1. Quá trình phong hóa
Phong hóa là sự biến đổi trạng thái vật lý và hóa học của đá mẹ và khoáng của chúng dưới tác động của những yếu tố bên ngoài (nhiệt độ, nước, hoạt động của vi sinh vật, ...) xẩy ra ở tầng trên cùng của vỏ quả đất.
Dựa vào đặc trưng của các yếu tố tác động người ta chia ra: phong hóa lý học (cơ học), phong hóa hóa học, và phong hóa sinh học.
1.1. Phong hóa lý học: Là quá trình làm vỡ vụn đá mẹ và khoáng một cách cơ học, không có sự biến đổi về thành phần hóa học của chúng. Nguyên nhân do sự thay đổi nhiệt độ, sự thay đổi áp suất (mao quản), sự đóng băng của nước trong kẽ nứt, sự kết tinh của muối, ... Qua phong hóa vật lý, thành phần hóa học của đá chưa thay đổi, nhưng đá đã hình thành một đặc tính mới là khả năng thấm nước và không khí tạo điều kiện cho phong hóa hóa học có thể phá hủy đá triệt để hơn.
1.2. Phong hóa hóa học: Là quá trình phá hủy đá và khoáng chất do tác động hóa học của nước và dung dịch nước, hình thành các khoáng mới và hợp chất mới. Các yếu tố quan trọng nhất của quá trình này là nước, CO2 và ôxy. Kết quả của sự phong hóa hóa học là trạng thái vật lý của đá mẹ bị thay đổi và mạng lưới tinh thể của khoáng bị phá hủy, hình thành các khoáng thứ sinh mới, có độ dính, chứa ẩm, khả năng hấp thu và các tính chất khác.
1.3. Phong hóa sinh học: Là quá trình biến đổi cơ học và hóa học các loại khoáng chất và đá dưới tác động của vi sinh vật và sản phẩm hoạt động của chúng. Bằng chất thải của chúng, động vật và thực vật góp phần phá vỡ các đá mẹ về mặt cơ học và làm thay đổi chúng.
Trong điều kiện nhiệt đới ẩm nói chung quá trình phong hóa hóa học xảy ra mạnh mẽ, song những đá mẹ tạo đất có thành phần khoáng vật và hóa học khác nhau có cường độ phong hóa khác nhau:
- Những đá mẹ chứa nhiều khoáng vật bền vững thì phong hóa yếu như đá granit chứa nhiều thạch anh và những khoáng bền khác khi phong hóa tạo nên tầng đất mỏng. Những vùng này sản xuất nông nghiệp gặp trở ngại.
- Những đá mẹ có thành phần khoáng vật và thành phần hóa học dễ bị phong hóa thì phong hóa nhanh và tầng đất dày như đất phát triển trên đá bazan, đá phiến, rất thuận lợi cho phát triển nông nghiệp.
Sản phẩm phong hóa tạo cho đất nhiệt đới ẩm VN trong điều kiện mưa nhiều có các chất kiềm và kiềm thổ bị rửa trôi, làm cho sắt và nhôm tăng lên một cách tương đối. Khoáng sét trong đất nhóm kaolinit chiếm ưu thế, nhiều ôxyt sắt nhôm, nên dung tích hấp thu của đất thấp.
2. Quá trình mùn hóa:
Quá trình mùn hóa là quá trình chuyển hóa tàn tích hữu cơ thành mùn ở trong đất nhờ sự tham gia của vi sinh vật, động vật, ôxy của không khí và nước. Vai trò của mùn trong quá trình hình thành đất và dinh dưỡng cho cây trồng thể hiện ở độ phì đất như sau: xúc tiến phong hóa sinh học đối với khoáng; hình thành phẫu diện đất; điều hòa chế độ nước, nhiệt, không khí của đất; phát triển độ phì đất (giữ ẩm, giữ màu cho đất, tăng dung tích hấp thu, giữ cấu trúc đất,...); cung cấp chất dinh dưỡng cho vi sinh vật, cho cây.
Vai trò chất hữu cơ rất quan trọng trong quá trình hình thành đất. Quá trình canh tác bất hợp lý đã làm giảm hàm lượng mùn trong đất. Suy thoái đất trước hết là suy thoái hữu cơ trong đất, cần thiết phải luôn bổ sung hữu cơ cho đất bằng cách bón phân hóa học, tạo nguồn phân xanh tại chỗ và trả phụ phẩm cây trồng đặc biệt là cây họ đậu. Hàng vụ, cây lạc trồng thuần trên đồi có thể để lại một lượng tàn dư hữu cơ khô khoảng 2 - 3 tấn/ha, trong khi sắn để lại lượng tàn dư dưới 1 tấn/ha.
Hiện nay, đất đồi núi đang canh tác thường có hàm lượng chất hữu cơ khoảng 1,5 % đến 2 %, riêng đất bazan có thể 3 % song đều xếp vào loại nghèo hữu cơ vì đó là hữu cơ không hoạt động. Canh tác nương rẫy thường làm giảm nhanh hàm lượng hữu cơ trong đất, vì thế sau vài vụ canh tác phải bỏ hóa để phục hồi độ phì đất bằng thảm cỏ tự nhiên. Thực chất biện pháp này trước hết là phục hồi chất hữu cơ trong đất, do vậy hướng tích cực nhất là tìm cây mọc nhanh để tăng sinh khối hữu cơ trong thời gian đất nghỉ.
3. Quá trình bồi tụ hình thành đất đồng bằng và đất bằng ở miền núi:
Quá trình bồi tụ hình thành đất phù sa có thành phần khoáng vật, tính chất lý, hóa, sinh học rất khác nhau do các mẫu chất khác nhau của các dòng sông suối mang tới. Do đặc điểm cấu tạo địa chất và địa hình, những nhóm đất bồi tụ hình thành về phía biển, bồi tụ từ sản phẩm phong hóa của các khối núi, đồi, do tác động của sông và biển.
Diện tích rộng nhất là phù sa sông Hồng và sông Cửu Long. Phù sa sông Hồng chứa tỷ lệ thịt và sét hợp lý nên hình thành đất thịt nhẹ, rất phù hợp với nhiều loại cây trồng. Ở những nơi địa hình cao, đất có thành phần cơ giới nhẹ hơn; nơi thấp có thành phần cơ giới nặng hơn. Trầm tích sông Hồng vốn có độ phì nhiêu tự nhiên cao, có phản ứng trung tính, độ no bazơ cao. Phù sa sông Hồng điển hình có hàm lượng kim loại kiềm và kiềm thổ cao.
