صفحه محصول - دانلود ادبیات نظری تحقیق عوامل خاکساز و اثرات آن‏ها بر تکامل و تغییر‏های کانی‏های رسی

دانلود ادبیات نظری تحقیق عوامل خاکساز و اثرات آن‏ها بر تکامل و تغییر‏های کانی‏های رسی (docx) 59 صفحه

دسته بندی : تحقیق

نوع فایل : Word (.docx) ( قابل ویرایش و آماده پرینت )

تعداد صفحات: 59 صفحه

قسمتی از متن Word (.docx) :

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. آوری (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 (مایلر،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 تغيير توپوگرافی، سرعت حرکت مواد و انرژی تغییر نموده و سبب تغییر آب نفوذی گردیده که این امر بر بسياري از فرآيندهاي ديگر خاکسازي از جمله عمق تشکيل افق کلسيک، افق آرجیليک، ميزان ماده آلي و الگوي توزيع و نوع پوشش گياهي اثرگذار می‌باشد (جعفری و همکاران، 1390 ). جعفری و همکاران( 1390 ) در تحقیقی نشان دادند که بافت خاک از بخش‌هاي شمالي به سمت جنوب با تغييرات تدريجي رو به سنگيني است. در اراضي پست، تکامل خاک به تشکیل افق سالیک و در برخی موارد تشکیل رنگدانه محدود شده است. علی‌رغم سطح بالای آب زیرزمینی در برخی از اراضی، به دلیل شوری زیاد گلی یا رنگدانه‌ها ملاحظه نشد. در بخش‌هايي از اين اراضي با زهکشي نسبتاً مناسب، آهک از سطح شسته و در عمق تجمع یافته بود. در این خاک‌ها تشکیل افق کلسیک با درجات توسعه متفاوت، حداکثر تکامل خاکرخی خاک منطقه را نشان می‌دهد. در بخش‌هاي میانی منطقه با سابقه کشت و کار بیشتر، تشکیل افق‌های کمبیک و یا کلسيک 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 (متأثر از زهکشی) می‌باشد. وجود رس اسمکتیت در بخش‌های جنوبی منطقه به انتقال این رس از قسمت‌های بالادست در اثر جریانهای سیلابی مربوط می‌گردد که در اثر فرآیندهای انتشار و رسوب به دلیل اندازه بسیار ریز در این خاک‌ها در همه افق ها تجمع یافته است. رس پالی گورسکایت در برخی از خاک‌ها 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 داراي شيب زياد به علت وضعيت خاص توپوگرافي امكان تأثير عوامل خاكسازي به نحو مطلوب وجود نداشته و در نتيجه خاكها تحول كمتري را نشان مي دهند در نتيجه سولوم نازكتر، مواد آلي كمتر و تعداد افقها معدودتر و در نهايت تكامل ناقص خاك را سبب مي شود. در دشتهاي رسوبي كه خاكهاي آن برروي رسوبات آبرفتي قرار داشته و بسيار جوان مي باشد. تأثير توپوگرافي نسبت به اقليم در وضعيت عمومي خاكها محسوس تر بنظر مي رسد. اين خاكها فاقد تكامل پروفيلي مي باشد و جزء خاكهاي انتي سول طبقه بندي مي شوند. در اراضي پست توپوگرافي و اقليم هر دو در روند تحولي خاك تأثير داشته اند. خاكهاي اين واحد در حوضه اي بسته و با زهكشي ضعيف مي باشد. سطح آب زير زميني در عمق كمتر از يك متري از سطح خاك قرار دارد. خاكهاي فوق سرشار از املاح محلول بوده كه تجمع املاح محلول در خاك را مي توان در بارندگي كم، تبخير زياد و وجود آب زير زميني كم عمق با كيفيت شور كه در حوضه بسته اي قرار داشته و راه خروج ديگري جز تبخير ندارد، جستجو كرد، كه تكرار اين سيكل سبب شور شدن خاك و تشكيل افق مشخصه ساليك و خاكهاي سال اورتيد گرديده است. از نقطه نظر شوري خاكهاي اراضي شمالي ( پلاتو ها و مخروط افكنه ها و بخش اعظم دشت دامنه اي ) غالباً داراي شوري كم تا خيلي كم و در دشتهاي سيلابي و اراضي اطراف آن شوري زياد تا خيلي زياد مي باشد. عامل عمده شوري در اين منطقه وجود سفره آب شور و قليايي در نزديكي سطح زمين است. نوسان آب زير زميني و تبخير آن باعث انتقال املاح و گچ در خاكهاي دشت سيلابي و اطراف شده و گاهي منجر به تشكيل افق جيپسيك تحول يافته در خاكهاي شور و قليايي اين ناحيه گرديده است. مطالعات زیادي در ارتباط با تغییرات خصوصیات خاك در جهات و موقعیتهاي مختلف شیب صورت گرفته است. ضخامت افق A روي یک کاتناي دو هکتاري در کالیفرنیا در موقعیتهاي محدب تا مقعر در فاصله ي کوتاهی، از 8 تا 80 سانتیمتر و عمق خاك از تا بیش از 450 سانتیمتر متغیر بود (گسلر و همکاران، 2000). همچنین، افقهاي A کم ضخامت موقعیتهاي بالاي شیب، وزن مخصوص ظاهري بیشتري نسبت به موقعیتهاي مقعر داشتند که ظرفیت نگهداري آب را کاهش می دهد. نتایج پژوهشهاي مالو و همکاران ) 1974) نشان دادند مقدار کربن، رس و ضخامت خاك از شانه شیب به سمت پنجه شیب افزایش می یابد. همچنین، وزن مخصوص در موقعیتهاي پایین شیب به طور مشخصی کاهش نشان داد که علت آن را مواد آلی بیشتر و بافت ریزتر در این موقعیتها بیان کردند. برابیکر و همکاران ( 1993 )، علت افزایش میزان آهک از بالاي شیب به طرف موقعیتهاي پایین تر شیب را فرسایش خاك و پایین آمدن آهک به همراه خاك از بالا به سمت پایین شیب می دانند .