Đất phèn

Bách khoa toàn thư mở Wikipedia

Ðất phèn (Acid sulphate soils) là tên gọi dùng để chỉ đất có chứa các vật liệu mà kết quả của các tiến trình sinh hoá xảy ra là acid sulphuric được tạo thành hoặc sẽ sinh ra với một số lượng có ảnh hưởng lâu dài đến những đặc tính chủ yếu của đất (Pons, 1973).

Mục lục

[sửa] Khái quát

Trên thế giới có khoảng 12 triệu ha đất phèn (Van Wijk và ctv; 1992). Tại Việt Nam, diện tích đất phèn vào khoảng 1.863.128 ha, bao gồm đất phèn tiềm tàng là 652.244 ha và đất phèn hoạt động với1.210.884 ha (Chiểu và ctv, 1996); trong đó vùng hạ lưu châu thổ sông Mekong chiếm đến khoảng 1,5 triệu ha (Sterk, 1992), phần lớn tập trung trong vùng Đồng Tháp Mười, Tứ giác Long Xuyên , Bán đảo Cà Mau và một phần của Tây Nam Sông Hậu. Tại vùng hạ lưu châu thổ sông Mekong của Việt Nam, những nỗ lực cải tạo, khai thác đất phèn dùng cho mục đích sản xuất nông lâm nghiệp đã bắt đầu từ những năm 1960 và rất mạnh mẽ từ thập niên 1980 đến nay. Những nỗ lực này đã mang đến các thành công trong việc mở rộng diện tích canh tác và nâng cao năng suất nông lâm nghiệp trong vùng đất phèn. Tuy nhiên, bên cạnh những thành công này lại không thiếu vấn đề nảy sinh trong quá trình sử dụng tài nguyên đất; và vì thế những vấn đề của đất phèn cần nên được quan tâm trong sản xuất nông lâm nghiệp bền vững.

[sửa] Phân loại

Khi đề cập đến đất phèn (acid sulphate soils), cần phân biệt hai trạng thái phèn: tiềm tàng (potential) và hoạt động (actual).

Dựa trên sự hình thành và phát triển của đất, Pons (1973) đã chia đất phèn ra làm hai loại : Ðất phèn tiềm tàng (Potential acid sulphate soil) và đất phèn thật sự hoặc đất phèn hoạt động (Actual acid sulphate soil). Trạng thái tiềm tàng hình thành trong điều kiện khử, nhưng trạng thái hoạt động phải có sự oxid hóa.

Tiêu chuẩn chẩn đoán của đất phèn tiềm tàng và đất phèn hoạt động trong hệ thống phân loại đất theo Soil Taxonomy (USDA, 1975 và 1999) là tầng sulfidic có chứa khoáng pyrite (FeS2) và tầng sulfuric với pH < 3,5 có sự hiện diện của những đốm màu vàng rơm (2.5Y8/6) của khoáng Jarosite (KFe3(SO4)3(OH)6).

[sửa] Đất phèn tiềm tàng

Được hình thành trong vùng chịu ảnh hưởng của nước có chứa nhiều sulfate. Trong điều kiệm yếm khí cùng với hoạt động của vi sinh vật, sulfate bị khử để tạo thành sulfur và chất này sẽ kết hợp với sắt có trong trầm tích để tạo thành FeS2.

Thành phần khoáng học của đất phù sa vùng nhiệt đới có thể rất đa dạng và tùy thuộc chủ yếu vào nguồn gốc của vật liệu phù sa. Khoáng smectite thường là thành phần phổ biến trong sét.

Sự hình thành khoáng pyrite:

