóng xạ cacbon. C12 có 2 đồng vị phóng xạ là C13 và C14, trong cơ thể sống của thực vật tỷ lệ C13 và C14 là một hằng số và giống trong khí quyển. Sau khi chết C14 không bền và bị phân huỷ giảm dần, từ lượng C14 còn lại trong mùn dựa vào chu kỳ bán phân rã của C14, tính được tuổi của mùn trong đất. Bằng phương pháp trên, Devries (1958) đã xác định tuổi của đất vàng (hoàng thổ) ở Úc từ 32-42 ngàn năm. Tuổi tương đối của đất được dùng để đánh giá sự phát triển và biến đổi diễn ra trong đất nên không tính được bằng thời gian cụ thể. Dựa vào hình thái đất để có các nhận xét về hình thành và phát triển của đất. Ví dụ: Sự phân tầng chưa rõ của phẫu diện thường gặp ở những loại đất mới được hình thành. Sự hình thành kết von hoặc đá ong trong một số loại đất đỏ vàng chứng tỏ đất đã phát triển tới mức cao (già hơn) so với đất cùng loại chưa có kết von. Con người Con người đã có những tác động rất sâu sắc đối với các vùng đất được sử dụng vào sản xuất nông nghiệp, lâm nghiệp. Sự tác động về nhiều mặt trong quá trình sử dụng đất đã làm biến đổi nhiều vùng theo các hướng khác nhau, hình thành nên một số loại đất đặc trưng. Ví dụ: Ðất phù sa, đất xám bạc màu, đất mặn, đất phèn... sau một thời gian sử dụng gieo trồng lúa nước sẽ hình thành nên đất lúa nước. Những tác động tốt của con người như: Bố trí cây trồng phù hợp với tính chất đất; xây dựng các công trình thuỷ lợi; đắp đê ngăn lũ và nước mặn; bổ sung chất dinh dưỡng trong đất bằng các loại phân bón; bảo vệ đất; cải tạo tính chất xấu của đất... làm cho đất biến đổi theo chiều hướng tốt dần lên. Ngược lại, những tác động xấu như: Bố trí cây trồng không phù hợp; bón phân không đầy đủ; chặt phá rừng làm nương rẫy; không thực hiện tốt các biện pháp chống thoái hoá đất... sẽ làm cho đất biến đổi theo chiều hướng xấu. Sự tác động tổng hợp của các yếu tố hình thành đất sẽ quyết định các quá trình hình thành và biến đổi diễn ra trong đất. Những quá trình hình thành phổ biến trong tự nhiên: - Quá trình hình thành đất sơ sinh. - Quá trình tích luỹ chất hữu cơ và mùn trong đất. - Quá trình tích luỹ sắt, nhôm trong đất. - Quá trình rửa trôi, xói mòn đất. - Quá trình glây. - Quá trình hoá chua, phèn, nhiễm mặn. - Quá trình lắng đọng vật liệu phù sa. Câu 3: Quá trình khoáng hoá xác hữu cơ * Khái niệm khoáng hoá chất hữu cơ là gì? Khoáng hoá là quá trình phân huỷ các hợp chất hữu cơ tạo thành các hợp chất khoáng đơn giản, sản phẩm cuối cùng là những hợp chất tan và khí. * Ðặc điểm của quá trình khoáng hoá xác hữu cơ: Theo L.N. Alexandrova quá trình khoáng hoá xác hữu cơ trong đất xảy ra theo 3 giai đoạn: + Các hợp chất hoá học phức tạp là thành phần cơ bản của xác hữu cơ: protit, gluxit, lipit, lignin, tanin, nhựa do tác động của các men do vi sinh vật đất tiết ra bị thuỷ phân để hình thành các sản phẩm có cấu tạo đơn giản hơn: đường hexoza, pentoza, saccaroza, cenluloa, axit amin mạch vòng và mạch thẳng, amin, các gốc purin và pirimidin, axit uronic, axit béo, glixerin, polyphenol... + Do tác dụng của các phản ứng oxi hoá khử, khử amin, khử cacboxyl... các sản phẩm của giai đoạn 1 tiếp tục bị biến đổi thành các axit hữu cơ mạch vòng và mạch thẳng, axit vô cơ, axit béo, axit hữu cơ dạng bay hơi, axit không no, andehit, rượu, các sản phẩm oxi hoá khử dạng phenol, quinol. + Giai đoạn khoáng hoá hoàn toàn - Trong điều kiện hảo khí các sản phẩm trung gian trên bị biến đổi hoàn toàn thành các sản phẩm: R3PO4, R2SO4, RNO2, RNO3, NH3, H2O, CO2 (R là Ca2+, Mg2+, K+, Na+, NH4+). - Trong điều kiện yếm khí sản phẩm cuối cùng tạo thành từ các sản phẩm trung gian bao gồm: NH3, H2O, CO2, CH4, H2, N2, H2S, PH3. * Các yếu tố ảnh hưởng đến quá trình khoáng hoá + Thành phần xác hữu cơ: quá trình khoáng hoá các hợp chất hữu cơ khác nhau không giống nhau. Khoáng hoá mạnh nhất là các loại đường, tinh bột, sau đó đến protit, hemicenlulo và cenlulo, bền vững hơn cả là lignin, sáp, nhựa, cho nên đối với những tàn tích sinh vật khác nhau, có thành phần hoá học khác nhau thì tốc độ các quá trình khoáng hoá không thể giống nhau. + Ðặc điểm của đất và khí hậu: tốc độ khoáng hoá cũng phụ thuộc vào độ pH, thành phần cơ giới đất, độ ẩm, nhiệt độ... Khoáng hoá cần điều kiện thoáng khí, nước, nhưng nếu độ ẩm cao quá gây ra yếm khí, vi sinh vật khó hoạt động. Kết quả hiện nay cho thấy ở các điều kiện ẩm độ 70%, đủ ánh sáng, pH 6,5 - 7,5, nhiệt độ 25˚ - 30˚C là thích hợp cho sự hoạt động của vi sinh vật, và do đó khoáng hoá xảy ra mạnh mẽ. Những điều kiện này thích hợp với đất có nhiệt độ, ẩm độ như ở Việt Nam, cho nên ở ta các quá trình khoáng hoá rất mạnh, phân giải ra nhiều chất dinh dưỡng cho cây trồng, nhưng đồng thời chất hữu cơ và mùn trong đất bị phá huỷ nhanh chóng làm cho đất không nhiều mùn và ít đạm, vì vậy đối với đất nhẹ, cần có biện pháp giảm tốc độ khoáng hoá. Câu 4. Quá trình mùn hóa xác hữu cơ * Khái niệm Mùn hoá là quá trình tổng hợp những sản phẩm phân giải xác hữu cơ dẫn đến sự hình thành những hợp chất mùn. Mùn là những hợp chất hữu cơ cao phân tử phức tạp mà phân tử bao gồm nhiều đơn vị cấu tạo khác nhau, chúng được nối với nhau bằng các cầu nối. Mỗi đơn vị cấu tạo bao gồm nhân vòng, mạch nhánh, chúng chứa nhiều nhóm định chức khác nhau và mang tính axit. * Quan điểm về sự hình thành mùn Ngày nay, người ta thống nhất rằng mùn được cấu tạo từ protit, lignin, tanin và những thành phần khác nhau của xác sinh vật, nhưng bản chất của các quá trình mùn hoá còn có những ý kiến khác nhau, nổi bật là 2 quan điểm hoá học và quan điểm sinh hoá học về sự hình thành mùn. + Những người theo quan điểm hoá học cho rằng sự hình thành mùn chỉ trải qua một loạt những phản ứng hoá học đơn thuần, mà không có sự tham gia của vi sinh vật. Ðại diện cho quan điểm này là Vacsman, F. Scheffer... Ví dụ, Vacsman (Mỹ) cho rằng hạt nhân mùn được hình thành do lignin kết hợp với các chất khoáng kiềm trong đất, sau đấy các phản ứng oxy hoá đã kết gắn thêm các axit hữu cơ khác và hình thành mùn. Hoặc theo Scheffer axit humic có thể được hình thành theo con đường sinh hoá mà cũng có thể bằng con đường hoá học đơn thuần. Bằng con đường hoá học, axit humic được tạo thành từ các phenol, quinol và aminoaxit qua các phản ứng oxi hoá và trùng hợp. Quan điểm hoá học ngày càng ít được các nhà nghiên cứu về mùn ủng hộ. + Quan điểm sinh hoá của việc hình thành mùn khẳng định rằng: mùn được hình thành nhất thiết phải là sản phẩm phân giải xác hữu cơ và tổng hợp những hợp chất được phân giải của vi sinh vật đất, những phản ứng xảy ra trong quá trình tạo mùn là những phản ứng sinh hoá, có tác động bởi các men do vi sinh vật tiết ra. Quan điểm này được nhiều nhà nghiên cứu đất nổi tiếng trình bày một cách hệ thống: Traxop, Docuchaev, Viliam, Tiurin, Kononova, Alexandrova và các học giả phương tây khác: Posong, Bestremio, Sephe, Laatso, Baso, Focsaito, Piusk, Alison... Quan điểm này đương là quan điểm thống soái ngày nay và ngày càng được nhiều người ủng hộ. * Quá trình hình thành mùn theo quan điểm hiện đại (sinh hoá) + Theo Docuchaev, Viliam và Tiurin, Kononova, Alexandrova đặc điểm cơ bản của sự mùn hoá là những phản ứng sinh hoá oxy hoá dần dần những hợp chất cao phân tử có mạch vòng khác nhau, trong đó protit, lignin, tanin đóng vai trò quan trọng. Những phản ứng oxy hóa này xảy ra khi phân giải các tàn tích sinh vật dưới ảnh hưởng của oxy không khí, men oxydaza và các xúc tác vô cơ khác. Những hợp chất cao phân tử kể trên liên kết lại với nhau dưới tác dụng của phản ứng trùng hợp dẫn tới việc hình thành những hợp chất mùn cao phân tử và bền vững. + Tham gia vào quá trình mùn hoá ngoài protit, lignin, tanin còn có những sản phẩn khác của quá trình phân giải xác hữu cơ đất. Trong quá trình sống của mình, vi sinh vật đất sử dụng những sản phẩm phân giải hữu cơ, những sản phẩm trao đổi chất và tổng hợp của vi sinh vật như axit, đường, amin, hợp chất thơm... cũng tham gia cấu tạo nên phân tử mùn. + Quá trình hình thành mùn xảy ra theo ba bước: Bước 1: từ protit, gluxit, lignin, tanin... (trong xác hữu cơ, hoặc là sản phẩm tổng hợp của vi sinh vật) phân giải thành các sản phẩm trung gian. Bước 2: tác động giữa các hợp chất trung gian để tạo thành những liên kết hợp chất, đó là những hợp chất phức tạp. Bước 3: trùng hợp các liên kết trên tạo thành các phân tử mùn * Cấu tạo của hợp chất mùn: phân tử mùn hình thành được xem như một chuỗi xích, gồm nhiều mắt xích khác nhau, chúng được nối với nhau qua các cầu nối. Mỗi mắt xích là một liên kết hợp chất, trong mỗi liên kết này, không nhất thiết phải có sự tham gia của tất cả bốn hợp chất chính (protit, gluxit, lipit, lignin - tanin) nhưng nhất thiết phải có nhân vòng, mạch nhánh, trong đó bao gồm cả các nhóm định chức khác nhau. + Nhân vòng (nhân thơm): đây là vấn đề phức tạp nhất trong việc hình thành nên phân tử mùn, Theo quan niệm hiện nay nhân vòng có nguồn gốc phenol hay quinol như các loại: benzen, furan, pirol, piridin, naftalin, antraxen, indol, quinolin. Hiện nay đa số học giả cho rằng một trong những nguồn gốc nhân thơm của axit mùn là lignin, vai trò của chúng khá lớn. Lignin là một chất trùng hợp, trong đó chứa nhân thơm là dẫn xuất của fenylpropan. Nguồn gốc của nhân thơm trong các hợp chất mùn cũng có thể là cacbuahidro và các hợp chất khác dạng không no. Các hợp chất này nhờ vi sinh vật phân giải, tổng hợp thành polifenola thứ sinh. Ngày nay nhiều công trình nghiên cứu bằng cacbon đồng vị C14 đã chứng minh điều này. + Mạch nhánh: có thể là cacbuahidro, có thể là hợp chất chứa nitơ, chúng là sản phẩm của quá trình phân giải xác hữu cơ và cũng có thể là sản phẩm tổng hợp của vi sinh vật đất từ những sản phẩm khoáng hoá. + Nhóm định chức: gồm có những nhóm sau: COOH (cacboxyl), OH (hydroxyl), OCH3 (metoxyl) và CO (cacbonyl). Những nhóm này hoặc gắn trực tiếp với nhân vòng hoặc gắn với mạch nhánh. Các liên kết hợp chất được gắn với nhau bằng các cầu nối. Cầu nối có thể là 1 nguyên tử (- O -, - N -,...) hoặc 1 nhóm nguyên tử (- NH -, - CH2 -,...). * Những nhân tố ảnh hưởng đến đặc điểm và tốc độ quá trình hình thành mùn đất Những nhân tố chính ảnh hưởng đến sự mùn hoá là: chế độ nhiệt, không khí và nước của đất, thành phần cơ giới và các tính chất lý hoá học của đất, thành phần và cường độ hoạt động của vi sinh vật, thành phần xác hữu cơ đất. + Chế độ nước, không khí ảnh hưởng đến điều kiện hảo khí hoặc yếm khí. Trong điều kiện khô hanh quanh năm, tốc độ mùn hoá chậm, nhưng nếu thường xuyên ngập nước, mùn hoá thực hiện dưới tác động của vi sinh vật yếm khí sẽ sinh ra những axit hữu cơ và các chất khử (CH4, H2S...), những chất này kìm hãm sự hoạt động của vi sinh vật làm cho tốc độ mùn hoá chậm hẳn và xác hữu cơ biến thành than bùn. Nhiệt độ thích hợp cho quá trình mùn hoá là 25° - 30°C. Người ta nhận thấy trong điều kiện có mùa ẩm và mùa khô xen kẽ, thì mùn được tích luỹ nhiều nhất. Ở mùa ẩm nóng, hảo khí, khoáng hoá chiếm ưu thế, khi khô và lạnh các hợp chất hữu cơ đã hình thành khi phân giải ở mùa ẩm được vi sinh vật chuyển hoá, trùng hợp lại, tạo thành mùn. + Thành phần vi sinh vật và sự hoạt động của chúng đóng vai trò rất quan trọng trong việc phân giải chất hữu cơ và tích luỹ mùn. Người ta nhận thấy, đi từ cực bắc đến xích đạo, số lượng vi sinh vật trong đất và số loại cũng như cường độ hoạt động tăng dần. Nhiều nghiên cứu đã chứng tỏ hoạt động sinh học đất quá mạnh hoặc quá yếu đều không làm tích luỹ nhiều mùn. Mùn được tích luỹ nhiều nhất ở những đất có số lượng vi sinh vật trung bình (số lượng này gọi là chỉ tiêu sinh học đất tính bằng số vi sinh vật/1 gam mùn đất) như đối với các loại đất đen (chernozem). + Về thành phần cơ giới và lý hoá tính đất, ta thấy ở đất sét và sét pha, quá trình phân giải xác hữu cơ có chậm hơn ở đất cát và cát pha, song mùn lại được tích luỹ nhiều hơn vì khoáng hoá trong đất sét, sét pha yếu hơn nhiều, các phần tử nhỏ của đất cũng liên kết và giữ mùn tốt hơn. Ðất chứa nhiều Ca, Mg vừa gây phản ứng trung tính vừa có nhiều dinh dưỡng tạo điều kiện cho vi sinh vật hoạt động, vừa liên kết tốt với mùn tạo những hợp chất bền vững giữ mùn trong đất. Nhóm keo khoáng giữ mùn tốt hơn cả là montmorilonit và vermiculit. + Một điều kiện ảnh hưởng rất lớn đến quá trình mùn hoá là thành phần xác hữu cơ. Xác hữu cơ chứa nhiều protit, gluxit và các nguyên tố tro nhất là Ca, tỉ lệ C/N thấp, tạo thành mùn nhuyễn. Với cây thân gỗ nghèo protit, các nguyên tố tro, giàu lignin, sáp, nhựa, tỉ lệ C/N cao cho ta nhiều mùn thô. Câu 5: Chất hữu cơ và mùn trong đất Việt Nam Nước ta nằm trong vùng khí hậu nhiệt đới ẩm, thực vật phong phú và tươi tốt quanh năm, lượng chất hữu cơ được tạo ra trên một vị diện tích hàng năm rất lớn, tàn tích sinh vật để lại cho đất rất khác nhau giữa các đất hoang, đất trồng trọt và đất rừng. Quá trình mùn hoá thực hiện với tốc độ nhanh, song quá trình khoáng hoá cũng rất mạnh mẽ dẫn đến chất hữu cơ nói chung, mùn nói riêng bị phân giải nhanh chóng. Thêm vào đó, các quá trình feralit, quá trình xói mòn, rửa trôi và việc sử dụng đất không hợp lý ở một số nơi đã ảnh hưởng rất lớn tới số lượng cũng như chất lượng hữu cơ và mùn trong đất. * Về số lượng Hàm lượng hữu cơ và mùn biến động rất lớn giữa các loại đất, nhìn chung các loại đất nông nghiệp có hàm lượng hữu cơ và mùn không cao. Theo Thái Phiên (2000), đa số đất đồi núi của nước ta có hàm lượng chất hữu cơ từ 1 - 2%, có khoảng 20% diện tích đất có hàm lượng chất hữu cơ < 1%. Ðất có hàm lượng chất hữu cơ và mùn cao nhất là các đất trên núi cao, quanh năm mây mù che phủ, hoặc đất lầy thụt quanh năm ngập nước, các đất này có hàm lượng OM ³ 6%. Ðất nghèo chất hữu cơ nhất là các đất cát hoặc đất bạc màu, các đất này có OM £ 1%. * Về chất lượng + Nhiều nghiên cứu đều thống nhất là đất mùn trên núi, đất lầy thụt có lượng hữu cơ tổng số cao nhưng lại chứa nhiều mùn thô. Trong thành phần của hợp chất mùn thì tỷ lệ nhóm humin cao hơn nhiều so với tỷ lệ axit humic và axit fulvic. + Tỷ lệ giữa cacbon của axit humic và cacbon của axit fulvic trong hầu hết các loại đất đều < 1, nghĩa là lượng axit fulvic cao hơn hẳn lượng axit humic. Nguyên nhân của đặc điểm này có thể do trong điều kiện nhiệt độ, ẩm độ cao, hàm lượng bazơ thấp đã hạn chế việc tạo thành axit humic. Ðiều này cũng giải thích đất feralit vùng đồi núi thấp là nơi có tỷ lệ thấp nhất, còn các đất miền núi cao do khí hậu ôn hoà nên tỷ số này được nâng lên. Ðất lúa phù sa do canh tác bón phân nhiều nên axit humic có điều kiện hình thành nhiều hơn. Ðặc biệt đất macgalit-feralit có axit humic lại nhiều hơn axit fulvic vì hàm lượng bazơ ở đây cao. + Nhiều nghiên cứu cũng thấy rằng các axit humic của đất Việt Nam hầu hết thuộc nhóm axit humic di động và rất gần với axit fulvic vì nhân thơm của chúng thể hiện kém, đó cũng là đặc điểm chung của đất nhiệt đới (Zonn, Lý Khánh Quỳ, Nhiễu Chí Viên, Tiurin, Fritland). Theo chiều sâu phẫu diện đất, càng xuống sâu, đất càng chứa ít bazơ hơn, nên axit humic hình thành càng ít. + Tỷ số C/N của mùn trong đất Việt Nam dao động từ 7,5 - 23,0. Tỷ lệ này càng cao mùn đất càng thô. Câu 6. Keo đất? Khái niệm Ðất là một hệ thống đa phân tán phức tạp bao gồm các hạt có kích thước khác nhau. Keo đất là những hạt rất ít tan trong nước, có đường kính rất nhỏ. Về kích thước của hạt keo giữa một số tác giả không thống nhất. Ðường kính hạt keo dao động từ 0,01 - 10 mm (1 mm = 10-6 m) (Garrison Sposito), hoặc nhỏ hơn 1 mm (Nyle C. Brady, Ray R. Well, Hinrich L. Bohn, Brian L. McNeal, George A. O'connor), hoặc nhỏ hơn 0,2 mm (A.E. Vozbutskaia) hoặc bán kính nhỏ hơn 1 mm (Van Olphen),... Do kích thước của keo nhỏ như thế nên chúng thường lơ lửng trong dung dịch, có thể chui qua giấy lọc phổ thông và chỉ quan sát được cấu tạo của chúng bằng kính hiển vi điện tử. Số lượng keo trong đất rất khác nhau tuỳ theo loại đất, từ 1 - 2% (đất cát) đến 40 - 50% khối lượng đất (đất sét nặng). Ngay cả khi có hàm lượng rất nhỏ trong đất, keo đất vẫn là đại diện chủ yếu cho khả năng hấp phụ của đất Trong đất có keo vô cơ, keo hữu cơ và keo phức tạp hữu cơ- vô cơ. Những keo vô cơ được tạo thành do tác dụng phong hoá đá hoặc do sự ngưng tụ các phân tử trong dung dịch, keo hữu cơ tạo thành do quá trình biến hoá xác hữu cơ trong đất. Keo vô cơ kết hợp với keo hữu cơ thành keo hữu cơ - vô cơ. Cấu tạo chung của keo đất (hình 5.1) như sau: phần trong cùng của hạt keo (mixen keo) là nhân keo, đó là một hợp chất phức tạp có cấu tạo vô định hình hoặc tinh thể. Thông thường keo vô cơ có nhân là axit silisic, nhôm silicat, oxyt sắt, oxyt nhôm... Keo vô cơ bền, nó chỉ bị phá huỷ sau một thời gian dài. Keo hữu cơ có nhân là axit humic, axit fulvic, prôtit hoặc cenlulo. Keo hữu cơ kém bền, nó có thể bị phá huỷ rồi lại tạo thành ngay từ các sản phẩm phân giải xác động vật, thực vật. Theo Gorbunov keo đất có cấu tạo như sau: trong cùng là nhân keo, trên mặt nhân keo có lớp điện kép, lớp nằm sát hạt nhân gọi là lớp ion quyết định thế, lớp ion ngoài mang điện trái dấu gọi là lớp ion bù. Ða số ion của lớp ion bù nằm sát lớp ion quyết định thế gọi là tầng ion không di chuyển, những ion còn lại nằm xa cách tầng ion quyết định thế làm thành tầng ion khuếch tán. Ða số keo đất có lớp ion quyết định thế mang điện âm. Ðiều cần lưu ý là trong đất những ion trên lớp điện bù có thể trao đổi với những ion trong dung dịch tiếp xúc với nó nên gọi là "tầng ion trao đổi". Tổng số cation trên tầng ion trao đổi tính bằng số ly đương lượng gam (meq) trong 100 gam đất khô gọi là dung tích hấp phụ của đất. Keo đất giữ vai trò rất quan trọng vì chúng quyết định nhiều tính chất cơ bản của đất về mặt lý học, hoá hoc, đặc biệt là đặc tính hấp phụ của đất. Bởi vậy những lý luận về keo được vận dụng rộng rãi trong lĩnh vực phân loại đất, cải tạo đất và bón phân cho đất. Ðặc tính cơ bản của keo đất Khi nghiên cứu keo đất người ta thấy có 4 đặc tính quyết định nhiều tính chất cơ bản của đất, đó là: a. Keo đất có tỷ diện lớn Tỷ diện là tổng số diện tích bề mặt của một đơn khối lượng (g) hoặc một đơn vị thể tích (cm3). Diện tích bề mặt của các hạt có kích thước khác nhau được thể hiện ở bảng 5.1. Keo đất có kích thước rất bé nên tỷ diện của nó rất lớn. Theo số liệu ở bảng 5.1, số lượng keo đất chỉ bằng 4% khối lượng pha rắn của đất, nhưng có diện tích bề mặt bằng 80% tổng diện tích bề mặt của đất. Như vậy đất sét có tỷ diện lớn nhất rồi đến đất thịt và bé nhất là đất cát. b. Keo đất có năng lượng bề mặt Các phân tử trong hạt keo chịu những lực tác động xung quanh như nhau nên không có gì đặc biệt. Phân tử trên bề măt hạt keo chịu các lực tác động xung quanh khác nhau vì nó tiếp xúc với thể lỏng hoặc thể khí bên ngoài. Do các lực này không thể cân bằng lẫn nhau được, từ đó sinh ra năng lượng tự do, sinh ra năng lượng bề mặt chỗ tiếp xúc giữa các hạt keo với môi trường xung quanh. Thành phần cơ giới đất càng nặng thì tỷ diện càng lớn và do đó năng lượng bề mặt càng lớn, khả năng hấp phụ vật chất càng cao. c. Keo đất có mang điện Ðây là một đặc tính rất quan trọng của keo đất mà các hạt đất có kích thước lớn không có. Do hạt keo có kích thước rất nhỏ nên hạt nhân của keo có thể hấp phụ lên trên bề mặt các ion khác nhau. Sự hấp phụ này phụ thuộc vào bản chất của keo. Tuỳ thuộc vào cấu trúc của hạt keo mà keo đất có thể mang điện âm hoặc điện dương. Trong đất có keo âm, keo dương và keo lưỡng tính. Phần lớn keo đất mang điện âm d. Keo đất có tác dụng ngưng tụ Keo đất có thể tồn tại ở hai trạng thái khác nhau: trạng thái keo tán (sol) và trạng thái keo tụ (gel). Khi những hạt keo phân bố trong một thể tích nước thì chúng nằm xa cách nhau, đó là trạng thái sol (hay hydrosol). Trong trường hợp này môi trường phân tán là nước, tướng phân tán là các hạt keo. Như thế sol chỉ keo ở trạng thái lơ lửng trong chất lỏng. Hiện tượng này do các nguyên nhân: do thế điện động (điện thế zeta) làm cho các hạt keo đẩy nhau không tiến lại gần nhau được, hoặc do màng nước bao bọc ngoài keo ngăn cản không cho chúng dính liền nhau. Song trong thiên nhiên lại có cả quá trình ngưng tụ, nghĩa là quá trình biến sol thành gel. Quá trình này chỉ xảy ra khi keo bị trung hoà điện hoặc sức hút giữa chúng lớn hơn sức đẩy. Sự ngưng tụ keo có thể do những nguyên nhân chính sau: + Keo ngưng tụ do tác dụng của chất điện giải: đây là nguyên nhân chủ yếu. Ion chất điện giải tiếp xúc với hạt keo, điện của keo sẽ bị trung hoà bởi ion mang điện trái dấu. Ta biết, đa số keo đất mang điện âm nên nói chung chúng bị ngưng tụ do có cation trong dung dịch đất. Do chất điện giải là một muối, các ion của muối này hydrat hoá lấy nước của hạt keo, làm giảm bề dày màng nước giúp cho chúng có thể gần nhau; mặt khác ion muối ngăn cản khả năng điện phân của các cation trao đổi làm giảm điện thế zeta. Cả 2 nguyên nhân đó dẫn tới hiện tượng keo đất liên kết với nhau mà ngưng tụ. Hoá trị của cation càng cao thì sức ngưng tụ keo càng mạnh. Nghiên cứu sự ngưng tụ keo sét Gedroiz thấy rằng sức ngưng tụ của cation hoá trị 2 lớn gấp 25 lần cation hoá trị 1, cation hoá trị 3 gấp 10 lần cation hoá trị 2 (bảng 5.2). Các cation hoá trị 1 như Na+, K+, H+ có tác dụng ngưng tụ nhưng không bền, khi chất điện giải trong dung dịch bị rửa trôi thì xảy ra hiện tượng tán keo. + Keo ngưng tụ do hiện tượng mất nước: tuỳ khả năng giữ nước người ta chia keo thành keo ưa nước và keo ghét nước. Keo ưa nước trên bề mặt có những phân tử nước hoặc chất lỏng như dung dịch đất. Những keo ưa nước như gelatin, axit silicic, nhựa cây, một vài chất hữu cơ trong đất, một số keo sét... Keo ghét nước như hydroxít sắt, kaolinit... Chúng không có màng nước xung quanh nên dễ ngưng tụ, chỉ cần dùng dung dịch muối nồng độ thấp. Trái lại các keo ưa nước chỉ ngưng tụ trong trường hợp chất điện giải ở nồng độ cao. Những lúc thời tiết hanh khô hoặc hạn hán kéo dài làm cho đất khô thì keo ưa nước cũng có thể ngưng tụ do màng nước quanh nó bị mất. + Keo ngưng tụ do sự liên kết hai hạt keo mang điện trái dấu Như trên đã nói, đa số keo đất mang điện âm. Tuy nhiên vẫn gặp một số keo mang điện dương như keo Fe(OH)3, Al(OH)3, khi keo âm và keo dương kết hợp với nhau, sau lúc trung hoà điện tạo thành gel hỗn hợp. Nếu số lượng keo âm nhiều gấp bội keo dương thì các keo âm bao bọc keo dương tạo thành màng bảo vệ mang điện âm, kết quả lại tạo thành sol.  