آنها بیان کردند آهک باعث همآوري ذرات خاك شده، به طوري که این ذرات به عنوان ذرات درشت عمل نموده و در پاي شیب رسوب می کنند. میتوان نتیجه گیري کرد که جهت شیب با تاثیر بر دما و رطوبت خاك، باعث تشکیل خاكهایی با خصوصیات متفاوت شده است. به طوري که تفاوتهاي معنی داري بین برخی از خصوصیات خاك 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 هاي مورد بررسی، کربن آلی به عنوان شاخصی مناسب براي ارزیابی اثر موقعیت زمین نما بر کیفیت خاك مورد استفاده قرار گیرد. توپوگرافی به عنوان یکی از عوامل تشکیل خاك، اثر قابل ملاحظه اي بر توزیع مکانی رطوبت، دما و به دنبال آن، ماده آلی خاك دارد. ویژگی هاي توپوگرافی مانند طول، جهت، انحنا و زاویه شیب، مقدار رواناب، زه کشی، دماي خاك و فرسایش خاك را تحت تأثیر قرار می دهند و در نتیجه تغییرات کربن آلی و تخریب خصوصیات فیزیکی خاك را به همراه دارد. شیب و موقعیت هاي گوناگون در امتداد یک دامنه می تواند حرکت آب و مواد را در خاك کنترل نموده و در موقعیت هاي مکانی مختلف، ویژگی هاي متفاوتی را در خاك ایجاد نماید (تسو و همکاران، 2004). تحدب و تقعر شیب با کنترل حرکت آب و رواناب و تأثیر بر زه کشی و نگه داري آب در خاك تأثیر زیادي بر تغییرپذیري ویژگی هاي خاك در اراضی شیب دار دارند. پژوهش هاي زیادي نشان داده است که عمق خاك، مقدار رس و واکنش خاك از بخش هاي محدب شیب( شانه شیب) به طرف بخش هاي با شیب صاف( پشته شیب) و سپس موقعیت هاي 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 خاك کنترل می کنند. شیب با تأثیر بر فرسایش و جهت شیب بر توزیع اقلیم خرد در زمین نما منجر به تفاوت درویژگی هاي خاك ها می شوند (ملکی وهمکاران، 1391). زارعیان( 2003 )، توپوگرافی را مهم ترین عامل تشکیل خاك 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 خاك افزایش یافته است. همچنین با کاهش شیب میزان فرسایش خاك و رواناب سطحی کاهش می یابد و شرایط را براي شسته شدن آهک از خاكرخ و به دنبال آن، شستشوي رس فراهم می نماید. هانا و همکاران ( 1982)، دریافتند که مقدار آب در دسترس خاك در شیب هاي رو به شمال 20 درصد بیش تر از شیب هاي رو به جنوب است. شیب هاي شمالی به دلیل دماي کم تر و قابلیت حفظ رطوبت، ماده آلی بیش تري نسبت به شیب هاي جنوبی دارند. تامسون و کولا( 2005 )، نشان دادند که بیش ترین مقدار کربن آلی خاك در حوضه آب خیز کلمسون فورك در جنوب شرقی کنتاکی مربوط به شیب هاي شمال شرقی و جنوب شرقی است که به دلیل میانگین دماي سالانه کم خاك و رطوبت قابل دسترس بیش تر خاك در این مناطق نسبت دادند. همچنین در این منطقه در تمام موارد در اراضی با پستی و بلندي کم، خاك ها در موقعیت هاي مقعر، مقدار کربن آلی خاك بیش تري نسبت به موقعیت هاي محدب نشان دادند و همچنین در تمام موارد با افزایش درجه شیب مقدار کربن آلی خاك کاهش نشان داد. این مسأله احتمالاً به دلیل خروج سریع تر آب از این خاك ها نسبت داده می شود. سو و همکاران (2004 )، رابطه بین ویژگی هاي خاك، 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 تأثیر قابل توجه بر ویژگی هاي خاك دارد. در موقعیت پنجه شیب میزان کربن آلی خاك 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 هاي شیب پشتی و انتهاي 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 خاك است ولی در پاي شیب شستشوي کم تري وجود داشته و رس ها فرصت براي نفوذ در خاك را داشته اند و رس خاك 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 خاك در 3 جهت شیب می توان گفت جهت شیب بر توزیع اقلیم هاي میکرو در زمین نما اثر می گذارد و منجر به تفاوت در پوشش گیاهی و در نتیجه تفاوت در خاك 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 خاك در هر یک از موقعیت هاي شیب شمالی نسبت به موقعیت هاي مشابه در شیب جنوبی بهتر است. امیري نژاد و باقرنژاد (1376) اثرات توپوگرافی بر تشکیل و تکامل خاكهاي منطقه کرمانشاه را بررسی نمودند و نتایج نشان داد که