مبانی نظری عوامل خاکساز و اثرات آن‏ها بر تکامل و تغییر‏های کانی‏های رسی

عوامل خاکساز و اثرات آن‏ها بر تکامل و تغییر‏های کانی‏های رسی
مواد مادری
به طور کلی مواد مادری شامل سنگ ها و مواد حاصل از تجزیه و تخریب آن ها می باشد که خاک از آن ها تشکیل می گردد.گرچه ممکن است بتوان سنگ مادر را به طریقی از هم جدا نمود اما از نظر تاثیر روی پیدایش خاک و خصوصیات آن معمولا این دو با هم تحت عنوان مواد مادری خاک ها مورد بررسی قرارمی گیرند. در خاک هایی که به صورت موضعی یا درجا تشکیل شده و مواد حاصل از هوازدگی سنگ ها به ندرت انتقال یافته و در همان محل تشکیل خاک را داده است افق های Rو C منعکس کننده مواد مادری و سنگ مادر این گونه خاک ها می باشند. چنانچه مواد تشکیل دهنده خاک انتقالی باشد ممکن است سنگ بستر (R) با خاک تشکیل شده روی آن سنخیت نداشته باشد.
آوری1 (1972) معتقد است که مواد مادری خاک ها را نمی توان به دقت شناسایی نمود بلکه تنها می توان با شواهد موجود به وجودشان پی برد. دلیل این امر آن است که مواد اولیه به مدت زیادی بدون تغییر نمی ماند چرا که کانی های سازنده این مواد دائما در حال تجزیه و تخریب و تغییر و تحول می باشد. ایشان اعتقاد دارند که انتساب سولوم خاک به افق های تحتانی گمراه کننده است. از این گذشته تاثیرات گرد و غبار انسان آثار و بقایای گیاهان و جانوران مواد حمل شده از بالا دست تشکیل افق های بسیار نازک جوان در سطح خاک و… بر پیچیدگی مسئله افزوده و شناسایی دقیق مواد اولیه خاک ها را با مشکل مواجه می سازد. منظور از سنگ یا مواد مادری حالت اولیه سیستم خاک است که هنوز به درستی تحت تاثیر فرایند های پدوژنی قرار نگرفته است (ینی، 1986). تاثیر مواد مادری روی خواص فیزیکوشیمیایی خاک های کمتر تکامل یافته، محسوس تر است و به مرور زمان از اهمیت آن کاسته می شود. گرچه حتی خصوصیات خاک های کاملا توسعه یافته نیز هنوز تحت تاثیر مواد سازنده آن ها می باشد (مایلر2،1990). از میان خصوصیات سنگ یا مواد مادری، ترکیب شمیایی و بافت و ساختمان آن ها بیش از سایر پارامتر ها بر خصوصیات خاک های حاصله موثر است. ترکیب شیمیایی مواد مادری خود به تنهایی نقش عمده ای در خصوصیات خاک ایفا می نماید. هر چه بافت سنگ مادر درشت تر باشد سرعت فعل و انفعالات هوازدگی بیشتر و در نتیجه سرعت تشکیل خاک نیز بیشتر خواهد بود (بای بوردی، 1366).
سیلسیم و آلومینیوم عناصر اصلی پیکره کانی های رسی می باشند که از مواد مادری به ارث برده می شوند. از جمله رنگ خاک ها اسیدیته، درصد اشباع بازی، ظرفیت تبادل کاتیونی و … کاملا به عناصر سازنده ساختار کانی های موجود در سنگ مادر وابسته است. از سنگ آهک خاک های هوموسی کربناتی به وجود می آید که تکامل چندانی نیافته است. وجود کربنات های قلیایی در خاک ها که از سنگ مادر یا مواد مادری آهکی به ارث برده شده موجب به تعویق افتادن فرایند های تکامل خاک از جمله مهاجرت رس و سایر کلوئید می گردد. خاک های با منشا آهکی به دلیل آن که یون کلسیم هوموس کلوئیدی را منعقد می نماید و مانع از شستشوی آن می گردد همواره تیره تر از خاک های غیر آهکی می باشند (بای بوردی،1366).
تخلخل و نفوذ پذیری مواد مادری نیز بر خصوصیات خاک و فرایند های پدوژنی موثر است. رسوبات شنی و رسی در اقلیم یکسان تولید خاک های متفاوت کرده و کمیت فرایند های پدوژنی (مثل مهاجرت رس) درآن ها متفاوت است که این امر با وجود شرایط یکسان در گرو نفوذ پذیری و حرکت آب در این مورد می باشد. تشکیل کانی های ثانویه رسی (نوع و مقدار) که از مهم ترین فرایند های تحول خاک می باشند، وابسته به واکنش خاک محیط و یون های فراهم آمده از تخریب کانی های اولیه مواد مادری و نسبت آن ها به همدیگر است.
ابطحی، (1980) پیدایش خاک های ایران در شرایط اقلیم خشک و نیمه خشک از مواد مادری آهکی را مورد مطالعه قرار داده و مراحل و فرایند های تشکیل خاک را دو وضعیت رطوبتی ( بالا بودن سطح ایستابی و عدم حضور آب زیرزمینی ) ذکر نموده است. به اعتقاد ایشان خواص فیزیکوشیمیایی خاک های ایران در اقلیم خشک ونیمه خشک کاملا از سنگ مادر آهکی متابعت می نماید.
توپوگرافی
پستی بلندی یکی از 5 فاکتور خاکسازی است که سبب ایجاد انرژی جنبشی و پتانسیل برای تغییر در سیستم خاک می گردد. با تغییر توپوگرافی، سرعت حرکت مواد و انرژی تغییر نموده و سبب تغییر آب نفوذی گردیده که این امر بر بسیاری از فرآیندهای دیگر خاکسازی از جمله عمق تشکیل افق کلسیک، افق آرجیلیک، میزان ماده آلی و الگوی توزیع و نوع پوشش گیاهی اثرگذار می باشد (جعفری و همکاران، 1390 ).
جعفری و همکاران( 1390 ) در تحقیقی نشان دادند که بافت خاک از بخش های شمالی به سمت جنوب با تغییرات تدریجی رو به سنگینی است. در اراضی پست، تکامل خاک به تشکیل افق سالیک و در برخی موارد تشکیل رنگدانه محدود شده است. علی رغم سطح بالای آب زیرزمینی در برخی از اراضی، به دلیل شوری زیاد گلی یا رنگدانه ها ملاحظه نشد. در بخش هایی از این اراضی با زهکشی نسبتاً مناسب، آهک از سطح شسته و در عمق تجمع یافته بود. در این خاک ها تشکیل افق کلسیک با درجات توسعه متفاوت، حداکثر تکامل خاکرخی خاک منطقه را نشان می دهد. در بخش های میانی منطقه با سابقه کشت و کار بیشتر، تشکیل افق های کمبیک و یا کلسیک نشان از تحول خاکرخی بیشتر خاک دارد. تشکیل این افق علاوه بر بهبود شرایط زهکشی که سبب تسریع در آبشویی شده، به واسطه بهبود رشد موجودات زنده (متاثر از زهکشی) می باشد. وجود رس اسمکتیت در بخش های جنوبی منطقه به انتقال این رس از قسمت های بالادست در اثر جریانهای سیلابی مربوط می گردد که در اثر فرآیندهای انتشار و رسوب به دلیل اندازه بسیار ریز در این خاک ها در همه افق ها تجمع یافته است. رس پالی گورسکایت در برخی از خاک ها به دلیل شرایط مناسب زهکشی و آبیاری شدید از خاکرخ خاک حذف شده و یا میزان آن به حداقل رسیده است.
قاجار سپانلو ( 1388) در تحقیقی نشان داد که در مناطق دارای شیب زیاد به علت وضعیت خاص توپوگرافی امکان تاثیر عوامل خاکسازی به نحو مطلوب وجود نداشته و در نتیجه خاکها تحول کمتری را نشان می دهند در نتیجه سولوم نازکتر، مواد آلی کمتر و تعداد افقها معدودتر و در نهایت تکامل ناقص خاک را سبب می شود. در دشتهای رسوبی که خاکهای آن برروی رسوبات آبرفتی قرار داشته و بسیار جوان می باشد. تاثیر توپوگرافی نسبت به اقلیم در وضعیت عمومی خاکها محسوس تر بنظر می رسد. این خاکها فاقد تکامل پروفیلی می باشد و جزء خاکهای انتی سول طبقه بندی می شوند. در اراضی پست توپوگرافی و اقلیم هر دو در روند تحولی خاک تاثیر داشته اند. خاکهای این واحد در حوضه ای بسته و با زهکشی ضعیف می باشد. سطح آب زیر زمینی در عمق کمتر از یک متری از سطح خاک قرار دارد. خاکهای فوق سرشار از املاح محلول بوده که تجمع املاح محلول در خاک را می توان در بارندگی کم، تبخیر زیاد و وجود آب زیر زمینی کم عمق با کیفیت شور که در حوضه بسته ای قرار داشته و راه خروج دیگری جز تبخیر ندارد، جستجو کرد، که تکرار این سیکل سبب شور شدن خاک و تشکیل افق مشخصه سالیک و خاکهای سال اورتید گردیده است. از نقطه نظر شوری خاکهای اراضی شمالی ( پلاتو ها و مخروط افکنه ها و بخش اعظم دشت دامنه ای ) غالباً دارای شوری کم تا خیلی کم و در دشتهای سیلابی و اراضی اطراف آن شوری زیاد تا خیلی زیاد می باشد. عامل عمده شوری در این منطقه وجود سفره آب شور و قلیایی در نزدیکی سطح زمین است. نوسان آب زیر زمینی و تبخیر آن باعث انتقال املاح و گچ در خاکهای دشت سیلابی و اطراف شده و گاهی منجر به تشکیل افق جیپسیک تحول یافته در خاکهای شور و قلیایی این ناحیه گردیده است.
مطالعات زیادی در ارتباط با تغییرات خصوصیات خاک در جهات و موقعیتهای مختلف شیب صورت گرفته است. ضخامت افق A روی یک کاتنای دو هکتاری در کالیفرنیا در موقعیتهای محدب تا مقعر در فاصله ی کوتاهی، از 8 تا 80 سانتیمتر و عمق خاک از تا بیش از 450 سانتیمتر متغیر بود (گسلر3 و همکاران، 2000). همچنین، افقهای A کم ضخامت موقعیتهای بالای شیب، وزن مخصوص ظاهری بیشتری نسبت به موقعیتهای مقعر داشتند که ظرفیت نگهداری آب را کاهش می دهد.
نتایج پژوهشهای مالو4 و همکاران ) 1974) نشان دادند مقدار کربن، رس و ضخامت خاک از شانه شیب به سمت پنجه شیب افزایش می یابد. همچنین، وزن مخصوص در موقعیتهای پایین شیب به طور مشخصی کاهش نشان داد که علت آن را مواد آلی بیشتر و بافت ریزتر در این موقعیتها بیان کردند.
برابیکر5 و همکاران ( 1993 )، علت افزایش میزان آهک از بالای شیب به طرف موقعیتهای پایین تر شیب را فرسایش خاک و پایین آمدن آهک به همراه خاک از بالا به سمت پایین شیب می دانند .آنها بیان کردند آهک باعث همآوری ذرات خاک شده، به طوری که این ذرات به عنوان ذرات درشت عمل نموده و در پای شیب رسوب می کنند. میتوان نتیجه گیری کرد که جهت شیب با تاثیر بر دما و رطوبت خاک، باعث تشکیل خاکهایی با خصوصیات متفاوت شده است. به طوری که تفاوتهای معنی داری بین برخی از خصوصیات خاک از جمله مقدار ماده آلی، رطوبت و عناصر غذایی در دو جهت وجود دارد (صالحی وهمکاران، 1387).
ملکی و همکاران ( 1391) در پژوهشی نشان دادند که در بین شاخص های مورد بررسی، کربن آلی به عنوان شاخصی مناسب برای ارزیابی اثر موقعیت زمین نما بر کیفیت خاک مورد استفاده قرار گیرد. توپوگرافی به عنوان یکی از عوامل تشکیل خاک، اثر قابل ملاحظه ای بر توزیع مکانی رطوبت، دما و به دنبال آن، ماده آلی خاک دارد. ویژگی های توپوگرافی مانند طول، جهت، انحنا و زاویه شیب، مقدار رواناب، زه کشی، دمای خاک و فرسایش خاک را تحت تاثیر قرار می دهند و در نتیجه تغییرات کربن آلی و تخریب خصوصیات فیزیکی خاک را به همراه دارد. شیب و موقعیت های گوناگون در امتداد یک دامنه می تواند حرکت آب و مواد را در خاک کنترل نموده و در موقعیت های مکانی مختلف، ویژگی های متفاوتی را در خاک ایجاد نماید (تسو6 و همکاران، 2004). تحدب و تقعر شیب با کنترل حرکت آب و رواناب و تاثیر بر زه کشی و نگه داری آب در خاک تاثیر زیادی بر تغییرپذیری ویژگی های خاک در اراضی شیب دار دارند. پژوهش های زیادی نشان داده است که عمق خاک، مقدار رس و واکنش خاک از بخش های محدب شیب( شانه شیب) به طرف بخش های با شیب صاف( پشته شیب) و سپس موقعیت های مقعر شیب (پا و پنجه شیب) افزایش یافته است. شیب و جهت شیب دو متغیر مهم دیگر توپوگرافی هستند، که حرکت آب و مواد را در خاک کنترل می کنند. شیب با تاثیر بر فرسایش و جهت شیب بر توزیع اقلیم خرد در زمین نما منجر به تفاوت درویژگی های خاک ها می شوند (ملکی وهمکاران، 1391).
زارعیان( 2003 )، توپوگرافی را مهم ترین عامل تشکیل خاک در دشت دارنگون استان فارس بیان کرد و نشان داد که با کاهش شیب، عمق سولوم، توزیع آهک ثانویه، میزان رس و به طورکلی تکامل خاک افزایش یافته است. همچنین با کاهش شیب میزان فرسایش خاک و رواناب سطحی کاهش می یابد و شرایط را برای شسته شدن آهک از خاکرخ و به دنبال آن، شستشوی رس فراهم می نماید. هانا7 و همکاران ( 1982)، دریافتند که مقدار آب در دسترس خاک در شیب های رو به شمال 20 درصد بیش تر از شیب های رو به جنوب است. شیب های شمالی به دلیل دمای کم تر و قابلیت حفظ رطوبت، ماده آلی بیش تری نسبت به شیب های جنوبی دارند. تامسون و کولا8( 2005 )، نشان دادند که بیش ترین مقدار کربن آلی خاک در حوضه آب خیز کلمسون فورک در جنوب شرقی کنتاکی مربوط به شیب های شمال شرقی و جنوب شرقی است که به دلیل میانگین دمای سالانه کم خاک و رطوبت قابل دسترس بیش تر خاک در این مناطق نسبت دادند. همچنین در این منطقه در تمام موارد در اراضی با پستی و بلندی کم، خاک ها در موقعیت های مقعر، مقدار کربن آلی خاک بیش تری نسبت به موقعیت های محدب نشان دادند و همچنین در تمام موارد با افزایش درجه شیب مقدار کربن آلی خاک کاهش نشان داد. این مساله احتمالاً به دلیل خروج سریع تر آب از این خاک ها نسبت داده می شود. سو9 و همکاران (2004 )، رابطه بین ویژگی های خاک، کربن آلی و موقعیت شیب را در جنوب تایوان بررسی کردند و به این نتیجه رسیدند که با افزایش ارتفاع، مقدار کربن آلی افزایش می یابد. همچنین نشان دادند که مقدار کربن آلی در موقعیت قله شیب بیش تر و بعد از آن در پا و پشت شیب بیش تر می باشد.
ملکی و همکاران (1392)، در تحقیقی نشان دادند که موقعیت شیب و جهت شیب تاثیر قابل توجه بر ویژگی های خاک دارد. در موقعیت پنجه شیب میزان کربن آلی خاک و مقدار رس بیش تر از سایر موقعیت ها و مقدار آهک در این موقعیت کم تر از سایر موقعیت ها بود. که اگر میزان رس را در موقعیت های شیب پشتی و انتهای شیب (پا و پنجه شیب) بررسی کنیم دیده می شود که در پشته شیب رس اجازه نفوذ پیدا نکرده و علت حداقل بودن رس در این موقعیت فرسایش خاک است ولی در پای شیب شستشوی کم تری وجود داشته و رس ها فرصت برای نفوذ در خاک را داشته اند و رس خاک افزایش یافته است و در مجموع در مناطقی که گود هستند تجمع مواد بیش تر صورت می گیرد و با گذشت زمان این تجمع افزایش می یابد. از طرفی با توجه به تفاوت کربن آلی خاک در 3 جهت شیب می توان گفت جهت شیب بر توزیع اقلیم های میکرو در زمین نما اثر می گذارد و منجر به تفاوت در پوشش گیاهی و در نتیجه تفاوت در خاک ها می شود، بنابراین با توجه به میزان کربن آلی در هر یک از موقعیت ها و بین 3 جهت شیب می توان گفت کیفیت خاک در هر یک از موقعیت های شیب شمالی نسبت به موقعیت های مشابه در شیب جنوبی بهتر است.
امیری نژاد و باقرنژاد (1376) اثرات توپوگرافی بر تشکیل و تکامل خاکهای منطقه کرمانشاه را بررسی نمودند و نتایج نشان داد که توپوگرافی به عنوان مهمترین فاکتور خاکسازی، به علت تاثیر بر روابط رطوبتی خاک، شدت جابجایی مواد به وسیله فرسایش و همچنین انتقال مواد به شکل سوسپانسیون و محلول، موجب تکامل خاکرخ گردیده است. گرچه نوع کانیهای رسی در طول ردیف توپوگرافی یکسان بود، ولی نتایج تجزیه های نیمه کمی نشان می دهد که فراوانی نسبی آنها تا حدودی با هم فرق دارد. به عبارت دیگر، با افزایش طول شیب، به علت شرایط زهکشی و اثر سفره آب زیرزمینی از مقدار ایلیت و کلریت کاسته شده و بر مقدار کانیهای گروه اسمکتیت افزوده می شود.
زارعیان (1376) تشکیل، طبقه بندی و خصوصیات مورفولوژیکی، فیزیکوشیمیایی و کانی شناسی خاکهای منطقه بیضا در استان فارس را بررسی کردند. مطالعه مینرالوژیکی خاکهای این منطقه نشاندهنده این بود که خاکها از نظر کانیهای رسی کم و بیش مشابه بوده و شامل: ایلیت، کلریت، اسمکتیت و ورمیکولیت میباشند اما مقدار نسبی این کانیها تابع شرایط پستی و بلندی بوده، بطوریکه در مناطق مرتفع ایلیت و در مناطق پست اسمکتیت غالب هستند. لندفرم پدیمنت (بالادست) نسبت به لندفرم دشت سیلابی (پایین دست) متکاملتر است و عمق سالوم، مقدار رس و مقدار نسبی رس کائولینت بیشتر این لندفرم موید این نکته می باشد (وحیدی، 1389).
پستی و بلندی تاثیر عمده ای روی واکنش های شیمیایی و خاک حاصله از آن دارد. تاثیرات توپوگرافی به سه طریق روی خاک اعمال می گردد:
-شدت و مقدار هرز آب سطحی و در نتیجه میزان آب ورودی به خاک
-شدت و مقدار زهکشی و در نتیجه سرعت آبشویی املاح
-شدت فرسایش و انتقال مواد تخریب یافته
در شیب های تند هرز آب خیلی بیشتر از آب نفوذ یافته به داخل خاک است لذا در اثر پدیده فرسایش خاک تشکیل شده شسته شده یا تکامل نیافته است. در مناطق پست و مسطح مقدار زیادی از نزولات آسمانی در خاک نفوذ می نماید که چنانچه وضعیت زهکشی مناسب باشد باعث شستشوی املاح می شود. در غیر این صورت آب ورودی در خاک تجمع یافته و شاهد بروز پدیده گلی و ماتلینگ در خاک خواهیم بود. شرایط مناسب تشکیل خاک های عمیق و متکامل در شیب های آرام که نفوذ آب وجود دارد و وضعیت زهکشی نیز مناسب است اتفاق می افتد. مسئله زهکشی و سفره آب زیرزمینی نیز که بر تشکیل و تکامل خاک ها موثر است از طریق عامل توپوگرافی قابل درک می باشد. عامل توپوگرافی بر درجه حرارت و لذا بر میزان و نوع پوشش گیاهی نیز موثر است که خود یکی از عوامل سازنده خاک محسوب می گردد. توپوگرافی با ایجاد میکروکلیما در ایجاد خاک های ناهماهنگ با خاک های تقریبا یکنواخت یک منطقه موثر است. شدت و جهت شیب هم در پوشش گیاهی و هم در نوع خاک تشکیل شده دخالت دارد (حق نیا ،1370).
در نیمکره شمالی شیب های شمالی سردتر از شیب های جنوبی است زیرا پرتو کمتری از خورشید دریافت می دارند. روی شیب های شمالی دما برای گسترش و تکامل خاک عامل محدود کننده است و عمق خاک کمتر است. در اقلیم های خشک که رطوبت عامل محدود کننده است تبخیر و دمای کم تر خاک منجر به تشکیل خاک های ژرف تر روی شیب های شمال می گردد. در نیمکره جنوبی قضیه عکس می باشد. در تحقیقی ینی (1968) بیان داشت که شیب جنوبی تپه آلبانی دارای پوشش گیاهی علفزار روی خاک کم عمق و به رنگ قهوه ای متمایل به خاکستری با ماده آلی کم می باشد در صورتی که شیب شمالی تپه مذکور دارای جنگل بلوط استقرار یافته روی خاک عمیق سیاه رنگ است. این اختلاف در گرو اختلاف در منظر خاک می باشد که با کنترل پدیده تبخیر و تعرق پوشش گیاهی و نوع خاک را تعیین می نماید. کلمدسون10 (1964 ) تاثیر منظر خاک در روی ازت و ماده آلی 10 سانتی متر اولیه را مورد بررسی قرار داده است. در شیب های رو به شمال میزان ازت و کربن آلی خاک بیشتر از شیب های رو به جنوب است.
لوت اسپیچ11 و همکاران، (1953) توالی افق های ضخامت آن ها نوع پوشش گیاهی و خاک را در تپه های لسی ایالت واشنگتن مورد بررسی و مطالعه قرار دادند. در شیب های ملایم رو به جنوب و غرب گراس ها و در شیب های تند تر شمالی -شرقی بوته ها پوشش گیاهی را تشکیل می دادند. خاک های تشکیل شده تماما از زیر رده Xerollsبا واکنش خاک بالاتر از 6 بودند. در راس تپه های خاک چرنوزوم با افق Bآهکی و در شیب رو به آفتاب خاک چمنزار با افق آرجلیک و در شیب شمالی خاک تشکیل شده دارای پوسته رسی و افق سطحی روشن روی آن بود. خاک واقع در شیب شمالی از نظر ماده آلی غنی تر می باشد. سولوم خاک در شیب شمالی بیشتر از شیب جنوبی و در راس تپه ها کم عمق می باشد.
آرکلی 12ودیگر همکاران، (1954) تاثیر میکروتوپوگرافی ( پشته ها و تپه های کوچک با ارتفاع حدود 1متری) را بر خصوصیات خاک های دشت های رسوبی غرب رودخانه میسی سیپی مورد مطالعه قرار دادند و مشاهده نمودند که به علت وجود عناصر قلیایی در افق سطحی و پراکندگی ذرات خاک رس از افق رویی انتقال یافته و تشکیل پوسته رسی در حد فاصل 5/0 تا 1 متری از سطح خاک در مناطق گود (بین پشته ها و تپه های کوچک) را داده به طوری که در فصل بارندگی آب در آن جا جمع شده و Landscapeاین واحد اراضی را جلوه خاصی می بخشد (به علت وجود پشته های بیرون از آب که حد فاصل بین آن ها از آب انباشته گردیده است و واحد اراضی منقوط به نظر می رسد).
الکساندر13و همکاران (1968) رابطه درجه شیب و وضعیت زهکشی و سایر خصوصیات خاک واحد اراضی پست و بلند لسی را مورد مطالعه قرار دادند. در شیب 5 درصد خاک دارای وضعیت زهکشی خوب در شیب های ملایم وضعیت تقریبا نامناسب زهکشی در قسمت های هموار و گود وضعیت کاملا نامناسب زهکشی به وجود آمده بود. همه خاک های تشکیل شده مالی سول با افق Bدارای بافت لوم رسی ساختمان بلوکی پوشش رسی ماتل و سخت دانه های آهن بودند. شستشوی آهک تا عمق 50 سانتی متری اتفاق افتاده بود.
بلیوم14، (1968) در یک بررسی روی نواحی جنگلی روییده روی رسوبات رسی و آهکی مشاهده نمود که خاک های اینسپتی سول در رئوس بلندی ها و شبه احیایی در قسمت های کم شیب به وجود آمده اند.
تردی15و همکاران، (1973) تاثیر ردیف پستی و بلندی را بر کانی های رس (نحوه تشکیل و نوع کانی) در آب وهوای مختلف مورد بررسی قرار داده اند. در اقلیم خشک در بالا دست شیب رس مونت موریلونایت و در پایین دست کائولینایت و در اقلیم حد واسط در بالا دست کائولینایت و در پایین دست مونت موریلونایت به وجود آمده است.
درس 16 ، (1986) در تحقیقی در مورد خصوصیات و منشا کربنات در دشت های پست و بلند تگزاس بدین نتیجه رسیدند که واحد های اراضی پایدار و غیر فرسایشی دارای افق آرجیلیک شستشو یافته از کربنات ها هستند در حالی که سطوح فرسایشی و ناپایدار دارای افق کمبیک بوده و کربنات ها نزدیک به سطح خاک می باشند. کربنات ها طی فصل سرد بارندگی از موقعیت های مرتفع تر شستشو یافته و طی تابستان های گرم وخشک در نقاط پست تر رسوب می نمایند (ابطحی، 1980). مدل های زیادی برای کمی کردن ارتباط اجزا توپوگرافی و الگوی توزیع خاک ها فرسایش پذیری خاک و فرایند های پدوژنی ارائه است. مطابق مدل Ruhe، (1975) سطوح پایدار و مرتفع در یک زمین نما دارای قدیمی ترین خاک ها و ماکزیمم پیشرفت در فرایند های پدوژنی است. موقعیت های محدب به علت هرز آب سطحی و فرسایش حاصله سطوح ناپایدار فر سایشی با خاک کم عمق را به وجود می آورد ( هال، 1983).
در شیب محدب و شیب عقبی فرسایش و تشکیل خاک تواما در جریان می باشند. به طور کلی می توان گفت که موقعیت زمین نما است که نشان می دهد آیا فعالیت های پدوژنی خاک سازی غالب است یا فرایند های ژئولوژیک (فرسایش ورسوب ). در قسمت های شیب دار و تپه ماهوری چنانچه آهنگ فرسایش و رسوب بر آهنگ تشکیل خاک پیشی بگیرد توسعه و تکامل خاک نسبت به قسمت های پایدار و مرتفع خواهد بود(درس، 1986) .
کانی‏های رسی و انواع آن
ترکیبات کانی شناسی اساس پتانسیل تولید را در تمام خاک های موجود در جهان تشکیل می دهند. شناخت و مطالعه انواع کانی های خاک و روند تکامل آن علاوه بر دست یابی به چگونگی پیدایش و تغییر و تحول خاک، می تواند دیدگاه علمی گسترده ای را در نحوه استفاده از آن در پیش روی ما بگشاید.
به طور کلی محققین سه منشاء برای کانی های رسی خاک ها ذکر کرده اند که در زیر مختصراً توضیح داده می شود (خادمی و جلالیان، 1371).
1- کانی های به ارث رسیده از مواد مادری17:
بدیهی است این دسته از کانی ها در خاک ها خصوصا خاک های جوان درصد بالایی از کانی های موجود در خاک را تشکیل می دهند و با افزایش درجه تکاملی خاک مقدار آن ها کاهش می یابد.
2- کانی های حاصل عمل خاکسازی که در اثر تبدیل کانی های موجود در خاک ها حاصل می شوند18:
به این نوع کانی ها تبدیلی گفته می‏شود. برای مثال تبدیل ایلایت و کلرایت به اسمکتایت در خاک های ایران و در سایر نقاط دنیا، تبدیل میکا به ورمی‏کولایت، تبدیل اسمکتایت به پالی‏گورسکایت و یا بالعکس را می توان نام برد. در صورتی که کانی های تبدیلی در مواد مادری خاک نیز وجود داشته باشند مقدار این کانی ها در خاک بیش از مواد مادری است.
3- کانی های حاصل عمل خاک‏سازی که در اثر رسوب کانی از محلول حاصل می شوند19:
به این کانی ها، کانی های با منشا جدید و یا کانی های با منشا خود به خودی گفته می‏شود. برای مثال ایجاد اسمکتایت و پالی گورسکایت از محلول خاک را می توان ذکر کرد. مثلا برای ایجاد اسمکتایت از محلول خاک زهکشی ضعیف و الکترولیت غلیظ و برای ایجاد پالی گورسکایت، واکنش خاک بالا، اکتیویته بالای منیزیم و سیلیسیم ضروری است. شوجی20 و همکاران (1993) گزارش کردند که مینرالوژی رس خاک های تشکیل شده روی مواد آتشفشانی تحت تاثیر فاکتورهای مثل مواد مادری، مراحل تشکیل خاک، واکنش خاک، رژیم رطوبتی خاک و تجمع مواد آلی قرار دارد.
ایلایت
ایلایت میکای آبدار موجود در رسوبات رسی است که در خاک های جوان بیشتر از خاک های هوادیده مشاهده می شود و معمولاً با افزایش عمق میزان ایلایت افزایش می یابد. چیچستر21 و همکاران (1969) در مطالعاتی که روی خاک های حاصل از مواد آتشفشانی در منطقه مازاما انجام دادند ایلایت را به عنوان یک از کانی های موجود در این خاک ها گزارش دادند که مقدار آن بسته به عمق و رطوبت خاک منطقه مورد مطالعه دست‏خوش تغییر قرار می گرفت.
طبق گزارشی که در توسط اولین22 و همکاران (1966) ارائه گردید ایلایت در خاک های بازالتی مشاهده شد که تشکیل آن در اثر هوازدگی بازالت اتفاق نیفتاده است و به ندرت در مناطقی با بارندگی زیاد مشاهده می شود. حسن نژاد و خرمالی (1386) گزارش دادند که وجود ایلایت در خاک حکایت از جوانی و مراحل اولیه تکامل خاک دارد. احتمال تشکیل پدوژنیک ایلایت در افق های سطحی هم رد نمی شود به طوری که به عقیده بسیاری از محققین، شستشوی زیاد شرایطی را برای آزاد شدن پتاسیم از میکا مساعد نموده و موجب هوادیدگی آن به کانی2:1 می گردد. گزارش های متعددی وجود دارد مبنی بر این که در شرایط اقلیمی ایران ایلایت در اکثر خاک های ایران منشا مواد مادری دارند (خادمی، جلالیان 1371، حسن نژاد و خرمالی 1386).
کلرایت و کانی های هیدورکسی بین لایه‏ای کلرایت عمدتا به صورت توده های سبز رنگ دیده می شود که مربوط به سنگ های دگرگونی هستند. شرایط اسیدی متوسط، مقدار ماده آلی کم، شرایط اکسیداسیون و خشک و مرطوب شدن فراوان، شرایط محیطی مناسب برای تشکیل کانی های هیدروکسی بین لایه‏ای کلرایت می باشند.
چیچستر و همکاران (1969) در مطالعاتی که روی خاک های حاصل از مواد آتشفشانی در منطقه مازاما انجام دادند بیان کردند که کانی کلرایت در تمام نمونه ها وجود داشت به طوری که با اعمال تیمار پتاسیم کلپس کرده و به 14 آنگستروم می رسید و با تیمار پتاسیم + حرارت 550 درجه سانتیگراد به 10 آنگستروم کاهش پیدا می کرد. خادمی و جلالیان (1371) و حسن نژاد و خرمالی (1386) در گزارش هایی جداگانه منشا و منبع کلرایت در خاک های ایران را با توجه به شرایط اقلیمی ایران ژئوژنیک و حاصل مواد مادری اعلام کردند.
اسمکتایت:
اسمکتایت‏ها به طور کلی در خاک های مسطح تا کم شیب دیده می شوند. سلطانی و ابطحی (1380) در مطالعات کانی‏شناسی خاک های دشت سپیدان به این مطلب اشاره کردند که کانی اسمکتایت در نقاط پست حضور فروان و در نقاط مرتفع حضور کم داشته است، که این تاثیرات عامل پستی و بلندی در تشکیل این کانی است و به طور کلی که در مناطق با ارتفاع کمتر مقدار اسمکتایت بیشتر از مناطق با ارتفاع بیشتر است. به عبارت دیگر با افزایش ارتفاع مقدار کانی اسمکتایت کاهش می یابد. همچنین در تحقیق دیگری که سینگر23 (1977) در مورد ساختار رس های حاصل از مواد آتشفشانی تحت شرایط مرطوب مدیترانه ای انجام داد گزارش داد که با افزایش مقدار بارندگی بالاتر از 700 میلی‏متر در سال مقدار اسمکتایت در این خاک به صورت خطی کاهش می یابد. ایشان کاهش در مقدار اسمکتایت به وسیله تجزیه آن به کائولینات و اکسیدهای آمورف بیان و شرح داده‏اند. با توجه به توضیحات فوق دلایل کاهش مقدار اسمکتایت با افزایش ارتفاع را می توان به خلاصه به شرح زیر بیان کرد:
1- با افزایش ارتفاع، دما کاهش یافته، در نتیجه سرعت هوازدگی کاهش می یابد.
2- شیب زیاد شرایط را برای نگه‏داشت آب و ایجاد شرایط زهکشی و تهویه بد نامناسب کرده است. در نتیجه شرایط برای تشکیل اسمکتایت نامناسب می گردد.
چیچستر و همکاران (1969) و مویر24 و همکاران (1951) در مطالعه‏ای که روی خاک های حاصل از مواد آتشفشانی و سنگ های آذرین انجام دادند، حضور کانی اسمکتایت را گزارش کردند. لامروکس25 و همکاران (1973) گزارش نمود کانی رسی اسمکتایت در ذرات رس مشتق شده از خاک های بازالتی وجود دارد. گزارش های متعددی وجود دارد که شرایط تشکیل اسمکتایت در خاک را وضعیت زهکشی تهویه ضعیف تا متوسط سطح آب زیرزمینی بالا عنوان کرده اند (خادمی و جلالیان، 1371، سلطانی و ابطحی، 1380، زمانیان، 1384 و حسن نژاد و خرمالی، 1386).