Câu 7: Các dạng hấp phụ trong đất? Ý nghĩa? Thực tiễn? Khái niệm chung Hấp phụ là đặc tính của các hạt đất có thể hút được chất rắn, chất lỏng, chất khí hoặc làm tăng nồng độ các chất đó trên bề mặt. Bemmelen (Hà Lan) lần đầu tiên chỉ ra rằng keo đất là cơ sở của tác dụng hấp phụ, tác dụng này phụ thuộc chất mùn, hydroxyt sắt và oxit silicic trong đất. Năm 1908, Gedroiz (Liên xô cũ) tìm ra quy luật hấp phụ, khẳng định khái niệm hấp phụ một cách chính xác. Gedroiz cho rằng, tính hấp phụ của đất liên quan đến phức hệ hấp phụ, phức hệ ấy không tan trong nước, thành phần khoáng của nó là nhôm silicat, thành phần hữu cơ của nó chủ yếu là mùn, đó là các loại keo đất. Gedroiz chia khả năng hấp phụ của đất thành 5 dạng: hấp phụ sinh học, hấp phụ cơ học, hấp phụ lý học, hấp phụ hoá học và hấp phụ lý hoá học. Các dạng hấp phụ của đất a. Hấp phụ sinh học Hấp phụ sinh học là khả năng sinh vật (thực vật và vi sinh vật) hút được cation và anion trong đất. Những ion dễ di chuyển trong đất được rễ cây và vi sinh vật hút biến thành những chất hữu cơ không bị nước cuốn trôi. Rễ cây, thân cây sau lúc chết đi sẽ tích luỹ xác hữu cơ trong đất. Vi sinh vật phân giải xác hữu cơ này, do đó có quá trình hấp phụ sinh học. Vi sinh vật cố định đạm cũng là một hình thức hấp phụ sinh vật. Sự trao đổi cation giữa đất và rễ cây đã được nghiên cứu nhiều trong những năm gần đây. Nhiều thí nghiệm khẳng định rằng, ngoài hiện tượng cây hút thức ăn dưới dạng ion từ dung dịch đất, cation và anion có thể đi từ đất vào cây theo quá trình trao đổi ion. Do rễ cây hô hấp thải ra CO2. CO2 kết hợp với H2O trong đất tạo thành H2CO3. Axit này phân li: H2CO3 = H+ + HCO3-. H+ khuếch tán đến keo đất và tại đó nó trao đổi với Ca2+, Mg2+, K+ và cation khác hấp phụ ở keo đất, Còn các anion HCO3- trao đổi với NO3-, SO42-, và PO43-. H2CO3 còn có tác dụng hoà tan các muối khoáng khác (phosphat, sulfat...) có trong đất giúp cho cây có thể hút được các ion này. b. Hấp phụ cơ học Hấp phụ cơ học là đặc tính của đất có thể giữ lại những vật chất nhỏ ở trong khe hở của đất, ví dụ: những hạt sét, xác hữu cơ, vi sinh vật... Ðây là dạng hấp phụ phổ biến trong đất. Hiện tượng này thấy rõ nhất khi mưa, nước mưa đục do lẫn cát, sét... nhưng khi thấm sâu xuống các tầng đất dưới, nước mạch chảy vào giếng, nước trở nên trong, vì khi thấm qua các tầng đất, các chất lơ lửng trong nước đã bị hấp phụ cơ học. Nguyên nhân của hấp phụ cơ học do kích thước khe hở trong đất bé hơn kích thước các vật chất hoặc bờ khe hở gồ ghề làm cản trở sự di chuyển các hạt hoặc các vật chất mang điện trái dấu với bờ khe hở nên bị hút giữ lại. Có trường hợp hấp phụ cơ học không lợi cho quá trình hình thành đất như làm xuất hiện trong đất những lớp quá nhiều keo sét, đất trở lên chặt do đó lý tính xấu. Nhưng mặt khác, nhờ tính hấp phụ này mà các phần tử đất không bị rửa trôi xuống sâu. c. Hấp phụ lý học (hấp phụ phân tử) Hấp phụ lý học là sự thay đổi nồng độ của các phân tử chất tan trên bề mặt các hạt đất. Nguyên nhân của hiện tượng hấp phụ lý học do tác dụng của năng lượng bề mặt phát sinh ở chỗ tiếp xúc giữa các hạt đất với dung dịch đất (hoặc không khí). Năng lượng bề mặt phụ thuộc sức căng bề mặt và diện tích bề mặt. Vật chất nào làm giảm sức căng mặt ngoài của dung dịch đất sẽ tập trung trên mặt hạt keo, đây là sự hấp phụ dương. Ví dụ axit axetic có tác dụng làm giảm sức căng mặt ngoài của dung dịch đất sẽ được tập trung trên mặt hạt đất. Vật chất nào làm tăng sức căng mặt ngoài của dung dịch đất thì bị đẩy ra khỏi keo đất để đi vào dung dịch, sự hấp phụ này gọi là hấp phụ âm. Ví dụ phân tử đường làm tăng sức căng mặt ngoài của dung dịch đất sẽ bị đẩy ra khỏi keo đất để đi vào dung dịch đất. Tóm lại, bất kỳ một sự chênh lệch nào về nồng độ ở chỗ tiếp xúc giữa hạt keo với môi trường xung quanh cũng sinh ra tác dụng hấp phụ lý học. Ngoài phân tử các chất hoà tan, đất còn hấp phụ chất khí. Ðất khô hấp phụ không khí rất chặt. Khả năng hấp phụ các chất khí từ mạnh đến yếu thứ tự như sau: hơi nước, NH3, CO2, O2, N2. Ðất càng nhiều mùn càng hấp phụ nhiều NH3, CO2, và nước. Khả năng hút khí và hơi nước của đất phụ thuộc thành phần chất rắn trong đất (bảng 5.3). Vì vậy đất có khả hấp phụ khí NH3 sinh ra trong quá trình phân giải chất hữu cơ chứa đạm. Ở đây ta càng thấy rõ lợi ích của việc trộn đất bột khô với phân chuồng khi ủ phân. Ðất bột hút NH3 được tạo ra trong quá trình ủ phân, làm giảm sự mất đạm. d. Hấp phụ hoá học Hấp phụ hoá học là sự tạo thành trong đất những muối không tan từ những muối dễ tan. Ví dụ: Na2SO4 + CaCl2 ® CaSO4¯ + 2NaCl, Na2SO4 + Ca(HCO3)2 ® CaSO4¯ + 2NaHCO3, hoặc NH4H2PO4 + 3Ca(HCO3)2 ® Ca3(PO4)2¯ + 2NH3 + 6CO2 + 6H2O Fe3+ + PO43- ® FePO4¯ Al3+ + PO43- ® AlPO4¯ Sự hấp phụ hoá học là nguyên nhân tích luỹ P và S trong đất, làm cho 2 nguyên tố này bị "giữ chặt" trong đất. e. Hấp phụ lý hoá học (hấp phụ trao đổi) Hấp phụ lý hoá học là đặc tính của đất có thể trao đổi ion trong phức hệ hấp phụ với ion của dung dịch đất tiếp xúc. Trong dung dịch đất, các axit vô cơ và muối của chúng phân ly thành cation và anion. Khi dung dịch đất tác động với keo đất, keo đất không những chỉ hấp phụ các phân tử (hấp phụ lý học) mà còn hấp phụ cả ion nữa. Nếu lấy một ít đất đỏ (chua) tác động với dung dịch NH4Cl rồi lọc ta sẽ phát hiện trong dịch lọc chứa nhiều H+ còn NH4+ thì giảm. Quá trình trao đổi ion này có thể biểu thị bằng phản ứng sau: [ KÐ]H+ + NH4Cl ⇄ [KÐ]NH4+ + HCl Từ đó ta thấy thực chất của hấp phụ lý hoá học là sự trao đổi ion trên keo đất với ion trong dung dịch quanh keo. Hiện tượng này xảy ra khi thay đổi độ ẩm, khi bón phân, khi nước ngầm dâng lên, khi tưới nước cho đất, nghĩa là khi có sự chênh lệch nồng độ của phản ứng thuận nghịch. Trong đất có keo âm và keo dương nên đất có khả năng hấp phụ cả cation và anion nhưng hấp phụ cation là chủ yếu vì phần lớn keo đất là keo âm. Hấp phụ trao đổi ion có ảnh hưởng rất lớn tới độ phì nhiêu đất, các tính chất vật lý, hoá học đất cũng như dinh dưỡng cây trồng. Vì vậy cần nghiên cứu sâu hơn dạng hấp phụ này ở phần tiếp theo. Câu 8: Hấp phụ trao đổi cation? Quy luậ phản ứng hấp phụ cation? a. Hấp phụ trao đổi cation * Hấp phụ cation xảy ra ở những keo âm vì tầng ion trao đổi của keo chứa cation nên có thể trao đổi với những cation trong dung dịch tiếp xúc với nó. Keo âm chiếm đa số trong đất nên tác dụng hấp phụ cation là chủ yếu. Ví dụ khi bón đạm sunphat thì NH4+ được hấp phụ theo phản ứng sau: [KÐ]Ca2+ + (NH4)2SO4 ⇄ [KÐ]2NH4+ + CaSO4 Một phần nhỏ cation hấp phụ như K+, NH4+, Ca2+, Mg2+ có thể không trao đổi được, nghĩa là không bị cation của dung dịch muối đẩy ra ngoài. Nguyên nhân của hiện tượng này có thể khác nhau. Nhiều thí nghiệm cho thấy K+ mất khả năng trao đổi do keo đất quá già và phần nào đã kết tinh. K+ đã tham gia cấu tạo lưới tinh thể do đó không trao đổi được nữa, hoặc có thể do cation đi vào khe hở giữa các lớp tinh thể khoáng vật như montmorilonit, baydelit, sau đó đất khô đi hay bị bao bọc xung quanh bởi các hạt keo khác nhau như Fe(OH)3, Al(OH)3 hoặc các chất hữu cơ nên cation đó mất khả năng trao đổi. Nguyên nhân rõ nhất và phổ biến nhất là do các cation đã liên kết hoá học để tạo thành các hợp chất không tan. Sự hấp thụ cation do vi sinh vật cũng là nguyên nhân làm cho cation mất khả năng trao đổi. * Sự hấp phụ cation tuân theo những qui luật nhất định: + Sự hấp phụ cation tuân theo quan hệ đương lượng: 1 đương lượng gam cation này trao đổi với một đương lượng gam cation khác. Ví dụ trong phản ứng: [KÐ]Ca2+ + 2 NaCl ⇄ [KÐ]2Na+ + CaCl2 thì 1 đương lượng gam Ca (20 g) trao đổi với 1 đương lượng gam Na (23 g). Do trao đổi bằng đương lượng (me) cho nên nếu có 3% Ca thì phải tính = 150 me, muốn trao đổi Na cũng cần có = 3,45% Na mới trao đổi với 3% Ca được. + Trao đổi cation có thể tiến hành theo chiều thuận và nghịch phụ thuộc nồng độ và đặc tính cation trong dung dịch đất. + Trao đổi xảy ra rất nhanh: các phản ứng trao đổi cation trong đất tiến hành rất nhanh, có khi chỉ sau 5 phút đã thực hiện xong. Ðiểm này có ý nghĩa thực tiễn khi bón phân chứa cation và bón vôi khử chua. Cần chú ý là phải tạo điều kiện cho tiếp xúc đều giữa cation với đất bằng cách bừa kỹ, sục bùn để trộn đều, hoặc bón phân kết hợp với vun gốc cho cây. + Trao đổi cation phụ thuộc hoá trị, độ lớn và mức độ thuỷ hoá của cation: Hoá trị của cation càng cao, khả năng trao đổi càng mạnh, nghĩa là khả năng trao đổi của cation hoá trị III > cation hoá trị II > cation hoá trị I. Nếu cùng hoá trị thì cation nào có bán kính lớn (tức bán kính thuỷ hoá bé) thì trao đổi mạnh hơn. Trừ H+ do có màng thuỷ hoá rất mỏng nên khả năng trao đổi của H+ không những vượt các cation hoá trị I mà còn vượt cả cation hoá trị II . + Khả năng trao đổi phụ thuộc nồng độ ion trong dung dịch. Nói chung, nồng độ ion trong dung dịch đất càng cao thì phản ứng trao đổi càng mạnh. Câu 9. Dung tích trao đổi cation của đất (CEC) Dung tích trao đổi cation của đất (dung tích hấp phụ) là tổng số cation hấp phụ (kể cả cation kiềm và không kiềm) trong 100 gam đất, tính bằng ly đương lượng gam, ký hiệu bằng chữ CEC (cation exchange capacity). Dung tích trao đổi cation được xác định bằng cách phân tích trực tiếp hoặc tính theo công thức: CEC = S + H. Trong đó S là tổng số cation kiềm, kiềm thổ hấp phụ (chủ yếu là Ca2+, Mg2+, K+ và Na+), H là tổng số ion H+ và Al3+ hấp phụ (độ chua thuỷ phân). Tất cả đều tính bằng đơn vị lđl/100 g