Các quá trình thổ nhưỡng chủ đạo
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, CO 2
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
+
2+
3Fe(OH)3 + K + 2SO4 + 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 SO 32- 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 SO 3-- 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 Al 3+ hơn đất phèn
tiềm tàng. Al3+ di động là yếu tố tạo nên độ chua trao đổi. Khi pH > 5,5 hàm lượng Al 3+ 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 SiO 2 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 SiO 2/R2O3 và SiO2/Al2O3 của cấp
hạt sét trong đất thấp, thường là SiO 2/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 R 2O3. 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 pH KCl 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 (pH KCl 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 SiO 2 và các nguyên
tố hòa tan mà trước hết là các nguyên tố kiềm tính NH 4+, 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.