Trầm tích trung tính ở đồng bằng sông Cửu Long tập trung ở ven sông Tiền, sông Hậu, với đặc trưng chủ yếu là đa số có thành phần cơ giới nặng, hàm lượng hữu cơ, đạm, lân tổng số trung bình. Đất có độ phì nhiêu tự nhiên cao do được bồi hàng năm. Do những tác động kiến tạo, quy luật bồi đắp phù sa, môi trường đầm mặn lợ, nên đất phù sa đồng bằng sông Cửu Long ở giữa có xen kẽ đất phèn và bao quanh bởi đất mặn, đất phèn tiềm tàng, gọi là phù sa sông biển.
Tính chất đất của phù sa các sông khác rất thay đổi tùy theo bản chất phù sa các dòng sông mang lại. Ở đồng bằng ven biển miền Trung thường có sự phân cách bởi các hệ thống các sông ngắn hình thành các bồn lưu vực riêng.
Quá trình bồi tụ hình thành đất bằng ở miền núi có thể tạo thành đất dốc tụ thung lũng, có thể là sản phẩm phù sa ven suối. Khá nhiều vùng đất bằng lớn tập trung ở Tây Nguyên như Đạ Tẻ, Easoup, Krong Ana, Ajunpa, ĐakBla. Ở Trung du miền núi Bắc Bộ có 4 cánh đồng lớn: Điện Biên, Văn Chấn, Phù Yên, Than Uyên. Đó là những cánh đồng rất quan trọng trong sản xuất lương thực ở miền núi.
Sau khi bồi tụ hình thành các đồng bằng, đất phù sa còn chịu sự ảnh hưởng rất lớn của quá trình địa đới.
4. Quá trình glây hóa:
Quá trình glây hóa phát sinh ở đất quá ẩm thường xuyên hay từng thời kỳ (ruộng lúa nước, đất thụt, lầy, v.v...), nơi có mực nước ngầm gần mặt đất.
Đất glây là đất có tầng glây xuất hiện ở độ sâu 0 - 50 cm, có màu sắc đặc biệt: xanh, xám xanh hay xanh nhạt do màu của những chất tạo nên bởi Fe++ kết hợp với silíc, nhôm, v.v... và có những vệt rỉ sắt thường thấy theo đường rễ cây. Đất glây thường bị mất cấu trúc, chứa nhiều chất độc ảnh hưởng xấu đến sinh trưởng phát triển của các loại cây. Nhóm đất này phân bố tập trung ở các vùng trũng đồng bằng sông Hồng, Bắc Trung Bộ, rải rác ở Tây Nguyên, Duyên hải Nam Trung Bộ và Nam Bộ.
5. Quá trình mặn hóa:
Ở VN, đất mặn phát sinh do bị ngập nước mặn ven biển, nước mạch mặn ngấm lên mặt đất hay do mẫu chất mặn nội địa trong điều kiện khí hậu bán khô hạn (đất mặn kiềm ở Ninh Thuận, chỉ một diện tích nhỏ, tên địa phương gọi là "cà giang muối", "cà giang dầu"). Đất mặn chia ra các loại: mặn kiềm; mặn sú, vẹt, đước (mặn Mangrove); mặn nhiều; mặn trung bình và mặn ít.
Đất mặn ven biển VN do muối NaCl thường có tổng số muối tan (TSMT) biến động từ 0,25 % đến 1 %. Đất mặn chứa hàng loạt muối của kim loại kiềm với các gốc Cl-, SO4--, HCO3-, CO3--, song muối gốc HCO3- và CO3-- không đáng kể, chỉ có trong đất mặn sú, vẹt với hàm lượng HCO3- khoảng 0,1 - 0,2 %. Đất mặn sú, vẹt, đước có phản ứng trung tính đến kiềm, giàu kali và lân. Đất mặn trung bình và ít thường có hàm lượng mùn, đạm trung bình, lân trung bình đến nghèo. Theo kết quả nghiên cứu của nhiều tác giả chỉ số phân cấp độ mặn là TSMT, Cl- và EC, còn SO4-- và CO3-- không có ảnh hưởng. Đất mặn nhiều có TSMT > 1 %, Cl- > 0,25 % và EC > 10 dS/m (mmhos/cm).
Trong điều kiện nhiệt đới ẩm gió mùa với hai mùa mưa và khô rõ rệt, về mùa mưa tầng mặt 0 - 50 cm hầu hết muối bị rửa trôi, về mùa khô muối theo mao quản bốc lên tầng mặt. Ở ven biển về mùa khô do mức nước bị cạn, nếu không có công trình ngăn mặn hợp lý, nước biển tràn theo sông xâm nhập vào đất liền nhất là lúc thủy triều lên. Về mùa mưa bão, nước biển có thể tràn vào đất liền làm đất nhiễm mặn. Quản lý nước của các công trình thủy lợi ngăn mặn và quản lý nước mặt ruộng có ý nghĩa quyết định đối với việc kiểm soát muối trong đất mặn. Nhóm đất mặn VN phân bố ven biển từ Bắc chí Nam, trừ một số vùng phèn tiềm tàng mặn ở các tỉnh như: Quảng Ninh, Hải Phòng, Thái Bình, Bà Rịa - Vũng Tàu, Bạc Liêu, Cà Mau ...
6. Quá trình phèn hóa:
Đất phèn được hình thành và phát triển ở vùng địa mạo đầm lầy rừng ngập mặn, cửa sông hình phễu, do sản phẩm bồi tụ phù sa với vật liệu sinh phèn (xác sinh vật chứa lưu huỳnh: Pyrite). Nồng độ pyrite bị hạn chế bởi tính hữu hiệu của chất hữu cơ, sunphat, Fe và ôxy.
Trầm tích đầm lầy - biển giàu lưu huỳnh cộng với xác các động thực vật, đặc biệt là thảm thực vật rừng ngập mặn, phổ biến là các họ Rhizophora và Avicenia chứa nhiều lưu huỳnh. Trong điều kiện thiếu ôxy, lưu huỳnh ở dạng SO42- bị biến đổi thành S2- (pyrite - FeS2). FeS2 gặp điều kiện ôxy hóa sẽ chuyển thành sunfat sắt và axit sunfuric làm đất trở nên chua. Sunfat sắt bị ôxy hóa thành hydroxit sắt, sau đó hydroxit sắt bị biến đổi thành jarosite.