ورمی کولایت
کانی ورمی‏کولایت توسط چیچستر و همکاران (1996) در مطالعه‏ی خاک های حاصل از مواد آتشفشانی در منطقه مازاما گزارش شد. همچنین سینگر و همکاران (1977) در بررسی که روی ساختار و نحوه تشکیل رس های حاصل از مواد آتشفشانی در شرایط اقلیمی مدیترانه ای انجام دادند بیان نمودند که تحت شرایط مرطوب و با افزایش رطوبت ورمی کولایت جایگزین اسمکتایت می شود. بر اساس نظر مهجوری، (1975) وجود ورمی‏کولایت می تواند ناشی از تغییرات ساختمانی مواد مادری در اثر هوادیدگی میکا به ورمی‏کولایت باشد. اگرچه میزان هوادیدگی در افق های سطحی بیشتر است ولی با کاهش شیب امکان انتقال رس های ریز تشکیل شده در سطح به اعماق فراهم می آید.
کائولینایت
خادمی و جلالیان (1371) گزارش دادند که کائولینایت در شرایط گرم و مرطوب می تواند در اثر فرآیند خاک‏سازی ایجاد شود ولی ایجاد این کانی در منطقه خشک و نیمه خشک شرایط اقلیمی ایران امکان‏پذیر نمی باشد. سوما26 و همکاران (1992) بیان نمود که کانی های گروه کائولینات می تواند در خاک های مناطق آتشفشانی مشاهده شوند که علت آن وجود جایگاه های خالی آلومینیوم در ورقه های اکتاهدرال است. این جایگاه های خالی از جایگزینی یون آهن با یون آلومینیوم در ورقه های اکتاهدرال ناشی می شود. مویر (1955) و لامروکس و همکاران (1973) در گزارش های مجزایی از وجود کائولینات در سنگ های آذرین منطقه مورد مطالعه خود خبر دادند. سینگر و همکاران (1977) نیز در مطالعات خود روی تشکیل رس های حاصل از مواد آتشفشانی در منطقه مرطوب اقلیم مدیترانه ای گزارش دادند که کائولینایت یکی از کانی های رسی رایج در این خاک هاست.
چندین گزارش وجود دارد مبنی بر اینکه خاک های تشکیل شده از مواد آتشفشانی دارای مقادیر زیادی پتاسیم و آمونیاک هستند که همین مقادیر بالای پتاسیم و آمونیاک باعث حضور کانی های مختلط هالوسایت اسمکتایت شده است (اکامورا و وادا، 1989، دلواکس و همکاران، 1989، اسپیتو و هرناندز، 1994 و اسکودی و همکاران، 1997).
تحولات کانی‏های رسی
در مطالعه انجام شده توسط (بین و گریفتن272002) پروفیل هایی در مناطق جنگل کاج با اسیدیته بالا و دیگری در علفزار های ناهموار با اسیدیته کم و دیگر در زمین های کشاورزی حاصل خیز با اسیدیته حداقل بررسی شد. بخش رس سه پروفیل از لحاظ کانی شناسی یکسان بود. توسط الگوهای بخش X-Ray، بخش رس با استفاده از مدل کامپیوتری برای الگوی هوازدگی احتمالی شبیه سازی شد:
1- افزایش نسبت ورمی کولایت در حد واسط میکا-ورمی کولایت در افق های بالایی زمین های کشاورزی و جنگل که ناشی از هوازدگی میکا به وسیله کاهش پتاسیم بین لایه ای است.
2- تشکیل بار زیاد به وسیله هوازدگی کلرایت در تمام پروفیل ها. تفاوت مینرالوژی بین پروفیل ها حداقل است. اما این دو الگوی هوازدگی متفاوت است که ناشی از تفاوت در استفاده از کاربری اراضی می باشد. ولدو پک28(2002) در بررسی دوباره مینرالوژی رس که مطالعه اولیه آن بین سال های 1916-1913 انجام شده بود به این نتیجه رسیدند که روش کاشت تاثیر مهمی روی کانی های خاک دارد. روش X-Ray برای تشخیص و ارزیابی تفاوت کانی ها استفاده شد. میکا و اسمکتایت- ایلایت تشخیص داده شدند. مهم ترین تفاوت یافته شده برای غله های مداوم و تناوب غله، جو و یونجه بود. تغییر کمی در کانی شناسی رس در طرح گردشی دیده شد، اگر چه کاهش زیاد مواد ایلاتی از فاز های مختلف برای طرح های کشت غلات مداوم ثبت گردید. استفاده از کود های پتاسه از سال 1995 به نظر می رسد که در ترمیم مینرالوژی رس در غلات مداوم در نسبت با نمونه های سال1913 تاثیر داشته است. آن ها از این اطلاعات تشخیص دادند که کانی های ایلایت و اسمکتایت نقش بافری برای پتاسیم بازی می کنند. وقتی خالی از پتاسیم می شوند که خاک قادر به تهیه پتاسیم کافی از کانی های ذخیره فاز آواری نیست وقتی غنی از پتاسیم می شوند که خاک قادر رهایی پتاسیم کافی برای ورود به کانی های ایلایت -اسمکتایت باشد. این کار نشان می دهد که غلات می توانند مینرالوژی رس خاک های را که در فصل رشد در طی دوران هایی از زمان مربوط به کشاورزی جدید، تحت تاثیر قرار دهند. تا آنجا که در اثر روش کاشت روی رس های خاک در طی بیش از 80 سال پر اهمیت می باشند. کانی های رسی در زمین های شالیکاری با آبیاری غرقابی با80،30، 15،10 سال کشت شده ازخاک های مشتق شده از رسوبات قرمز رنگ کواتز به وسیله لی29 و همکاران(2003) بررسی شد. سه نوع کانی در آنجا غالب بودند: ایلایت- میکا، کلرایت منیزیم دار و آلوسن حد واسط. فاز های حامل پتاسیم (میکا، ایلایت و میکای حد واسط ) به صورت گسترده کاهش یافته بودند. اگرچه مقدار آهن به طور کلی کاهش یافته و در کلرایت افزایش نشان می دهد. اجزا میکا در کانی های حد واسط کاهش یافت. آن ها نتیجه گرفتند که این تغییر در مینرالوژی رس و فراوانی نسبی گویای کاهش کانی های پتاسی و افزایش در تشکیل کانی ها کم سیلیکاتی است، کلرایت، فرومنگنز. بنابراین شرایط غرقابی باعث تبدیل سریع کانی ها خاک و کاهش کانی های پتاسیم که ناشی از استفاده NPK بوده است. لی و همکاران (2003) تشکیل کانی های غنی از منیزیم با بار کم و کانی های اسمکتایت دو جایی را از سرپنتاین و همچنین تشکیل اسمکتایت های با بار زیاد را از کلرایت گزارش کردند.
محققان مختلفی خاطر نشان ساختند که پالی گورسایت به صورت ژنتیکی در خاک های ایران تشکیل شده است (خرمالی و همکاران 2003). به هر حال این کانی ممکن است در طی حرکت پروفیل خاک تخریب شود و آبشویی آن به ندرت گزارش شده است. نیومن و سینگر30 (1989) نشان دادند که پالی گورسایت زمانی که بارندگی سالیانه بیش از 300 میلی متر است پایدار نبوده و به اسمکتایت تبدیل می شود. همچنین فراوانی خیلی کمی از ورمی کولایت در خاک های مناطق خشک و نیمه خشک ایران تاکنون گزارش شده است. تخلیه پتاسیم از طریق آزار سازی آن ممکن است سبب تبدیل ایلیت (به میکاهای آبدار موجود در رسوبات رسی اطلاق می گردد) و ایلیت های حد واسط به اسمکتایت و یا اسمکتایت های حد واسط شود. هوادیدگی سبب تخریب جزئی ایلیت شده و میزان کائولینیت و ورمی کولایت خاک را نیز ممکن است کاهش دهد (دیکسون31 1989). جعفری و همکاران (2009)گزارش کردند که کشت طولانی مدت، بدون استفاده از کود، روی کانی شناسی رس و دیگر خصوصیات فیزیک و شیمیایی خاک های Calcic Haplustepts منطقه هفت تپه خوزستان، اثر گذار است. آنان بیان داشتند که پس از صد سال کشت تناوبی (گندم، ذرت، جو و سبزیجات)، رس های انبساط پذیر2:1 در خاک های تحت کشت های تناوبی، بویژه در سطح خاک دیده شد. آن ها هم چنین پیشنهاد کردند که کاهش بخش سیلت خاک در این منطقه ممکن است برخی از منشاء های کانی های میکایی در بخش رس را توضیح دهد. زیا و همکاران (2009) در مطالعه های کانی شناسی در بخش رس پروفیل های هوادیده در پلیوستوسن و ترشیاری و رسوبات تایید کردکه:1-کلرایت و ایلایت که نمایانگر کانی های اولیه اند بسیار به هوادیدگی Cryogenicحساسند و به شکل گسترده ای در رسوبات آبرفتی و باد رفتی تخریب گشته اند. 2- اسمکتایت در شرایط Periglacial تشکیل شد.3-کائولینیت که کانی مرجع برای Palaegeneاست، در شرایط گرم تر و مطلوب تر تشکیل شد. تشکیل اسمکتایت بیان داشت که شرایط ژئو شیمیایی در محیط های Cryogenicمهم هستند، و اسمکتایت در خاک های جوان امروزی و رسوبات قاره ای مناطق گرم می تواند درجا باشد، همان گونه که ممکن است درشرایط Periglacial رسوب کند. پاشایی (1378) در تحقیقی که در 20 کیلومتری شرق گرگان بر روی خاک های لسی که دارای پوشش جنگلی بوده اند انجام داد به این نتیجه رسید که به علت آبشویی نسبتا شدید املاح محلول و کربنات ها قسمت اعظم اسمکتیت موجود به کلریت یا کائولینیت تغییرشکل داده و مقدار آن به حداقل رسیده است.
امینی جهرمی (1387 ) در منطقه گرگان کانی های گروه اسمکتایت اکثر پروفیل ها دیده شد که منشا تغییر یافته از میکا داشت. لی و همکاران (2003) با مطالعه بر روی خاک های مالی سول کالیفرنیا و بررسی موقعیت های ژئومورفیک شیب پشتی و پنجه شیب، کلریت را در تمام افق های مورد بررسی نسبتاً ثابت مشاهده کردند. آنها نتیجه گرفتند که کلریت به ورمیکولیت و سپس به اسمکتیت با بار زیاد تغییر پیدا می کند که این وضعیت فقط در افقهای تحتانی شیب پشتی رخنمون گردید. همچنین کلریت با از دست دادن ورقه هیدروکسی بین لایه ای به کانی منظم بین لایه ای کلریت- ورمیکولیت تبدیل می شود. آنها اسمکتیت را کانی ثانویه غالب در تمام افق ها معرفی کردند و چنین نتیجه گرفتند که اسمکتیت در این خاک های غنی از سرپنتین دارای دو منشاء است: 1- تبدیل کلریت که درموقعیت شیب پشتی یافت شد و 2- تشکیل مجدد به وسیله رسوب عناصر رها شده از هوازدگی سرپنتین.
فانینگ32 و همکاران (1989) تشکیل اسمکتیت حاصل از هوادیدگی کانی ایلیت را مطرح کردند که برای این عمل و خروج پتاسیم از لایه های ایلیت و تبدیل آن به اسمکتیت، غلظت خیلی کم پتاسیم در محیط خاک الزامی است. با توجه به عدم وجود اسمکتیت در مواد مادری، منشا این کانی را تغییر شکل ایلیت می توان دانست.
جعفری (1384)، کانی پالیگورسکایت به علت زهکشی مناسب و حذف بسیاری از املاح بویژه نمکهای منیزیم دار، سبب ناپایداری این کانی در این خاک ها شده و در نتیجه موجب تبدیل این کانی به کانی های دیگر شده است. از طرفی بر خلاف خاک های بایر، رس های قابل انبساط در اراضی تحت کشت بویژه نیشکر تشکیل شده بود که بخشی از این رس ها ممکن است در اثر تحول رس پالیگورسکایت حاصل شده باشد. اسمکتایت در خاک های با زهکشی خوب، با افزایش رطوبت قابل دسترس خاک، یک روند افزایشی نشان می دهد (خرمالی و ابطحی، 2003). افزایش رطوبت قابل دسترس خاک و به دنبال آن یک محیط با آبشویی نسبی بیشتر برای آزاد سازی K+از کانی های میکایی و مشخصا ایلایت در محیط آهکی Mg با بالا و تحرک Siبالا ممکن است شرایط مطلوبی برای تشکیل اسمکتایت از طریق تغییر شکل را فراهم کند. کانی مونتموریلونیت در اقلیم با دوره های تر و خشک متوالی، تحت شرایط اسیدی، مواد آلی کم، هوادیدگی شدید و وجود یونهای آلومینیوم، میتواند به کائولینیت تبدیل گردد. تشکیل این کانی از هوادیدگی میکا، کلریت و فلدسپار غنی از آهن نیز گزارش شده است (میلر 33و همکاران، 1993 ). کانی پالی گورسایت در دشت سپیدان خیلی کم بوده و این امر ناشی از بارندگی بالاتر این دشت است که باعث تبدیل این کانی به اسمکتایت می شود.
ابطحی (1980)، علت اصلی حضور اندک پالیگورسایت در افق های سطحی دشت سپیدان را به عدم پایداری آن در مواجهه با شستشوی مداوم و آرام موجود در افق های سطحی این منطقه نسبت داده است. از جمله فرایند های موثر در تشکیل مونت موریلونیت در منطقه سپیدان هوادیدگی پالی گور سکایت است چون به علت وفور عناصر قلیایی پالی گورسایت زیادی تشکیل می شود که این دو کانی نیاز به سیلیس و منیزیم فراوان دارند، اگر فرایند ساخت مونت موریلونایت در این پدون موجود نباشد، این کانی با توجه به ریز بودن و وضعیت بارندگی از افق سطحی خارج می شد. بنابراین می توان گفت که حضور این کانی بیشتر جنبه پیدایشی داشته و کمتر به صورت توارثی منتقل شده است. مهجوری (1972)، اعتقاد دارد که مونت موریلونایت می تواند از تغییر شکل ایلیت حاصل گردد. ایشان معتقد است که مکانیسم اولیه برای تغییر شکل کلرایت به مونت موریلونایت می تواند اکسیداسیون آهن دو ظرفیتی در لایه های هشت وجهی باشد. که این امر باعث ضعیف شدن پیوند بین لایه ها و در نتیجه ورورد آب به انجا می گردد. منشاء اصلی کانی های اسمکتیت و پالی گورسکیت در دشت پلنگ و خیر آباد تغییر و تبدیل دیگر کانی ها به ویژه ایلیت و کلریت به این دو کانی است ولی به نظر می رسد که در دشت داراب به علت شرایط زهکشی بهتر و فراهم بودن آب زیر زمینی، عامل عمده تشکیل این دو کانی، تشکیل مجدد آن ها از محلول خاک می باشد (خرمالی و ابطحی 2003). به طرف دشت آبرفتی، به علت بالا بودن سطح آب زیرزمینی از پایداری پالیگورسکیت کاسته می شود و اسمکتیت، کانی غالب خاک میباشد. منشا کانی پالیگورسکیت در سطوح پدیمنت پوشیده، حدواسط و دشت آبرفتی، به ترتیب، موروثی، پدوژنیک و آواری می باشد. (صالح سنجری وهمکاران، 1389). باقرنژاد (2002 )، ضمن بررسی کانی های رسی خاک های واحدهای مختلف فیزیوگرافی استان فارس، وجودکانی های میکا (ایلیت)، کلریت، اسمکتیت (مونتموریلونیت)، ورمی کولیت، کانیهای مخلوط (ایلیت-اسمکتیت و کلریت-اسمکتیت) و کانی های هورمیت (پالیگورسکیت) را گزارش نمود و اظهار داشت که کانی های رسی این خاک ها در واحدهای مختلف فیزیوگرافی ازنظر نوع، کم و بیش مشابه میباشند، اما به لحاظ میزان نسبی متفاوت هستند. در ضمن، خاک های اراضی مرتفع، حاوی مقدار زیادی ایلیت و کلریت می باشند و با حرکت به سمت دشت ها و اراضی پست بر مقدار مونت موریلونیت و پالیگورسکیت افزوده می شود. وی نتیجه گرفت که در این خاکها، کانیهای ایلیت و کلریت از مواد مادری به ارث رسید ه اند، در صورتی که کانی های مونت موریلونیت و پالیگورسکیت از تغییر کانیهای اخیر و یا نوتشکیلی از محلول خاک به وجود آمده اند.
صالح سنجری و همکاران، (1389) اسمکتیت دارای دو منشا خاکساز (از محلول خاک ) و تغییر شکل یافته از کانی های پالیگورسکیت، ایلیت و کلریت است. جعفری و باقرنژاد، ( 1386) با بررسی تثبیت پتاسیم در خاک های زیر کشت نیشکر هفت تپه و اراضی بایر مجاور، اظهار داشتند برخلاف خاک های بایر، در خاک های کشت شده کانیهای رسی قابل انبساط تشکیل شده است. آنها اعلام کردند عدم وجود این نوع کانی ها در اراضی کشت نشده بیانگر نوتشکیلی این رسها در خاک های کشت شده در اثر کشت و آبیاری طولانی مدت می باشد. افزایش ظرفیت تبادل کاتیونی رس های خالص شده در اراضی تحت کشت نسبت به اراضی بکر نیز از دلایل دیگر تائید کننده این مدعا است که کانی رسی خاک تحول یافته اند. در اثر کشت و زرع، ظرفیت تبادل کاتیونی خاک و رس های مربوطه هم در کشت نیشکری و هم در کشت تناوبی نسبت به اراضی بکر افزایش یافته است. این افزایش با توجه به تغییر شدت پیک کانی رسی ایلیت می تواند به دلیل تحول در ساختار کانی ها بوده که مطالعه به کمک پراش اشعه ایکس (XRD ) نیز موید این امر است. تحول رس های خاک ممکن است بدلیل تخلیه پتاسیم از کانی های خاک پدید آمده باشد( جعفری، 1384).