Pyrite nằm trong tầng khử (màu xám đen) bị oxid hóa do Oxy xâm nhập xuống, Jarosite (màu vàng) và oxid Fe (màu nâu)được hình thành - Đất phèn vùng Đồng Tháp Mười. Nguồn: Lê Phát Quới,2002)
Pyrite nằm trong tầng khử (màu xám đen) bị oxid hóa do Oxy xâm nhập xuống, Jarosite (màu vàng) và oxid Fe (màu nâu)được hình thành - Đất phèn vùng Đồng Tháp Mười. Nguồn: Lê Phát Quới,2002)
  • Sự khử hóa của các ions sulfate (SO42-) thành sulfide (S2-) do bởi vi khuẩn phân hủy chất hữu cơ khử sulfate ;
  • Sự oxid hóa từng phần của silfides tạo thành nguyên tố sulfur hoặc những ions polysulfide;
  • Sự hình thành của monosulfide sắt (FeS) bởi sự tổng hợp của các sulfides hòa tan với sắt. Sắt hầu hết xuất phát nguồn gốc như oxide Fe (3) và silicates trong trầm tích, nhưng sắt bị khử để tạo thành Fe(II) bởi hoạt động của vi sinh vật.
  • Sự hình thành của pyrite do sự tổng hợp của monosulfide sắt (FeS) và nguyên tố sulfur (S). Pyrite có thể có thể kết tủa trực tiếp từ sắt (II) hòa tan và những ions polysulfides (Goldhaber và Kaplan, 1974).

Sự hình thành pyrite với oxide sắt (3+) như là nguồn của sắt có thể trình bày bằng phản ứng tổng quát như sau:

Fe2O3(s) + 4SO42-(aq) + 8CH2O + 1/2O2(aq) ------> 2FeS2(s) + 8HCO3-(aq) + 4H2O


Những điều kiện thiết thực để hình thành pyrite có thể xem xét như sau:

  1. Môi trường yếm khí: Sự khử sulfate xảy ra chỉ dưới những điều kiện khử mãnh liệt mà nó chỉ được cung cấp bởi trầm tích trầm thủy giàu chất hữu cơ. Sự phân hủy các chất hữu cơ bởi những vi sinh vật kỵ yếm khí sinh ra một môi trường khử.Sự oxid hóa gián đoạn hoặc cục bộ cũng xảy ra cần thiết để sinh ra nguyên tố sulfur trên những ions polysulfides (Pons và csv, 1982).
  2. Nguồn của sulfate hòa tan: Thường thì nguồn nầy từ nước biển hoặc nước lợ thủy triều, những pyrite thì thỉnh thoảng có thể kết hợp với nước ngầm giàu sulfate (Poeman, 1973).
  3. Chất hữu cơ: Sự oxid hóa chất hữu cơ cung cấp cho sự đòi hỏi năng lượng của vi sinh vật khử sulfate. Những ions sulfate phục vụ như ổ electron cung cấp cho vi sinh vật hô hấp và do đó sulfate bị giảm để thành sulfide.

SO42- + 2CH2O → H2S + 2HCO3-


Lượng sulfide được sinh ra liên quan trực tiếp đến lượng chất hữu cơ bị chuyển hóa. Berner (1970) đã chú ý một sự tương ứng gần giữa chất hữu cơ và lượng pyrite của trầm tích và gợi ý rằng nguồn cung cấp chất hữu cơ thường giới hạn lượng pyrite sinh ra.

  1. Nguồn chất sắt: Hầu hết đất và các trầm tích đều có chứa rất nhiều oxides sắt và hydroxides sắt. Trong một môi trường yếm khí, chúng bị khử để hình thành Fe2+, và Fe2+ hoà tan một cách đáng kể trong dãy pH bình thường và có thể bị di động do những sản phẩm hữu cơ hòa tan.
  2. Thời gian: Vẫn còn hạn chế kiến thức hiểu biết về tốc độ hình thành khoáng pyrite trong môi trường tự nhiên. Phản ứng chất rắn – chất rắn giữa FeS và S xảy ra rất chậm, có thể kéo dài từ hàng tháng đến hàng năm để có thể sản sinh ra pyrite với một lượng có thể đo được, ngược lại, dưới điểu kiện thích hợp, sự kết tủa trực tiếp từ những Fe2+ hòa tan và polysulfide có thể sản sinh ra pyrite trong vài ngày.

Độ chua tiềm tàng chỉ có thể phát triển nếu ít nhất một phần của độ kiềm, hình thành trong suốt thời gian khử sulfate, bị di chuyển ra ngoài hệ thống. Việc rữa bởi hoạt động thủy triều dường như ảnh hưởng đặc biệt trong việc di chuyển HCO3-, hồi phục lại SO2-, và cung cấp một lượng oxygen hòa tan giới hạn và nó cần thiết cho sự hình thành pyrite.