Quá trình hình thành phèn có thể tóm tắt như sau:
Fe2O3 + 4SO42- + 8CH2O +1/2O2 ==> 2FeS2 + 8HCO3- + 4 H2O
FeS2 + H2O + 7/2O2 ==> Fe2+ + 2SO42- + 2H+
Fe2+ + 15H2O + 2O2 ==> 6Fe(OH)3 + 12H2O
3Fe(OH)3 + K+ + 2SO42- + 3H+ ==> KFe3(SO4)2(OH)6 + 3H2O
(jarosite)
Các quá trình trên xảy ra có sự tham gia của các vi khuẩn khử sunphat và vi khuẩn Thiobacillus Ferrooxydans.
Theo thời gian, do quá trình trầm tích phù sa, cốt đất ngập mặn phèn tiềm tàng dưới rừng sú, vẹt, đước mỗi ngày một cao dần, ảnh hưởng ngập nước triều ngày một giảm đi, đất mặn phèn tiềm tàng dần dần thoát khỏi ảnh hưởng của nước triều. Quá trình khử ôxy trong đất ngày càng yếu đi, và quá trình ôxy hóa trong đất ngày càng mạnh thêm, đất ngập mặn phèn tiềm tàng chuyển thành đất phèn hoạt động.
Đất phèn được xác định bởi sự có mặt trong phẫu diện đất hai loại tầng chẩn đoán chính là tầng sinh phèn và tầng phèn. Đất chỉ có tầng sinh phèn gọi là đất phèn tiềm tàng. Đất có tầng phèn (đôi khi có cả tầng sinh phèn) gọi là đất phèn hoạt động (đất phèn hiện tại).
Tầng sinh phèn là tầng tích lũy vật liệu chứa phèn là tầng sét hoặc hữu cơ ngập nước, thường ở trạng thái yếm khí có chứa SO32- trên 1,7% (tương đương với 0,75% lưu huỳnh) khi ôxy hóa cho pH nhỏ hơn hoặc bằng 3,5. Sự chênh lệch độ chua (pH) hình thành khi ôxy hóa tầng sinh phèn thường đạt trên 2,5 đơn vị. Tầng phèn là một dạng tầng B xuất hiện trong quá trình hình thành và phát triển từ đất phèn tiềm tàng, tập trung chủ yếu là khoáng Jarosite dưới dạng đốm, vết vàng rơm (có màu Munsell là 2,5Y), có pH thường dưới 3,5. Tầng phèn thường vẫn gọi là tầng Jarosite, là tầng chỉ thị của đất phèn hoạt động.
Đất phèn hoạt động có phản ứng chua mạnh (pH nước khoảng 3 - 4), độ mặn của đất rất thấp, rừng tràm xuất hiện thay thế rừng ngập mặn. Đặc trưng cơ bản của đất phèn phụ thuộc chủ yếu vào hàm lượng S tổng số trong đất. Khi hàm lượng SO3-- bằng 1,75 %, đất rất chua (pH nước = 2,91) các cation Fe2+ và Fe3+ tăng cao (236 - 379 mg/100g đất) rất độc đối với cây trồng. Với cùng hàm lượng tổng số lưu huỳnh thì đất phèn hoạt động giàu Al3+ hơn đất phèn tiềm tàng. Al3+ di động là yếu tố tạo nên độ chua trao đổi. Khi pH > 5,5 hàm lượng Al3+ giảm đột ngột (< 1 mg/100 g đất).
Đất phèn khá giàu hữu cơ, nên thường có hàm lượng N tổng số cao, nhưng hàm lượng lân rất thấp. Nhóm đất phèn hoạt động chỉ có khoảng 0,02-0,04% lân tổng số, vùng phèn mặn chứa 0,04-0,05%, vùng phèn tiềm tàng ven biển lân tổng số đạt 0,08-0,12%.
Đất phèn tập trung nhiều nhất ở đồng bằng sông Cửu Long, cũng là vùng đất phèn đáng kể trên Thế giới. Ở đây hình thành các vùng đất phèn có những đặc thù riêng như: đất phèn vùng Đồng Tháp Mười, Tứ giác Long Xuyên, Bán đảo Cà Mau. Ở các tỉnh miền Bắc trước đây thường gọi là đất chua mặn như ở Hải Phòng, Thái Bình ...
7. Quá trình Feralít:
Trong thổ nhưỡng học nhiệt đới thường có 2 loại quá trình tích lũy Fe, Al:
- Quá trình tích lũy tương đối Fe, Al hay quá trình Feralít;
- Quá trình tích lũy tuyệt đối Fe, Al hay quá trình hình thành đá ong.
7.1. Quá trình tích lũy tương đối Fe, Al :
Quá trình tích lũy tương đối Fe, Al còn gọi là quá trình Feralít. Quá trình Feralít là một quá trình phức tạp. Đầu tiên các đá và khoáng, nhất là khoáng silicat, phong hóa mạnh thành các khoáng thứ sinh như sét. Một phần sét lại có thể tiếp tục bị phá hủy, cho ra các ôxyt Fe, Al, Si đơn giản. Đồng thời với sự phá hủy, các chất bazơ và một phần SiO2 cũng bị rửa trôi và dẫn tới tích lũy Fe(OH)3, Al(OH)3. Vì lẽ đó người ta thường dùng tỷ lệ phân tử SiO2/Al2O3, SiO2/Fe2O3 và SiO2/R2O3 để đánh giá quá trình Feralit.
Trị số này càng thấp thì quá trình Feralit càng mạnh. Quá trình này tạo thành đất Feralít, theo V.M. Fritland (1964) có những tính chất quan trọng như sau:
- Hàm lượng khoáng nguyên sinh rất thấp, trừ thạch anh và một số khoáng vật bền khác.
- Giàu hydrôxýt Fe, Al, Mn, Ti. Tỷ lệ SiO2/R2O3 và SiO2/Al2O3 của cấp hạt sét trong đất thấp, thường là SiO2/Al2O3 nhỏ hơn hoặc bằng 2. Trong nhiều trường hợp chứa Al di động, Kaolinít chiếm ưu thế trong cấp hạt sét và có số lượng nhiều hydroxyt Fe, Al và Ti.
- Phần khoáng sét có dung tích hấp thu thấp.
- Hạt kết tương đối bền.
- Trong thành phần mùn axít funvíc trội hơn axít humic, chỉ số H/F < 1.
Ảnh hưởng của một số yếu tố ngoại cảnh tới cường độ quá trình Feralít:
- Ảnh hưởng của độ cao tuyệt đối so với mực nước biển tới quá trình Feralít: Do khí hậu biến đổi theo độ cao, nên càng lên cao quá trình Feralít điển hình cho đất nhiệt đới ẩm càng yếu đi và quá trình hình thành đất càng giống vùng cận nhiệt đới và ôn đới.