ایلیت، اسمکتیت، کلریت، کائولینیت، ورمی کولیت و پالیگورسکیت از کانی های غالب در مناطق خشک و نیمه خشک محسوب، می شوند (ویلسون34، 1999). حضور غالب کانی ایلیت منشا مواد مادری در خاک های مناطق خشک و نیمه خشک مکرراً گزارش شده است (سینگر، 1989، خرمالی و همکاران، 2006 ). کانی اسمکتیت در خاک های مناطق خشک و نیمه خشک ایران، عراق، آمریکا و عربستان مشاهده شده است (ابطحی، 1980، خرمالی و ابطحی، 2003). وجود این کانی با منشا نو تشکیلی از محلول Si+4 ،Mg+2 خاک در شرایط شور و قلیایی با غلظت زیاد و Al+3در منطقه جنوب استان فارس تایید شده است (گیوی و ابطحی، 1985 ). کائولینیت کانی رسی متداول مناطق گرم و مرطوب بوده و حاصل هوادیدگی است (دیکسون، 1989). کائولینیت می تواند از اسمکتیت و تحت شرایط اسیدی و خارج شدن سیلیکات نیز به وجود آید (دیکسون، 1989 ). کانی مونت موریلونیت در اقلیم با دوره های تر و خشک متوالی، تحت شرایط اسیدی، مواد آلی کم، هوادیدگی شدید و وجود یون های آلومینیوم، می تواند به کائولینیت تبدیل گردد. تشکیل این کانی از هوادیدگی میکا، کلریت و فلدسپار غنی از آهن نیز گزارش شده است (میلر و همکاران، 1993 ).
آهن
آهن حدود 5 درصد پوسته زمین را تشکیل می دهد. فازهای مختلفی از آهن در خاک وجود دارند که از جمله آنها میتوان به آهن موجود در کانیهای سیلیکاتی اولیه، رسها و اکسی هیدروکسیدهای آهن با درجه تبلور متفاوت و آهن پیوند شده با مواد آلی اشاره نمود. اکسی هیدروکسیدهای آهن در دامنه های از ترکیبات بی شکل تا بلورین وجود دارند. اکسیدهای آهن غیربلورین توسط اگزالات آمونیوم اسیدی و کل ترکیبات آهن پدوژنیک توسط سیترات- دی تیونات- بیکربنات استخراج میشوند. تفاضل این دو شکل آهن و همچنین نسبت آنها در بررسی تشکیل و تکامل خاکها مورد استفاده قرار میگیرند (فیلدر و سومر35، 2004 و جانسون و مک براید36، 1989 ). علاوه بر این تغییرات مقدار آهن و انتقال آن یکی از فرآیندهای کلیدی در تشکیل و رده بندی خاک است (ودرهلد37 و همکاران، 2007 ). پراکندگی و مقادیر ترکیبات گوناگون آهن و منگنز در خاک تا حد زیادی به وسیله ماهیت مواد مادری، شرایط اقلیمی، فرآیندهای خاکسازی، چرخه های زیستی، نوسانات فصلی آبهای زیرزمینی، پتانسیل اکسایش و کاهش، مواد آلی و برهمکنش سایر عناصر غذایی تعیین می گردد. شرایط زهکشی به دلیل تاثیر بر فرآیندهای اکسایش-کاهش خاک، بر شکلهای شیمیایی و ترکیبات آهن و منگنز از جمله اکسیدها و هیدروکسیدهای این عناصر و توریع آنها در نیمرخ خاک اثرات شدیدی دارد (اولیایی و همکاران، 1388 ). پراسکاس38 ( 1996 ) بیان کرد توزیع آهن و منگنز و تجمعات آنها در خاکهایی دارای آب زیررمینی بالا با خاکهایی که به طور فصلی اشباع می شوند متفاوت است، به طوری که ترکیبات و تجمعات آهن و منگنز در خاکهای با آب زیرزمینی بالا در امتداد حاشیه مویینگی بوده و در خاکهایی با اشباع فصلی در مجاورت حفرات ریز با تهویه ضعیف قرار دارند. پتانسیل اکسایش منگنز بالاتر از آهن میباشد این امر بر نحوه توزیع این عناصر در نیمرخ خاک موثر بوده و می تواند نشان دهنده درجه اکسایش و کاهش خاک باشد (کورنل و شورتمن39، 2003 ).
ودرهلد و همکاران ( 2007 ) مقادیر کمتر آهن کل در افقهای سطحی دو خاک گلی سول و کمبی سول را گزارش کردند و دلیل آن را میزان آهن کمتر بقایای آلی در مقایسه با قسمت معدنی خاک دانستند. مواد آلی میتوانند تبلور کانی های ثانویه از جمله کانیهای آهن و منگنز را تحت تاثیر قرار دهند و پوششهای آلی بر روی هسته اولیه بلور میتواند از رشد آن جلوگیری کند (هلم40 و همکاران، 1996). گئوتایت، هماتیت، لپیدوکروسایت، مگ همایت و مگنتیت از فراوانترین گونه های اکسید آهن در خاک هستند (کورنو41 و همکاران، 2005 ). اکسیدهای آهن و منگنز به تغییرات محیطی بسیار حساس بوده و به طور متناوب در میان شکافها و حفرات حرکت کرده و بر روی سطوح خاکدانه ها تجمع مییابند در نتیجه میتوانند نمایانگر محیط تشکیل خود باشند (لیو42 و همکاران، 2002 ). حضور توام گئوتایت و لپیدوکروسایت به طور گستردهای در محیط های تحت تاثیر تناوب اکسایش و کاهش در مناطق معتدل گزارش شده است (شورتمن و تیلور43، 1989 ). حضور فری هیدریت در خاکها منعکس کننده محیطی است کهFe+2 در حضور ماده آلی و یا Si بالا، اکسید شده است. حضور Siو ماده آلی از به وجود آمدن لپیدوکروسایت و گئوتایت جلوگیری کرده و میزان فری هیدریت را افزایش میدهد (کوداما و اسنیتزر44،1977). تجمعات آهن و منگنز به شکلهای مختلف از قبیل سخت دانه ها، گرهکها و پوشش ها در خاک ظاهر میشوند. امروزه تجمعات آهن و منگنز علاوه بر مطالعات پیدایش خاک از دیدگاه محیط زیست نیز مورد توجه می باشند. از دیدگاه پیدایشی این تجمعات در خاکهای دارای زهکشی ضعیف یافت می شوندو میتوانند به عنوان شاخصی برای شرایط هیدرومورفی خاک تلقی شوند (ودرهلد و همکاران، 2007 و گاسپاراتوس45 و همکاران، 2000).
محبی صادق و همکاران (1391) ، نشان دادند که مواد آلی و توزیع رس در خاکهای مطالعه شده مواد آلی و توزیع رس در خاکهای مطالعه شده بیشترین تاثیر را بر روی توزیع آهن و منگنز دارند. تشکیل کمپلکس مواد آلی با آهن و منگنز و جلوگیری از رشد کریستالی آهن تاثیر مشهودی را در توزیع آهن و منگنز قابل استخراج با DTPA و آهن غیربلورین نشان داد درصد رس بالا در افقهای تحتانی از نفوذ آب جلوگیری نموده و موجب ایجاد شرایط کاهشی می شود و در نتیجه شکلهای غیر بلورین آهن در افقهای تحتانی برخی نیمرخها افزایش یافته است. همچنین همبستگی مثبت میان Fed و میزان رس نشان دهنده انتقال آهن به همراه رس از افق های فوقانی طی فرایند Lessivageو تشکیل افق آرجلیک می باشد. نتایج این نوع انتقال بر روی توزیع آهن بلورین و کل مشهود است. شکلهای بلورین و آمورف آهن در این تجمعات بیشتر از متن خاک تعیین گردید هرچند میزان Feo در تجمعات تفاوت بارزتری را نسبت به متن خاک نشان داد. بالاتر بودن میزان آهن غیربلورین را میتوان به شرایط متفاوت این تجمعات از جمله رطوبت بالاتر، زمان کمتر تشکیل آنها نسبت به متن خاک و حضور بیشتر عناصر سنگین و کم مصرف در آنها نسبت داد.
-اشکال آهن در خاک
ملکوتی و همکاران (1384) حرکت آهن در خاک را به صورت تودهای و انتشاری میدانند و در حالت انتشار همیشه از غلظت بیشتر به طرف غلظت کمتر میباشد. عمده حرکت آهن در خاک به صورت تودهای و به صورت مواد معدنی کلوئیدی بوده که خود را به سطح ریشه می رساند. عواملی از جمله نوع رس، ظرفیت تبادلی کاتیونی، pH خاک، مواد آلی، فعالیت میکروبی، غلظت محلول خاک و آب از حرکت آهن در خاک جلوگیری میکنند (ملکوتی، 1384). آهن به شکل دو ظرفیتی در کانیهایی مانند سیلیکاتها، آمفیبول ها، پیروکسنها و الیوینها یافت میشود. بر اثر تخریب آنها اکسیدهای آهن سه ظرفیتی تشکیل میشود که از نظر حلالیت با هم متفاوتند (منجل46و همکاران، 2001).
گئوتایت > فری هیدرات > لپیدوکروسایت > اکسید فریک > ماگهمایت > هماتیت
اکسیدهای آهن
اکسیدهای آهن که در خاک وجود دارند عمده رنگ خاک را شامل میشوند، معمولا در شرایط اقلیمی مختلف دارای مقادیر متفاوتی میباشند. بیشترین آنها در مناطق حاره است که به دلیل تخریب ساختار رس آزاد میشوند ولی در خاکهایی که دارای شرایط رداکس یا شرایط اکسیداسیون و احیاء متفاوتی در طول سال هستند. عوامل پدوژنیکی که در تشکیل اکسیدهای آهن در خاک اثرگذار هستند شامل دما، رطوبت، pH و غیره است. اکسیدهای آهن حتی در غلظت کم نیز رنگ خاک را کنترل می کند. رنگ زرد، قهوه ای و قرمز در خاک توسط اکسید آهن ایجاد شده و وجود آنها نشان از درجات متفاوتی از پدوژنز در خاک است.
طبیعت شیمیایی و سطح ویژه بالای اکسیدهای آهن میتواند بر فسفات، مولیبدات اثر داشته باشد و آنیونهای آلی و مولکولهایی مثل سیترات، فولیک اسید و هیومیک اسید و همچنین کاتیونهایی مثل روی، کبالت، نیکل و مس و غیره را نیز که برای رشد گیاه میتواند ضروری باشد جذب میکند.
اکسیدهای آهن همچنین بر ساختمان خاک از طریق تشکیل خاکدانه، ایجاد نادولها و یا پلینتایت و اورتستین را به وجود آورد.
-خصوصیات کلی ویژگی های اکسیدهای آهن
اکسیدهای آهن به اشکال مختلفی به شکل کریستالی وجود دارند که معروفترین آنها هماتیت (به خاطر رنگ خیلی قرمز)، مگنتیت (به خاطر خصوصیات آهن ربایی)، گئوتایت( به خاطر فراوانی) و لپیدوکروسایت (به خاطر شرایط تشکیل ) میباشند.
در ساختار همهی اکسیدهای آهن اتم مرکزی Feاست که در مرکز هشت وجهی (اکتاهدرال) قرار میگیرد و دور این هشت وجهی یونهای O یا OH قرار گرفتهاند. اشکال متفاوت کریستالی در اثر این ترکیب به وجود میآید که در واقع اینها تشکیل دهنده انواع مختلف اکسیدهای آهن هستند. در اکسیدهای آهن کاتیونهای فلزی دیگری از جمله Al میتواند در سطوح مختلف با جانشینی همشکل جانشین آهن شود. به دلیل کوچک بودن شعاع اتمی Al نسبت به Fe، در اثر این جانشینی، انقباضی (shrinkage)در ساختمان رخ میدهد. علاوه بر Al کاتیونهای دیگر مثل Ni و Tiو غیره در اکسیدهای Fe گزارش شدهاند. درجه کریستاله شدن اکسیدهای Fe در خاکهای مختلف متفاوت است. مطالعات پیکهای XRD و درجه پهنی این پیکها وجود و اندازه کریستالها را مشخص میکند.
تغییرات گستردهای در درجه کریستالها در خاک نشان از آن دارد که توسعه کریستالهای اکسیدهای آهن شاخصی از شرایط محیطی خاک است. به عبارتی درجه کریستال اکسیدهای آهن میتواند معرف شرایط تشکیل این اکسیدها باشد. تغییر در رنگ اکسیدهای آهن نیز از خصوصیات ترکیبات دیگر اکسیدهای آهن است که برای هر ترکیب این رنگ اختصاصی و مشخص است و در محدوده خیلی کمی تغییر می کند. این تغییرات (رنگ) بسته به درجه کریستاله بودن کانی تغییر می کند. به عنوان مثال هماتیت، رنگ آن از قرمز روشن تا ارغوانی تغییر میکند، از سوی دیگر رسوب این اکسیدها در توده های بزرگ باعث ایجاد رنگ تیره تر می شود، همچنین جانشینی همشکل Al به جای Fe سبب ایجاد رنگ روشن میگردد.
با افزایش سن خاک اکسیدهای آهن کریستالی افزایش می یابد، شکل کریستالی آهن غیر محلول بوده و فقط از طریق انتقال رسها در عمق پروفیل جا به جا میشود. اما آهن بیشکل که شامل هیدروکسیدها، فرو اکسیدها و ترکیبات آهن – هوموس هستند با محلول خاک قادر به جا به جایی میباشد. مهاجرت رسها در پروفیل نقش مهمی در جا به جا کردن هر دو شکل آمورف و کریستال آهن دارند (دولوی47 و موستفی، 1977).
رومیزاده48 و همکاران (1996) فرمهای آهن در خاک را آهن قابل حل در آب، جذب سطحی شده، به سادگی قابل تبادل و رسوب به صورت کانیهای ثانویه پیوند یافته با کانیهای اولیه و مواد آلی میدانند. همچنین بیان داشتند که مقدار آهن در خاکهای ریز بافت، بیشتر از خاکهای درشت بافت میباشد.
-گئوتایت
گئوتایت فراوانترین اکسیدهای آهن است که منجر به ایجاد رنگ قهوهای – زرد به قهوهای تیره میشود. وجود اکسید آهن حتی در مقدار اندک، تغییراتی را در خاک به وجود میآورد. این کانی میتواند دارای جانشینی Al به جای Fe در ساختارش باشد که این مقدار جایگزینی نسبت به دیگر اکسیدهای آهن در گئوتایت بیشتر است. مقادیر زیاد Al منعکس کننده تغییرات در محیطهای پدوژنیک هستند که گئوتایت از آن به وجود میآید. در واقع میزان جانشینی نشاندهنده شرایط تشکیل گئوتایت است. جانشینی بیشتر Al در خاکهای مناطق حاره و نیمه حاره با درجه هوادیدگی زیاد در گئوتایت بیشتر است. در خاکهای اسیدی و در محیطهای احیایی مثل خاکهای مناطق مردابی (مردابی که مواد آلی در آن مدفون شده) جانشینی کمی از Alبه جای Fe دیده شده است (فیش49 و کلارک، 1982).
فاکتورهایی که بر درجه جایگزینی Al در گئوتایت اثرگذار هستند به درستی درک شدهاند، با این وجود میزان Al محلول از فاکتورهای مهم است که می تواند از pH و غلظت Si نیز اثرپذیر باشد، این امر باعث می شود که گئوتایت در محیط های بدون Si دارای مقدار زیادی جانشینی Al باشد.
شرایط آزمایشگاهی نشان می دهد که Al به دلیل بار بیشتر نسبت به هیدروکسیدهای Al که در pH، بالاتر به وجود میآیند، در محلول به شکل حل شده (محلول) باقی میماند و باعث جایگزینی بیشتری می شود (دیدیر50 و همکاران، 1983).
گئوتایت از کانیهایی است که به Ehنسبتا زیاد (پتانسیل رداکس مثبت) و غلظت متوسط هیدرونیوم نیاز دارد. این کانی یا از فروپاشی سریع کانیهای آهن و منیزیمدار به وجود میآید و یا بر اثر متراکم شدن مواد ژلاتینی آبدار آمورف در طول زمان تشکیل میشود. با وضعیت شدید اکسایشی (Eh بیشتر از 100 میلیولت) و pH متوسط، این کانی به کندی به هماتیت تبدیل میگردد. شواهدی موجود است که ممکن است در بعضی پروفیلهای خاک به گئوتایت تبدیل شود (اسچورتمن51 و همکاران، 1985).
– هماتیت
نوعی از اکسید آهن که رنگ قرمزی شبیه خون دارد به همین دلیل به این نام معروف است. این ترکیب دارای رنگی به زمینه YR5 یا قرمز به دلیل اینکه رنگدانههای آن قدرت زیادی داشته و میتواند همه رنگهای دیگر را بپوشاند. قرمزی این باعث میشود که خاکهای حاوی این ترکیب رنگ قرمز را به وضوح نشان داده و افزایش درجه کریستالی این ترکیب باعث میشود که این رنگ تا حدودی به ارغوانی تمایل پیدا کند که رنگ ارغوانی بیشتر در رسوبات قدیمی دیده میشود (تورنت52 و همکاران، 1983). تورنت (1983) همچنین نشان داد که این کانی در شرایطی تشکیل میشود که Eh بالا و pH متوسط تا زیاد باشد و هیدروکسیلها از گئوتایت آبدار به مقدار زیاد خارج میشوند. از سوی دیگر این کانی ممکن است مستقیما از فروپاشی کانیهای آهن و منیزیوم دار و در شرایط Eh-pH زیاد صورت گیرد. هیوی قرمزتر بعضی از خاکها به افزایش نسبت هماتیت به گئوتایت مربوط میباشد. در خاکهایی که هم گئوتایت و هم هماتیت وجود دارد، هماتیت کریستالهای اغلب بزرگتری دارد بنابراین سطح ویژه کمتری دارند. در هماتیت نیز جانشینی Al به جای Fe رخ میدهد ولی به اندازه گئوتایت نیست.
میزان جانشینی تابع دما است. در دمای کم در هماتیت حداکثر 1/6 فضای هشت وجهی به وسیله Al اشغال شده است که معادل نیمی از حداکثر جابه جایی در گئوتایت است. در دماهای بالا جانشینی بیشتری می تواند تا دمای 600 درجه سانتیگراد به کمتر از 1/6 خواهد رسید (پنا53 و تورنت، 1984).
-لپیدوکروسایت
از کلمه لپید به معنی مقیاس و کروسوس به معنی زعفران یعنی رنگ زعفرانی است. این ترکیب یک پلی مورف از گئوتایت است که در رنگهای نارنجی در ماتلهای خاکهای احیایی و یا به صورت نواری در بعضی از خاکها دیده می شود. این ترکیب به شکل زیگزاگ همراه پیوندهای هیدروژنی میتواند کریستالهای به مراتب طویلتر از گئوتایت ایجاد کند. در خاکهایی که زهکشی خوبی دارند لپیدوکروسایت وجود ندارند (چیلدز54 و ویلسون، 1983).
عموما لپیدوکروسایت خاکها از اکسیداسیون FeCl2 در شرایط خاص پدید میآید افزایش غلظت کلر می تواند بر درجه کریستالی اثرگذار باشد. اگر لپیدوکروسایت در اثر اکسیداسیون سریع تشکیل شود به عنوان مثال در مجاورت سطوح کانالهای ریشه، در این حالت کریستالهای لپیدوکروسایت درشت نخواهد بود یا توسعه نیافتهاند. جانشینی Al به Fe در لپیدوکروسایت متداول نیست و فقط در یک مورد تاکنون گزارش شده است. این امر ممکن است به وجود مقادیر کم Al در شرایط تشکیل لپیدوکروسایت تشکیل شود که Al وارد ساختار گئوتایت میشود. در شرایط آزمایشگاهی توانستهاند لپیدوکروسایتهایی با جانشینی Al تولید کنند (تیلور55 و همکاران، 1980).