توپوگرافی به عنوان مهمترین فاکتور خاکسازي، به علت تأثیر بر روابط رطوبتی خاك، شدت جابجایی مواد به وسیله فرسایش و همچنین انتقال مواد به شکل سوسپانسیون و محلول، موجب تکامل خاکرخ گردیده است. گرچه نوع کانیهاي رسی در طول ردیف توپوگرافی یکسان بود، ولی نتایج تجزیه هاي نیمه کمی نشان می دهد که فراوانی نسبی آنها تا حدودي 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 کانیهاي گروه اسمکتیت افزوده می شود. زارعیان (1376) تشکیل، طبقه بندي و خصوصیات مورفولوژیکی، فیزیکوشیمیایی و کانی شناسی خاكهاي منطقه بیضا در استان فارس را بررسی کردند. مطالعه مینرالوژیکی خاكهاي این منطقه نشاندهنده این بود که خاكها از نظر کانیهاي رسی کم و بیش مشابه بوده و شامل: ایلیت، کلریت، اسمکتیت و ورمیکولیت میباشند اما مقدار نسبی این کانیها تابع شرایط پستی و بلندي 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 مؤید این نکته می باشد (وحیدي، 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. کلمدسون (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 اسپیچ 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 ودیگر 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). الکساندرو 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. بلیوم، (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. تردیو 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 ، (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 تركيبات كاني شناسي اساس پتانسيل توليد را در تمام خاک‌های موجود در جهان تشكيل می‌دهند. شناخت و مطالعه انواع کانی‌های خاك و روند تكامل آن علاوه بر دست‌یابی به چگونگي پيدايش و تغيير و تحول خاك، می‌تواند ديدگاه علمي گسترده‌ای را در نحوه استفاده از آن در پيش روی ما بگشايد. به طور كلي محققين سه منشاء برای کانی‌های رسي خاک‌ها ذكر کرده‌اند كه در زير مختصراً توضيح داده می‌شود (خادمی و جلالیان، 1371). 1- کانی‌های به ارث رسيده از مواد مادری: بديهي است اين دسته از کانی‌ها در خاک‌ها خصوصا خاک‌های جوان درصد بالايي از کانی‌های موجود در خاك را تشكيل می‌دهند و با افزايش درجه تكاملي خاك مقدار آن‌ها كاهش می‌یابد. 2- کانی‌های حاصل عمل خاکسازی كه در اثر تبديل کانی‌های موجود در خاک‌ها حاصل می‌شوند: به اين نوع کانی‌ها تبديلي گفته می‏شود. برای مثال تبديل ايلايت و كلرايت به اسمكتايت در خاک‌های ايران و در ساير نقاط دنيا، تبديل ميكا به ورمي‏كولايت، تبديل اسمكتايت به پالي‏گورسكايت و يا بالعكس را می‌توان نام برد. در صورتي كه کانی‌های تبديلي در مواد مادری خاك نيز وجود داشته باشند مقدار اين کانی‌ها در خاك بيش از مواد مادری است. 3- کانی‌های حاصل عمل خاک‏سازی كه در اثر رسوب كاني از محلول حاصل می‌شوند: به اين کانی‌ها، کانی‌های با منشا جديد و يا کانی‌های با منشا خود به خودی گفته می‏شود. برای مثال ايجاد اسمكتايت و پالي گورسكايت از محلول خاك را می‌توان ذكر كرد. مثلا برای ايجاد اسمكتايت از محلول خاك زهكشی ضعيف و الكتروليت غليظ و برای ايجاد پالي گورسكايت، واکنش خاک بالا، اكتيويته بالای منيزيم و سيليسيم ضروری است. شوجي و همكاران (1993) گزارش كردند كه مينرالوژی رس خاک‌های تشكيل شده روی مواد آتشفشاني تحت تاثير فاكتورهای مثل مواد مادری، مراحل تشكيل خاك، واکنش خاک، رژيم رطوبتي خاك و تجمع مواد آلي قرار دارد. ايلايت ايلايت ميكای آبدار موجود در رسوبات رسي است كه در خاک‌های جوان بيشتر از خاک‌های هوادیده مشاهده می‌شود و معمولاً با افزايش عمق ميزان ايلايت افزايش می‌یابد. چيچستر و همكاران (1969) در مطالعاتي كه روی خاک‌های حاصل از مواد آتشفشاني در منطقه مازاما انجام دادند ايلايت را به عنوان يك از کانی‌های موجود در اين خاک‌ها گزارش دادند كه مقدار آن بسته به عمق و رطوبت خاك منطقه مورد مطالعه دست‏خوش تغيير قرار می‌گرفت. طبق گزارشي كه در توسط اولین و همكاران (1966) ارائه گرديد ايلايت در خاک‌های بازالتي مشاهده شد كه تشكيل آن در اثر هوازدگي بازالت اتفاق نيفتاده است و به ندرت در مناطقي با بارندگي زياد مشاهده می‌شود. حسن نژاد و خرمالي (1386) گزارش دادند كه وجود ايلايت در خاك حكايت از جواني و مراحل اوليه تكامل خاك دارد. احتمال تشكيل پدوژنيك ايلايت در افق‌های سطحي هم رد نمی‌شود