- Ảnh hưởng của đá mẹ và địa hình tới quá trình Feralít: Quá trình Feralít là quá trình rửa trôi các chất ba zơ và một phần silíc dẫn tới sự tích lũy Fe, Al. Những yếu tố thuận lợi cho quá trình rửa trôi như địa hình dốc, dễ thoát nước sẽ đẩy mạnh quá trình Feralít. Tuy nhiên ở vùng đồi núi cũng có nơi địa hình trũng, các chất bazơ được tích tụ ở đó sẽ cản trở sự tích lũy tương đối Fe, Al.
Mặt khác, khi xét đến quá trình Feralít phải xét đến mối quan hệ tương đối về mặt số lượng các chất bazơ, silíc với Fe, Al. Do đó, số lượng ban đầu các chất này có trong đá nhất định có một ảnh hưởng lớn. Ta thường gặp các trường hợp sau đây :
+ Đá rất giàu Ca (đá vôi):
- Địa hình dốc, dễ thoát nước, đá mẹ cứng thì quá trình Feralít mạnh.
- Địa hình dốc, dễ thoát nước nhưng thực vật mọc tốt, đá mẹ vụn bở dễ giải phóng
Ca, nên đất ít chua hoặc trung tính, quá trình Feralít yếu.
- Địa hình trũng, khó thoát nước, đất có màu đen, tích lũy Ca, quá trình Feralít
yếu hoặc không xẩy ra.
+ Đá rất giàu silíc, rất nghèo Ca, Mg (đá cát kết, đá macma, siêu axít và axít):
- Địa hình dốc, thoát nước dễ, quá trình Feralít mạnh.
- Địa hình trũng, khó thoát nước, quá trình Feralít yếu.
+ Đá mẹ tương đối nghèo silíc, tương đối giàu Ca, Mg, Fe, Al (Bazơ, Spilít):
- Địa hình dốc, thoát nước dễ, đá bọt, vụn bở, thì quá trình Feralít yếu.
- Địa hình trũng, khó thoát nước, quá trình Feralít yếu hoặc không xẩy ra.
+ Đá mẹ tương đối nghèo silíc, rất nghèo Al, tương đối giàu Mg, Fe (đá macma siêu bazơ như sécpentinít):
- Địa hình dốc thoát nước dễ, đất tích lũy Fe
- Địa hình trũng, khó thoát nước, đất đen tích lũy nhiều Mg, cation kiềm, quá trình Feralít yếu hoặc không xẩy ra.
7.2. Quá trình tích lũy tuyệt đối Fe, Al hay quá trình hình thành đá ong:
Fe, Al có nguồn gốc từ trong bản thân đất và từ nhiều nơi khác được di chuyển đến rồi tích lũy lại trong đất. Do kết quả đó đã hình thành nên các loại đá ong và kết von.
a- Các loại kết von: Theo hình dạng và nguyên nhân thường thấy các dạng sau: kết von tròn, kết von hình ống, kết von các dạng khác, kết von giả.
Kết von tròn thường có một nhân ở giữa. Sắt làm thành những vòng tròn đồng tâm bao quanh nhân. Kết von tròn hình thành do sắt kết tủa từ dung dịch đất, ít liên quan đến nước ngầm như đá ong. Về mặt thành phần thì trong các đất chua , kết von chủ yếu cấu tạo bằng Fe. Trong các đất ít chua như phù sa, đất đá vôi chúng được cấu tạo bởi Fe và Mn nên hơi mềm và có màu đen, nâu đen.
Kết von ống có hình ống rỗng giữa hay gặp ở đất cát biển, đất phù sa cũ chua như vùng Gia Lộc (Hải Dương). Kết von ống được hình thành do đất ngưng tụ quanh các thân cành cây nhỏ chôn vùi dưới đất. Nhiều khi còn gặp cả di tích cành cây mục nát ở bên trong kết von ống.
Kết von giả chỉ các mảnh đá mẹ được sắt bao bọc chung quanh. Loại này gặp rất nhiều trong các đất Feralit ở vùng trung du.
Ngoài 3 dạng trên, kết von còn có thể có nhiều hình dạng khác.
b- Các loại đá ong: Xét về hình dạng có thể chia ra 3 loại đá ong: đá ong tổ ong, đá ong hạt đậu và đá ong phiến.
Thành phần đá ong chủ yếu là các loại ô-xít và hydroxyt Fe. Trong mùa mưa, do nhiệt độ cao, trong môi trường chua các chất Fe bị hoà tan trong nước dưới dạng ôxít Fe hóa trị 2 rồi trôi xuống tích lũy lại ở nước ngầm. Về mùa khô, nước ngầm theo mao quản dẫn lên gần mặt đất bị ôxy hóa biến thành ôxít Fe hóa trị 3 kết tủa lại. Các vệt ôxít Fe này làm cho đất có màu loang lổ đỏ vàng, điển hình ở đất xám bạc màu. Các vệt này ngày một lớn lên và nhiều thêm, nối liền với nhau làm thành một màng lưới dày đặc bao bọc ở giữa nhiều ổ Kaolinit hoặc các chất khác.
Khi đang ở trong đất đá ong còn mềm, khi trơ ra ngoài mặt đất các vệt ôxít Fe bị ôxy hóa thêm, bị khử nước rồi tiếp tục cứng rắn lại. Các ổ kaolinit bị ăn mòn đi để lại những lỗ như tổ ong, nên có tên gọi là đá ong.
Đá ong tổ ong thường thấy ở các vùng thềm đồi thấp giáp giới đồng bằng các tỉnh Hà Tây, Bắc Giang, Vĩnh Phúc... Đồi càng trơ trụi thì đá ong càng nhiều do nước ngầm bốc hơi mạnh. Ở vùng núi, đất dốc hơn ít thấy có đá ong. Vùng cao nguyên tuy địa hình cao nhưng nơi tương đối bằng cũng có thể hình thành đá ong.
Đá ong hạt đậu gồm nhiều hạt kết von Fe, Mn, Al hình tròn nhỏ như hạt đậu gắn chặt với nhau. Đá ong hạt đậu thường được hình thành ở các vùng núi đá vôi hoặc đá khác có mạch nước ngầm chứa vôi. Sắt từ các đồi núi xung quanh trôi xuống nơi thấp gặp môi trường trung tính hay kiềm sẽ kết tủa lại thành các hạt kết von tròn rồi lâu ngày gắn kết lại tạo thành đá ong hạt đậu.