đất. Dung tích trao đổi cation của đất phụ thuộc thành phần keo, thành phần cơ giới đất, tỷ lệ SiO2/R2O3 và pH. - Thành phần keo khác nhau thì CEC của đất khác nhau: Dung tích hấp phụ của một số loại keo đất Loại keo CEC (lđl/100 g) Fe(OH)3 và Al(OH)3 Rất bé Kaolinit 5 - 15 Montmorilonit 80 - 150 Illit 20 - 40 Axit humic 350 Như vậy, đất càng nhiều mùn và nhiều montmorilonit thì CEC càng lớn. Các cấp hạt khác nhau và CEC của đất Cấp hạt (mm) CEC (lđl/100 g đất) 0,25 - 0,005 0,3 0,005 - 0,001 15,0 0,001 - 0,0025 37,2 < 0,0025 69,9 - Tỷ lệ SiO2/R2O3 càng lớn thì CEC càng lớn: Quan hệ giữa tỷ lệ SiO2/R2O3 và CEC của đất Tỷ lệ SiO2/R2O3 CEC (lđl/100 g đất) 3,18 70,0 2,68 42,6 1,98 21,5 1,40 7,7 0,42 2,1 - pH đất tăng lên thì CEC tăng lên: Ảnh hưởng của pH đến CEC của một số keo sét Keo Kaolinit Montmorilonit pH 2,5 - 6,0 7,0 2,5 - 6,0 7,0 CEC (lđl/100 g đất) 4 10 95 100 CEC của một số loại đất Việt Nam Loại đất CEC (lđl/100 g đất) Ðất đỏ nâu phát triển trên đá bazan 8 - 10 Ðất đỏ vàng phát triển trên đá phiến sét 7 - 8 Ðất đỏ phát triển trên đá vôi 6 - 8 Ðất đỏ vàng phát triển trên đá liparit (riolit) 4 - 6 Ðất macgalit - feralit 30 - 40 Ðất phèn 10 - 12 Ðất bạc màu 4 - 6 Ðất phù sa sông Hồng 10 - 15 10. Ðộ no bazơ - BS (độ bão hoà bazơ) của đất Nói chung CEC có giá trị càng cao thì đất càng tốt vì chứa nhiều keo. Tuy nhiên dung tích trao đổi cation chỉ nói lên khả năng trao đổi cation mà chưa nói lên thành phần cation hấp phụ. Thực tế một số đất tuy có CEC lớn nhưng do nhiều H+ nên đất chua. Vì thế, cần có CEC lớn nhưng tỷ lệ cation bazơ (bao gồm cả các cation kiềm và kiềm thổ) cũng lớn đất mới tốt. Bởi vậy người ta còn dùng chỉ tiêu "độ no bazơ" để đánh giá độ phì nhiêu đất. Ðộ no bazơ của đất là tỷ lệ phần trăm các cation kiềm, kiềm thổ chiếm trong tổng số cation hấp phụ, ký hiệu là BS (Base saturation), đơn vị % và được tính theo công thức: BS (%) = (S x 100)/CEC = (S x 100)/(S + H) trong đó, S: tổng số cation bazơ trao đổi, H: độ chua thuỷ phân, CEC: dung tích trao đổi cation của đất, cả ba đại lượng này đều tính bằng lđl/100g đất. BS có giá trị càng lớn thì đất càng bão hoà bazơ. Người ta đánh giá như sau: BS < 50% : đất đói bazơ BS = 50 - 75%: đất có độ no bazơ trung bình BS > 75% : đất no bazơ Ở nước ta, phần lớn đất đồi núi và một số đất phù sa chua do bị rửa trôi các chất kiềm, kiềm thổ mạnh nên thường có BS < 50%. Vì vậy việc bón vôi kết hợp với bón phân cho những đất này là cần thiết. 11. Trình bày cấu tạo keo? Phân loại keo? Phân loại keo đất Những keo đất phổ biến là axit humic, axit silicic, hydroxyt sắt, nhôm và keo sét. Nói chung hàm lượng keo phụ thuộc tỷ lệ sét và mùn trong đất, đất càng nhiều sét và mùn thì càng chứa nhiều keo. Dựa vào tính mang điện, thành phần hoá học người ta phân loại keo đất như sau: a. Dựa vào tính mang điện Theo tính mang điện của keo, có thể chia keo đất thành các loại: keo âm, keo dương và keo lưỡng tính, + Keo âm (asidoit) Trên mặt nhân keo mang điện âm hay nói cách khác là lớp ion quyết định thế là những anion. Các ion trên lớp điện bù là H+ hoặc các cation khác. Ký hiệu keo âm là X-H. Trong đất, keo âm chiếm đa số. Thường gặp là axit silicic, axit humic, keo sét...Ví dụ cấu tạo keo axit silicic như hình 5.2. Phân tử axit silicic trên bề mặt hạt nhân phân ly thành các ion: H2SiO3 = 2H+ + SiO32- Anion SiO32- được hấp phụ ngay trên bề mặt hạt nhân làm thành tầng ion quyết định thế. H+ là ion bù phân phối ở tầng ion không di chuyển và khuếch tán Hình 5.2. Sơ đồ cấu tạo keo âm (theo Gorbunov) + Keo dương (Basidoit) Trên lớp ion quyết định thế hiệu là các cation, còn ở lớp điện bù là ion OH- và các anion khác. Ký hiệu keo dương là X-OH. Các keo dương thường gặp trong đất là Fe(OH)3, Al(OH)3 (trong môi trường axit). Cũng có thể là kaolinit do quá trình ion hoá tạo thành keo dương: ...O3SiO2(OH)Al2(OH)3 D [...O3SiO2(OH)Al2(OH)2]+ + OH- Ví dụ cấu tạo keo Fe(OH)3 (hình 5.3) Hình 5.3. Sơ đồ cấu tạo keo dương (theo Gorbunov) Keo này tạo thành do sự thuỷ phân FeCl3 FeCl3 + 3H2O D Fe(OH)3 + 3HCl Hạt nhân keo tạo nên do nhiều phân tử Fe(OH)3. Những phân tử Fe(OH)3 trên bề mặt hạt nhân phản ứng với HCl tạo thành FeOCl: Fe(OH)3 + HCl D FeOCl + H2O FeOCl là chất điện giải nên ion hoá: FeOCl D FeO+ + Cl- Cation FeO+ được hấp phụ ngay trên bề mặt hạt nhân làm thành lớp ion quyết định thế. Các anion Cl- được phân bố ở tầng ion trao đổi. + Keo lưỡng tính (Ampholitoit) Keo này mang điện âm hay dương phụ thuộc vào phản ứng của môi trường xung quanh. Các ion trao đổi có thể là H+, OH- hoặc các ion khác. Ký hiệu keo này là X-O-H. Các keo lưỡng tính trong đất thường gặp là Fe(OH)3, Al(OH)3,... Ví dụ: đối với keo Fe(OH)3, khi pH 7,1 biểu hiện keo âm (keo này có điểm đẳng điện tại pH=7,1): Fe(OH)3 + HCl ® Fe(OH)2+ + Cl- +H2O (keo dương) Fe(OH)3 + NaOH ® Fe(OH)2O- + Na+ + H2O (keo âm) Ðối với keo Al(OH)3 khi pH 8,1 là keo âm (điểm đẳng điện của keo tại pH=8,1): Al(OH)3 + HCl ® Al(OH)2+ + Cl- + H2O (keo dương) Al(OH)3 + NaOH ® Al(OH)2O- + Na+ + H2O (keo âm) b. Dựa vào thành phần hoá học Dựa vào thành phần hoá học có thể chia keo đất thành các loại: keo hữu cơ, keo vô cơ và keo hữu cơ-vô cơ + Keo hữu cơ Keo hữu cơ tạo thành do sự biến hoá xác sinh vật trong đất. Nói chung lớp đất mặt chứa nhiều keo hữu cơ hơn các lớp dưới. Các keo hữu cơ thường gặp là axit humic, axit fulvic, lignin, protit, xellulo, nhựa và các hợp chất hữu cơ phức tạp khác. Những nguyên tố chủ yếu cấu tạo nên keo hữu cơ là C, H, O, N, S, P và một lượng nhỏ Na, K, Ca, Mg, Fe, Al, Si... Ví dụ cấu tạo keo axit humic (hình 5.4) Sơ đồ cấu tạo keo axit humic (theo Gorbunov) + Keo vô cơ (keo khoáng) Chủ yếu là keo nhôm silicat được hình thành do kết quả phá huỷ đá và khoáng vật tạo thành. Thành phần hoá học của keo này gồm: SiO2 = 40% - 60% Al2O3 = 10% - 25% Fe2O3 = 5% - 10% và một ít Ca, Mg, Ti, Mn, K, Na, P, S cùng các nguyên tố vi lượng như B, Zn, Mo, Cu... Tỷ lệ các nguyên tố ấy phụ thuộc đá mẹ, điều kiện hình thành, khí hậu, thời gian, thực bì, vi sinh vật... Ví dụ cấu tạo keo nhôm silicat (hình 5.5) + Keo hữu cơ-vô cơ Các keo hữu cơ ít ở trạng thái tự do mà thường liên kết chặt với các chất khoáng hoặc các keo vô cơ tạo thành keo hữu cơ-vô cơ phức tạp. Theo L.N. Alexandrova các hợp chất hữu cơ vô cơ trong đất được chia thành 3 nhóm: các muối dị cực, các muối phức dị cực và các phức chất hấp phụ. Hình 5.5. Sơ đồ cấu tạo keo nhôm silicat (theo Gorbunov) - Muối dị cực (muối đơn giản): khi các axit mùn phản ứng với phần vô cơ của đất tạo thành các muối dị cực hay các humat hoặc fulvat. Các muối này có công thức cấu tạo chung như sau: trong đó: Me là Na+, K+, NH4+, Ca2+, Mg2+.... Các muối dị cực cũng có thể được hình thành do sự tương tác giữa các axit mùn với các khoáng vật sét qua cầu nối canxi có cấu tạo như sau: Các humat canxi không tan có thể kết tủa và hình thành các màng trên bề mặt các hạt keo. - Muối phức dị cực được hình thành do phản ứng giữa các ion sắt, nhôm với axit mùn để hình thành muối phức, trong muối này kim loại tham gia vào phần anion của phân tử. Hợp chất phức này vẫn còn các nhóm cacboxyl và nhóm hydroxyl phenol tự do, các nhóm này có thể tiếp tục phản ứng với phần vô cơ của đất để tạo thành các muối dị cực đơn giản. L.N. Alexandrova gọi những hợp chất có bản chất kép như vậy là muối phức dị cực. Muối này có cấu tạo như sau: trong đó Me là Fe3+, Al3+. Các nhóm cacboxyl và nhóm hydroxyl phenol tự do có thể phản ứng với các cation kiềm và kiềm thổ trong đất. - Phức chất hấp phụ là các sản phẩm của sự tương tác giữa các chất mùn với các khoáng vật dạng tinh thể hoặc vô định hình của đất hoặc các sản phẩm hữu cơ vô cơ hấp phụ các chất mùn bằng phần vô cơ. Các phức hệ sét mùn cũng là phức chất hấp phụ. Ðại diện cho các phức hấp phụ trong đất là phức mùn với nhôm và sắt (a), phức mùn silic (b) và phức hệ sét mùn (c) (a) Phức mùn nhôm, sắt (b) Phức mùn silic (c) Phức hệ sét mùn Câu 12: Đặc tính các loại keo sét trong đất Các keo sét thuộc loại keo vô cơ, là các khoáng vật thứ sinh alumin silicat, được hình thành do sự biến đổi từ các khoáng vật nguyên sinh trong quá trình phong hoá hình thành đất, phân bố rộng rãi trong các loại đất. Các khoáng vật này là thành phần chủ yếu của cấp hạt sét vì vậy chúng được gọi là các khoáng vật sét. chúng được phân biệt với nhau bởi mức độ phân tán cao, không tan trong nước Trong đất có nhiều loại keo sét, nhưng trong chúng có vai trò quan trọng nhất là các keo sét nhóm kaolinit, montmorilonit và hydromica a. Ðặc điểm chung của keo sét Ðặc điểm chung của các keo sét là chúng có cấu tạo lớp giống như mica và sự thay thế đồng hình. + Cấu tạo lớp của keo sét được tạo thành do sự liên kết của phiến khối tứ diện (bốn mặt) oxit silic và phiến khối bát diện (tám mặt) gipxit. - Phiến oxit silic được tạo thành do sự gắn liền các khối tứ diện oxit silic với nhau. Mỗi khối tứ diện ở chính giữa là một nguyên tử silic, bốn đỉnh là bốn nguyên tử oxi. Như thế thì khi ghép thành phiến hai bên là hai lớp oxi, giữa là lớp silic, - Phiến gipxit: phiến này được tạo thành do sự gắn liền các khối bát diện với nhau. Mỗi khối bát diện chính giữa có một nguyên tử Al, xung quanh có 6 oxi hay 6 OH- hoặc vừa oxi vừa OH- (hình 5.6). + Hiện tượng thay thế đồng hình - Ở một số khoáng vật, trong đó có các khoáng vật sét (keo sét) có hiện tượng một số nguyên tố trong mạng lưới tinh thể của chúng có thể bị các nguyên tố khác ở bên ngoài vào thay thế. Sự thay thế này không làm thay đổi hình dạng của khoáng vật mà chỉ thay đổi tính chất. Vì thế gọi là hiện tượng thay thế đồng hình. Sơ đồ cấu tạo khối tứ diện oxit silic, phiến oxit silic và khối bát diện, phiến gipxit - Ðiều kiện quan trọng của sự thay thế là: 2 ion muốn thay thế nhau phải có bán kính tương đương, Ví dụ Al3+ trong tinh thể có bán kính R = 0,57 Ǻ có thể bị Fe3+ có R = 0,67 Ǻ thay thế chứ không thể bị Li+ có R = 1,22 Ǻ thay thế. Sự thay thế này xảy ra phổ biến ở một số keo sét, ví dụ trong khối tứ diện oxit silic: Si4+ thường bị Al3+ thế, có trường hợp Mn3+ hoặc P5+ thay thế Si4+ song rất ít; trong khối bát diện Al3+ bị Mg2+ hoặc Fe2+ thế. - Ðặc điểm của sự thay thế là: nếu hoá trị của 2 ion thay thế tương đương nhau thì không những không thấy điểm gì khác trên tinh thể mà còn làm cho khoáng vật trung hoà điện. Nếu hóa trị của chúng chênh lệch nhau thì khoáng vật mang điện âm hoặc dương. Ví dụ Al3+ thế cho Si4+ thì khoáng vật mang điện âm, P5+ thế cho Si4+ khoáng vật mang điện dương. Hiện tượng thay thế đồng hình thường gặp ở keo sét là Al3+ thế Si4+ hoặc Mg2+ thế Al3+ vì vậy