– مگنتایت(Fe3O4) و ماگهمایتFe2O3) ץ (
ماگهمایت یک ترکیب است که از لحاظ ساختاری با مگنتایت مشابه است با این تفاوت که شکل کاملا اکسیده مگنتایت است. ماگهمایت بیشتر در نواحی حاره و نیمه حاره وجود دارد که رنگ قهوهای مایل به قرمز دارد. ساختار مکعبی مگنتایت در صورت اکسیداسیون کامل Fe2+ به Fe3+ به تشکیل ماگهمایت میانجامد (گیلکز56 و سادهیپراکارن، 1979).
– فری هیدرات
نام عمومی برای بعضی از ترکیبات اکسیدی آهن است که به حالت بیشکل (آمورف) وجود دارند. این ترکیبات عمدتا به حالت کریستالهایی با امتداد کوتاه (short range order) وجود دارند. این ترکیبات در خاکهای جوان و یا خاک های باتلاقی، پادزولی، افق های پلاسیک و سطوح هوادیده توسط گلسنگها دیده میشود. رنگ آن قرمزتر از گئوتایت اما قرمزی ان کمتر از هماتیت است. فریهیدرات از لحاظ ساختمانی در اثر تغییر شکل میتواند هماتیت تشکیل دهد (چوخرو57 و همکاران، 1973).
– تشکیل و ترکیب اکسیدهای Feدر خاک
گئوتایت فراوانترین اکسید آهن در خاکها و مواد معدنی هوادیده است و به طور متداول اکسید آهن پدوژنیکی در خاکهای مناطق گرم و سرد است. در مناطق گرم با هماتیت همراه است. در مقابل هماتیت ممکن است در شرایطی غیر از آنچه باعث تشکیل میشود، پدید آید. نسبت گئوتایت به هماتیت بیانگر اثرات شدید اقلیم در خاک است. تغییر شرایط اقلیمی همراه با تغییرات پستی و بلندی سبب تغییر نسبت گئوتایت به هماتیت در خاک میگردد. علاوه بر آن فاکتورهای خاکی و محیطی که بر نسبت گئوتایت به هماتیت اثر گذارند، به ظرفیت آهن در منبع اولیه، غلظت آن در محلول و پارامترهایی مثلpH ، Eh، دما ، فعالیت آب در خاک، مواد آلی، Al در محلول خاک و قدرت یونی بستگی دارد.
دمای پایین، فعالیت زیاد آب و مواد آلی زیاد از جمله شرایط مناسب برای تشکیل گئوتایت است و ممکن است دلیل حضور کم هماتیت در خاکهای سرد و مناطق گرم نیز همین امر باشد. جایی که هماتیت در خاک وجود دارد، مثل خاکهای ماسهای قرمز، این ترکیب میتواند از طریق فرایندهای انحلال و رسوب مجدد ناپدید شده و گئوتایت، لپیدوکروسایت و یا فری هیدرات را در حضور هماتیت تشکیل دهد. نسبت هماتیت به گئوتایت با افزایش دمای خاک افزایش مییابد. در جنوب برزیل با افزایش دما 14 به 20 درجه سانتیگراد گزارش کردهاند. همچنین رطوبت خاک بر این نسبت اثرگذار بوده و این امر حتی در تغییر برخی از خصوصیات نسبی در یک ردیف پستی و بلندی با اختلاف 176میلیمتر مشاهده شده است. در خاکهای خشک مرتفعتر هماتیت به مقدار بیشتری تشکیل میشود در مقابل خاک های دره رنگ زرد بدون هماتیت را دارند. تشکیل هماتیت در اثر فرایندهای اقلیمی خشک و در اقلیم های خشکتر در آزمایشگاه نیز نشان داده شده است. خاکهایی با رطوبت بیشتر و دمای پایینتر که دارای مواد آلی بیشتری نیز هستند، ماده آلی می تواند بر نسبت تشکیل گئوتایت به هماتیت اثر گذار باشند. وجود گسترش زیاد خاکهای با رنگ زرد در بالای خاک روی خاکهایی با رنگ قرمز در قسمت پایین خاک بیان میکند که در حضور ماده آلی تشکیل گئوتایت نسبت به هماتیت متداول تر است. مشاهدات نشان میدهد که کانالهای ریشه در خاکهای عمقی به وسیله رنگ زردی که بیانگر اثرات ماده آلی بر تشکیل گئوتایت است میباشد. با این وجود تحت اثر شرایطی که مقدار O2 خاک کم باشد این احتمال میرود که در طی فرایندهای تجزیه میکروبی، هماتیت حل گردد. این فرایند ممکن است به این دلیل باشد که هماتیت دارای جایگزینی کمتری برای Al نسبت به گئوتایت است (گئوتایت پایداری بیشتری دارد). تحول فری هیدرات به هماتیت به علت از دست دادن آب که احتمالا به دلیل جذب توسط ریز دانه های فری هیدرات میباشد (کودنس58 و لکرف، 2006).
– اثر pHبر اکسیدهای آهن
در محدوده 6-4pH= همبستگی منفی بین pH خاک و نسبت گئوتایت به هماتیت در خاک ها ملاحظه شده است. در شرایط کنترل شده آزمایشگاهی در دمای اتاق، فری هیدرات ها به گئوتایت و هماتیت در pH مختلف تبدیل شده است (بیشترین گئوتایت در 4 pH= و بیشترین هماتیت در 8-7 pH=به دست میآید).
هنگامی که pH از 4 به 8 افزایش می یابد فعالیت یون Fe(OH)+2 کم میشود، بنابراین سبب کاهش گئوتایت و افزایش هماتیت می شود.
دمای خاک و فعالیت آب در خاک بر تبدیل فری هیدرات به هماتیت اثر مستقیم دارد. pH، مواد آلی و سرعت آزاد شدن Fe نیز بر این فرایند اثر گذار است.
اگر کمپلکسهای Fe به شکل محلول باشند (اقلیم سرد و مرطوب)، آهن نیز به آرامی آزاد شود و امکان تولید فری هیدراتها کم گردد بنابراین هماتیت تشکیل نمیشود، دراین صورت گئوتایت تشکیل خواهد شد. سرعت آزاد شدن Fe از منبع آن اگر افزایش یابد و یا پیوند Fe با ترکیبات آلی بشکند تحت شرایط خشک و گرم انتظار افزایش میزان فری هیدرات را خواهیم داشت. فری هیدراتها میتوانند به عنوان منبعی از هماتیت و یا گئوتایت باشند. بنابراین هماتیت و گئوتایت میتوانند از طریق دو پروسه رقابتی تشکیل گردند.
– تعیین اکسید آهن
وجود اکسید آهن در خاک (نوع و مقدار) بیان کننده شرایطی است که در خاک وجود داشته است. به عبارتی ترکیب و نوع اکسید آهن میتواند به ما بگوید که خاک در طول زمان گذشته دارای چه شرایطی بوده است. تعیین اکسید آهن یکی از ویژگیهایی است که برای مطالعات خاک از آن استفاده میکنند. میزان اکسید آهن را به روش انحلال در مواد شیمیایی بررسی می کنند.