Đá ong dạng phiến gồm nhiều lớp sắt chồng chất lên nhau. Thường ít gặp vì chưa được chú ý nghiên cứu.
Tóm lại, vùng núi thấp, vùng đồi và cao nguyên thường hình thành kết von và đá ong trong điều kiện khí hậu có mùa mưa và mùa khô rõ rệt. Kết von chùm hình thành nhiều nhất ở vùng chân đồi. Thành phần chính của kết von là ôxít sắt, silic, nhôm.
Đất bị kết von và đá ong có tầng đất mặt mỏng do bị xói mòn và rửa trôi mạnh, nghèo dinh dưỡng, lân bị cố định, khô hạn, vi sinh vật hoạt động kém, cây trồng sinh trưởng phát triển kém. Ảnh hưởng của kết von và đá ong tới cây trồng còn tùy thuộc vào độ sâu và độ dày của tầng kết von.
Biện pháp chủ yếu để ngăn chặn không cho đá ong tích tụ ở tầng mặt là tìm biện pháp khống chế sự bốc hơi của nước ngầm bằng cách che phủ đất trong mùa khô. Trong thực tế nơi còn rừng che phủ ít có hiện tượng hình thành đá ong hơn là ở vùng đồi trọc.
8. Quá trình Alít:
Quá trình Alít thường thấy ở độ cao từ 1.700-1.800 m trở lên của miền núi phía Bắc, nơi có độ ẩm cao và mặt đất ít xẩy ra hiện tượng xói mòn rửa trôi. Đặc trưng của quá trình alít là mức độ phong hóa sâu trong trường hợp còn giữ nguyên được vị trí sắp xếp và kiến trúc của đá mẹ ban đầu, chỉ thấy rõ ở những nơi đá mẹ axít.
Quá trình alít thường phụ thuộc nhiều vào những điều kiện khí hậu-sinh vật nhất định. Ở miền Bắc VN quá trình này chịu sự chi phối theo đới cao nhất định. Các kết quả nghiên cứu cho rằng kaolinit và gipxít là 2 thành phần khoáng sét chủ yếu. Quá trình alít là điển hình của đới rừng mây mù. Trong vỏ phong hóa alít có hàm lượng sắt thấp là do thường xuyên có độ ẩm cao vì lượng mưa lớn (2.500-3.000 mm/năm), lượng bốc hơi thấp (300-500 mm/năm) và do trong đất có hàm lượng hữu cơ cao, nên sắt trở thành di động. Theo Fritland V.M. thì các loại vỏ phong hóa chứa nhiều ôxít nhôm tự do phát sinh trong điều kiện ẩm ướt thường xuyên, còn vỏ phong hóa chứa nhiều ôxít sắt tự do chịu ảnh hưởng trực tiếp các điều kiện ẩm ướt theo mùa.
9. Quá trình tích tụ sialít:
Quá trình sialít xẩy ra ở vùng đất trẻ nhất ở miền Bắc VN như các vùng châu thổ và bãi bồi thấp ven biển mới hình thành vào kỉ Đệ tứ thượng và cũng đang tiếp tục hình thành. Chúng gồm chủ yếu là những lớp trầm tích sa bồi, kế đó là các loại đá mẹ ven biển, và sau cùng là trầm tích lũ tích và sườn tích, ở những nơi mạch nước ngầm phân bố không sâu lắm (khoảng 1 m).
Vỏ phong hóa sialít có thể chia thành 2 nhóm: nhóm không bị nhiễm mặn và nhóm bị nhiễm mặn.
9.1. Quá trình tích tụ sialít không bị nhiễm mặn :
Quá trình này xẩy ra tại các vùng đất phù sa của các con sông. Những đặc điểm khác nhau của các loại đá mẹ cấu tạo nên các vùng đất phù sa trù phú của các con sông tạo thành những vỏ phong hóa tích tụ sialit là nguyên nhân sinh ra đặc điểm khác nhau về thành phần khoáng vật, tính chất hóa học và lý học của chúng.
Ở miền Bắc, có diện tích lớn nhất là trầm tích sông Hồng, có thành phần cơ giới rất khác nhau (từ cát đến sét tùy điều kiện hình thành). Ở những nơi có địa hình cao như những dãy bờ biển cổ, thành phần cơ giới nhẹ hơn, còn tại những chỗ đất thấp thì nặng do có tỷ lệ sét cao. Điển hình về tính chất phù sa là hàm lượng kiềm và kiềm thổ cao. Song trong đất phù sa nhiều tuổi hơn của sông Hồng có hàm lượng kiềm thổ thấp là do biotit bị phong hóa và các bazơ trong đó bị rửa trôi, và canxít bị phân hủy.
Những biến đổi về khoáng vật hóa học đang diễn ra trong các lớp trầm tích của châu thổ Bắc Bộ tùy theo tuổi mà phản ảnh rõ về mặt hình thái và tính chất vật lý của chúng. Các lớp trầm tích này đã mất đi màu đỏ (do bị glây hóa, các màng sắt bị hòa tan, các loại mica màu cũng bị phá hủy) nên đã biến thành nâu, xám, vì cấu trúc điển hình của nó dần dần bị mất đi. Ở nơi có địa hình thấp trũng các quá trình này diễn ra rất nhanh.
9.2. Quá trình tích tụ sialít bị nhiễm mặn:
Quá trình này xẩy ra ở những vùng ven biển chịu ảnh hưởng trực tiếp của nước biển. Nước mạch bị nhiễm mặn, có chứa từ 1-5 có khi đến 30 g muối trong một lít. Trong điều kiện khí hậu ẩm của miền Bắc VN khả năng bị mặn của vỏ phong hóa chỉ xẩy ra trong trường hợp ảnh hưởng thường xuyên của nước biển.
10. Quá trình thục hóa và thoái hóa đất:
10.1. Quá trình thục hóa đất:
Đất là một thực thể sống hình thành trong nhiều thiên niên kỷ. Trong quá trình đó đã diễn ra sự phong hóa đá mẹ, trao đổi chất, hoạt động phân giải và tổng hợp của vi sinh vật... mới có thể tích tụ được mùn và dinh dưỡng đạt đến sự chuyển hóa về chất làm cho đá biến thành đất. Đất có cấu trúc vật lý nhất định với các tầng, các lớp xếp đặt chặt chẽ với tỷ lệ các hợp phần đã được điều hòa suốt quá trình tiến hóa. Phẫu diện đất phản ánh lịch sử hình thành đất. Nhờ sự hài hòa các hợp phần (thể rắn, thể lỏng và thể khí) làm cho đất có độ phì nhiêu. Chính nhờ thuộc tính này mà đất có sức sản xuất thực vật.