keo sét mang điện âm có thể hấp phụ cation. b. Ðặc điểm của các nhóm keo sét chính + Nhóm kaolinit: - Nhóm này gồm keo kaolinit và haluzit, metahaluazit, dikkit và nakrit. - Cấu trúc tinh thể loại hình 1:1, mỗi lớp tinh thể (tinh tầng) gồm một phiến oxit silic và một phiến gipxit. Những lớp tinh thể như vậy chồng xếp lên nhau, giữa chúng có các khe hở làm cho kaolinit có cấu trúc lớp (hình 5.7). - Theo hình vẽ cấu trúc của kaolinit, nhân cơ bản của mạng lưới tinh thể keo trung hoà về điện và có công thức tương ứng là Al2Si2O5(OH)4, nhưng bề mặt sườn lộ trần khi phá huỷ có hoá trị không bão hoà gây ra sự hấp phụ các ion từ môi trường xung quanh. Haluazit khác với kaolinit bởi sự tồn tại của nước trong mạng lưới tinh thể, cấu trúc của nó phù hợp với công thức Al2Si2O5(OH)4.2H2O. Haluazit khi bị hydrat hoá sẽ biến thành metahaluazit Al2Si2O5(OH)4.4H2O. Dikkit và nakrit khác với kaolinit bởi các góc lệch của từng paket.Tỷ lệ Si:Al = 1:1 - Khoảng cách giữa các paket không đổi và bằng 7,2 Ǻ. - Rất ít hoặc không có hiện tượng thay thế đồng hình xảy ra trong mạng lưới tinh thể. - Lực liên kết giữa các lớp tinh thể tầng trong kaolinit rất chặt nên không thể co giãn để mở rộng khe hở hút nước và không có khả năng trương. - Do các đặc điểm trên mà khả năng hấp phụ của kaolinit thường thấp (CEC = 5 - 15 lđl/100g keo). Bởi vậy, đất nào chứa nhiều keo nhóm kaolinit thì tính giữ phân và giữ nước kém. Sơ đồ cấu trúc kaolinit + Nhóm montmorilonit - Nhóm này gồm keo montmorilonit, baydenlit và nontronit. - Cấu trúc tinh thể loại hình 2:1, nghĩa là mỗi lớp tinh thể gồm 2 phiến oxit silic nằm ở 2 bên và một phiến gipxit ở giữa (hình 5.8). - Cấu trúc của montmorilonit phù hợp với công thức Al2Si4O10(OH)2.nH2O. Baydelit khác với montmorilonit ở chỗ, 1 trong 4 ion Si4+ của lớp khối tứ diện oxit silic bị thay thế bằng Al3+, điện tích âm dư thừa được bù bằng cách thay thế 1 trong các ion oxi bằng nhóm hidroxyl. Baydelit có công thức là: Al3Si3O9(OH)3.nH2O. Còn nontronit, trong các khối bát diện của nó, ion Al3+ hoàn toàn được thay thế bằng ion Fe3+. Nontronit có công thức: (Al,Fe)2Si4O10(OH)2.nH2O. Tỷ lệ Si: Al (hoặc Fe) = 2: 1. - Khác với kaolinit, khoảng cách giữa các paket của montmorilonit thay đổi rất mạnh từ 9,6 đến 28,4 Å, phụ thuộc vào lượng nước được hút vào khe hở giữa các paket. Khi hút nước keo sét montmorilonit trương ra. - Hiện tượng thay thế đồng hình xảy ra phổ biến: Al3+ thay thế Si4+ trong khối tứ diện của phiến oxyt silic, Mg2+ hoặc Fe2+ thế Al3+ trong khối bát diện của phiến gipxit. Kết quả là keo mang điện âm có thể hấp phụ cation. - Lực liên kết giữa các lớp tinh thể của montmorilonit kém chặt nên có thể giãn nở khi hút thêm nước và cation. - Do những đặc điểm trên mà khả năng hấp phụ cation của nhóm keo này rất cao (CEC = 80 - 150 lđl/100 g keo). Bởi vậy, đất nào chứa nhiều keo đất nhóm montmorilonit thì tính giữ phân và nước khá cao. Hình 5.8. Sơ đồ cấu trúc montmorilonit + Nhóm hydromica - Chiếm một lượng lớn trong số các keo sét của đất, bao gồm các loại sau: hydro mica trắng (hydromuscovit hoặc illit), hydro mica đen (hydrobiotit)và các dạng khác của mica bị hydrat hoá - Hydromica có cấu trúc loại hình 2:1 tương tự montmorilonit (hình 5.9) - Công thức của hydromuscovit KAl2(Al.Si3O10)(OH)2. Hình 5.9. Sơ đồ cấu trúc của hydromica - Khoảng cách giữa các paket không đổi và bằng 10 Ǻ. - Có hiện tượng thay thế đồng hình xảy ra trong mạng lưới tinh thể, chủ yếu là sự thay thế của Si4+ trong phiến khối tứ diện bằng ion Al3+, kết quả làm cho nó mang điện âm có thể hấp phụ cation đặc biệt là K+ phân bố ở khe hở giữa các paket. - Do lực liên kết giữa các lớp tinh thể khá bền vững vì vậy keo thường có tính trương thấp và khả năng hấp phụ không cao. - Khả năng hấp phụ của hydromica khoảng 20 - 40 lđl/100 g keo. + Trong đất cũng thường gặp vermiculit gần giống hydromica, giữa các paket của mạng lưới tinh thể của keo này tồn tại lớp kép các phân tử nước bao quanh các kim loại, thường là Mg. Vermiculit là magiealuminsilicat, Mg có trong các khối bát diện. Trong các khối bát diện Mg2+ có thể được thay thế bằng Fe2+, còn trong các khối tứ diện Si4+ được thay thế bằng Al3+. Công thức tổng quát của vermiculit như sau: (Mg2+,Fe2+)3(Si,Al)4O10(OH)2.4(H2O). Vermiculit có dung tích hấp phụ khá cao, CEC của nó dao động từ 60 - 150lđl/100 g keo. Trong đất còn gặp các keo dạng lớp hỗn hợp. Trong mạng lưới tinh thể của chúng xen kẽ các lớp khối bát diện của các khoáng vật khác nhau: montmorilonit với illit, kaolinit với muscovit, vermiculit với clorit... c. Keo sét trong đất Việt Nam Qua các kết quả nghiên cứu thành phần keo sét trong đất Việt Nam của các tác giả: Phạm Gia Tu, Nguyễn Vi và Trần Khải, Cao Liêm, Ðào Châu Thu, Nguyễn Hữu Thành... bằng phương pháp hoá học, phương pháp quang phổ, phương pháp nhiệt, phương pháp quang tuyến X và phương pháp hiển vi điện tử có thể khái quát về sự phân bố của chúng như sau: + Ðối với đất vùng đồi núi: keo sét chủ yếu trong các loại đất của vùng này là keo kaolinit, gơtit và gipxit, ngoài ra tuỳ theo loại đất có thể gặp các loại keo sét: hydromica (đất đỏ vàng trên đá granit, đất feralit mùn trên núi trên đá philit, đất đen trên đá vôi...), montmorilonit (đất đen trên đá vôi, đất đen trên đá bọt), vermiculit (đất đen trên đá vôi, đất đen trên đá bọt, đất feralit mùn trên philit). + Ðối với đất đồng bằng: keo sét chủ yếu của các loại đất vùng đồng bằng là kaolinit và hydromica. Vermiculit gặp ở các đất phù sa trung tính ít chua, đất mặn trung tính, đất phèn, đất cát biển. Ngoài ra có thể gặp gipxit (đất phù sa chua, đất bạc màu, đất cát biển) và gơtít (đất bạc màu). Câu 13: Khái niệm về dung dịch đất? Nguồn gốc? Thành phần? ý nghĩa? Các khái niệm chung Nước mưa trước khi nhập vào đất đã chứa một lượng nhỏ các chất hoà tan và các khí như O2, CO2, N2, NH3. Như vậy nước mưa không tinh khiết, thực ra nó là một dung dịch. Khi thấm vào đất, nước mưa tiếp tục hoà tan thêm một số chất nữa trong thể rắn của đất và tạo thành dung dịch đất. Dung dịch đất có vai trò quan trọng trong quá trình hình thành đất và độ phì nhiêu của đất. Dung dịch đất là bộ phận linh hoạt nhất. Nó tham gia trực tiếp vào quá trình hình thành đất, vào các phản ứng lý, hoá, sinh học, vào sự trao đổi chất dinh dưỡng của cây. Vì thế dung dịch đất sẽ quyết định các phản ứng xảy ra trong đất như: phản ứng chua, phản ứng kiềm, phản ứng đệm, phản ứng ôxy hoá khử của đất. Phản ứng của đất còn gọi là phản ứng của dung dịch đất. Phản ứng của dung dịch đất chính là các quá trình hoá học hay lý - hoá học diễn ra trong đất. Trong thổ nhưỡng học phản ứng của đất gồm có: phản ứng chua, phản ứng kiềm, phản ứng đệm và phản ứng oxy hoá khử. Các phản ứng này ảnh hưởng rất lớn đến thành phần, tính chất và độ phì nhiêu của đất. Nghiên cứu về dung dịch đất và phản ứng của nó luôn là nội dung không thể thiếu của thổ nhưỡng học. Ý nghĩa của dung dịch đất: Các chất hoà tan trong dung dịch đất chính là nguồn cung cấp dinh dưỡng dễ tiêu cho cây. Nồng độ của dung dịch đất ảnh hưởng đến khả năng hút nước của cây. Nếu đất bị mặn hay do bón nhiều phân hoá học thì áp suất thẩm thấu của dung dịch đất tăng lên, cản trở sự hút nước của cây dù trong đất còn một lượng nước tương đối cao. Ðây còn gọi là hiện tượng héo sinh lý. Phản ứng của dung dịch đất ảnh hưởng đến sự hoạt động của hệ vi sinh vật đất, đến tính chất lý - hoá học của đất và thức ăn nuôi cây. Ví dụ như sự hoà tan của lân phụ thuộc vào pH. Trong dung dịch đất có một số muối và các chất hoà tan khác. Anion và cation trong dung dịch đất làm cho đất có tính đệm, có thể giữ cho độ pH của đất ít thay đổi Dung dịch đất có chứa một số chất hoà tan có thể làm tăng cường quá trình phong hoá đá để hình thành đất. Thí dụ: NH3, NO2, CO2 từ khí quyển khi tan trong nước làm sự phá huỷ đá vôi theo con đường hoà tan được tăng cường. Ðộ hoà tan của đá vôi trong nước bão hoà CO2 lớn hơn trong nước tinh khiết 70 lần. Quá trình phá huỷ đá vôi với sự tham gia của CO2 hoà tan trong nước xảy ra theo phương trình sau: CaCO3 + CO2 + H2O ® Ca(HCO3)2 Thành phần và nồng độ của dung dịch đất Thành phần và nồng độ của dung dịch đất rất phức tạp và luôn thay đổi. Nồng độ của dung dịch đất không lớn và thường không vượt quá vài gam các chất trong 1 lít dung dịch. Riêng trường hợp đất mặn và đất phèn hàm lượng các chất hoà tan trong dung dịch đất có thể đạt tới hàng chục thậm chí hàng trăm gam trong 1 lít. Về thành phần, dung dịch đất chứa các chất vô cơ, hữu cơ, hữu cơ - vô cơ. Những chất này tồn tại trong dung dịch đất ở dạng phân tử hoà tan hay ở dạng keo (ở trạng thái sol). + Các chất vô cơ trong dung dịch có: - Các cation: Ca2+, Mg2+, NH4+, Na+, K+, H+. Trong đất chua còn có cả Al3+ và Fe3+. Trong đất lầy có Fe2+ - Các anion: HCO3-, CO32-, NO3-, NO2-, SO42-, Cl-, H2PO4-, HPO42-..., + Những chất hữu cơ: các sản phẩm của quá trình phân giải chất hữu cơ, các sản phẩm của hoạt động sống của sinh vật (axit hữu cơ, axit amin, đường, rượu, men, chất chát...) và cả các chất mùn. + Những chất hữu cơ - vô cơ trong dung dịch chủ yếu gồm những hợp chất phức tạp của các chất hữu cơ có tính axit (các axit mùn, poliphenol, axit hữu cơ phân tử thấp) với cation của sắt và nhôm. + Các chất khí hoà tan như CO2, O2, N2, NH3 v.v. + Trong dung dịch ngoài các chất hoà tan còn có các chất không hoà tan thường là những phần tử keo hữu cơ, hữu cơ - vô cơ, keo sét, keo silic, hiđrôxit sắt và nhôm. Theo K.K. Gedroi hàm lượng keo trong dung dịch đất chiếm từ 1/4 đến 1/10 hoặc ít hơn tổng lượng keo của đất Thành phần và số lượng các chất hoà tan trong dung dịch đất không cố định nhưng cũng có thể dùng để phân biệt loại đất này với loại đất khác ở mức độ nhất định. Thành phần và số lượng các chất hoà tan trong dung dịch đất luôn được bổ sung từ các nguồn sau: -         Do ta bón phân hữu cơ và vô cơ vào đất -         Do nước mưa hoặc nước ngầm mang tới -         Do quá trình trao đổi ion giữa keo đất và dung dịch đất -         Do các sản phẩm của quá trình phong hoá đá và quá trình phân giải các chất hữu cơ. Thành phần và nồng độ dung dịch đất phụ thuộc vào thời tiết, khí hậu, hàm lượng nước trong đất, sự hoạt động của sinh vật, phản ứng của đất, thành phần đá mẹ, nước ngầm và chế độ canh tác. Câu 14: Nguyên nhân gây chua cho đất Khi nghiên cứu các nguyên nhân làm cho đất trở nên chua người ta thấy có rất nhiều yếu tố chi phối. Sau đây ta sẽ xem xét những nguyên nhân chủ yếu tác động vào quá trình hoá chua của đất. a. Yếu tố khí hậu: Các đặc trưng của khí hậu như nhiệt độ, ẩm độ, đặc