Hình thái phẩu diện và nhận dạng đất phèn tiềm tàng

Để có thể nhận dạng đất phèn, một trong những đặc điểm quan trọng nhất là hình thái phẩu diện đất. Do hiện diện trong điều kiện khử và có tầng sinh phèn nên thường nền đất có màu xám đen, nhất là nơi có chứa khoáng pyrite (FeS2). Mật độ và phân bố của các khoáng pyrite đủ để hình thành một tầng sinh phèn (sulfidic). Ngoài ra, trong phèn tiềm tàng có thể có nhiều hợp chất khác như H2S, các oxide Fe, Al, các hợp chất hữu cơ...Một số nơi, nền đất có thể có màu xám hơi xanh nhưng quan sát kỷ thì chúng ta có thể nhận dạng ra được những đốm đen chen lẫn trong đất. Đất kém phát triển, không thuần thục (unripe) nên thường không có cấu trúc hoặc có cấu trúc rất yếu trên tầng mặt. Thường đất có chứa nhiều chất hữu cơ phân hủy đến bán phân hủy và có thể quan sát bằng mắt thường. Do phẩu diện đất thường được bảo hòa nước thường xuyên nên ẩm độ đất khá cao ngay cả trong mùa khô

pH đất; môi trường đất ở điều kiện khử, chưa bị oxid hóa nên pH đất thường nằm trong khoảng trung tính, pH  7.0. Đối với đất phèn tiềm tàng bị ảnh hưởng mặn ở vùng duyên hải thì giá trị pH đất có thể lớn hơn 7. Tuy nhiên, khi bị oxid hóa thì pH có thể hạ xuống rất nhanh, khi đó pH có thể hạ thấp dưới 2.0.

[sửa] Đất phèn hoạt động

Trong điều kiện thoáng khí như thoát thủy, mực thủy cấp xuống sâu hơn sẽ làm cho khoáng pyrite bị oxid hóa thành các khoáng sắt ở dang Fe(III) và các hợp chất khác cũng như có nhiều ion H+ được sinh ra. pH giảm thấp, nhiều hợp chất bị hòa tan và môi trường trở nên rất acid và rất độc, ảnh hưởng đến sinh trưởng cho thực vật và thủy sản.

(a) Sự oxid hóa pyrite;

Khoáng pyrite chỉ ổn định dưới những điều kiện khử. Sự thoát thủy dẫn đến những điều kiện oxid hóa, khởi đầu sự oxid hóa của pyrite và sự sản sinh của độ acid. Sự oxid hóa của pyrite trong đất phèn xảy ra ở vài giai đoạn, bao gồm cả hai tiến trình hóa học và sinh học.

Sulfate nhôm mao dẫn lên mặt đất vào mùa khô trong vùng đất phèn ĐTM. Lê Phát Quới,2005
Sulfate nhôm mao dẫn lên mặt đất vào mùa khô trong vùng đất phèn ĐTM. Lê Phát Quới,2005
  • Khởi đầu, oxygen hòa tan sẽ phản ứng chậm với pyrite, mang lại ion Fe(II), và sulfate hoặc nguyên tố sulfur:


FeS2 + ½ O2 + 2H+ → Fe2+ + 2S + H2O

Sau đó, sự oxid hóa của sulfur do oxygen thì rất chậm , nhưng có thể được xúc tác bởi vi sinh vật tự dưỡng ở những giá trị pH gần trung tính:

S + 3/2 O2 + H2O → SO42- + 2H<sp>+

  • Sự acid hóa đầu tiên cũng có thễ gây ra do sự oxid hóa hóa học của monosulfide Fe vô định hình, mặc dù chỉ một lượng nhỏ của FeS hiện diện, ngay cả trong một tầng màu đen.

2FeS2 + 9/2O2 + (n+2) H2O → Fe2O3 . nH2O + 2SO42- + 4H+

  • Một khi pH của hệ thống oxid hóa gây ra pH nhỏ hơn 4 thì Fe3+ trở nên hòa tan một cách đáng kể và dẫn đến sự oxid hòa nhanh chóng.