به طوری که به عقيده بسياری از محققين، شستشوی زياد شرايطي را برای آزاد شدن پتاسيم از ميكا مساعد نموده و موجب هواديدگي آن به كاني2:1 می‌گردد. گزارش‌های متعددی وجود دارد مبني بر اين كه در شرايط اقليمي ايران ايلايت در اكثر خاک‌های ايران منشا مواد مادری دارند (خادمي، جلاليان 1371، حسن نژاد و خرمالي 1386). كلرايت و کانی‌های هيدوركسي بین لايه‏ای كلرايت عمدتا به صورت توده‌های سبز رنگ ديده می‌شود كه مربوط به سنگ‌های دگرگوني هستند. شرايط اسيدی متوسط، مقدار ماده آلي كم، شرايط اکسیداسیون و خشك و مرطوب شدن فراوان، شرايط محيطي مناسب برای تشكيل کانی‌های هیدروکسی بین لایه‏ای کلرایت می‌باشند. چيچستر و همكاران (1969) در مطالعاتي كه روی خاک‌های حاصل از مواد آتشفشاني در منطقه مازاما انجام دادند بيان كردند كه كاني كلرايت در تمام نمونه‌ها وجود داشت به طوری که با اعمال تيمار پتاسيم كلپس كرده و به 14 آنگستروم می‌رسید و با تیمار پتاسیم + حرارت 550 درجه سانتیگراد به 10 آنگستروم کاهش پیدا می‌کرد. خادمي و جلاليان (1371) و حسن نژاد و خرمالي (1386) در گزارش‌هایی جداگانه منشا و منبع كلرايت در خاک‌های ايران را با توجه به شرايط اقليمي ايران ژئوژنيك و حاصل مواد مادری اعلام كردند. اسمكتايت: اسمكتايت‏ها به طور كلي در خاک‌های مسطح تا كم شيب ديده می‌شوند. سلطاني و ابطحي (1380) در مطالعات كاني‏شناسي خاک‌های دشت سپيدان به اين مطلب اشاره كردند كه كاني اسمكتايت در نقاط پست حضور فروان و در نقاط مرتفع حضور كم داشته است، كه اين تاثيرات عامل پستي و بلندی در تشكيل اين كاني است و به طور كلي كه در مناطق با ارتفاع كمتر مقدار اسمكتايت بيشتر از مناطق با ارتفاع بيشتر است. به عبارت ديگر با افزايش ارتفاع مقدار كاني اسمكتايت كاهش می‌یابد. همچنين در تحقيق ديگری كه سينگر (1977) در مورد ساختار رس‌های حاصل از مواد آتشفشاني تحت شرايط مرطوب مدیترانه‌ای انجام داد گزارش داد كه با افزايش مقدار بارندگي بالاتر از 700 میلی‏متر در سال مقدار اسمكتايت در اين خاك به صورت خطي كاهش می‌یابد. ایشان كاهش در مقدار اسمكتايت به وسيله تجزيه آن به كائولينات و اكسيدهای آمورف بيان و شرح داده‏اند. با توجه به توضيحات فوق دلايل كاهش مقدار اسمكتايت با افزايش ارتفاع را می‌توان به خلاصه به شرح زير بيان كرد: 1- با افزايش ارتفاع، دما كاهش يافته، در نتيجه سرعت هوازدگي كاهش می‌یابد. 2- شيب زياد شرايط را برای نگه‏داشت آب و ايجاد شرايط زهكشي و تهويه بد نامناسب كرده است. در نتيجه شرايط برای تشكيل اسمكتايت نامناسب می‌گردد. چيچستر و همكاران (1969) و موير و همكاران (1951) در مطالعه‏ای كه روی خاک‌های حاصل از مواد آتشفشاني و سنگ‌های آذرين انجام دادند، حضور كاني اسمكتايت را گزارش كردند. لامروكس و همكاران (1973) گزارش نمود كاني رسي اسمكتايت در ذرات رس مشتق شده از خاک‌های بازالتي وجود دارد. گزارش‌های متعددی وجود دارد كه شرايط تشكيل اسمكتايت در خاك را وضعيت زهكشي تهويه ضعيف تا متوسط سطح آب زيرزميني بالا عنوان کرده‌اند (خادمي و جلاليان، 1371، سلطاني و ابطحي، 1380، زمانيان، 1384 و حسن نژاد و خرمالی، 1386). ورمي كولايت كاني ورمي‏كولايت توسط چيچستر و همكاران (1996) در مطالعه‏ی خاک‌های حاصل از مواد آتشفشاني در منطقه مازاما گزارش شد. همچنين سينگر و همكاران (1977) در بررسی كه روی ساختار و نحوه تشكيل رس‌های حاصل از مواد آتشفشاني در شرايط اقليمي مدیترانه‌ای انجام دادند بيان نمودند كه تحت شرايط مرطوب و با افزايش رطوبت ورمي كولايت جايگزين اسمكتايت می‌شود. بر اساس نظر مهجوری، (1975) وجود ورمي‏كولايت می‌تواند ناشي از تغييرات ساختماني مواد مادری در اثر هواديدگي ميكا به ورمي‏كولايت باشد. اگرچه ميزان هواديدگي در افق‌های سطحي بيشتر است ولي با كاهش شيب امكان انتقال رس‌های ريز تشكيل شده در سطح به اعماق فراهم می‌آید. كائولينايت خادمي و جلاليان (1371) گزارش دادند كه كائولينايت در شرايط گرم و مرطوب می‌تواند در اثر فرآيند خاک‏سازی ايجاد شود ولي ايجاد اين كاني در منطقه خشك و نيمه خشك شرايط اقليمي ايران امكان‏پذير نمی‌باشد. سوما و همكاران (1992) بيان نمود كه کانی‌های گروه كائولينات می‌تواند در خاک‌های مناطق آتشفشاني مشاهده شوند كه علت آن وجود جایگاه‌های خالي آلومینیوم در ورقه‌های اكتاهدرال است. اين جایگاه‌های خالي از جايگزيني