Trong quá trình canh tác luôn diễn ra hai quá trình thục hóa và thoái hóa đất xét về mặt độ phì nhiêu, hay tăng sức sản xuất hoặc giảm sức sản xuất của đất xét về mặt sử dụng. Sự thục hóa làm cho những tính chất đất tự nhiên vốn dĩ không thích hợp với cây trồng được cải thiện, đất tơi xốp hơn, bớt chua, giảm độc tố, tăng khả năng hấp thu trao đổi, cung ứng đủ dinh dưỡng dễ tiêu cho cây.
Đất được thục hóa qua tác động định hướng của con người có độ phì nhiêu thực tế (hay còn gọi là độ phì nhiêu hữu hiệu) cao, trong khi độ phì nhiêu tự nhiên (độ phì nhiêu tiềm năng) chưa hẳn đã cao. Một ví dụ, đất bạc màu vùng Vĩnh Phúc tuy không có độ phì nhiêu tiềm năng cao, tổng dự trữ dinh dưỡng thấp, nhưng nhờ sự đầu tư công sức và vật tư đúng hướng vẫn cho tổng sản phẩm và giá trị trên đơn vị diện tích không kém so với đất phù sa sông Hồng. Đất đỏ bazan có độ phì nhiêu tự nhiên cao, nhưng cũng có nhược điểm lớn là rất nghèo kali, lân dễ tiêu và lưu huỳnh.
10.2. Quá trình thoái hóa đất:
Ngược lại với quá trình thục hóa là quá trình thoái hóa, theo đó các yếu tố thuận lợi cứ giảm dần, đất nghèo kiệt đi đến hoàn toàn mất sức sản xuất với những cây trồng nhất định, đành phải phục hồi bằng cách bỏ hóa tự nhiên. Nếu có đầu tư cải tạo cũng vô cùng tốn kém, và trong nhiều trường hợp đành phải bỏ hẳn. Trên đất đỏ đá vôi, dốc mạnh ở Yên Bái, sau khi phá rừng trồng ngô, năm đầu thu được 3 tấn /ha. Năm sau (1990) năng suất 2,3 tấn/ha, năm 1991 chỉ còn 1,4 tấn/ha, và năm 1993 không cho thu hoạch. Nhìn chung canh tác theo kiểu bóc lột độ phì nhiêu tự nhiên làm giảm nhanh năng suất cây trồng. Ngay trên đất dốc nhẹ, mầu mỡ như đất bazan cũng không ngoại lệ, trồng liên tục lúa nương đến năm thứ 3 năng suất lúa giảm đột ngột chỉ còn 1/3, năm thứ 4 thì mất trắng. Vai trò của chủ sử dụng đất có tính quyết định trong việc điều khiển độ phì nhiêu thực tế của đất.
Đất đồi núi VN chiếm khoảng 24 triệu ha, bao gồm 6 nhóm, 13 loại đất chính phân bố trên 4 vành đai cao :
- Từ 25 - 50 m đến 900 - 1.000 m: 16,0 triệu ha, chiếm 51,14%;
- Từ 900 - 1.000 m đến 1.800 - 2.000 m: 3,7 triệu ha, chiếm 11,8%;
- Từ 1.800 - 2.000 m đến 2.800 m: 0,16 triệu ha, chiếm 0,47%;
- Từ 2.800 m đến 3.143 m: 1.200 ha, chiếm 0,02 %.
Nếu trên đất đồng bằng thâm canh, quá trình thục hóa đất là xu thế chủ đạo, thì trên đất dốc do quá trình canh tác bất hợp lý xẩy ra từ lâu trong những điều kiện bất thuận, quá trình thoái hóa đất xẩy ra phổ biến. Hiện tượng thoái hóa này chủ yếu do con người gây nên qua việc phá rừng bừa bãi vì cuộc sống, thiếu một chiến lược khai thác tài nguyên đất theo quan điểm bảo vệ đất, bảo vệ môi trường sinh thái cho đời nay và mai sau. Sự thoái hóa đất biểu hiện ở các hiện tượng xói mòn, rửa trôi, suy thoái vật lý, hóa học, sinh học.
a- Xói mòn và rửa trôi: Hiện trạng đất dốc sử dụng trong nông lâm nghiệp phân bố trên các độ dốc khác nhau, trong đó đất bị thoái hóa nghiêm trọng do xói mòn chiếm khoảng 5,5 triệu ha, đất thoái hóa trung bình khoảng 4,6 triệu ha và đất thoái hóa nhẹ chiếm khoảng 4,6 triệu ha.
Nhiều kết quả nghiên cứu cho biết, lượng đất bị xói mòn phụ thuộc khá nhiều yếu tố như: lượng mưa, cường độ mưa, độ dốc, loại đất, độ che phủ, biện pháp canh tác, yếu tố kinh tế xã hôi, chính sách, luật pháp, giáo dục,... Đất có rừng che phủ có lượng xói mòn ít nhất (khoảng 2 - 5 tấn/ha/năm), đất trồng chè theo rãnh đồng mức 3 - 4 tấn/ha/năm, đất trồng sắn và các loại cây ngắn ngày khác có lượng đất mất khoảng 40 - 100 tấn/ha/năm tùy theo độ dốc, loại đất và độ che phủ. Trên đất trống không có thảm thực vật lượng đất trôi lớn nhất (khoảng 80 - 100 tấn/ha/năm hoặc nhiều hơn).
Kết quả nghiên cứu về các biện pháp chống xói mòn, bảo vệ đất cho thấy rằng:
- Biện pháp sinh học luôn tạo lớp phủ cây trồng, đặc biệt là trong mùa mưa, có ý nghĩa quyết định trong việc bảo vệ đất, chống xói mòn. Tổ hợp cơ cấu cây trồng theo nông lâm kết hợp có thể tạo lớp phủ tốt cho đất trong mùa mưa, giảm lượng xói mòn đáng kể.
- Tạo hàng rào cây xanh theo đường đồng mức có thể giảm tốc độ dòng chảy và giảm lượng đất trôi 50 - 60 % so với đối chứng. Năng suất cây trồng tăng 15 - 25 % mặc dù hàng rào cây xanh chiếm khoảng 10 % diện tích đất.
- Biện pháp sinh học nếu kết hợp được với các biện pháp công trình đơn giản như tạo mương bờ theo đường đồng mức, rãnh, luống, hố chứa nước, v.v...hiệu quả chống xói mòn càng cao hơn .