Phản ứng của Fe(III) với sulfur thì cũng xảy ra nhanh chóng và phản ứng tổng quát của pyrite do bởi Fe(III) có thể đại diện như sau:

FeS2 + 14Fe3+ + 8 H2O → 15Fe2+ + 2SO42- + 16H+

  • Với sự hiện diện của oxygen, Fe(II) được sản sinh từ những phản ứng nầy sẽ bị oxid hóa để hình thành Fe(III). Ở những giá trị pH thấp hơn 3.5, sự oxid hóa hóa học là một tiến trình chậm. Nhưng ở pH thấp, vi khuẩn “Thiobacillus ferrooxidans” oxid hóa các dạng sulfur khử, cũng như Fe(II), do đó, để quay lại dạng Fe(III) trong hệ thống đất (Arkesteyn, 1980).

Fe2+ + ¼ O2 + H+ → Fe3+ + 1/2 H2O

Van Breemen (1976) đưa ra giả thuyết rằng oxygen phản ứng với Fe(II) hòa tan trước khi nó tiến gần đến pyrite, và Fe(III) đó là chất oxid hóa trực tiếp, như được trình bày trong biểu đồ dưới đây.

Mô hình oxid hóa pyrite trong đất phèn. Nguồn: Nico Van Breemen, 1976
Mô hình oxid hóa pyrite trong đất phèn. Nguồn: Nico Van Breemen, 1976

Mô hình oxid hóa pyrite trong đất phèn. Nguồn: Nico Van Breemen, 1976

(a) Trong suốt mùa khô, oxygen khuếch tán vào trong đất từ những tế khổng và ở những chỗ nứt. Những ions Fe2+ trong dung dịch bị oxid hóa thành những ions Fe3+ hoặc oxides Fe(III). Ở pH thấp, vài Fe3+ còn lại trong dung dịch, khuếch tán vào bề mặt của vùng pyrite và tại đây nó bị khử để thành Fe2+ giải phóng nhiều acid hơn.

b) Vài phản ứng oxid hóa của pyrite có thể tiếp tục dưới những điều kiện trầm thủy và acid, sử dụng sự dự trữ của oxides Fe(III). Trong những trường hợp nầy, những ions Fe2+ di cư ra khỏi đất vào trong hệ thống kênh mương hoặc vào trong vùng nước ngập trước khi bị oxid hóa.

Hầu hết độ acid sinh ra bởi sự oxid hóa của pyrite do bởi Fe(III) đều trải qua một sự oxid hóa tiếp theo của Fe(II) để quay trở lại Fe(III).

Phản ứng nầy biểu diễn kết quả chung với hydroxides Fe(III) như một sản phẩm cuối cùng. Kết quả 1 mole của pyrite khi bị oxid hóa sẽ phóng thích ra 4 moles của acid.

(b) Oxides Fe

Khi pH của đất vẫn còn duy trì trên 4, oxides và hydroxides Fe(III) kết tủa trực tiếp bởi sự oxid hóa của Fe(II) hòa tan. Tại đây, sự oxid hóa của pyrite được xảy ra, các oxides Fe(II) dạng keo thông thường xuất hiện trong nước ở kênh mương.

Geothite là oxide Fe được nhận dạng phổ biến nhất. Thỉnh thoảng nó có thể được chuyển sang heamatite một cách chậm chạp (thường ở những đất phèn cổ) (Hình )

2FeO.OH → Fe2O3 + H2O


(c) Jarosite

Biểu đồ Eh – pH của oxides Fe, jarosite và pyrite ở 25oC (Van Breemen, 1976)
Biểu đồ Eh – pH của oxides Fe, jarosite và pyrite ở 25oC (Van Breemen, 1976)

Những chất lắng tụ màu vàng rơm của Jarosite (KFe3(SO4)3(OH)6) kết tủa như những nét đặc trưng lấp đầy tế khổng (pore fillings) và các lớp áo (coatings) trên bề mặt của những nền đất dưới những điều oxid hóa mạnh, chua mãnh liệt: Eh lớn hơn 400 mV, pH nhỏ hơn 3.7. Jarosite có thể xuất hiện trong một dãy của dung dịch chất rắn với natrojarosite và hydronium jarosite. ở những nơi mà Na và H3O thay thế K, nhưng dạng K thì chiếm ưu thế nhất. Sự hình thành của jarosite (Hình ) từ khoáng pyrite có thể được biểu diễn bằng phản ứng sau:


Ở những giá trị pH cao, jarosite thì sau ổn định đối với geothite và cuối cùng nó bị thủy phân để hình thành oxide Fe.