اکسید های آهن با دو روش شیمیایی تعیین میشود:
– دیتیونایت سیترات بیکربنات (DCB)
روش دیتیونایت سیترات بیکربنات هر دو شکل متبلور و غیر متبلور اکسیدهای آهن را استخراج میکند، به هر حال عصارهها ممکن است شامل آهن ترکیب شده با ماده آلی و مقدار محدود سیلیکاتهای آهندار باشد. دیتیونایت، بیکربنات سدیم و سیترات سدیم به ترتیب به عنوان احیاء کننده، بافر کننده سیستم (9-7=pH) و مانعی از رسوب مجدد آهن تلقی میشود (وحیدی و همکاران، 1391).
در این روش، نمونه های خاک که قرار است میزان اکسید آهن آن تعیین شود، با استفاده از دیتیونایت، آهن خاک احیا میشود، آهن احیا شده (فرو) در دمای 85 درجه سانتیگراد و حل شدن در سیترات خارج میشود. این مقدار کل آهن موجود در نمونه است، یا آهن ثانویه ای است که در فاز کانی وجود دارد. در حالت هایی که مقدار آهن زیاد باشد باید افزایش دیتیونایت در چند دفعه بصورت متوالی صورت گیرد، به این آهن استخراج شده Fed گفته میشود. بسیاری از محققین معتقدند که تیمار سیترات بیکربنات- دیتیونایت قادر به استخراج آهن موجود در اکسیدهای آزاد پدوژنیک میباشد اما قادر به استخراج آهن از کانیهای اکسید آهن با درجه تبلور بالا و کانیهای اولیه نیست (اولیایی و همکاران، 1387).
دب و لی59 ( 2012) مشاهده کردند که Fed با افزایش عمق افزایش پیدا میکند. مقدار آهن قابل استخراج با سیترات دیتیونایت با افزایش عمق در اکثر مزارع افزایش پیدا میکند، زیرا با افزایش عمق از مقدار ماده آلی نیز کاسته میشود و لذا امکان تبلور بیشتر آهن بیشکل را فراهم میسازد. از طرف دیگر مقادیر کم مواد آلی امکان احیاء آهن بلورین کانیها و تشکیل آهن آمورف را کاهش میدهد (راهب و حیدری، 1390). میرابلا60 و کارسینلی (1993) بیان کردند هماتیت و گئوتایت که از اشکال بلورین آهن هستند، تمایل زیادی به ارتباط با ذرات رس کریستالی دارند که موجب انتقال آنها به افقهای تجمعی میشوند.
بعضی از محققان مشاهده کردند با افزایش سن خاک اکسیدهای متبلور آهن نسبت به اشکال غیر متبلور یا با تبلور ضعیف افزایش مییابد یعنی مقدار آهن قابل استخراج با دیتیونایت زیادتر میشود (وحیدی و همکاران، 1391). دب و لی (2012) نشان دادند که تغییرات استفاده از زمین میتواند در دراز مدت اکسیدهای آهن خاک را تحت تاثیر قرار دهد. همچنین آنها نشان دادند که با افزایش فرسایش و اثرات شخم مقدار آهن کریستالی افزایش پیدا کرد. تغییرات استخراج آهن در طول دو قرن سابقه از زمین نشان داد که خاکهای تحت کشت مقدار Fedزیادی دارند. افزایش مقدار Fed در هر خاک نشاندهنده تکامل بیشتر آن میباشد (فیدلر61 و سومر، 2004).
– استفاده از اکسالات آمونیوم اسیدی
شکلهای غیر متبلور آهن با استفاده از اگزالات آمونیوم از خاکها استخراج میگردد، این عصارهگیر به طور همزمان، هیدروکسیدها و اکسیهیدروکسیدهای آهن را استخراج میکند. اگزالات آمونیوم به استثنای شکلهای متبلور، هر دو شکل آهن غیر متبلور و پیوند خورده با ماده آلی را حل میکند (وحیدی و همکاران، 1391).
اکسالات آمونیوم، آهن اکسیدی دارای کریستال ضعیف را عصاره گیری میکند. به عبارتی ترکیبات آهن که شکل کریستالی ضعیفی دارند در این روش عصارهگیری میشوند (Feo). اگر این واکنش در محیط تاریک انجام شود از اثر نور بر احیاء آهن کاسته میشود. گئوتایت، هماتیت و لپیدوکروسایت دارای توالی منظم واحد سلولی نمیتوانند بخوبی با این روش استخراج شوند مگر اینکه کاتیون آهن دو ظرفیتی وجود داشته باشد.
نتایج کار بعضی از محققان نشان میدهد که غلظت Feo با افزایش عمق افزایش پیدا میکند در زمینهایی با سابقه کشت طولانی مقدار Feo کاهش پیدا میکند (سیو62 و همکاران، 2012). بین مقدار ماده آلی و مقدار آهن بیشکل رابطه وجود دارد، مقدار آهن قابل استخراج با اگزالات آمونیوم در افقهای سطحی حاوی مواد آلی بالا، بیشتر از افقهای تحتانی بوده و با افزایش عمق کاهش پیدا میکند که میتواند به دلیل امکان هوادیدگی بیشتر در سطح خاک، تشدید فرایندهای اکسیداسیون و احیاء و وجود ماده آلی بالا اشاره نمود که مانع تبلور آهن بیشکل میشود (راهب و حیدری، 1390).
نسبت آهن اکسالات که با Feo نشان میدهند به آهن دیتیونایت Fed تعیین کننده برخی از خصوصیات مربوط به اکسیدهای آهن موجود در خاک است که از این نسبت برای تعیین بسیاری از خصوصیات خاک مثل جذب فسفر یا پدوژنز خاک استفاده می شود. علاوه بر انحلال، استفاده از تکنیکXRD نیز روش متداولی است. نسبت Fe_o/Fe_d با عمق کاهش مییابد و کاهش آن با عمق به کند شدن سرعت آزاد شدن آهن از کانیهای سیلیکاته مربوط می شود (جلالیان و رمضانپور، 1381) .
با افزایش سن خاک اکسیدهای متبلور آهن نسبت به اشکال غیر متبلور یا با تبلور ضعیف افزایش مییابد یعنی مقدار آهن قابل استخراج با دیتیونایت زیادتر می شود، بنابراین نسبت Fe_o/Fe_d با افزایش سن خاک کاهش مییابد (وحیدی و همکاران، 1391).
جلالیان و رمضانپور (1381) و هوانگ63 و همکاران (2008) نشان دادند که میزان نسبت Fe_o/Fe_d در خاکهای تکامل یافته (سن بیشتر) کمتراز خاک بدون تکامل (سن کمتر) است.
در کل روش های متعددی برای استخراج اکسید های آهن شناخته شده اند که بهترین آن روش دیتیونایت سیترات بیکربنات(DCB) میباشد. بر این اساس، روش اکسالات آمونیوم روش استخراج اکسید های آهن ضعیف کریستالی و روش دیتیونایت سیترات بیکربنات (DCB) برای استخراج عصاره تمام اکسیدهای آهن آزاد می باشد (آلوگ64 و همکاران، 2012).
– رابطه شکلهای مختلف آهن با ویژگیهای خاک
آهن قابل استخراج با دیتیونات سدیم همبستگی مثبت و معنی داری را با CCE با ظرفیت تبادلی کاتیون یا با میزان کربناتها نشان داده است (وحیدی وهمکاران، 1389). دلوی و برا65 ( 2001 )، نیز این همبستگی مثبت را نشان دهنده این دانستند CCE، انحلال پذیری و قابل دسترس بودن آهن را تحت تاثیر قرار می دهد و عنوان کردند این رابطه ممکن است به دلیل تشکیل اکسید و رسوب شکل های غیر قابل دسترس آهن در مقایسه با شکلهای قابل دسترس تر آن ها باشد که حاصل افزایش قابلیت دسترسی آن در خاک است. همبستگی مثبت مشاهده شده ممکن است به دلیل اکسید های آهن آزاد اولیه خاک مشاهده شده باشد (نه اکسید های ثانویه)، به عبارت دیگر این همبستگی مثبت ممکن است بین اکسیدهای آهن آزاد و CCEمواد مادری نیز وجود داشته باشد (وحیدی وهمکاران، 1389). ظرفیت تبادل کاتیونی یک معیار از کل بارهای منفی کلوئید است و در خاک ممکن است از طریق مکانهای باردار با قابلیت دسترسی آهن همبستگی داشته باشد (هوکس و وب66 ،1963 ).
وحیدی و همکاران، (1389) در تحقیقی نشان دادند که شکل متبلور آهن در واحد فیزیوگرافی تپه بیشتر از واحد فیزیوگرافی دشت دامنه ای است که میتواند تکامل بیشتر واحد فیزیوگرافی تپه را نسبت به دشت دامنه ای نشان دهد و بالا بودن میانگین درصد رس و عمق سالوم و مقدار نسبی رس کائولینت بیشتر در واحد فیزیوگرافی تپه نسبت به دشت دامنه ای موید این مطلب است. احتمالاً در واحد فیزیوگرافی تپه، خاکها از شرایط پویاتری نسبت به دشت دامنهای برخوردارند که این امر میتواند به دلیل شرایط پایدارتر ژئومرفولوژیک و سرعت بالای هوادیدگی درجا ( با توجه به مقدار رس) باشد. همچنین از لحاظ موقعیت زمین شناسی این واحد فیزیوگرافی در تراس های قدیمی قرار گرفته در حالی که واحد فیزیوگرافی دشت دامنه ای در رسوبات اخیر تشکیل یافته است. نسبت آهن استخراج شده با اگزالات آمونیوم به دیتیونات سدیم در تمام سالومهای خاک کمتر از یک بود و این موضوع، این نظر را که اکسیدهای آهن آزاد در اغلب خاکها در یک مرحله پیشرفته از تبلور هستند را تقویت میکند (ماهانی و همکاران، 1991). با افزایش سن خاک، اکسیدهای آهن متبلور نسبت به شکلهای با تبلورضعیف افزایش می یابد. این روند به وسیله نسبتهای آهن استخراج شده با اگزالات آمونیوم به دیتیونات سدیم که با افزایش سن خاک، کاهش یافته است، منعکس میگردد (ماهانی و فاهی، 1988 ). بر این اساس ماهانی و همکاران، ( 1991 ) نشان دادند که در نسبتهای بالا، خاکها جوانتر و در نسبت های پایین، خاکها مسن تر هستند. از میانگین کم نسبت فعالیت آهن در واحد فیزیوگرافی تپه در مقایسه با دشت دامنهای استنباط میشود که این خاکها میتوانند مسنتر و هوازدگی میتواند پیشرفت نسبتاً خوبی داشته باشد (وحیدی وهمکاران، 1389).
تاثیر شوری، بافت خاک و مواد آلی بر اکسیداسیون و احیاء آهن و منگنز خاک
شوری و سدیمی بودن باعث تاثیر مثبت بر روی تجمع آهن و تشکیل ماتلها دارد. میزان شوری و تاثیر آن بسته به ساختمان، بافت خاک، EC و زهکشی بر روی خاک متفاوت است. شوری می تواند بر روی کریستالی شدن تاثیر بگذارد و تفاوت های مختلفی از غلظت آهن، در حالت عمودی در پروفیل وجود دارد که این ممکن است به دلیل تجمعات پدوژنیک، نوسانات فصلی سطح آب باشد و در درون خاک با زهکشی محدود به طور معمول در طی فرایندهای تر و خشک شدن در قسمت زیرین خاک تجمع می یابد. مقدار Fed در منطقه شور کمتر از Fed در منطقه غیر شور است که میتوان نتیجه گرفت آهن و منگنز در این منطقه کمتر به سمت کریستالی شدن پیش رفتهاند و عامل و یا عواملی بر روی این فرم از آهن تاثیر گذار هستند، همچنین آنها نشان دادند که منگنز در خاک عمدتا در شکل های با تبلور کم و در پیوند با ماده آلی وجود دارد (توکاشیکی67 و همکاران، 1986). ویراکس68 (1996) بیان کرد توزیع آهن و منگنز و تجمعات آنها در خاکهایی دارای آب زیررمینی بالا با خاکهایی که به طور فصلی اشباع میشوند متفاوت است، به طوری که ترکیبات و تجمعات آهن و منگنز در خاکهای با آب زیرزمینی بالا در امتداد حاشیه مویینگی بوده و در خاکهایی با اشباع فصلی در مجاورت حفرات ریز با تهویه ضعیف قرار دارند. پتانسیل اکسایش منگنز بالاتر از آهن می باشد، این امر بر نحوه توزیع این عناصر در نیمرخ خاک موثر بوده و میتواند نشاندهنده درجه اکسایش و کاهش خاک باشد.
وی69 و همکاران (2006) همچنین نشان دادند که در دسترس بودن آهن و منگنز با ماده آلی در ارتباط است. اضافه کردن ماده آلی میتواند آهن و منگنز قابل جذب گیاه را افزایش دهد. تخریب ماده آلی میتواند الکترون را برای کاهش آهن و منگنز عرضه کند که باعث افزایش حلالیت آهن و منگنز و قابل دسترس بودن آهن و منگنز میشود. اشنیتزر70 و همکاران (1986) نشان دادند مواد آلی خاک همچنین میتوانند با کانیهای رسی که به وسیله اکسیدهای فلزی نظیر اکسیدهای آهن پوشش داده شدهاند کمپلکسهایی را تشکیل دهند. رس ها به ثبات مواد آلی خاک کمک میکنند به همین خاطر اغلب بین مقدار رس و مواد آلی خاک همبستگی مشاهده میشود. وجود ماده آلی بالاتر در افقهای سطحی موجب کاهش Eh و بالعکس وجود مواد آلی کمتر در اعماق خاک سبب افزایش Eh میشود (راهب و حیدری، 1390).
همچنین رقیمی و همکاران (1387) نشان دادند که در طی ماه های مرطوب به دلیل پوشیده شدن خاک از آب فرایند های سولفیدی غالب میگردد، اما در طی ماههای خشک هوازدگی اکسایشی پیریت و هیدرولیز آهن سبب ته نشینی اکسی هیدروکسیدهای آهن در سطح و نزدیک به سطح خاک محیط اسیدی به وجود میآورد.
آهن مغناطیس
پذیرفتاری مغناطیسی71 درجه ای است که یک ماده، میدان مغناطیسی با شدت معینی را تحت تاثیر قرار می دهد( میولینز72،1977). این کمیت به صورت زیر تعریف می گردد κ= M/H دراین معادل M میزان مغناطیس پذیری جسم وH میدان مغناطیسی (هردو بر حسب آمپربرمتر) و κ پذیرفتاری مغناطیسی حجمی است. در این معادله κ بدون واحد است. پذیرفتاری مغناطیسی می تواند بر حسب واحد جرمی نیز بیان گردد که بر این اساس به صورت زیرتعریف می گردد: χmass =κ/ρ در این معادلهρ وزن مخصوص ظاهری جسم برحسب kg/m 3، χmassپذیرفتاری مغناطیسی جرمی برحسب m/kg می باشد ( میولینز ،1977). اندازه گیری پذیرفتاری مغناطیسی یک روش سریع، غیر مخرب، ساده و نسبتاً ارزان می باشد که دردامنه گسترده ای از مطالعات مربوط به خاک و سنگ کار برد دارد( میولیز، 1977، و اولدفیلدو تامسون 73،1986). رفتارهای مغناطیسی در اجسام به 5 دسته تقسیم می شوند که بر حسب میزان پذیرفتاری مغناطیسی و به ترتیب نزولی شامل فرومگنتیسم (مانند آهن خالص)، فری مگنتیسم (مانند مگنتیت و مگهمیت)، کنتد آنتی فرومگنتیسم (مانند هماتیت وگوئتیت ) پارامگنتیسم (مانند لپیدوکروسیت ) و دیامگنتیسم (مانند کوارتز،آهک، گچ و ماده آلی) می باشد (مالینز، 1977). منبع اصلی پذیرفتاری مغناطیسی در غالب خاک ها کانی های فری مگنتیک مانند مگنتیت (Fe3o4 ) و مگهمیت(γFe2O3 ) می باشند. اکسید های آهن خصوصاً گوئتیت، هماتیت، لپیدوکروسیت، مگهمیت و مگنتیت فراوان ترین اکسیدهای فلزی در اکثر خاک ها می باشند. این اکسیدها در خاک های مناطق مختلف آب و هوائی در یک یا چند شکل و به مقادیر مختلف وجود دارند ( تیلور و اسچورتمن74، 1989). منبع اصلی پذیرفتاری مغناطیسی در غالب خاک ها کانی های فِرّی – مگنتیت مانند مگنتیت (Fe3o4 )و مگهمیت می باشند. محیط های پدوژنیکی بر پایداری و تبادلات این کانی ها در خاک تاثیر می گذارد ( تیلور و اسچورتمن ،1989). خصوصیات فیزیکی کانی های مغناطیسی تابعی از نوع کانی، شکل بلور، اندازه آن و سایر عوامل می باشد ( میولینز،1977). لو بورگن75 (1955) اولین محققی بود که افزایش پذیرفتاری مغناطیسی خاک ها را مربوط به تغییر و تبدیل در جای اکسید آهن غیر مغناطیسی مانند هماتیت (Fe2O3 α) ویا گوئتیت (α FeOOH) به فرم فرّی- مگنتیک، مگهمیت ( γFe2O3) می دانست. نامبرده دو مکانیسم را مسئول این کار معرفی کرد: 1) یک فرایند احیاء کانی هایی نظیر هماتیت در محیط غیر هوازی و در پی آن اکسیداسیون مجدد به ماگهمیت در شرایط هوازی 2) احیاء هماتیت به مگنتیت در طول احتراق مواد آلی و تبدیل به ماگهمیت در طول مدت سرما و نفوذ هوا به داخل خاک. میولینز(1977)، دی هیدراسیون لپیدوکروسیت (γ FeOOH) در خاک های با زهکشی ضعیف را به دو مکانیسم قبلی اضافه نمود. مقدار افزایش پذیرفتاری مغناطیسی خاک بستگی به میزان فرایند های خاک سازی و همچنین عوامل ناگهانی مانند آتش سوزی دارد ( میولینز،1977). فاین76 و همکاران(1992) ، گزارش نمودند که تکامل متوالی خاک منجر به پیشگوئی یک الگوی توزیع پذیرفتاری مغناطیسی در نیمرخ خاک می شود. از آن جائی که پذیرفتاری مغناطیسی افق های اِلوویال بیشتر از افق های ایلوویال می باشد، بنابراین میزان افزایش پذیرفتاری مغناطیسی می تواند به عنوان شاخصی از میزان فرایند های خاک سازی مطرح گردد ( سینگرو فاین، 1989، فاین و همکاران، 1992، اوولیای و همکاران، 2006). افزایش پذیرفتاری مغناطیسی خاک ها اساساً به دلیل تشکیل پدوژنیک کانی های فِرّی- مگنتیت می باشدکه به میزان زیادی به عوامل خاک ساز شامل ماده مادری، آب و هوا، پستی و بلندی و پوشش گیاهی بستگی دارد ( فنگ وجانسون77 ،1955 ).
فرضیه مطرح در مورد افزایش پذیرفتاری مغناطیسی، بیشتر اشاره به تغییر شکل در جای آهن غیر مغناطیسی، به ریز بلورهای مگنتیت و مگهمیت دارد (میولینز،1977). آبشوئی کربنات ها و گچ و همچنین تجمع ماده آلی در سطح خاک و یا سایر تغییرات شدید در توده خاک می تواند میزان پذیرفتاری مغناطیسی در یک افق را نسبت به سایر افق ها تغییر دهد که این امر مربوط به افزایش یا کاهش غلظت ترکیبات مغناطیسی در خاک می باشد .
تغییرات ناشی از انتقال ترکیبات آهن در نیمرخ خاک و یا آزاد سازی اکسیدها از داخل سیلیکات های حاوی آهن به عنوان تغییرات مطلق در نظر گرفته می شوند. فاین و همکاران ( 1989) پیشنهاد کردند که مقدار بیشتر مواد آلی و ریز موجودات هتروتروف در نزدیک سطح خاک می تواند تشکیل کانی های فِرّی مگنتیت را افزایش دهند. خاک های با زهکشی خوب معمولاً دارای پذیرفتاری مغناطیسی بیشتری نسبت به خاک های با زهکشی ضعیف بوده اند. شرایط بی هوازی منجر به عدم تبدیل کانی های پارامگنتیک و کنتد آنتی فرومگنتیک (مانند لپیدوکروسیت و گوئتیت) به کانی های فری مگنتیک (مانند مگنتیت و مگهمیت)می شود( دجونگ78 و همکاران، 2000، جرملی79 و همکاران، 2004، اولیائی و همکاران، 1384). بر طبق نظر ماهر (1986) آبگیری لپیدوکروسیت، حرارت شدید هماتیت و چرخه های اکسید و احیاء از عوامل تبدیل فرم های کمتر مغناطیسی اکسید آهن به اشکال بیشتر مغناطیسی آن می باشد. اندازه گیری پذیرفتاری مغناطیسی برای ارزیابی نیم رخ های خاک در مطالعه ردیف زمانی مناسب و مفید می باشد. با استفاده از این تکنیک تفاوت در مواد مادری و انقطاع موجود در خاک های غیر یکنواخت قابل شناسائی است (سینگروفاین، 1989، فاین و همکاران،1992). اکسید ها و هیدرکسیدهای آهن در دامنه ای از ترکیبات بی شکل تا ترکیبات کاملاً متبلور وجود دارند ( تامسون و بیولک80، 1975). در خاک های با شرائط هیدرومورفیک، توسط مکانیسم احیاء میکروبی، Fe(III) نامحلول موجود در کانی فِرّی- مگنتیت، به فرمهای محلول Fe(II) تبدیل می شود (ماهر،1986و1998).
ترکیب مواد مادری و فرایند های خاک سازی، باعث تغییر در پذیرفتاری مغناطیسی خاک ها می شوند. به همین دلیل، برای جلوگیری از هر گونه اشتباه در تفسیر نتایج پذیرفتاری مغناطیسی، باید تاثیر نوع ماده مادری، مواد دیامغناطیس متحرک و فرایند های خاک سازی بر تغییرات پذیرمغناطیسی شناخته شود. کریمی و همکاران (1390) در تحقیقی نشان دادند که گچ وکربنات ها به نسبت سهمی که از خاک اشغال می کنند باعث کاهش پذیرفتاری مغناطیسی می شوند و تاثیر عوامل ایجاد کننده یاتغییر دهنده پذیر فتاری مغناطیسی رامی پوشانند. به سادگی می توان بر اساس مقدار گچ و کربنات ها در خاک و در نظر گرفتن پذیرفتاری مغناطیسی معادل صفر برای گچ و کربنات ها، اثر آنها را حذف کرد. به دلیل ناچیز بودن مقدار مواد آلی و رطوبت هواخشک در مقابل گچ و کربنات ها، نیازی به درنظر گرفتن تاثیر این دو ماده در مناطق خشک نیست. مقایسه پذیرفتاری مغناطیسی خاک ها با مواد مادری متفاوت نشان داد که صرف نظر از مکانیسم هایی که باعث تغییر در پذیرفتاری مغناطیسی می شوند، نوع مواد مادری به شدت بر میزان پذیر فتاری مغناطیسی موثر است. بخش شن تاثیر کاهنده و سیلت و رس اثر افزاینده در مقدار پذیرفتاری مغناطیسی خاک های مورد مطالعه را دارند. البته در مورد خاک مارنی، حذف شن باعث کاهش پذیرفتاری مغناطیسی می شود که این ویژگی به همراه پذیرفتاری مغناطیسی بالای خاک مارنی سبب تمایز آن از سایر خاک ها می شود.
ترابی گل سفیدی و همکاران (1381) در تحقیقی نشان دادند که فاکتورهایی نظیر اقلیم، مواد مادری و زمان در منطقه مورد مطالعه روی پذیرفتاری مغناطیسی تاثیر گذار بوده است. اما بر خلاف نتایج دیگر محققین با افزایش تکامل خاک به طرف پادگانه های میانی و بالایی افزایش در مقدار پذیرفتاری مغناطیسی مشاهده نشده است. بنابراین باید به نتایج بدست آمده از دیگر تحقیقات اضافه نمود که در مواد مادری غنی از اکسید های آهن فرومغناطیس اولیه، روند تغییرات پذیرفتاری مغناطیسی ممکن است طی سالها بر عکس باشد. بعبارت دیگر پذیرفتاری مغناطیسی تا زمانی که اکسید های آهن فرومغناطیس اولیه وجود دارند، با افزایش تکامل و شدت هوادیدگی کاهش و پس از هوادیدگی اکثر این کانیهای اولیه، مجددا در اثر تشکیل فرومغناطیسهای ثانویه افزایش خواهد یافت. درصد کاهش کمتر پذیرفتاری مغناطیس بعد از حذف اکسید های آهن بوسیله سیترات بی کربنات (CBD)، نسبت به دیگر تحقیقات صورت گرفته وجود اکسید های آهن اولیه فرومغناطیس را تایید می نماید که این ترکیبات قابل استخراج بوسیله CBD نیستند.
لوو81 همکاران (2008) کاهش مقدار پذیرفتاری مغناطیسی در خاکرخ تشکیل شده روی بازالت با توسعه خاکسازی را گزارش دادند که علت آن اثر فرایند های خاک سازی است. این در حالی است که مقدار پذیر فتاری مغناطیسی خاک های حاصل از مواد مادری رسوبی با پذیرفتاری مغناطیسی کم، روند مشخص و افزایش با توسعه خاک سازی نشان می دهند(لو و همکاران، 2008). لو(2000) هوادیدگی کانی های فرومغناطیس اولیه در سنگ های آذرین و تخریب و حذف آنها از سیستم را دلیل مقدار کمتر پذیرفتاری مغناطیسی خاکرخ های حاصل از این سنگها گزارش داد. همچنین مشاهده شد که مقدار پذیرفتاری مغناطیسی خاک ها با افزایش پذیرفتاری مغناطیسی ماده مادری افزایش می یابد که نشان دهنده اهمیت مقدار پذیرفتاری مغناطیسی مواد مادری در ارتباط با مقدار آن در خاک است. مقدار پذیرفتاری مغناطیسی خاک حاصل از سنگ های متامورفیک بیشتر از سنگ است که نشان از تشکیل خاکساز و درجای کانی ها فرومغناطیس طی توسعه خاک دارد. مقدار پذیرفتاری مغناطیسی در سنگ های رسوبی کم و اغلب در خاک به علت تشکیل خاک ساز کانی های فرو مغناطیس بیشتر است (لو،2000) .
طی هوادیدگی ذرات مگنتیت اولیه مقاوم آزاد شده ودر خاک سطحی حضور دارند یا اینکه کانی های آهن تجزیه شده و یون آهن آزاد می شود و پذیرفتاری مغناطیسی خاک حاصل خاکسازی و تشکیل کانی های مگنتیت است. ذرات خاکساز اغلب پارامغناطیس و یا دمین های تک پایدار و ریز هستند در حالیکه تیتانومگنتیت و مگنیت به ارث رسیده دمین های با اندازه های متفاوت هستند (لو،2000). در مقیاس های زمانی طولانی مدت χFD نشان دهنده هوادیدگی ، خاکسازی و حضور ذرات سوپر مغناطیس بیشتر با منشا خاک ساز می باشد (لوو همکاران ، 2008).
اولیائی و همکاران (1388) در تحقیقی نشان دادند که با افزایش عمق، میزان پذیرفتاری مغناطیسی کاهش یافته است به طور کلی تغییرات عمودی پذیرفتاری مغناطیسی در طول نیم رخ خاک به میزان زیادی به تبدیل در جای اکسیدهای غیر مغناطیسی آهن به بلور های بسیار ریز فِرّی- مگنتیت بستگی دارد. محلول شدن Fe+2 و متعاقب آن رسوب مجدد به صورت فرم های مغناطیسی تر از عوامل افزایش پذیرفتار ی مغناطیسی در سطح خاک می باشد ( فاین و همکاران، 1989). بر طبق نظر گرملی و همکاران (2004) افزایش پذیرفتاری مغناطیسی درلایه های سطح خاک به میزان زیادی به تبدیل در جای اکسید های آهن غیر مغناطیسی و اکسی هیدروکسیدهای آهن به ریز بلورهای فری مگنتیک بستگی دارد. افزایش میزان ماده ی آلی در سطح خاک، خصوصاً در مناطق مرطوب تر و خنک تر عاملی در جهت افزایش پذیرفتاری مغناطیسی در سطح خاک بوده است. فعالیت میکرو ارگانیسم ها عاملی در جهت افزایش انحلال اکسیدهای آهن غیر مغناطیسی به اکسیدهای مغناطیسی آن می باشد ( درین82 و همکاران، 1985). اودس83 (1963) زهکشی مناسب و مقدار زیاد ماده آلی را جهت افزایش پذیرفتاری مغناطیسی مناسب توصیف نموده است.

