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

PGS.TS đào châu thu

Khoáng sét và sự liên quan của chúng
với một vài chỉ tiêu lý hoá học
trong một số loại đất Việt Nam Hà nội 6. 2003
ngoài nên các kết quả nghiên cứu còn ít và bị hạn chế. Với mong muốn đợc học tập, nghiên cứu
sâu thêm về lĩnh vực này, đồng thời đ
ợc tiếp tục đóng góp bổ sung thêm tài liệu cơ bản nghiên
cứu khoáng sét của các loại đất chính trên toàn đất nớc đã giải phóng, chúng tôi tiến hành đề tài
nghiên cứu: "Khoáng sét và sự liên quan của chúng với một vài chỉ tiêu lý, hoá học trong một số
loại đất Việt Nam".
Chúng tôi cũng hy vọng rằng những kết quả nghiên cứu này góp phần chứng minh thêm
khoáng sét thực sự cần thiết và là chỉ tiêu khoa học để đánh giá độ phì đất. Vấn đề cải tạo, cải thiện
thành phần khoáng sét trong đất là một trong những biện pháp kỹ thuật tích cực, có cơ sở khoa học để
nâng cao độ phì các loại đất nhiệt đới nớc ta nhằm tăng năng suất các loại cây trồng.
Chơng I
tổng quan vấn đề nghiên cứu khoáng sét

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

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

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

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

1956; Maignen 1963; Roaler 1967; Pagel 1981 ) nhìn chung chúng không có sự biến đổi khá rõ
về hiện tợng thay thế đồng hình ở các phiến tinh thể cũng nh sự tích điện của khoáng. Các tác
giả đều cho rằng khi ở dạng khoáng hỗn hợp sự tích điện của tinh thể yếu đi do đó khả năng trao
đổi ion của khoáng sét hỗn hợp giảm hơn khi chúng ở dạng đơn (nguyên chất). Chang và Lee
1958 ; Svherman 1962; Jackson 1968 còn đa ra giả thuyết rằng nhiều loại khoáng sét hỗn hợp
nh Kaolinit - Chlorit ; Vecmiculit - Chlorit thứ sinh gắn liền với các giai đoạn phát triển của các
loại đất, nhất là đất của các sản phẩm bồi tụ, trầm tích.
H.1: Sơ đồ cấu trúc tinh thể các khoáng sét chính (Theo Scheffer và Schachtschabel - 1970)
Nh vậy, có thể nói sự tích điện của các khoáng sét là một trong những tính chất quan
trọng nhất của chúng và đã đợc các nhà khoáng sét học và thổ nhỡng trên thế giới nghiên cứu
đi đến các nhận xét khẳng định khá thống nhất. Tính chất này là giả thiết cơ bản cho mối liên hệ
hấp phụ trao đổi ion của khoáng sét với dung dịch đất (Starke 1970; Pagel 1981). Sự tích điện âm
do hiện tợng thay thế đồng hình chỉ xảy ra ở các khoáng sét 3 lớp và thực tế không phụ thuộc
vào những điều kiện ảnh hởng ở bên ngoài (Sawhney và Norrisch 1971). Những cation trên bề
mặt tích điện của tinh thể khoáng sét có thể trao đổi hoàn toàn, trong khi đó thì các cation giữa
phiến lớp chỉ có thể trao đổi khi nớc và cation khác đợc thấm vào các phiến lớp này, có nghĩa
là khi các khoáng sét đợc giãn ra. Vì vậy, sự trao đổi ion ở Illit phụ thuộc vào độ giãn nở của
phiến tinh thể. Sawhney và Norrisch 1971 cũng nh Summer và cộng sự 1965 còn chứng minh

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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