KFe3(SO4)2(OH)6 → 3FeO.OH + K+ + 3H+ + 2SO42-

Ngoài đồng, những vành màu nâu nhìn thấy xung quanh khoáng jarosite màu vàng được lắng tụ trong vòng 10 – 20 năm thoát thủy, và trong những đất phèn cổ thì tầng có đốm jarosite, nằm kế cận một tầng đất chứa pyrite vẫn còn bị khử, được tiếp theo bởi một tầng với những đốm rõ ràng , hạt kết von, những ống và lớp áo của oxides Fe.

'(d) Sulfates';

Hầu hết sắt được huy động do bởi sự oxid hóa của pyrite còn lại trong phẩu diện đất, nhưng chỉ một lượng rất nhỏ sulfates thì được giữ lại, như là jarosite hoặc gypsum. Hầu hết sulfate hòa tan đều bị mất theo thoát thủy mặc dù một vài chất nầy khuếch tán xuống bên dưới tầng khử và rồi một lần nữa bị khử thành sulfide.

Gypsum được hình thành trong những đất phèn bởi sự trung hòa của độ chua do calcium carbonate:

CaCO3 + 2H+ + SO42- + H2O → CaSO4.2H2O + CO2

Gypsum xuất hiện như những hoa bột trên mặt nền đất và mặt mương. Những tinh thể lớn thường hiện diện trong đất phèn trải qua một mùa khô rõ ràng.

'(e) Sự thủy phân acid của những silicates và hoạt động của Al3+'

Môi trường acid mãnh liệt của đất phèn làm tăng sự phong hóa của khoáng silicates. Ngoài đồng, những giá trị pH của tầng đất phèn thì thường biến thiên từ 3.2 đến 3.8 (Dent, 1980). Tính đệm trong những điều kiện acid mạnh liệt nầy được quy cho sự thủy phân acid của sét alluminosilicates.

Hàm lượng cao của silica hòa tan và Al3+ là một đặc tính nổi bậc của đất và nước ngầm. Hoạt động của Al3+ hòa tan dường như bị liên quan trực tiếp tới pH; khi pH nâng lên, aluminium bị kết tủa như hydroxide hoặc sulfate kiềm (Van Breemen, 1973,1976), phóng thích acid hòa tan mà caid nầy có thể bị trực di từ hệ thống đất.

Al3+(aq) + 3H2O → Al(OH)3 + 3H+(aq)

(f) Tiến trình khử

Sự phân hũy chất hữu cơ sinh ra những electrons. Dưới điểu kiện thoáng khí, nguồn electron chủ yếu là oxygen. Trong hầu hết các loại đất, ngập lụt tiếp diễn trong vòng vài giờ hoặc vài ngày gây ra sự cạn kiệt oxygen hòa tan do hoạt động của những vi sinh vật háo khí. Ở đất bị ngập nước, sự phân hũy các chất hữu cơ được tiếp tục bởi các vi sinh vật yếm khí và chúng khử nitrate, manganese oxides, và cuối cùng là oxides Fe(III) và sulfate.

Sự khử hoá được kèm theo sự gia tăng nồng độ của CO2. HCO3-, Fe2+ và các caions trao đổi như Ca2+ được dời chỗ bởi Fe. Một cách có ý nghĩa, sự khử hóa làm giãm độ acid do tiêu thụ những ions hydrogen; thí dụ:

Fe(OH)3 + 2H<sp>+ + 1/4 CH2O → Fe2+ + 11/4 H2O + 1/4 CO2

Giá trị pH được nâng cao lên theo cùng với việc làm ngập nước làm giãm hoạt động của Al3+. Điều kiện nầy thuận lợi cho sự sinh trưởng của lúa, nhưng ở vài loại đất phèn thì làm ngập nước có thể dẫn đến nồng độ độc của sắt hòa tan.