منابع
1) احمدی ، ح .1374. ژئومورفولوژی کاربردی. جلد اول فرسایش آبی. انتشارات دانشگاه تهران.
2) امیری نژاد ع، ا و م، باقرنژاد. 1376. اثرات توپوگرافی روی تشکیل و تکامل خاکهای منطقه کرمانشاه. مجله علوم کشاورزی ایران
3) امینی جهرمی ح، ناصری م ی، خرمالی ف و ع، موحدی نائینی. 1387. کانی شناسی خاک های با مواد مادری لسی در دو منطقه از استان گلستان (هوتن وگرگان) مجله علوم کشاورزی و منابع طبیعی جلد پانزدهم، شماره پنجم
4) اوجی م. ر. و م، باقرنژاد. 1386. مطالعه خصوصیات فیزیکوشیمیایی، مورفولوژیکی و کانی شناسی برخی از خاکهای جلگه های مرتفع استان فارس، ششمین کنگره علوم خاک ایران، دانشگاه فردوسی مشهد
5) اولیائی، ح، ابطحی، ع و هک، ریچارد، ج. 1384. نقش فرایندهای پدوژنیکی در توزیع قابلیت مغناطیسی خاک های استان کهگیلویه و بویر احمد. خلاصه مقالات نهمین کنگره علوم خاک ایران. دانشگاه تهران. ص-348 347
6) اولیائی، ح، ادهمی، ا، جعفری، س، م، رجائی و قاسمی فسائی. 1388. توزیع پذیرفتاری مغناطیسی در ارتباط با ترکیبات آهن در برخی خاک های انتخابی استان فارس. مجله پژوهشهای خاک (علوم خاک و آب) / جلد 23 / شماره2
7) اولیایی، ح. ر، وع ،ابطحی. 1382. کانی شناسی رس خاکهای انتخاب شده در استان کهکیلویه و بویراحمد. هشتمین کنگره ملی علوم خاک. دانشگاه گیلان.
8) بی نام. 1390. گزارش مطالعات لایه بندی و هدایت هیدرولیکی اراضی غرب رود خانه کارون. شرکت مهندسی و مشاوره پژآب نگار سازمان آب و برق خوزستان.
9) پژوهان نیا، م، چرم، م و س جعفری. 1391. بررسی اثر نوسانات و شوری آب زیرزمینی بر اشکال کریستالی و غیر کریستالی آهن در برخی از خاک های استان خوزستان. پایانامه کارشناسی ارشد
10) ترابی گل سفیدی، ح و م، کریمیان. 1381. مطالعه و بررسی تکامل خاک با استفاده از پذیرفتاری مغناطیسی در حاشیه رود خانه سفید رود در گیلان. مجله علوم خاک و آب /جلد 16/ شماره 2
11) جعفری س. 1384. مطالعه تحول ساختمانی و مینرالوژیکی، فیزیکوشیمیایی و تثبیت پتاسیم در خاک ها و کانی های رسی اراضی تحت کشت تناوبی، نیشکری و بکر خوزستان. پایانامه دکتری. دانشگاه شیراز
12) جعفری، س و ح، نادیان. 1390. مطالعه تکامل خاک ها و تنوع کانی های رسی در یک ردیف پستی و بلندی در استان خوزستان
13) جلالیان، ا. و رمضانپور، ح. 1381. تغییرا ت خاک در ردیف اراضی دو منطقه اقلیمی در زاگرس مرکزی. جلد 6 شماره 1.
14) حسینی، س، اسفندیارپور ع، کریمی، ع و فرپور، م. 1389. ارتباط شاخصهای تکاملی رنگ خاک با اکسیدهای آهن آزاد در برش اقلیمی کرمان. سیزدهمین کنگره علوم خاک ایران
15) حق نیا غ.ح. 1370. خاک شناخت. انتشارات دانشگاه فردوسی مشهد. شماره 116
16) خادمی، ح. و ا. جلالیان. 1371. کانی های رسی خاک های رودشت اصفهان. گزیده مقالات سومین کنگره علوم خاک ایران.
17) راهب، ع. ر. و حیدری، ا. 1390. بررسی شرایط اکسید و احیاء و برخی خصوصیات الکتروشیمیایی و کانیشناسی در خاکهای شالیزار و غیر شالیزار. مجله تحقیقات آب و خاک ایران. 54-47.