biệt là lượng mưa ảnh hưởng rất lớn đến quá trình phong hoá đá, sự chuyển hoá và di chuyển vật chất, đồng thời còn ảnh hưởng đến thực bì và hoạt động của sinh vật trong đất. Tất cả các quá trình này đều có quan hệ chặt chẽ với sự hình thành và biến đổi độ chua của đất. Nói chung nhiệt độ càng cao và lượng mưa càng lớn thì càng có lợi cho tác dụng phá huỷ đá và rửa trôi vật chất. Trong điều kiện lượng mưa lớn hơn lượng bốc hơi, một phần nước mưa sẽ di chuyển từ trên mặt đất xuống dưới sâu do tác dụng của trọng lực. Sự di chuyển này kéo theo một loạt các chất dễ tan có trong đất, đặc biệt là các ion kim loại kiềm và kiềm thổ như Na+, K+, Mg2+, Ca2+ làm cho đất hoá chua. Do nguyên nhân này mà phần lớn đất vùng đồi núi Việt Nam cũng như ở các nước khác thuộc vùng nhiệt đới nóng ẩm đều bị chua ở các mức độ khác nhau. b. Yếu tố sinh vật Trong quá trình hoạt động, vi sinh vật, rễ cây cũng như các loài sinh vật khác trong đất không ngừng giải phóng ra CO2, khí này hoà tan trong nước tạo thành axit H2CO3. Tuy độ phân ly của axit này không cao nhưng nó là cũng là một trong những nguồn sinh H+ chủ yếu trong đất. Trong quá trình vi sinh vật phân giải chất hữu cơ (đặc biệt trong điều kiện yếm khí) sẽ sinh ra nhiều axit hữu cơ làm đất bị hoá chua. Bởi vậy đất quanh năm ngập nước, đất lầy thụt và phần lớn đất than bùn đều bị chua. Ðặc biệt nếu tàn tích sinh vật chứa nhiều lưu huỳnh (S) như xác các cây sú, vẹt đước khi bị phân huỷ trong điều kiện yếm khí, trải qua một quá trình biến đổi phức tạp sẽ sinh ra H2S. Khi có điều kiện oxy hoá thì H2S chuyển thành H2SO4 làm đất rất chua: 2H2S + O2 ® 2S + 2H2O 2S + 3O2 + 2H2O ® 2H2SO4 + 251 kCal Các loại thực bì khác nhau cũng có ảnh hưởng khác nhau đến tính chua của đất (chủ yếu nhờ quá trình tích luỹ sinh học các kim loại kiềm và kiềm thổ). Trong thành phần tro của cây lá kim chứa ít chất kiềm nên đất phát triển dưới rừng cây lá kim thường chua hơn đất hình thành dưới rừng cây lá rộng. Trong đất rừng rậm nếu có nhiều nấm hoạt động sẽ tạo thành nhiều axit fulvic làm cho đất chua thêm. c. Ảnh hưởng của con người tới quá trình hoá chua của đất Trong quá trình sinh trưởng và phát triển, thực vật màu xanh đã hút một lượng lớn các chất kiềm trong đất như Na+, K+, Ca2+, Mg2+ v.v. để hình thành cơ thể. Ðối với thực vật tự nhiên thì lượng các chất kiềm này sẽ được trả lại cho đất trong các dạng xác thực vật. Nhưng với đất canh tác thì một lượng lớn các chất kiềm bị lấy đi không hoàn lại cho đất dưới dạng các sản phẩm nông nghiệp. Ðây là một nguyên nhân làm giảm các chất kiềm trong đất canh tác và làm đất dần bị hoá chua. Theo Vũ Cao Thái, với giống lúa IR62, năng suất 9,8 tấn thóc/ha và 8,3 tấn rơm rạ đất đã bị lấy đi 265 kg K2O, 58 kg MgO và 71kg CaO/ha. Theo số liệu của Xmirnôp và Muravin (1989) để hình thành nên 1 tấn hạt cây ngô đã lấy đi từ đất 30-35 kg N, 8-12kg P2O5 và 25-35 kg K2O. Do thành phần hoá học, một số phân bón khi bón vào đất sẽ dần dần làm cho đất hoá chua. Khi bón những loại phân như (NH4)2SO4, NH4Cl, KCl vào đất các cation NH4+, K+ sẽ được keo đất và cây trồng hấp thụ để lại gốc SO42- và Cl-. Các gốc axit này sẽ tạo HCl và H2SO4 làm cho đất bị chua. Những phân có thể làm đất bị hoá chua bằng cơ chế này được gọi chung là các phân chua sinh lý. Một số loại phân như supe lân trong thành phần thường chứa một lượng nhất định axit dư nên khi bón nhiều vào đất cũng có thể làm cho đất chua thêm. Tuy vậy nguyên nhân từ phân bón chưa đáng lo ngại lắm vì trong thực tế lượng phân hoá học mà ta bón vào đất chưa nhiều. Ðối với những vùng đất có thành phần cơ giới nhẹ thì vấn đề tưới nước dư thừa cũng là một trong những nguyên nhân làm đất bị rửa trôi các kim loại kiềm và kiềm thổ và dần dần hoá chua. Tóm lại có rất nhiều nguyên nhân làm cho trong đất bị hoá chua. Ðiều cần quan tâm là diện tích đất chua ở nước ta rất lớn, đó là các loại đất đỏ vàng vùng đồi núi, một phần đất phù sa hệ thống sông Hồng, phù sa sông Mã, sông Chu, sông Lam, sông Cửu Long và phù sa sông khác; các vùng đất bạc màu ở Bắc Giang, Vĩnh Phúc, Bắc Cạn, Thái Nguyên, Tây Ninh; các vùng đất phèn ở Hải Phòng, Thái Bình, Ðồng Tháp...; các vùng đất trũng Nam Định, Hà Nam và các nơi khác. Các loại độ chua của đất Tất cả các nguyên nhân trên đã làm tăng hàm lượng ion H+ trong đất. Phản ứng chua của đất được biểu thị bằng các loại độ chua. Những ion H+ trong đất có thể tồn tại trong dung dịch hoặc bị hấp thu trên bề mặt hạt keo. Trường hợp thứ nhất sinh ra "độ chua hoạt tính" có ảnh hưởng trực tiếp tới cây và vi sinh vật. Trường hợp thứ hai gây nên "độ chua tiềm tàng" của đất vì H+ (và Al3+) chỉ làm tăng độ chua dung dịch và ảnh hưởng đến sinh vật khi bị đẩy vào dung dịch đất bởi các cation khác. Hai loại độ chua này hợp thành tổng số độ chua của đất. a. Ðộ chua hoạt tính Ðộ chua hoạt tính do các ion H+ có trong dung dịch đất tạo nên, nồng độ ion H+ càng cao thì đất càng chua. Ðể xác định độ chua này ta chiết rút các ion H+ bằng nước cất rồi xác định nồng độ ion H+ bằng pH meter. Ðộ chua hoạt tính được biểu thị bằng pHH2O. pH là trị số âm của logarit nồng độ ion H+ trong dung dịch: pH = - lg[H+] Trong hoá học người ta đã quy định rằng nước tinh khiết hay bất cứ dung dịch nào có [H+] = [OH-] = 10-7 g ion/l nghĩa là pH = -lg10-7 = 7 thì đó là môi trường trung tính. Nếu [H+] 7 đó là môi trường kiềm. Nếu [H+] > 10-7 g ion/l nghĩa là pH < 7 đó là môi trường chua. Thông thường pHH2O của đất biến thiên từ 3-9 và được đánh giá như sau: pHH2O < 4,5 4,5-5,5 5,6-6,5 6,6-7,5 7,6-8,0 8,1-8,5 >8,5 Mức đánh giá Ðất rất chua Ðất chua Ðất chua ít Ðất trung tính Ðất kiềm ít Ðất kiềm vừa Ðất kiềm nhiều Ðộ chua hoạt tính của một số loại đất Việt nam Loại đất (tầng 0-15cm) pHH2O Ðất phèn (An Hải - Hải Phòng) Ðất nâu đỏ trên đá vôi (Ðồng Giao, Ninh Bình) Ðất nâu đỏ trên đá bazan (Phủ Quỳ, Nghệ An) Ðất đỏ vàng trên phiến thạch mica (Phú Hộ, Phú Thọ) Ðất nâu vàng trên phù sa cổ (Vĩnh Phúc) Ðất phù sa trong đê sông Thái Bình (Hải Dương) Ðất phù sa ngoài đê sông Hồng (Phúc Xá, Hà Nội) Ðất xám bạc màu (Bắc Giang) Ðất mặn (Rạng Ðông, Nam Định) 4,2 4,6 4,5 4,5 5,0 4,8 7,7 5,0 8,0 Ðộ chua hoạt tính được sử dụng trong việc bố trí cơ cấu cây trồng phù hợp trên vùng đất canh tác hoặc xác định sự cần thiết phải bón vôi cải tạo độ chua của đất cho phù hợp với đặc tính sinh học của loại cây định trồng. Ða số cây trồng ưa môi trường trung tính nhưng cá biệt có những cây cần đất chua như chè, cà phê, dứa, khoai tây... Khoảng pH đất tối thích cho một số cây trồng  Cây trồng pH Cây trồng pH Lúa Ngô Khoai tây Ðậu tương Hành Bắp cải 6,2-7,3 6,0-7,0 4,5-6,3 6,5-7,5 6,4-7,5 6,7-7,4 Cà chua Dưa chuột Bông Chè Cà phê Dứa 5,0-8,0 6,4-7,4 6,5-8,0 4,0-5,5 5,0-6,0 5,0-6,0 Số liệu trong bảng 6.2 chỉ khoảng pH tối thích, trong thực tế phạm vi pH cho phép cây sống được rộng hơn thế nhiều. Ví dụ cây lúa có thể sống ở đất có pH dao động từ 4,0 đến 9,0, sống bình thường với pH từ 5-8 nhưng tốt nhất là trong khoảng 6,2-7,3. Dựa vào độ chua hoạt tính và cơ cấu cây trồng ta có thể xác định xem đã cần cải tạo độ chua cho đất hay chưa. Ðối với đa số cây trồng nông nghiệp ngắn ngày nếu pHH2O 5,5 thì chưa cần thiết phải bón vôi. Khi đất chua nhiều (pHH2O 8,5) thì trong đất thường chứa nhiều Na2CO3 hay NaHCO3. Ðộ chua hoạt tính chịu ảnh hưởng của các yếu tố sau: + Mức độ phân ly thành ion của chất điện giải. Cùng nồng độ đương lượng nhưng axit vô cơ phân ly thành ion nhiều hơn axit hữu cơ nên pHH2O của dung dịch thấp hơn. Tương tự như vậy với các bazơ. + Hiện tượng trao đổi ion H+ và Al3+ trong keo đất với các ion khác khi bón phân vô cơ như KCl, (NH4)2SO4... cũng làm tăng độ chua hoạt tính. b. Ðộ chua tiềm tàng Như trên đã nói trong đất chua còn có các ion H+ và Al3+ được hút bám trên bề mặt keo đất. Khi tác động lên đất một dung dịch muối thì H+ và Al3+ bị đẩy vào dung dịch đất. Nồng độ của các ion này trong dung dịch tăng lên gây ảnh hưởng không tốt đến thực vật và vi sinh vật. Ðộ chua thu được trong trường hợp này gọi là độ chua tiềm tàng. Các ion H+ và Al3+ được hút bám trên keo với các lực khác nhau. Tuỳ thuộc vào lực hút bám của các ion này trên keo mà người ta chia độ chua tiềm tàng thành 2 loại: độ chua trao đổi và độ chua thuỷ phân. * Ðộ chua trao đổi: Là một loại độ chua của đất được xác định khi cho đất tác dụng với một dung dịch muối trung tính, thường dùng muối KCl, NaCl, BaCl2. Như vậy ngoài những ion H+ có sẵn trong dung dịch đất còn có những ion H+ và Al3+ được đẩy ra từ keo đất theo phản ứng: + 4KCl Û [KÐ]4K+ + HCl + AlCl3 Muối Al thuỷ phân tạo ra axit theo phương trình: AlCl3 + 3H2O Û Al(OH)3 ¯ + 3HCl Nếu cho đất tác động với dung dịch KCl 1M trong 60 phút, lọc lấy dịch trong dùng dung dịch NaOH 0.01N chuẩn độ dịch lọc sẽ xác định được độ chua trao đổi, đơn vị là lđl/ 100g đ (đất khô). Nếu ta đem dung dịch lọc đo pH ta được pHKCl. Cùng một mẫu đất pHKCl thường có trị số pH thấp hơn pHH2O từ 0.5 đến 1.0 đơn vị. Chú ý: ở những vùng đất trung tính hay kiềm yếu chỉ xác định được pHKCl chứ không xác định độ chua trao đổi bằng chuẩn độ vì dung dịch đất sẽ có màu hồng ngay sau khi vừa cho chỉ thị màu phenolphtalein vào dịch chiết đất. Trường hợp đặc biệt, một số loại đất có pHKCl > pHH2O. Ðiều này thường gặp ở những đất có lượng keo dương lớn (một số như: đất đỏ feralit, đất potzon). Khi đó có thể do sự trao đổi anion Cl- của dung dịch muối trung tính với các ion OH- trên keo đất nên lượng ion OH- bị chuyển vào dung dịch đất sẽ trung hoà bớt các ion H+ làm trị số pH tăng lên. Thông thường độ chua trao của đất nhỏ hơn 1 lđl/100g đất. Khi độ chua này lớn (trên 2 lđl/100g đất) chứng tỏ các cation kiềm hấp phụ trên keo đất đã bị rửa trôi nhiều, cần phải bón vôi cải tạo độ chua cho đất trước khi bón phân khoáng vào đất. Nếu không có vôi bón thì nên chia phân khoáng bón thành nhiều đợt, tránh bón tập trung. * Ðộ chua thuỷ phân Dùng muối trung tính KCl tác động với đất nhiều khi vẫn chưa đẩy dược hết các ion H+ và Al3+ ra khỏi keo đất. Các nhà hoá học đất đã đưa ra phương pháp khác: dùng dung dịch chiết là muối tạo bởi một axit yếu và một bazơ mạnh như CH3COONa hoặc Ca(CH3COO)2 thì hầu hết các ion H+ và Al3+ sẽ bị đẩy ra khỏi keo vào dung dịch. Ðộ chua được xác định bằng phương pháp này lớn hơn độ chua trao đổi nhiều và được gọi là độ chua thuỷ phân. Ðộ chua thuỷ phân được ký hiệu là H, đơn vị là lđl H+ và Al3+ trong 100g đất khô. Trong dung dịch NaCH3COO bị thuỷ phân: NaCH3COO + H2O Û CH3COOH + NaOH CH3COOH là axit yếu ít phân ly, NaOH thì phân ly hoàn toàn thành Na+ và OH- vì vậy dung dịch có