Những nơi có mùa khô rõ ràng, độ acid phát sinh do bởi sự oxid hóa pyrite ở một chiều sâu nào đó trong đất di chuyển lên trên mặt đất và có thể sản xuất ra những kết bông của muối phèn: thídụ như NaAl(SO4)2, MgAl2(SO4)4, FeSO4, Al2(SO4)3.Sự hòa tan của các muối nầy do bởi làm ngập nước sẽ giải phóng độ acid. Do đó, sự khử hóa của đất sản xuất Fe2+ được cân bằng bởi sulphate.

Nhận dạng đất phèn hoạt động

Hình thái phẩu diện đất

Khi đất phèn tiềm tàng bị oxid hóa để trở thành đất phèn hoạt động thì hình thái đất bị biến đổi đầu tiên với sự hiện diện của tinh khoáng jarosite (KFe3(SO4)2(OH)6) màu vàng rơm (2.5Y8/6 - theo bảng so màu đất Munsell). Đây là khoáng có màu đặc trưng dùng để chẩn đoán tầng phèn (sulfuric) và là một trong những tiêu chuẩn đưọc dùng để phân loại đất phèn hoạt động. Thông thường, các khoáng nầy tập trung ở những khe nứt, ống rể thực vật bị phân hủy và có thể phân bố tập trung hoặc phân tán đều tùy theo điều kiện oxy xâm nhập vào trong đất. Ngoài ra, có thể có những khoáng hydroxide sắt (Fe(OH)3) màu nâu trong những tế khổng đất. Khi đất phèn hoạt động trải qua một thời gian khá dài, các khoáng geothite (FeO.OH) màu vàng hoặc nâu và khoáng heamatite (Fe2O3) màu đỏ hiện diện trong đất thông qua tiến trình thủy phân; phần lớn các khoáng nầy thường thì nằm bên trên các khoáng jarosite nhưng cũng có thể nhìn thấy chúng xuất hiện cùng với tầng sulfuric. Các khoáng geothite màu nâu – vàng đậm có thể tạo thành những hạt kết von nhỏ khá cứng nằm dọc theo ống rễ thực vật đã bị phân hủy.

Khoáng Jarosite (KFe3(SO4)2(OH)6) trong tầng sulfuric của đất phèn ở  ĐBSCL. Nguồn: Lê Phát Quới. 2004
Khoáng Jarosite (KFe3(SO4)2(OH)6) trong tầng sulfuric của đất phèn ở ĐBSCL. Nguồn: Lê Phát Quới. 2004

Khi đất đã bị oxid hóa thì nó bắt đầu phát triển, ngoại trừ bị ngập nước trở lại, là cùng lúc đất bắt đầu hình thành cấu trúc. Qua quan sát hình thái, cấu trúc yếu đã hình thành ở ngay tầng mặt và tầng phèn; sau khi phát triển một thời gian cùng với độ dầy tầng đất được thoáng khí thì cấu trúc cũng phát triển theo, và lúc nầy một cấu trúc trung bình có thể được quan sát ngay tại ngoài đồng. Qua nhiều phẩu diện đất phèn ở vùng châu thổ sông Mekong cho thấy phần lớn có cấu trúc lăng trụ (prismatic) hoặc cấu trúc khối (blocky structure). Tuy nhiên, ở tầng phèn thì các cấu trúc nầy thường bị phá vở do sự hình thành jarosite để hình thành những cấu tử đất có cấu trúc nhỏ. Đặc tính nầy nầy thường thấy ở những đất phèn hoạt động phát triển khá; người nông dân khó có thể đào để lấy những tản đất to như những loại đất khác.

Khoáng vật và tầng phèn

Như đã nêu ở các phần trước, khoáng vật luôn luôn hiện diện trong đất phèn hoạt động là khoáng jarosite, đây là sản phẩm của tiến trình oxid hóa từ vât5 liệu sinh phèn (pyrite). Một số hợp chất và tinh khoáng khác thường hiện diện trong đất phèn hoạt động như là hydroxide sắt (Fe(OH)3), geothite (FeO.OH), heamatite (Fe2O3), aluminium sulphate (Al2(SO4)3). Ngoài ra, tại một số vùng có thể có sự hiện diện của một ít gypsum (CaSO4.2H2O) nhưng không nhiều và không dễ dàng nhận ra sự hiện diện của chúng.