18) روانجو، ا، جعفری، س و نادیان،ح. 1391. اثرات کشت و کار نیشکر و سطح آب زیرزمینی بر پتانسیل اکسایش و احیا و تغییرات مقادیر اکسیدهای و کانی رسی پالیگورسایت در برخی خاک های خوزستان. پایانامه کارشناسی ارشد.

19) زارعیان غ. .1376 تشکیل و طبقه بندی و خصوصیات مورفولوژیکی، فیزیکوشیمیایی و کانی شناسی خاکهای منطقه بیضا در استان فارس .پایان نامه کارشناسی ارشد، گروه خاکشناسی، دانشکده کشاورزی، دانشگاه شیراز

20) زاعت پیشه م، خرمالی ف، کیانی ف و م پهلوانی. 1391. مطالعه کانی های رسی در خاکهای تشکیل شده بر روی مواد مادری لسی در یک توالی اقلیمی در استان گلستان. مجله پژوهشهای خاک (علوم خاک و آب) / الف / جلد 26 / شماره 3
21) سلطانی، م. و ش. ع. ابطحی. 1381. مطالعه کانی شناسی خاک های دشت سپیدان استان فارس طی یک ردیف پستی و بلندی. چکیده مقالات هفتمین کنگره علوم خاک ایران.
22) صالحی م .ح، خادمی ح و کریمیان اقبال م. 1382. شناسایی و نحوه تشکیل کانی های رسی در خاکهای منطقه فرخ شهر، استان چهارمحال و بختیاری. مجله علوم و فنون کشاورزی و منابع طبیعی،
23) صالحی م ، جزینی ، ف و ع، محمدخانی .1387. تاثیر پستی و بلندی بر خصوصیات خاک با تاکید بر عملکرد و کیفیت بادام در منطقه سامان شهرکرد

24) عباسی ا، پاشائی اول ع، جلالیان ا و ش ایوبی. 1385. بررسی ترکیب کانی های رسی و تحول آنها در رسوبات لسی و پارینه خاک های منطقه قپان استان گلستان. مجله علوم کشاورزی و منابع طبیعی جلد سیزدهم شماره سوم مرداد-شهریور
25) فرهنگی ملکی، ن. 1384. تاثیر مواد مادری روی برخی خصوصیات فیزیکوشیمیایی و کانی شناسی خاک های گیلان، پایان نامه کارشناسی ارشد دانشکده کشاورزی، دانشگاه گیلان،
26) فیضی دولت آبادی، پ. 1388. بررسی توپوسکانس بر تشکیل و تکامل خاکهای منطقه زرجان فسا

27) قاجار سپانلو، م. 1388. اثر توپوگرافی در ژنز، مرفولوژی و خصوصیات فیزیکوشیمیایی خاکهای دشت کرج
28) کریمی، ع و ح، خادمی .1390. تاثیر مواد مادری، گچ و کربنات ها بر پذیرفتاری مغناطیسی خاک های جنوب مشهد. مجله علوم و فنون کشاورزی و منابع طبیعی علوم آب و خاک/سال شانزدهم/ شماره شصت ویکم
29) محبی صادق، م ، حیدری، ا، سرمدیان، ف، ثواقبی، غ، م ع، راهب. 1391. شکلهای مختلف آهن و منگنز و توزیع آنها در تجمعات و نیمرخ برخی آلفی سول های تحت تاثیر شرایط اکسایش و کاهش. مجله پژوهشهای خاک (علوم خاک و آب) / الف / جلد 26 / شماره 1
30) نادری، آ. 1390. بررسی تنوع کانی شناسی خاک و اثر عوامل مختلف خاک ساز بر فرایند های پدوژنی و تنوع کانی های رسی در دشت سیلاخور استان لرستان. پایانامه ارشد. دانشگاه رامین خوزستان
31) وحیدی، م ج، جعفرزاده، ع ا، اوستان، ش و شهبازی، ف. 1391. تاثیر دو واحد فیزیوگرافی بر منشاء و توزیع شکلهای قابل استخراج آهن در برخی خاکهای شهرستان اهر. نشریه دانش آب و خاک. جلد22شماره2.
32) یوسفی فرد، م، ایوبی، ش و ا، جلالیان. 1389. پذیرفتاری مغناطیسی خاکرخ های حاصل از سنگ های آذرین شمال غرب ایران. سیزدهمین کنگره علوم خاک ایران

33) Alexander, J.D. Fehvenbacher,J.B. and Ray,B.W .1968. In symposiumon prairie and prairie restoration , schram, p.ed.pp:34-38
34) Aloge, u. 2012. Clay mineralogy as affecting disaggregation in some palygorskite containing soils of the Jordan and Bet-She'an Valleys Australian Journal of Soil Research, 46: 76-89
35) Arkely,R.J. 1963. Calculation of carbonate and water morement in soil from climatic data soil .So.ci.96:239-248
36) Abtahi, A. 1980. Soil genesis as affected by topography and time in calcareous parent materials. Soil. Sci. Soc. Am. J. 44: 329-336.