- Bón phân hóa học kết hợp với hữu cơ và trả lại phụ phẩm cây trồng cho đất để cải thiện và duy trì độ phì nhiêu đất cho cây trồng sinh trưởng nhanh, sớm tạo lớp phủ tốt sẽ hạn chế xói mòn.
Sạt đất, trượt lở đất, lũ bùn cát, lũ ống, lũ quét là những hiện tượng thường thấy ở miền núi và vùng cao.
Bằng phương pháp lizimet ta có thể xác định thành phần dinh dưỡng trong nước thấm theo chiều sâu tầng đất, thường chứa N, P, K, Ca, Mg.
b- Thoái hóa vật lý: Mặc dù khi xem xét tổng quát ở cấp quốc gia và khu vực thì thoái hóa vật lý ở Việt Nam được xếp sau xói mòn do nước, do gió và thoái hóa hóa học, nhưng đối với sản xuất nông nghiệp trên nương đồng thì tác hại là rất rõ, nhiều khi là trở ngại hàng đầu. Có thể thấy bằng mắt những vạt đất xe và máy chạy qua, người đi, trâu bò dẫm đạp đất trở nên chặt cứng cây không mọc được. Khi gia súc thả rông thì các loài cây cao như cao su, điều, cây quả cây rừng cũng không phát triển được. Thoái hóa vật lý còn là hệ quả của xói mòn phát triển, bóc đi tầng đất mặt tơi xốp, mất cấu trúc đất và giảm sức thấm nước.
Sau khi khai hoang trồng trọt độc canh, nhất là sắn và lúa nương, đất trở nên chặt, cứng, khả năng thấm nước kém hẳn. Ngay trên một nương trồng cà phê, đất ở giữa hàng cũng chặt hơn nếu không được xớí xáo, còn nếu được trồng xen cây phân xanh, có xới xáo thì đất trở nên giầu mùn và tơi xốp hơn. Đất đồi núi hiện nay còn lại tầng Ao và A1 rất mỏng, thậm chí có nơi hoàn toàn mất hết. Lớp thảm mục do thân cây cành lá rụng không dày, hoặc bị trôi, bị đốt cháy, hoặc gom làm chất đốt không còn tác dụng bảo vệ tầng mặt. Lưu ý rằng thảm mục của rừng trồng mới đơn loài không thể nào so được với rừng tự nhiên.
Khi đất bị thoái hóa, đoàn lạp nhỏ hơn 0,25 mm tăng lên và đoàn lạp có giá trị nông học giảm mạnh so với đất rừng. Khả năng duy trì cấu trúc giảm theo thời gian và đoàn lạp dễ bị phá vỡ khi gặp nước. Các đoàn lạp nhỏ giàu mùn và đạm, dễ rửa trôi, nên khi cấu trúc đất bị phá vỡ chất hữu cơ và N bị giảm nhanh chóng.
Sau chu kỳ du canh lúa nương trên đất bazan hàm lượng cấp đoàn lạp có giá trị nông học giảm đi một nửa so với đất rừng. Trong thành phần đoàn lạp lớn của đất bazan thoái hóa hầu như không còn humat Ca và Mg, hàm lượng C trong đó cũng chỉ còn 50%. Phần gắn kết các hạt đất chỉ còn là phần hữu cơ liên kết với sesquioxyt R2O3. Khi mất nước các chất này bị keo tụ không thuận nghịch làm cho đất trở nên chặt cứng. Các hạt keo sét mầu mỡ và vi đoàn lạp rất dễ bị rửa trôi, hơn nữa chúng chứa nhiều hữu cơ-khoáng và đạm cho nên bị mất cấu trúc cũng đi đôi với hư hại chế độ nước và mất dinh dưỡng.
Hình thành kết von và đá ong hóa là hiện tượng thường gặp ở các đất thoái hóa. Sườn đồi và chân đồi là vị trí thuận lợi cho bốc hơi khiến các ôxít kim loại Fe, Al, Mn bị mất nước, keo tụ rắn chắc, không hòa tan là tiền đề cho sự hình thành kết von và đá ong. Vấn đề trở nên nghiêm trọng khi mất thảm thực vật và lớp đất trên, đá ong lộ trên mặt, đất không thể trồng trọt được.
c- Chế độ nước: Trong quá trình thoái hóa sức chứa ẩm tối đa đồng ruộng cũng như độ ẩm hữu hiệu giảm đi. Chỉ 7-10 ngày sau khi mưa 100 mm, ở đất phát triển trên đá phiến, độ ẩm tầng mặt 0-15 cm đã có thể xuống đến độ ẩm cây héo.
Kết quả nghiên cứu cho thấy cùng một loại đất sau khi khai hoang trồng lúa nương đất trở nên chặt cứng, tốc độ thấm nước kém hẳn. Nước mưa không thấm được tất yếu sẽ chảy tràn trên mặt gây xói mòn. Đó là một nguyên nhân dẫn đến bỏ hóa.
d- Sự suy giảm mùn và tuần hoàn chất hữu cơ đất: Sau khi phá rừng, chất hữu cơ giảm đi nhanh chóng. Hass (1957) dùng chỉ số Ci (cultivation index) để chỉ tiến độ suy giảm chất hữu cơ từ thảm rừng sang thảm cây trồng, Ci% biểu thị bằng % hàm lượng hữu cơ đất trồng trọt so với đất rừng nguyên sinh cùng loại. Khảo sát trước đây (Nguyễn Tử Siêm, 1990) cho thấy trong điều kiện đồi núi VN Ci % rất thấp chỉ 18%-16%, trong khi ở Ấn Độ khô nóng là 30% và ở Mỹ là 40-75% (Jenny & Raychaudhuri, 1960). So sánh 68 mẫu đất từ 27 đến 30 năm trước, nhận thấy hàm lượng mùn trong đất canh tác giảm đi từ 45-60% thậm chí 80% .
Từ đất rừng qua đất trồng cà phê (2 đến 54 năm) tới đất bazan thoái hóa là một bước trượt dài về suy thoái chế độ mùn đất. Khi đất mất đi 1% chất hữu cơ, năng lực cố định lân có thể tăng thêm khoảng 50 ppm P (Nguyễn Tử Siêm và ctv., 1981).
e- Thoái hóa hóa học và hiện tượng chua hóa: Đất chua vùng đồi núi chiếm hơn 70% diện tích đất toàn quốc với pHKCl tầng mặt dao động trong khoảng 4,0-5,5. Ngoài diện tích bao phủ bởi rừng thứ sinh, đất được trồng các cây ngắn ngày vốn có năng lực giữ đất rất kém. Tất cả đất dốc đều chua, nhưng ở đây chúng tôi muốn đề cập đến các đất dốc chua mạnh (pHKCl 4,5 đến < 4,0, thậm chí đến 3,5) và xu hướng chua hóa tăng lên rất nhanh mặc dù đại bộ phận đất VN có tính hoãn xung khá cao.