Mật độ và sự phân tán các tinh khoáng jarosite có thể tập trung hoặc phân tán dọc theo ống rể hoặc kẻ nứt trong đất. Với một độ dầy xuất hiện và mật độ của jarosite mà có thể hình thành tầng phèn trong đất.

pH đất và độc chất

Khi khoáng pyrite trong đất phèn tiềm tàng bị oxid hóa hoàn toàn để hình thành khoáng jarosite ở đất phèn hoạt động thì cứ 1 mole FeS2 khi bị oxid hóa sẽ sản sinh ra 4 mole ion H+. Do có sự gia tăng nồng độ H+ nhiều như thế nên có sự gia tăng độ chua trong đất. Môi trường đất lúc bấy giờ có pH khá thấp, thông thường pH  3.5. Tuy nhiên, ở một vài nơi có điều kiện rữa phèn khá tốt, có thể có giá trị pH cao hơn (pH  3.7 hoặc 3.9).

Trong môi trường đất có giá trị pH < 3.5, phần lớn các ions Fe3+ và Al3+ trong hợp chất hydroxide Fe và Al đều bị hòa tan và dễ dàng gây độc cho cây trồng lẫn nguồn thủy sản. Một khi giá trị pH được nâng lên khoảng bằng 4 thì sắt (Fe) bị cố định và độc chất quan trọng nhất trong môi trường nầy chủ yếu là do nhôm (Al) hòa tan. Có lẽ vì thế mà người nông dân lo ngại phèn lạnh (do Al) hơn là phèn nóng (do Fe) vì sử dụng nước và vôi để rữa phèn và nâng pH vượt qua khỏi giá trị 5 trong đất phèn hoạt động nặng là công việc không dễ dàng trong một khoảng thời gian ngắn.

Các độc chất trong đất phèn hoạt động chủ yếu là hợp chất chứa sắt (Fe), nhôm (Al) và sulphate (SO42-). Tuy nhiên, không phải bất cứ lúc nào tất cả các hợp chất nầy đều gây độc cho thực vật và thủy sinh vật trên vùng đất phèn mà nó tùy thuộc vào môi trường đất vốn thay đổi theo mùa hoặc do bởi những yếu tố tác động khác

[sửa] Tham khảo

  • Bennema J. and Camargo M.N. 1979. Some remarks on Brazilian Latosols in relation to the Oxisols. In: Proceedings of the Second International Soil Classification Workshop. Part I.
  • Beinroth F.H. and Paramanthan S. (eds.) Malaysia, 28 August to 1 September 1978. Soil Survey Division, Land Development Department, Bangkok. pp. 233-261.
  • Driessen, P.M. and R. Dudal, 1991. The major soils of the world. Lecture notes on their geography, formation, properties and use. Wageningen University, The Netherlands and Katholieke Universiteit Leuven, Belgium. 310 pp.
  • Falkengren-Grerup, U. and Bergkvist, B.: 1995, ‘Effects of acidifying air pollutants on soil/soil solution chemistry of forest ecosystems’, Ann. Chim. 85, 317–327.
  • Lê Phát Quới, 2005. Giáo trình tài nguyên đất. Khoa Môi Trường, Đại Học Bách Khoa, Tp.HCM
  • Lê Phát Quới, 2004. Basic of soil morphology in pedogenesis in the Plain of Reeds. Dotor thesis. The UAF.
  • Mohr, E.C.J., F.A. van Baren and J. van Schuylenborgh, 1972. Tropical soils. A comprehensive study of their genesis. 3rd Edition. Mouton, The Hague. 481 pp.
  • Moorman, F. R. and L. J. Pons, 1974. Characteristics of Mangrove soils in relation to their agricultural land use and potential. Proc. Int. Symp. on Biol. and Man. of mangro¬ves. Vol. II, p. 529-547.
  • Morman, F. R., 1961. The soils of the Republic of Vietnam, Min. of Agric. Saigon.
  • Nordstrom, D.K. (1982): Aqueous pyrite oxidation and the consequent formation of secondary iron minerals. In Acid Sulfate Weathering (J.A. Kittrick, D.S. Fanning, L.R.
Ngôn ngữ khác