phản ứng kiềm yếu (pH = 8,2-8,5). Ðây là điều kiện để Na+ đẩy hết H+ và Al3+ trên keo đất vào dung dịch theo sơ đồ sau: + 4NaCH3COO Û [KÐ]4Na+ + CH3COOH + Al(CH3COO)3 (1) Al(CH3COO)3 + 3H2O Û Al(OH)3 ¯ + 3CH3COOH (2) Từ phản ứng (1) và (2) ta thấy H+ và Al3+ trong đất khi đẩy vào keo đất đã tạo nên CH3COOH trong dịch lọc. Dùng dung dịch NaOH 0,1N tiêu chuẩn chuẩn độ lượng CH3COOH trong dịch lọc thì ta xác định được độ chua thuỷ phân của đất. Như vậy độ chua thuỷ phân là độ chua lớn nhất vì nó bao gồm cả ion H+ ( độ chua hoạt tính), ion H+ và Al3+ bám hờ (độ chua trao đổi) và những ion H+ và Al3+ hút bám chặt trên bề mặt keo đất. Ðộ chua trao đổi và độ chua thuỷ phân của một số loại đất Việt Nam Loại đất (0-15cm) pHKCl Ðộ chua trao đổi Ðộ chua thuỷ phân lđl/100g đất Ðất nâu đỏ trên đá bazan (Phủ Quỳ) Ðất nâu đỏ trên đá vôi (Ninh Bình) Ðất phù sa sông Thái Bình (Hải Dương) Ðất phèn Hải Phòng Ðất trũng Nam Ðịnh 4,4 4,2 4,4 3,8 4,6 0,51 2,61 3,50 0,65 0,30 6,3 10,4 8,0 4,3 4,8 Theo nguyên lý thì độ chua thuỷ phân thường lớn hơn độ chua trao đổi nhưng cũng có những trường hợp cá biệt độ chua thuỷ phân bằng hoặc nhỏ hơn độ chua trao đổi. Những trường hợp này có thể giải thích như sau: + Một số loại đất như đất đỏ nhiệt đới hoặc đất potzon khi tác dụng với dung dịch NaCH3COO thì anion CH3COO- có thể trao đổi với anion OH- trên keo kaolinit tạo nên NaOH trong dung dịch. Lượng NaOH này trung hoà bớt axit CH3COOH trong dung dịch làm độ chua thuỷ phân giảm. + Saritvili (1948) cho rằng một số đất đỏ có khả năng hấp phụ phân tử axit axêtic sinh ra trong tác dung thuỷ phân nói trên và chính vì vậy khi chuẩn độ ta thấy độ chua thuỷ phân bé hơn độ chua trao đổi. Người ta dùng độ chua thuỷ phân để tính dung tích hấp phụ cation (CEC) của đất: CEC = S + H Trong đó S là tổng các cation kiềm trao đổi và H là độ chua thuỷ phân Hoặc tính độ no kiềm của đất theo công thức: V (%) = Ðộ chua thuỷ phân được sử dụng để tính lượng vôi bón khi cải tạo đất chua (cứ 1lđl ion H+ cần dùng 28mg vôi bột CaO hoặc 50 mg bột đá vôi CaCO3 để trung hoà). Công thức tính cụ thể sẽ được trình bày ở cuối chương này (phần bón vôi cải tạo đất chua). Câu 15. Tác dụng vôi đối với đất chua? Ðộ chua ảnh hưởng đến đặc tính lý hoá sinh học của đất: + Dạng tồn tại và độ hữu hiệu của các nguyên tố Ca, Mg, P, cũng như các nguyên tố vi lượng như Fe, Mn, Cu, Mo, B... có quan hệ chặt chẽ với độ pH của đất. + Phản ứng của đất cũng có ảnh hưởng trực tiếp đến hệ vi sinh vật và sự hoạt động của chúng. Chính vì vậy các phản ứng của đất có liên quan chặt chẽ tới sự phân giải chất hữu cơ và sự chuyển hoá các chất dinh dưỡng như đạm và lưu huỳnh trong đất. Các vi khuẩn và xạ khuẩn có ích thích nghi nhất ở môi trường trung tính. Ví dụ như vi khuẩn cố định đạm thích nghi ở pH 6,8; Vi khuẩn nitrat hoá ở pH 6-8. Trong môi trường chua pH <5 nấm phát triển. Những sản phẩm do nấm sinh ra đều có tính chua mạnh, trong điều kiện có nước có thể bị rửa trôi không có lợi cho sự tích luỹ độ phì. + Trong đất chua sự di động của nhôm tăng. Trừ một số ít cây như chè được Al3+ kích thích phát triển còn hầu hết các cây trồng không chịu được hàm lượng nhôm di động cao. + pH đất ảnh hưởng đến sự hoà tan lân và hiệu lực phân lân. Trong môi trường hoá học đơn thuần thì lân vô cơ hoà tan nhiều khi pH giảm, lân hữu cơ hoà tan nhiều khi pH tăng. Song trong đất chua còn có hiện tượng hấp phụ hoá học do tác dụng của sắt và nhôm với lân nên nói chung trong môi trường trung tính lân hoà tan nhiều nhất. + pH ảnh hưởng đến cây trồng: trừ một số ít cây ưa môi trường chua còn lại đều thích hợp ở môi trường trung tính. (xem mục 5.2) + pH đất ảnh hưởng đến độ hoà tan của các nguyên tố vi lượng trong đất. Khi pH giảm phần lớn các nguyên tố vi lượng trở nên di động hơn, dễ hấp thu hơn với cây (Mn, Cu, B, Zn...) nhưng sự di động của molipden lại giảm đi rõ rệt. Biện pháp cải tạo độ chua nhanh nhất và có hiệu quả nhất là biện pháp bón vôi. Tác dụng của bón vôi thể hiện ở: + Khử chua nhanh chóng, kết tủa Al di động nên mất độc + Tăng cường hoạt động của vi sinh vật trong đất + Huy động thức ăn cho cây (trao đổi cation trên keo đất ra dung dịch đất) tăng cường dinh dưỡng nuôi cây + Tăng hiệu lực một số loại phân bón như supe lân, đạm sunphat... + Làm ngưng tụ mùn tạo kết cấu đất tốt làm cho đất tơi xốp hơn + Ðiều chỉnh pH phù hợp với yêu cầu của cây trồng. Như vậy ta thấy bón vôi cho đất chua là việc cần thiết, song muốn bón vôi hợp lý cho đất cần xét 4 yếu tố theo thứ tự sau: + Cần xem pH của đất đã phù hợp với cây trồng chưa. Thường là khi pH đất <5,5 thì bắt đầu cần phải bón vôi nhưng có những cây trồng phát triển tốt trên đất chua như chè, dứa thì khi pH xuống đến 4,0-4,5 vẫn chưa cần phải bón vôi + Dựa vào pH và độ no bazơ (BS %): Nếu pH < 4,5 cấp thiết bón vôi pH 4,6-5,5 cần vừa pH > 5,5 chưa cần bón vôi Xét theo độ no kiềm: BS (%) <50% cấp thiết bón vôi 50-70% cần vừa >70% chưa cần + Sau khi đã xét hai tiêu chuẩn trên nếu thấy cần phải bón vôi thì dựa vào độ chua thuỷ phân để tính lượng vôi cần bón theo lý thuyết: Có nhiều công thức bón vôi, các công thức đó tuy khác nhau về cách thể hiện nhưng đều dựa trên một nguyên tắc chung là "cứ 1lđl ion H+ trong đất cần dùng 1 lđl gam bột đá vôi (tức 50 mg CaCO3) hoặc 1lđl vôi bột (28mg CaO) để trung hoà". Trong thực tế chúng ta thường tính lượng vôi bón quy ra CaO. Lượng CaO được tính theo công thức sau: Q (kg/S) = 0,28.S.h.D.H S - Diện tích cần bón (m2) h - Bề dầy tầng canh tác (m) D - Dung trọng đất (g/cm3) H - độ chua thuỷ phân (lđl/100g đất) + Sau khi tính được lượng vôi bón theo lý thuyết thì xét tính đệm của đất (thành phần cơ giới hoặc hàm lượng mùn trong đất) để điều chỉnh lại lượng vôi đã tính cho phù hợp với thực tế. Ví dụ: Ðất có thành phần cơ giới nhẹ và nghèo mùn chỉ cần bón 1/2 hay 2/3 lượng vôi đã tính. Ngược lại đất có thành phần cơ giới nặng và nhiều mùn như đất phèn thì lượng vôi bón tăng 1,5 hoặc 2 lần lượng đã tính. (ta thường nói bón 1,5 hoặc 2 độ chua thuỷ phân). Câu 16. Trình bày phản ứng đệm? Cách điều tiết? Khái niệm Khi ta cho một lượng nhỏ axit hoặc bazơ vào nước cất rồi xác định pH ta thấy pH nước thay đổi nhiều nhưng khi ta cho một lượng như vậy axit hoặc bazơ vào đất rồi xác định pH của đất thì pH của đất vẫn ổn định hoặc thay đổi không đáng kể. Ðiều này chứng tỏ đất có khả năng chốnglại sự thay đổi pH. Vậy: "tính đệm của đất là khả năng của đất có thể chống lại sự thay đổi pH khi có một lượng axit hay bazơ nhất định tác động vào đất" Nguyên nhân tạo nên tính đệm của đất Có nhiều nguyên nhân khác nhau: + Trong đất có chứa một số chất như muối cacbonat, muối phosphat Fe, Al, Ca, các hydroxyt Fe, Al, Mn... có khả năng trung hoà axit làm cho pH đất ổn định (đệm một chiều) Ví dụ: CaCO3 + 2HNO3 ® Ca(NO3)2 + H2O + Do trong đất có các các axit hữu cơ (axit mùn và các axit amin). Các axit này có cả gốc axit và bazơ (- OH, - COOH, - NH2) nên có thể đệm đuợc cả axit và bazơ (đệm hai chiều) - Ðệm do axit humic: R CH - COOH + HCl ® R - CH COOH + H2O OH Cl R CH - COOH + NaOH ® R -CH COONa + H2O OH OH - Ðệm do axit amin: R CH - COOH + HCl ® R -CH COOH NH2 NH3Cl R CH - COOH + NaOH ® R - CH COONa + H2O NH2 NH2 Ðất chứa nhiều mùn và các chất hữu cơ có khả năng đệm cao + Do hoạt động trao đổi cation trong đất Trên bề mặt keo đất, đặc biệt là keo âm thường hấp phụ các cation kiềm và không kiềm. Các cation này có thể trao đổi với H+ hoặc Na+ làm cho pH dung dịch đất không đổi. Ví dụ: [KÐ]Ca2+ + HCl ® [KÐ]2H+ + CaCl2 [KÐ]H+ + NaOH ® [KÐ]Na+ + H2O Như vậy, số lượng keo âm trong đất càng nhiều thì tác dụng trao đổi cation càng mạnh, hay nói cách khác: hàm lượng mùn càng cao và thành phần cơ giới càng nặng thì tính đệm của đất càng lớn. + Tác dụng của Al3+ di động trong đất: Theo R. K. Schofield lúc pH <5,5, cation Al3+ ở trạng thái xung quanh có 6 phân tử H2O bao bọc [Al(H2O)6]3+. Nếu có kiềm xâm nhập thì một số phân tử nước của ion [Al(H2O)6]3+ phân ly tạo H+ và OH-, H+ sẽ trung hoà chất kiềm còn OH- được giữ trên bề mặt cation Al3+ làm cho pH của đất ổn định. Al3+ di động chỉ có khả năng đệm khi pH<5,5 và chỉ đệm một chiều với chất kiềm. 2[Al(H2O)6]3+ + 2OH- ® [Al(OH)2(H2O)8]4+ + 4H2O Nếu chất kiềm tiếp tục xâm nhập vào đất thì các phân tử nước trên đó lại tiếp tục phân ly ra ion H+ để trung hoà làm ion nhôm kép trở nên phức tạp hơn. Lúc pH >5,5 thì ion nhôm kết tủa dưới dạng Al(OH)3 và mất khả năng đệm. Như vậy nhôm chỉ có khả năng đệm khi pH của đất dưới 5,5 và chỉ đệm với bazơ (đệm một chiều.). Qua các nguyên nhân nói trên ta có thể rút ra một nhận xét rằng: Tính đệm của đất phụ thuộc chủ yếu vào hàm lượng mùn và thành phần cơ giới đất Ðất giàu mùn > đất sét > đất thịt > đất cát Thí nghiệm đơn giản sau đây có thể khẳng định thêm kết luận trên: Với 3 loại đất (đất cát, đất sét và đất giàu mùn); mỗi loại đất ta dùng 6 ống nghiệm, trong mỗi ống nghiệm chứa 5 g đất bột. Ðổ lần lượt vào các ống nghiệm lượng vôi bột CaO tương ứng 5, 10, 15, 20, 25, 30mg, thêm 25ml nước cất, lắc đều trong 10 phút rồi xác định pH và biểu diễn kết quả trên đồ thị. Qua đồ thị ta thấy muốn đưa pH từ 5 lên 7 cho 1 ha thì phải dùng 9.000 kg vôi đối với đất đen giàu mùn, 4.500kg vôi đối với đất sét và chỉ 1.500kg đối với đất cát. Tính đệm có ý nghĩa quan trọng trong thực tiễn. Nhờ có tính đệm mà pH của đất khá ổn định, tạo điều kiện tốt cho cây trồng và vi sinh vật phát triển. Ngoài ra khi tính lượng vôi bón cho đất phải tính tới khả năng đệm của đất để có mức bón phù hợp. Ðối với đất có thành phần cơ giới nhẹ, nghèo mùn ta có thể giảm bớt lượng vôi bón, đối với đất giàu mùn, có thành phần cơ giới nặng phải tăng lượng vôi bón lên 1,2-1,5 lần theo con số tính lý thuyết. Câu 17. Phản ứng Ôxi hoá - Khử Phản ứng oxy hoá khử của đất Khái niệmvề phản ứng oxy hoá khử Oxy hoá khử là quá trình diễn ra phổ biến trong đất, đặc biệt là đất lúa nước. Quá trình này giữ một vai trò quan trọng đối với độ phì nhiêu đất. Oxy hoá là kết hợp với oxy hay mất hydro. Trái lại khử oxy là mất oxy hay kết hợp với hyđro. Quá trình oxy hoá khử cũng liên quan đến sự chuyển dịch điện tử (electron)… Các chất oxy hoá (ký hiệu là ox) là những chất nhận điện tử. Quá trình chất oxy hoá nhận điện tử gọi là quá trình khử. Các chất khử (ký hiệu là Red) là những chất cho điện tử, quá trình chất khử cho điện tử là quá trình oxy hoá. Cả hệ thống oxy hoá khử ký hiệu là Redox. Trong một phản ứng cụ thể chất oxy hoá và chất khử tạo thành cặp oxy hoá khử và được gọi là một hệ thống oxy hoá - khử trong đất. Ví dụ: Fe3+ + e « Fe2+ hoặc Fe2+ - e « Fe3+ Trong