37) Akihiro I., Kazahito M, and Seiichi O. 2002. Chemical properties and classification of Japanese brown forest soils derived from various parent materials. In: Proceeding of the 17th Congress of Soil Science.: August 14-21Bangkok, Thailand. Symposium, No. 40, Paper No. 468.
38) Boul S.W, Southard R.J, Graham R.C, and McDaniel P.A. 2003. Soil Genesis and classification. 5nd ed., Iowa State Press. 360 P

39) Brady N.C. 1990. The Nature and Properties of Soils, 10nd ed., McMillan Publishing Company, 621 P

40) Brubaker, S. C., Jones, A. J., Lewis D. T. and Frank, K. 1993. Soil properties associated with landscape position. Soil Sci. Soc. Am. J. 57: 235-239.

41) Burnol, A., Garrido1, F., Baranger, P., Joulian, C., Dictor, M.C., Bodénan, F., Morin, G. and Charlet, L. 2007. Decoupling of arsenic and iron release from ferrihydrite suspension under reducing conditions: a biogeochemical model. Geochem. Trans. 8-12

42) Cornell, R.M., and U. Shwertmann.2003.The iron oxides: Structure, properties, reactions, occurance and uses.2nd ed.VCH, Weinheim, Germany

43)Cornu, S., V. Deschatrettes, S. Salvador-Blanes, B. Clozel,M.Hardy, S. Branchut, and Le Forestier.2005.Trace element accumulation in Mn-Fe oxide nodules of a planosolic horizen.Geoderma.125:11-24

44)Chichester, F.W., Youngberg,C.T. and Harward,M.E.1969. Clay Mineralogy of soil formed on Mazama Pumice, Soil Sci. Soc.Am.J.33: 115-120.

45)Chukhrov, F. V. 1973. On mineralogical and geochemical criteria in the genesis of red beds. Chem. Geol, 22:67-75

46)Childs. C. W. and Wilson, A. D. 1983. Iron oxide minerals in soils,Kingdom of Tonga. Aust. J. Soil, 489-503.80.Tardy, Y. ,Bocquer,G. ,Pagnet,H. and Millot ,G.1973.
Geoderma.10:271-284

47)Dickso;B.A.and crocker ; R.L.1954. Soil.sci.4 123-154.,5:173-191

48)Dress, L.R.1986. Soil characteristics and genesis of carbaonates in the rolling plain of Texas( Ph.D.thesis)
49)De Jong, E., D.J. Pennock, and P.A. Nestor. 2000. Magnetic susceptibility of soils indifferent slope positions in Saskatchewan, Canada. Catena, 40: 291-305.

50)Dixon, J. B. 1989. Kaolin and Serpentine group minerals In: J. B. Dixon, and S. B. Weed (ed.) Minerals in soil environments. Soil. Sci. Soc. Am. J. Madison. Wisconsin; 551-634.

51)Dolui AK and Bera R, 2001. Relation between iron forms and pedogenic processes in some Alfisols of Orissa, India. Agrochimica 45: 161-170.

52)Dolui, A.K. and Mustafi S.C. 1997. Forms of Extractable Iron in Relation to Soil Characteristics of Some Alfisols

53)Didier, Ph., Nahon, D., Fritz, B. and Tardy, Y. 1983. Activity of water as a geochemical controlling factor in ferricretes. A thermodynamic model in the system: kaolinite Fe-Al-oxyhydroxides. In: D. Nahon and Y. Noack (Editors), Petrology of weathering and soils. Int. Colloq. CNRS, Paris: 35-44

54)Fysh, S. A., Cashion, J. D. and Clark, P. E. 1982. Effect studies of iron in kaolin. Stractural iron. Clay and clay minerals, 31: 258-292
.
55)Fox, P.M. and Doner, H.E. 2002. Wetlands and aquatic processes – trace element retention and release on minerals and soil in a constructed wetland. J. Environ. Qual, 31 (1): 331-338

56)Fiedler, S. and Sommer, M. (2004). Water and Redox Conditions in Wetland Soils-Their Influence on Pedogenic Oxides and Morphology, Soil Science Society of America Journal, 68, 326-335.
57)Feng, Z.D., and W.C. Johnson. 1995. Factors affecting the magnetic susceptibility
of a loess-soil sequence, Barton County, Kansas, USA. Catena, 24: 25-37.

58)Fine, P., M.J. Singer, and K.L. Verosub. 1992. The use of magnetic susceptibility
measurements in assessing soil uniformity in chronosequence studies. Soil Sci. Soc. Am. J. 56: 1195-1199
59)Fiedler, S., and M. Sommer. 2004. Water and Redox Conditions in Wetland Soils-Their Influence on Pedogenic Oxides and Morphology.Soil Sci .So . Am. J. 68:335-326

60)Fanning, D.S., and Fanning, C.B. 1989. Soil Morphology Genesis andClassification, Pp: 360-368.

61)Grimley, D.A., N.K. Arruda, and M.W. Bramstedt. 2004. Using magnetic susceptibility to facilitate more rapid, reproducible and precise delineation of hydric soils in the Midwestern USA. Catena, 58: 183-213

62)Gessler, P. E., Chadwick, O. A., Chamran, F., Althouse, L. and Holmes, K. 2000. Modeling soil landscape and ecosystem properties using terrain attributes. Soil Sci. Soc. Am. J. 64: 2046- 2056

63)Givi, J., and A. Abtahi. 1985. Soil genesis as affected by topography and depth of saline and alkaline groundwater under semiarid conditions in southern Iran. Iran Agricultural Research, 4: 11-27.

64)Gilkes, B. and Suddhiparkarn, H. 1979. Moss baouer spectra of soil kaolines from south-western Australia. Clay and clay minerals, 40: 341-346

65)Hall; G.F.1983.Pedology and geomorphology .In:wilding; L.P;Smeck;N.E1

66)Huang, L. and Yu, H. 2008. On the strategies and measures to improve cropland soil fertility of the chongming Island. Shanghai Agric, Technol, 5: 20-21
67).Hanna, A.Y., Harlan, P.W., and Lewis, D.T. 1982. Soil available water as influenced by landscape position and aspect. Agron J. 74: 999-1004.

68)Howkes HE and Webb JS, 1963. Geochemistry in mineral exploration. Soil Science 95(4): 219-290

69)Kodama, H., and Schinitzer, M.1977.Effect of Fulvic acid on the crystalisation of Fe(III) oxides.Geoderma ..19:279-291.

70)Klemmedson , J.O.1964. In forage plant physiology and soil range relationship

71)Khormali, F., and A. Abtahi. 2003. Origin and distribution of clay minerals in calcareous
soils of arid and semiarid regions of southern Iran. Clay Minerals. 53. 273-301

72)Klute, A. 1992. Methods of Soil Analysis. Part 1. Physical and Mineralogical methods.Second edition.American Society of Agronomy. Soil Sci .Soc. Amer., Madison, Wisconsin USA

73)Kunze, G. W. and Dixon, J. B. 1986. Method of soil Analysis,Part 1. Physical and Mineralogycak Methods, American Society of Agronomy

74)Lamouroux, M., Paquet, H. and Millot, G. 1973. Evolution Des Mineraux Agrileux Dens les du liban. Pedology. 23: 35-71

75)Lotspeich, F.B.and Smith,H.W.1953.Soil.Sci.76:467-480
76)L.J. Osher a, S.W. Buol ,1998 , Relationship of soil properties to parent materialand landscape position in eastern Madre de DiosPeru Geoderma 83, January Geoderma 83. 143-166

77)Liu, F.,Gilkes, R.J.,Hart, R.D., Broand, A.,2002.Differences in potassium forms between
cutans and adjacent soil matrix in grey clay soil.Geoderma.106:289-303

78)Mirabela, A. and carsinli, G. 1993. Changes in soil properties and the availability of soil micronutrients after 18 years of cropping and fertilization. Soil & Tillage Research, 73: 80-86.
79)Malo,D.D. , Worcester,B.K ,Cassel ,D.K. and Matzdorf,K.D.1974. Soil landscape relationship in closed drainage system. Soil sci. Amer. Proc. 38:813-818

80)Matzek,B.L.1955.Clay mineralogy ,physicochemical and morphogical chracteristics of some soil in ceratin arid regions of Iran .Soil sci. Soc .
81)Miller, M. B., T. H. Cooper., and R. H. Rust. 1993. Diffraction of an eluvial fragipan from dence glacial till in nouthern Minnesota. Soil. Sci. Soc. Am. J. 57: 787-796

82)Mahaney WC Honcock RGV and Sanmugadas K, 1991. Extractable Fe-Al and geochemistry of late Pleistocene Paleosol in the Dalijia Shan, Western China. Journal of Southeast Asian Earth Sciences 6: 75-82

83)Mahaney WC and Fahey BD, 1988. Extractable Fe and Al in late Pleistocene and Holocene paleosols in Niwot Ridge, Colorado Front Range. Catena 15: 17-26.

84)Maher, B.A. 1986. Characterization of soils by mineral magnetic measurements. Phys. Earth Planet. Inter.42: 76-92.

85)Mullins, C.E. 1977. Magnetic susceptibility of the soil and its significance in soil science- A review. J. Soil Sci. 28: 223-246.

86)Owliaie, H.R., R.J. Heck, and A. Abtahi. 2006a. The magnetic susceptibility of soils in Kohgilouye, Iran. Canadian J. Soil Science, 86: 97-107.

87)Owliaie, H.R., R.J., Heck, and A. Abtahi. 2006b. Distribution of magnetic susceptibility in Kohgilouye Boyerahmad soils, southwestern Iran. Proceeding of 18th World Congress of Soil Science. Philadelphia, Pennsylvania. USA.

88)Oades, J.M. 1963. The nature and distribution of iron compounds in soils. Soils and Fert. 26: 69-80.

89)Pena, F. and Torrent, J. 1984. Relationships between phosphate sorption and iron oxides in Alfisols from a river terrace sequence of mediterranean Spain. Geoderma, 33: 283-296.

90)Schafer B.M. and McGarity J.W. 1980. Genesis of red and dark brown soils on basaltic parent materials nearArmidale, Australia. Geoderma, 23: 172-194

91)Shaw J.N., West L.T., Bosch D.D., Truman C.C., and Leigh D.S. 2004. Parent material influence on soil distribution and genesis in a Paleudult and Kandiudult complex, southeastern USA.

92)Sing, G.N.,H.P.Agrawal and M.Singh.1991.clay mineralogy of alluvial in different physiographc position .Indian soc.Soil Sci

93)Su, W., YiMin, N., XiaoJie, H., and Xicagang, Z. 2004. Study on spatial variability of soil nutrients in Beima town of Shandong Province by using kriging method. J. Anhui-Agric. Univ. 31: 1. 76-81
94)Singer, A. 1989. Illite in the hot-aridic soil environment. Journal of soil science. 147: 126-133.

95)Schwertmann,U., and R.M. Taylor.1989. Iron oxides.p.380-427.In Dixon,B.J. and
Weed,S.B(ed.).Mineral in soil environments.Part8.2nd ed.No1. SSSA, Madison,WI

96)Schnitzer, M. 1986. Binding of Humic Substances by Soil Mineral Colloids. In Interactions of Soil Minerals with Natural Organics and Microbes' (Eds PM Huang, M Schnitzer). (Soil Science Society of America, Special Publication No, 17: 77-101.

97)Schwertmann, U. and Cornell, R. 1985. Iron Oxides in the Laboratory. Preparation and Characterization. Willey-VCH, Weinheim

98)Sherman, D.M. and Jansen, H.J.F. 2008. First-principles predictions of the high-pressure phase transition and electronic structure of FeO: implications for the chemistry of the lower mantle and core. Geophys. Res. Lett, 45-60

99)Singer, A. and Navrot, J. 1977. Clay formation from Basic Volcanic Rocks in a humid Mediterranenclimet, soil. sci. Soc. Am. J. 41:645-650
100)Soma, M., Churchman, G. J. and Theng, B. K. G.1992. X-ray Photoelectron Spectroscopic Analysis of Halloysites with Different Composition and Particle Morphology
101)Torrent, Y. 1983. Soil genesis as affected by topography and tim in calcareous parent materials. Fertil Soils, 42-50

102)Tsui, C., Chen, Z., and Hsieh, C. 2004. Relationships between soil properties and slope position in a lowland rain forest of southern Taiwan. Geoderma. 123: 131-142
103)Thompson, J.A., and Kolka, R.K. 2005. Soil Carbon storage estimation in a forested watershed using quantitative soil- landscape modeling, Soil Sci. Soc. Am. J. 69: 1086-1093
104).Tokashiki, Y., J.B. Dixon, and D.C. Golden. 1986. Manganese Oxide Analysis in Soils.

105)Virax, A. 1996. Long-and short-term effects of cultivation on properties of a vertisol under sugarcane plantation. Soil and tillage research. 84: 1-6.

106)Vepraskas, M.J.(1996). Redoxomorphic features for identifying aquic condition.Tech Bull, 301North Carolina agrc res ,serv.,Raleigh.

107)Wilson, M. J. 1999. The origin and formation of clay minerals in soils: past, present and future perspectives. Clay Minerals, 34: 7-24

108)Wiederhold, j., N. Teutsch, S. Kraemer, and A. Halliday. 2007.Iron isotope fractionation during pedogenesis in reoxomorphic Soil. Sci.So. Am. J. 71 :1840-1850

1 . Avery
2 . Miler
3 .Gesler and et al
4 .Malo and et al
5 .Brabiker and et al
6 .Teso and et al
7 .Hana and et
8 .Tamson and kola
9 .Su and et
10 . Klemmedson

11 . Lotspeich et al
2. Arkerly et al
3. Aleksander and et al
14 .Blume
15 . Tardy and et al
16 . Dress
17. Inherited Minerals
18 .Transformed Minerals
19 . Neoformed Minerals
20. Shoji
21. Chichester
22. Yallon
23. Singer
24. Muir
25 . Lamouroux
26. Soma
27 .Bain and Griffen
28 .Veld and Peck
1 .Li et al
30 . Newman and Singer
3 .Dixon
32 .Fanning et al
1. Miler and et
34 .Vilson
35 .Filder and somer
36 .janson and makbramid
37 .Vedrhld and et al
38 .Praks
39 .Kornel and shortment
40 .Helm and et al
41 .Koraoner and et al
42 .Luo and et al
43 .SHortmen and tilor
44.Kodama and asnitzr
45.Gasparatos and et al
46. Mangel
47. Dolui and Mustafi
48.Roomizadeh
3.Fysh and clak
4. Dider and et al
1.Schwertmann
2.Torrent
3.Pena and Torrent
1. Childs and wilson
55.Taylor
3. Gilkesand Suddhiparkarn
1. Chukhrov
58. Cudennce and Lecerf
59 .Deb and Li
60.-Mirabela and Carsinli
61.Fiedler and Sommer
62Cue .
63.Hovang
2. Aloge
65 .Deloi and bra
66 .Hoks and web
67 .Tokashiki and et al
68 .Virax
69.Wi
2.Schnitzer
71 .Magnetic susceptibility
72 . Mullins
73 . Oldfield and Thompson
74 . Taylor and Schwertman
75 . Le Borgne
76 . Fine
77 . Feng and Johnson
78 . De Jong
79 . Grimley
80 . Thomasson and Bullock
81 .Lo et al
82 . Dearing et al
83 . Oades
—————

————————————————————

—————

————————————————————