یون آهن با یون آلومینیوم در ورقه‌های اكتاهدرال ناشي می‌شود. موير (1955) و لامروكس و همكاران (1973) در گزارش‌های مجزايي از وجود كائولينات در سنگ‌های آذرين منطقه مورد مطالعه خود خبر دادند. سينگر و همكاران (1977) نيز در مطالعات خود روی تشكيل رس‌های حاصل از مواد آتشفشاني در منطقه مرطوب اقليم مدیترانه‌ای گزارش دادند كه كائولينايت يكي از کانی‌های رسي رايج در اين خاک‌هاست. چندين گزارش وجود دارد مبني بر اينكه خاک‌های تشكيل شده از مواد آتشفشاني دارای مقادير زيادی پتاسیم و آمونیاک هستند كه همين مقادير بالای پتاسیم و آمونیاک باعث حضور کانی‌های مختلط هالوسايت اسمكتايت شده است (اكامورا و وادا، 1989، دلواكس و همكاران، 1989، اسپيتو و هرناندز، 1994 و اسكودی و همكاران، 1997). تحولات کانی‏های رسی در مطالعه انجام شده توسط (بین و گریفتن2002) 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 پک(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 لی 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 سینگر (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 (دیکسون 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 منشأ 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. فانینگ 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، منشأ 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 هاي تر و خشک متوالی، تحت شرایط اسیدي، مواد آلی کم، هوادیدگی شدید و وجود یونهاي آلومینیوم، میتواند به کائولینیت تبدیل گردد. تشکیل این کانی از هوادیدگی میکا، کلریت و فلدسپار غنی از آهن نیز گزارش شده است (میلر و 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 اصلي كاني هاي اسمكتيت و پالي گورسكيت در دشت پلنگ و خير آباد تغيير و تبديل ديگر كاني ها به ويژه ايليت و كلريت به اين دو كاني است ولي به نظر مي رسد كه در دشت داراب به علت شرايط زهكشي بهتر و فراهم بودن آب زير زميني، عامل عمده تشكيل اين دو كاني، تشكيل مجدد آن ها از محلول خاك مي باشد (خرمالي و ابطحي 2003). به طرف دشت آبرفتي، به علت بالا بودن سطح آب زيرزميني از پايداري پاليگورسكيت كاسته مي شود و اسمكتيت، كاني غالب خاك میباشد. منشأ كاني پاليگورسكيت در سطوح پديمنت پوشيده، حدواسط و دشت آبرفتي، به ترتيب، موروثي، پدوژنيك و آواري مي باشد. (صالح سنجري وهمکاران، 1389). باقرنژاد (2002 )، ضمن بررسي كاني هاي رسي خاك هاي واحدهاي مختلف فيزيوگرافي استان فارس، وجودكاني هاي ميكا (ايليت)، كلريت، اسمكتيت (مونتموريلونيت)، ورمي كوليت، كانيهاي مخلوط (ايليت-اسمكتيت و كلريت-اسمكتيت) و كاني هاي هورميت (پاليگورسكيت) را گزارش نمود و اظهار داشت كه كاني هاي رسي اين خاك ها در واحدهاي مختلف فيزيوگرافي ازنظر نوع، كم و بيش مشابه ميباشند، اما به لحاظ ميزان نسبي متفاوت هستند. در ضمن، خاك هاي اراضي مرتفع، حاوي مقدار زيادي ايليت و كلريت مي باشند و با حركت به سمت دشت ها و اراضي پست بر مقدار مونت موريلونيت و پاليگورسكيت افزوده مي شود. وي نتيجه گرفت كه در اين خاكها، كانيهاي ايليت و كلريت از مواد مادري به ارث رسيد ه اند، در صورتي كه كاني هاي مونت موريلونيت و پاليگورسكيت از تغيير كانيهاي اخير و يا نوتشكيلي از محلول خاك به وجود آمده اند. صالح سنجري و همکاران، (1389) اسمكتيت داراي دو منشأ خاكساز (از محلول خاك ) و تغيير شكل يافته از كاني هاي پاليگورسكيت، ايليت و كلريت است. جعفري و باقرنژاد، ( 1386) با بررسي تثبيت پتاسيم در خاك هاي زير كشت نيشكر هفت تپه و اراضي باير مجاور، اظهار داشتند برخلاف خاك هاي باير، در خاك هاي كشت شده كانيهاي رسي قابل انبساط تشكيل شده است. آنها اعلام كردند عدم وجود اين نوع كاني ها در اراضي كشت نشده بيانگر نوتشكيلي اين رسها در خاك هاي كشت شده در اثر كشت و آبياري طولاني مدت مي 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 هاي غالب در مناطق خشک و نیمه خشک محسوب، می شوند (ویلسون، 1999). حضور غالب کانی ایلیت منشأ مواد مادري در خاك هاي مناطق خشک و نیمه خشک مکرراً گزارش شده است (سینگر، 1989، خرمالی و همکاران، 2006 ). کانی اسمکتیت در خاك هاي مناطق خشک و نیمه خشک ایران، عراق، آمریکا و عربستان مشاهده شده است (ابطحی، 1980، خرمالی و ابطحی، 2003). وجود این کانی با منشأ نو تشکیلی از