đất có các chất oxy hoá là O2, NO3-, Fe3+, Mn4+, Mn3+, Cu2+ và vi sinh vật hiếu khí. Những chất khử là H2, Fe2+, Mn2+, Cu+ vi sinh vật yếm khí và các sản phẩm phân giải xác hữu cơ trong điều kiện yếm khí. Tất cả các phản ứng oxy hoá khử đều có sự tham gia của vi sinh vật. Dù trong điều kiện oxy hoá hay điều kiện khử oxy, chất hữu cơ vẫn được phân huỷ chỉ khác nhau về tốc độ phản ứng và sản phẩm phân giải: Ảnh hưởng của trạng thái oxy hoá khử đến các dạng sản phẩm phân giải xác hữu cơ Thành phần chất hữu cơ Sản phẩm oxy hoá (ox) Sản phẩm khử (Red) C N S P Fe Mn Cu CO2 NO2-, NO3- SO42- PO43- Fe3+ Mn3+, Mn4+ Cu2+ CH4, CO NH3, N2 H2S PH3 Fe2+ Mn2+ Cu+ Cường độ oxy hoá khử được xác định bằng điện thế oxy hoá khử, ký hiệu Eh, đơn vị là milivon (mV), tính theo công thức: Eh (mV) = Eo + 59/ n.lg (ox)/ (red)   Trong đó Eo là điện thế tiêu chuẩn, nghĩa là điện thế phát sinh ở các điện cực nằm trong dung dịch có chất oxy hoá và chất khử oxy nồng độ 1N và là hằng số với mỗi hệ oxy hoá khử. Ví dụ:  Fe3+ + e -_ « Fe2+ Mn4+ + 2e - « Mn2+ Mn3+ + e - « Mn2+ MnO4- + 4H+ + 3e - « MnO2 + 2H2O Eo = 770 mV Eo = 344 mV Eo = 1510 mV Eo = 1640 mV Còn [ox] là nồng độ đương lượng của chất oxy hoá [Red] là nồng độ đương lượng của chất khử Ví dụ: trong đất cụ thể nào đó có [Fe2+] = 0,1 N và [Fe3+] = 0,001 N thì Eh = 770 + 59 lg0,001/ 0,1 = 625 mV Hiện nay để xác định Eh đất người ta thường dùng các máy đo (Eh meter) cho kết quả nhanh và chính xác hơn việc xác định nồng độ các chất oxy hoá, khử. Yếu tố ảnh hưởng đến quá trình oxy hoá khử + Trong đất có thể chứa nhiều hệ thống oxy hoá khử có nồng độ khác nhau nhưng Eh của đất sẽ tương đương với trị số Eh của hệ thống oxy hoá khử có nồng độ chất khử và chất oxy hoá cao nhất. + Trong đất thoáng khí quá trình oxy hoá khử trong đất được quyết định bởi nồng độ O2 tự do trong không khí đất và O2 hoà tan trong dung dịch đất. Nồng độ oxy trong không khí đất và trong dung dịch đất càng cao thì Eh càng cao. + Ðộ ẩm đất: đất khô có quá trình oxy hoá mạnh nên Eh cao, đất ẩm hoặc dư ẩm thì quá trình khử mạnh nên Eh của đất thấp. + Cây trồng: Eh đất phụ thuộc và loại cây trồng, mật độ cây. Eh xung quanh rễ cây cũng khác nhau. Ví dụ: gần rễ cây lúa mỳ Eh giảm vì rễ cây lúa mỳ tiết ra chất khử, gần rễ cây lúa nước Eh tăng do rễ lúa tiết ra oxy. + Eh của đất có sự liên quan chặt chẽ với pH. Nếu trong dung dịch đất có nhiều ion H+ sẽ diễn ra quá trình: 2 H+ + 2e - = H2 Khi thay đổi 1 đơn vị pH thì Eh thay đổi từ 57-59mV. Klak đề nghị biểu thị điện thế oxy hoá khử trong đất là rH2 theo công thức: rH2 (mV) = Eh/ 30 + 2 pH + Các biện pháp canh tác: -         Luân canh cây trồng cạn với cây trồng nước làm cho Eh thay đổi rất mạnh. -         Ðiều tiết độ ẩm đất làm cho Eh đất thay đổi. -         Cày sâu kết hợp với bón nhiều phân hữu cơ làm cho Eh giảm, xới xáo đất làm tăng tính thông khí thì Eh tăng. -         Phơi ải đất lúa làm cho Eh tăng. -         Mật độ cây trồng: rễ lúa nước tiết ra oxy làm Eh của đất vùng xung quanh rễ tăng. Vì vậy lúa nước cấy càng dày thì mật độ rễ càng cao, Eh càng tăng và hàm lượng các chất khử càng giảm. Ý nghĩa thực tiễn của phản ứng oxy hoá khử + Ðiện thế oxy hoá khử là chỉ tiêu đánh giá tính thông khí và tình hình cung cấp dinh dưỡng trong đất. Các chất dinh dưỡng như NH4+, NO3-, PO43-, SO42-... được hình thành do tác động của hệ vi sinh vật đất trong những điều kiện cụ thể về pH, hoặc Eh nào đấy. Ví dụ: khi pH = 7, Eh khoảng 400mV thì NO3- bị khử mạnh thành NO2 cây không dùng được. + Các loại đất khác nhau có Eh khác nhau, trong một phẫu diện Eh của các tầng khác nhau và thường giảm theo chiều sâu. Eh phù hợp với sản xuất nông nghiệp biến động trong phạm vi 200-700 mV (đất lúa nước từ 200-300mV). Eh quá cao chứng tỏ quá trình oxy hoá trong đất xảy ra mạnh. Mùn tiêu hao nhanh và một số chất dinh dưỡng có thể bị cố định lại. Ngược lại nếu Eh quá thấp nghĩa là quá trình khử diễn ra mạnh, sinh ra một số chất độc như H2S, CH4.... + Khi thay đổi Eh sẽ dẫn tới sự thay đổi một loạt trạng thái dinh dưỡng trong đất. Thí dụ: khi đổ ải, đất chuyển từ trạng thái oxy hoá sang trạng thái khử, Eh giảm mạnh. Lúc đó Fe3+ trong các hợp chất bị khử thành Fe2+ (như Fe(OH)2 và FeHPO4) làm đất giảm tính chua trong thời gian khoảng 1 tháng, hàm lượng lân dễ tiêu tăng lên, hàm lượng NH4+ cũng tăng (do chất hữu cơ phân giải trong điều kiện yếm khí tạo ra NH4+)... đây là một quá trình có lợi vì cung cấp nhiều dinh dưỡng cho cây. Ðiều tiết phản ứng oxy hoá - khử Eh của đất quá cao hay quá thấp đều không tốt, để điều chỉnh Eh có nhiều biện pháp khác nhau: + Ðiều chỉnh độ ẩm đất, không để đất khô hạn hoặc dư ẩm trong thời gian dài, làm cho quá trình oxy hoá và khử diễn ra hài hoà: -         Luân canh cây trồng cạn - nước theo công thức 2 lúa một màu (vụ đông) -         Rút nước phơi ruộng, làm cỏ sục bùn: Sau khi trời mưa hoặc tưới nước cần rút nước xới phá váng đất để đất được thoáng khí. Khi làm cỏ phải sục bùn để oxy hoá những chất khử có tính độc, chuyển chúng ra dạng không độc và tạo bước nhảy vọt Eh để sau đó Eh giảm xuống sẽ có tác dụng giải phóng chất dinh dưỡng như, tăng NH4+, tăng lân dễ tiêu, giảm chua... Vì thế nhân dân ta có câu "Công cấy là công bỏ, công làm cỏ là công ăn". -         Cày ải sau vụ mùa đối với đất chuyên trồng lúa. Trong quá trình phơi ải sẽ khử các chất độc như H2S, CH4, tăng cường phân giải chất hữu cơ tăng nhiệt độ đất, tăng cường hoạt động của các vi sinh vật hảo khí, tăng Eh. Khi đổ ải (cho nước vào) Eh đất từ cao sẽ giảm xuống giải phóng NH4+, P2O5 dễ tiêu, giảm chua do trong đất sinh ra Fe(OH)2 và NH4OH... và như vậy đúng là "một hòn đất nỏ bằng một giỏ phân". Mặt khác nếu đất được phơi ải triệt để thì lúc đổ ải bừa rất dễ nên chất lượng làm đất sẽ rất tốt. Ngoài ra phơi ải là quá trình oxy hoá hút nhiệt nên lúc đổ ải sẽ toả nhiệt làm cho ôn độ đất tạm thời tăng lên cũng có tác dụng nhất định trong quá trình sinh trưởng của lúa mới cấy trong thời tiết lạnh của vụ đông xuân. + Bón phân hữu cơ và bón vôi làm tăng kết cấu đất, tăng độ tơi xốp của đất, đất thông khí tốt thích hợp với cây trồng cạn. Bón vôi để thay đổi pH ở đất chua vì pH ảnh hưởng đến Eh như đã nói ở trên. + Bón phân hữu cơ làm giảm Eh, nếu làm cỏ xới đất tiếp theo thì Eh không giảm đột ngột. Câu 18. Thành phần, các dạng tồn tại của Nitơ trong đất? Vai trò N đối với đất và cây trồng? a. Hàm lượng đạm trong đất Ðây là nguyên tố mà cây cần nhiều nhưng đất lại chứa ít. Trong đất Việt Nam N% chứa khoảng 0,1-0,2%, có loại dưới 0,1% như đất bạc màu. Hàm lượng N trong đất phụ thuộc chủ yếu vào hàm lượng hữu cơ. Nói chung hàm lượng mùn càng nhiều thì đạm càng nhiều (N chiếm 5-10% khối lượng của mùn). b. Các dạng đạm trong đất Ðạm trong đất được chia thành hai dạng lớn: Ðạm vô cơ và hữu cơ * Ðạm vô cơ: lượng đạm vô cơ trong đất mặt rất ít, chỉ chiếm 1-2% của N tổng số. Ở tầng dưới N vô cơ có thể chiếm tới 30% của N tổng số. N vô cơ trong đất tồn tại dưới dạng NH4+, NO3-, NO2- trong đó chủ yếu là NO3- và NH4+. Các dạng N vô cơ đều dễ tan, dễ được cây hút nên hàm lượng của chúng trong đất thay đổi rất nhiều không những theo mùa mà còn thay đổi giữa ngày và đêm, giữa ngày mưa và ngày nắng. NH4+ được sinh ra do tác dụng amôn hoá của vi sinh vật đối với chất hữu cơ chứa nitơ. Trong điều kiện hảo khí NH4+ dễ bị chuyển hoá thành NO3- nên chỉ trong đất lúa nước NH4+ mới ổn định và được tích luỹ. Trong đất ion NH4+ dễ bị đất hấp phụ và một phần chuyển sang trạng thái không trao đổi (nằm trong tinh thể khoáng sét). Ion NO3- không bị đất hấp phụ tồn tại chủ yếu trong dung dịch đất nên rất dễ bị rửa trôi. * Ðạm hữu cơ: Ðây là dạng N chủ yếu trong đất có thể chiếm tới 95% N tổng số. Dựa vào độ hoà tan và khả năng thuỷ phân người ta chia làm 3 loại: + N hữu cơ tan trong nước: Gồm các axit amin tương đối đơn giản, các hợp chất dạng muối amon (chiếm <5% N tổng số). + N hữu cơ thuỷ phân: protein, nucleoprotein, azazon (chiếm >50% N tổng số). Khi ở trong môi trường kiềm, axit hoặc khi lên men chúng có thể thuỷ phân tạo các chất tương đối đơn giản hơn và dễ tan trong nước. + N hữu cơ không thuỷ phân: Chiếm 30-50% của N hữu cơ tổng số, không hoà tan trong nước và cũng không thể dùng kiềm hay axit để thuỷ phân. c. Nguồn gốc của N trong đất + Từ tàn tích sinh vật + Do bón phân: Phân đạm vô cơ, phân hữu cơ (Phân chuồng, phân bắc, phân rác, phân xanh) + Tác dụng cố định đạm của VSV. Dựa vào khả năng cố định N2 của các vi sinh vật có như: Azotobacte, Rhizobium, Clostridium. Ngoài vi khuẩn ra còn có tảo lam cũng có khả năng cố định N2 tự nhiên. + Tác dụng của sấm sét có thể oxy hoá N trong khí quyển thành dạng NO và NO2 sau đó các dạng N này hoà tan với nước mưa và rơi xuống đất + Do nước tưới đưa vào Việc đảm bảo về nitơ cho cây phụ thuộc vào tốc độ phân giải các hợp chất hữu cơ. Tuy vậy, muốn có sản lượng cây trồng cao không thể trông chờ vào lượng nitơ dự trữ trong đất cho dù đất có trữ lượng mùn lớn mà cần phải bón thêm phân hữu cơ hoặc vô cơ chứa nitơ vào đất vì nhu cầu về nitơ của thực vật rất lớn. Câu 19: Phospho (lân) trong đất Lân là nguyên tố dinh dưỡng đa lượng đối với cây trồng. Lân đóng vai trò quan trọng trong quá trình trao đổi chất, hút dinh dưỡng và vận chuyển các chất trong cây. Cây thiếu lân sẽ sinh trưởng chậm, cho năng suất thấp phẩm chất nông sản kém. Hàm lượng lân tổng số trong đất Việt Nam khoảng 0,03-0,2%. Giàu P nhất là nâu đỏ trên bazan và nghèo P nhất là đất bạc màu và đất cát Dưới đây giá trị của P trong vài đất Loại đất Ðất đỏ bazan Ðỏ nâu trên đá vôi Phù sa sông Hồng Ðất bạc màu P2O5 % 0,15-0,3 0,12-0,15 0,08-0,01 0,03-0,04 Hàm lượng lân tổng số của đất phụ thuộc chủ yếu vào thành phần khoáng vật của đá mẹ, thành phần cơ giới đất, chế độ canh tác và phân bón. Trong đất phospho có trong các hợp chất hữu cơ và vô cơ. Phospho có trong thành phần của nhiều hợp chất hữu cơ của tàn tích sinh vật. Các hợp chất hữu cơ chứa phospho gồm có: Phitin, axit nucleic, nucleoproteit, phosphatit, sacarophosphat... và các vi sinh vật đất. Nguyên tố này được tích luỹ trong đất tầng mặt nhờ sự tích luỹ sinh học, vì vậy trong tầng đất mặt thường chứa nhiều lân hữu cơ hơn các tầng dưới sâu. Tỷ lệ lân hữu cơ phụ thuộc chủ yếu vào hàm lượng mùn trong đất và dao động trong khoảng từ 10-50% của lân tổng số. Hợp chất vô cơ chứa phospho chủ yếu là những muối của axit octophosphoric với Ca, Mg, Fe và Al. Trong đất phospho còn có trong thành phần của apatit, phosphoric và vivianit, cũng như trong trạng thái hấp phụ của anion phosphat. Apatit là nguồn gốc đầu t