Đất đồi núi chua VN có những hạn chế về sản xuất chung với đất dốc. Có đến 86% diện tích chua mạnh vùng đồi núi là nằm trên độ dốc lớn (trên 25o). Đất dốc chua mạnh là hệ quả của cả hai hiện tượng xói mòn và chua hóa làm cho mức độ nguy hại của thoái hóa nhiệt đới ẩm như VN tăng gấp bội, trong khi ở á nhiệt đới và vùng bán khô hạn chỉ phải đương đầu với một trong hai nguy cơ.
Toàn bộ diện tích đất trống đồi trọc vùng đồi núi là đất chua. Nếu quá trình sa mạc hóa nhiệt đới được hiểu như giai đoạn thoái hóa tột đỉnh làm cho đất hoàn toàn mất sức sản xuất nông lâm nghiệp, thì hiện tượng này đã trở nên hiện thực, thể hiện ở hơn nửa triệu ha đất xói mòn trơ sỏi đá, cả những cây trồng chịu chua, chịu hạn nhất cũng khó mọc được.
Thông thường có tới 20 - 30 %, đột xuất trên 50 % nước mưa chảy khỏi bề mặt, cùng với lượng nước thấm sâu cuốn theo SiO2 và các nguyên tố hòa tan mà trước hết là các nguyên tố kiềm tính NH4+, K+, Na+, Ca2+, Mg2+ làm cho độ bão hòa bazơ giảm và độ bão hoà nhôm trong phức hệ hấp thu tăng lên tương ứng. Đa số các đất chua có độ bão hòa nhôm 65 - 85 % và nồng độ Al3+ trao đổi tỷ lệ nghịch với trị số pHKCl (r = - 0,81** đối với cặp Al3+/pH và r = - 0,63** đối với cặp H+/pH). So sánh hàng loạt mẫu đất chúng tôi lấy những năm đầu khai hoang (1964-1970) với hiện tại thấy rằng sau khoảng 35 - 40 năm chất hữu cơ chỉ còn lại 40 - 60 % so với đất rừng ban đầu, chỉ số pHKCl giảm đi từ 0,5 đến trên 1 đơn vị. Đó là hệ quả tất yếu của quá trình phân giải chất hữu cơ quá mạnh, diễn ra trong điều kiện khắc nghiệt của đất kém che phủ. Hệ số mùn hóa thấp, ở các đất này chỉ < 3 %/năm do các hợp chất mùn chủ yếu là các axit fulvic, apocrenic, các axit hữu cơ liên kết với Fe2O3 và Al2O3 vốn có khả năng hòa tan cao và phân hủy khoáng rất mạnh.
Quan trắc cho thấy quá trình chua hóa diễn ra mạnh ở đất trồng cây hàng năm hơn là đất cây lâu năm, ở đồi trọc hơn là trong vườn hộ, ở đất độc canh hơn là đa canh.
Bón vôi góp phần làm giảm độ chua cục bộ, giảm độc độ của sắt, nhôm di động, cải thiện tình trạng dinh dưỡng Ca và Mg, tăng khả năng hấp thu trao đổi của đất. Song do tính hoãn xung rất cao của nhiều loại đất, cần cả trăm tấn vôi cho 1 ha mới có thể làm đất trung tính, nên ý đồ trung hòa độ chua là không hiện thực. Trên đất nâu đỏ bazan đã thử bón 3 tấn vôi/ha, cho thấy độ pH chỉ tăng lên chút ít rồi lại trở về trị số ban đầu sau 2 - 3 tháng. Vả lại khi bón vôi liều lượng cao cây trồng sẽ có nguy cơ bị chết.
Cũng cần lưu ý rằng trong tập đoàn cây trồng của ta có nhiều cây trồng trên đất đồi núi thích ứng với phạm vi độ chua rất rộng hoặc chịu chua (chè, cà phê, vải, nhãn, mơ, mận, chanh, lúa cạn, sắn), ngay trên đất chua cũng cho những năng suất cao điển hình. Đối với các cây khác có nhu cầu vôi cao hơn như hồ tiêu, mía, họ đậu, ... bón vôi với liều lượng thấp (300-500 kg/ha) là cần thiết để giảm độ chua cục bộ; giảm độc độ Al, Fe; cung cấp Ca, Mg; tăng cường hoạt động vi sinh vật chuyển hóa dinh dưỡng.
Thực tế đất đồi không mấy khi được bón vôi nhưng nhờ thâm canh cao vẫn đạt được thu nhập cao trên đơn vị diện tích và đất không chua thêm hay xấu đi. Đó là do chọn được các giống chịu chua thích hợp, mặt khác nguồn kim loại kiềm được bổ sung từ phân hữu cơ, phân xanh, phân khoáng (chẳng hạn phân lân nung chảy) và tàn dư thực vật.
Hướng tích cực để điều chỉnh độ chua, tăng hợp phần bazơ trong dung tích hấp thu mà ngành phân bón có thể làm là cung ứng cho nông dân miền núi các phân bón trung tính hay kiềm yếu hoặc mang tính sinh lý kiềm, giảm dần việc cung ứng các phân có axít dư hoặc phân khoáng mang tính sinh lý chua.
Như vậy, thành tạo và thục hóa đất là một quá trình lâu dài, trong khi thoái hóa đất xẩy ra rất nhanh chóng, chỉ cần lơi là việc quản lý độ phì đất trong một thời gian ngắn là có thể làm mất lớp đất canh tác hình thành từ mấy ngàn năm trước. Cả hai quá trình thục hóa và thoái hóa đều tác động đến hai chiều hướng diễn biến độ phì nhiêu. Cần phải nhấn mạnh rằng cải thiện độ phì nhiêu tiềm năng đã mất đi là một khó khăn lớn thường vượt xa khỏi tầm tác động của một thế hệ con người, chẳng hạn thay đổi thành phần cấp hạt, keo khoáng phân tán cao hay tính hoãn xung của đất.
024.38362379 
Số 10 Đức Thắng, phường Đức Thắng, Bắc Từ Liêm, Hà Nội.
Email : sfri.org@gmail.com