محلول Si+4 ،Mg+2 خاك در شرایط شور و قلیایی با غلظت زیاد و Al+3در منطقه جنوب استان فارس تأیید شده است (گیوي 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 اسیدي و خارج شدن سیلیکات نیز به وجود آید (دیکسون، 1989 ). کانی مونت موریلونیت در اقلیم با دوره هاي تر و خشک متوالی، تحت شرایط اسیدي، مواد آلی کم، هوادیدگی شدید و وجود یون هاي 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. فازهاي مختلفی از آهن در خاک وجود دارند که از جمله آنها میتوان به آهن موجود در کانیهاي سیلیکاتی اولیه، رسها و اکسی هیدروکسیدهاي آهن با درجه تبلور متفاوت و آهن پیوند شده با مواد آلی اشاره نمود. اکسی هیدروکسیدهاي آهن در دامنه هاي از ترکیبات بی شکل تا بلورین وجود دارند. اکسیدهاي آهن غیربلورین توسط اگزالات آمونیوم اسیدي و کل ترکیبات آهن پدوژنیک توسط سیترات- دي 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 سومر، 2004 و جانسون و مک براید، 1989 ). علاوه بر این تغییرات مقدار آهن و انتقال آن یکی از فرآیندهاي کلیدي در تشکیل و رده بندي خاک است (ودرهلد و همکاران، 2007 ). پراکندگی و مقادیر ترکیبات گوناگون آهن و منگنز در خاک تا حد زیادي به وسیله ماهیت مواد مادري، شرایط اقلیمی، فرآیندهاي خاکسازي، چرخه هاي زیستی، نوسانات فصلی آبهاي زیرزمینی، پتانسیل اکسایش و کاهش، مواد آلی و برهمکنش سایر عناصر غذایی تعیین می گردد. شرایط زهکشی به دلیل تأثیر بر فرآیندهاي اکسایش-کاهش خاک، بر شکلهاي شیمیایی و ترکیبات آهن و منگنز از جمله اکسیدها و هیدروکسیدهاي این عناصر و توریع آنها در نیمرخ خاک اثرات شدیدي دارد (اولیایی و همکاران، 1388 ). پراسکاس ( 1996 ) بیان کرد توزیع آهن و منگنز و تجمعات آنها در خاکهایی داراي آب زیررمینی بالا با خاکهایی که به طور فصلی اشباع می شوند متفاوت است، به طوري که ترکیبات و تجمعات آهن و منگنز در خاکهاي 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 مؤثر بوده و می تواند نشان دهنده درجه اکسایش و کاهش خاک باشد (کورنل و شورتمن، 2003 ). ودرهلد و همکاران ( 2007 ) مقادیر کمتر آهن کل در افقهاي سطحی دو خاک گلی سول و کمبی سول را گزارش کردند و دلیل آن را میزان آهن کمتر بقایاي آلی در مقایسه با قسمت معدنی خاک دانستند. مواد آلی میتوانند تبلور کانی هاي ثانویه از جمله کانیهاي آهن و منگنز را تحت تأثیر قرار دهند و پوششهاي آلی بر روي هسته اولیه بلور میتواند از رشد آن جلوگیري کند (هلم و همکاران، 1996). گئوتایت، هماتیت، لپیدوکروسایت، مگ همایت و مگنتیت از فراوانترین گونه هاي اکسید آهن در خاک هستند (کورنو و همکاران، 2005 ). اکسیدهاي آهن و منگنز به تغییرات محیطی بسیار حساس بوده و به طور متناوب در میان شکافها و حفرات حرکت کرده و بر روي سطوح خاکدانه ها تجمع مییابند در نتیجه میتوانند نمایانگر محیط تشکیل خود باشند (لیو و همکاران، 2002 ). حضور توأم گئوتایت و لپیدوکروسایت به طور گستردهاي در محیط هاي تحت تأثیر تناوب اکسایش و کاهش در مناطق معتدل گزارش شده است (شورتمن و تیلور، 1989 ). حضور فري 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 جلوگیري کرده و میزان فري هیدریت را افزایش میدهد (کوداما و اسنیتزر،1977). تجمعات آهن و منگنز به شکلهاي 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 خاکهاي داراي زهکشی ضعیف یافت می شوندو میتوانند به عنوان شاخصی براي شرایط هیدرومورفی خاک تلقی شوند (ودرهلد و همکاران، 2007 و گاسپاراتوس 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 تأثیر را بر روی توزیع آهن و منگنز دارند. تشکیل کمپلکس مواد آلی با آهن و منگنز و جلوگیری از رشد کریستالی آهن تأثیر 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 (منجلو 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 (دولوی و موستفی، 1977). رومیزاده 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 (فیش 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 (دیدیر 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 (اسچورتمن 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 (تورنت 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 16 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 16 خواهد رسید (پنا 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 (چیلدز 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 (تیلور 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 (گیلکز 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 (چوخرو 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 (کودنس 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 لی ( 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). میرابلا 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 (فیدلر 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 (سیو 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 FeoFed 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 FeoFed با افزایش سن خاک کاهش مییابد (وحیدی و همکاران، 1391). جلالیان و رمضانپور (1381) و هوانگ و همکاران (2008) نشان دادند که میزان نسبت FeoFed 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 (آلوگ و همکاران، 2012). - رابطه شکلهاي مختلف آهن با ویژگیهاي خاك آهن قابل استخراج با ديتیونات سدیم همبستگی مثبت و معنی داري را با CCE با ظرفیت تبادلی کاتیون یا با میزان کربناتها نشان داده است (وحیدی وهمکاران، 1389). دلوي و برا ( 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 اکسیدهاي آهن آزاد و CCEمواد مادري نیز وجود داشته باشد (وحیدی وهمکاران، 1389). ظرفیت تبادل کاتیونی یک معیار از کل بارهاي منفی کلوئید است و در خاك ممکن است از طریق مکانهاي باردار با قابلیت دسترسی آهن همبستگی داشته باشد (هوکس و وب ،1963 ). وحیدی و همکاران، (1389) در تحقیقی نشان دادند که شکل متبلور آهن در واحد فیزیوگرافی تپه بیشتر از واحد فیزیوگرافی دشت دامنه اي است که میتواند تکامل بیشتر واحد فیزیوگرافی تپه را نسبت به دشت دامنه اي 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 اي مؤید این مطلب است. احتمالاً در واحد فیزیوگرافی تپه، خاکها از شرایط پویاتري نسبت به دشت دامنهاي برخوردارند که این امر میتواند به دلیل شرایط پایدارتر ژئومرفولوژیک و سرعت بالاي 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 ديتیونات سدیم در تمام سالومهاي خاك کمتر از یک بود و این موضوع، این نظر را که اکسیدهاي آهن آزاد در اغلب خاكها در یک مرحله پیشرفته از تبلور هستند را تقویت میکند (ماهانی و همکاران، 1991). با افزایش سن خاك، اکسیدهاي آهن متبلور نسبت به شکلهاي با تبلورضعیف افزایش می یابد. این روند به وسیله نسبتهاي آهن استخراج شده با اگزالات آمونیوم به ديتیونات سدیم که با افزایش سن خاك، کاهش یافته است، منعکس میگردد (ماهانی و فاهی، 1988 ). بر این اساس ماهانی و همکاران، ( 1991 ) نشان دادند که در نسبتهاي بالا، خاكها جوانتر و در نسبت هاي پایین، خاكها مسن تر هستند. از میانگین کم نسبت فعالیت آهن در واحد فیزیوگرافی تپه در مقایسه با دشت دامنهاي استنباط میشود که این خاكها 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 تأثیر مثبت بر روی تجمع آهن و تشکیل ماتلها دارد. میزان شوری و تأثیر آن بسته به ساختمان، بافت خاک، EC و زهکشی بر روی خاک متفاوت است. شوری می تواند بر روی کریستالی شدن تأثیر 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 می‌یابد. 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 تأثیر گذار هستند، همچنین آنها نشان دادند که منگنز در خاک عمدتأ در شکل‌های با تبلور کم و در پیوند با ماده آلی وجود دارد (توکاشیکی و همکاران، 1986). ویراکس (1996) بیان کرد توزیع آهن و منگنز و تجمعات آنها در خاکهایی داراي آب زیررمینی بالا با خاکهایی که به طور فصلی اشباع میشوند متفاوت است، به طوري که ترکیبات و تجمعات آهن و منگنز در خاکهاي 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 مؤثر بوده و میتواند نشاندهنده درجه اکسایش و کاهش خاک باشد. وی 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. اشنیتزر 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 پذيرفتاري مغناطيسي درجه اي است كه يك ماده، ميدان مغناطيسي با شدت معيني را تحت تأثير قرار مي دهد( میولینز،1977). اين كميت به صورت زير تعريف مي گردد κ= M/H دراین معادل M ميزان مغناطيس پذيري جسم وH ميدان مغناطيسي (هردو بر حسب آمپربرمتر) و κ پذيرفتاري مغناطيسي حجمي است. در اين معادله κ بدون واحد است. پذيرفتاري مغناطيسي مي تواند بر حسب واحد جرمي نيز بيان گردد كه بر اين اساس به صورت زيرتعريف مي گردد: χmass =κ/ρ در اين معادلهρ وزن مخصوص ظاهري جسم برحسب kg/m 3، χmassپذيرفتاري مغناطيسي جرمي برحسب m/kg مي باشد ( میولینز ،1977). اندازه گيري پذيرفتاري مغناطيسي يك روش سريع، غير مخرب، ساده و نسبتاً ارزان مي باشد كه دردامنة گسترده اي از مطالعات مربوط به خاك و سنگ كار برد دارد( میولیز، 1977، و اولدفیلدو تامسون ،1986). رفتارهاي مغناطيسي در اجسام به 5 دسته تقسيم مي شوند كه بر حسب ميزان پذيرفتاري مغناطيسي و به ترتيب نزولي شامل فرومگنتيسم (مانند آهن خالص)، فري مگنتيسم (مانند مگنتيت و مگهميت)، كنتد آنتي فرومگنتيسم (مانند هماتيت وگوئتيت ) پارامگنتيسم (مانند لپيدوكروسيت ) و ديامگنتيسم (مانند كوارتز،آهك، گچ و ماده آلي) مي باشد (مالينز، 1977). منبع اصلي پذيرفتاري مغناطيسي در غالب خاك ها كاني هاي فري مگنتيك مانند مگنتيت (Fe3o4 ) و مگهميت(γFe2O3 ) مي باشند. اكسيد هاي آهن خصوصاً گوئتيت، هماتيت، لپيدوكروسيت، مگهميت و مگنتيت فراوان ترين اكسيدهاي فلزي در اكثر خاك ها مي باشند. اين اكسيدها در خاك هاي مناطق مختلف آب و هوائي در يك يا چند شكل و به مقادير مختلف وجود دارند ( تیلور و اسچورتمن، 1989). منبع اصلي پذيرفتاري مغناطيسي در غالب خاك ها كاني هاي فِرّي - مگنتيت مانند مگنتيت (Fe3o4 )و مگهميت مي باشند. محيط هاي پدوژنيكي بر پايداري و تبادلات اين كاني ها در خاك تأثير مي گذارد ( تیلور و اسچورتمن ،1989). خصوصيات فيزيكي كاني هاي مغناطيسي تابعي از نوع كاني، شكل بلور، اندازه آن و ساير عوامل مي باشد ( میولینز،1977). لو بورگن (1955) اولين محققي بود كه افزايش پذيرفتاري مغناطيسي خاك ها را مربوط به تغيير و تبديل در جاي اكسيد آهن غير مغناطيسي مانند هماتيت (Fe2O3 α) ويا گوئتيت (α FeOOH) به فرم فرّي- مگنتيك، مگهميت ( γFe2O3) مي دانست. نامبرده دو مكانيسم را مسئول اين كار معرفي كرد: 1) يك فرايند احياء كاني هايي نظير هماتيت در محيط غير هوازي و در پي آن اكسيداسيون مجدد به ماگهميت در شرایط هوازي 2) احياء هماتيت به مگنتيت در طول احتراق مواد آلي و تبديل به ماگهميت در طول مدت سرما و نفوذ هوا به داخل خاك. میولینز(1977)، دي هيدراسيون لپيدوكروسيت (γ FeOOH) در خاك هاي با زهكشي ضعيف را به دو مكانيسم قبلي اضافه نمود. مقدار افزايش پذيرفتاري مغناطيسي خاك بستگي به ميزان فرايند هاي خاك سازي و همچنين عوامل ناگهاني مانند آتش سوزي دارد ( میولینز،1977). فاین و همكاران(1992) ، گزارش نمودند كه تكامل متوالي خاك منجر به پيشگوئي يك الگوي توزيع پذيرفتاري مغناطيسي در نيمرخ خاك مي شود. از آن جائي كه پذيرفتاري مغناطيسي افق هاي اِلوويال بيشتر از افق هاي ايلوويال مي باشد، بنابراين ميزان افزايش پذيرفتاري مغناطيسي مي تواند به عنوان شاخصي از ميزان فرايند هاي خاك سازي مطرح گردد ( سینگرو فاین، 1989، فاین و همکاران، 1992، اوولیای و همکاران، 2006). افزايش پذيرفتاري مغناطيسي خاك ها اساساً به دليل تشكيل پدوژنيك كاني هاي فِرّي- مگنتيت مي باشدكه به ميزان زيادي به عوامل خاك ساز شامل ماده مادري، آب و هوا، پستي و بلندي و پوشش گياهي بستگي دارد ( فنگ وجانسون ،1955 ). فرضيه مطرح در مورد افزايش پذيرفتاري مغناطيسي، بيشتر اشاره به تغيير شكل در جاي آهن غير مغناطيسي، به ريز بلورهاي مگنتيت و مگهميت دارد (میولینز،1977). آبشوئي كربنات ها و گچ و همچنين تجمع ماده آلي در سطح خاك و يا ساير تغييرات شديد در توده خاك مي تواند ميزان پذيرفتاري مغناطيسي در يك افق را نسبت به ساير افق ها تغيير دهد كه اين امر مربوط به افزايش يا كاهش غلظت تركيبات مغناطيسي در خاك مي باشد . تغييرات ناشي از انتقال تركيبات آهن در نيمرخ خاك و يا آزاد سازي اكسيدها از داخل سيليكات هاي حاوي آهن به عنوان تغييرات مطلق در نظر گرفته مي شوند. فاین و همکاران ( 1989) پيشنهاد كردند كه مقدار بيشتر مواد آلي و ريز موجودات هتروتروف در نزديك سطح خاك مي تواند تشكيل كاني هاي فِرّي مگنتيت را افزايش دهند. خاك هاي با زهكشي خوب معمولاً داراي پذيرفتاري مغناطيسي بيشتري نسبت به خاك هاي با زهكشي ضعيف بوده اند. شرایط بي هوازي منجر به عدم تبديل كاني هاي پارامگنتيك و كنتد آنتي فرومگنتيك (مانند لپيدوكروسيت و گوئتيت) به كاني هاي فري مگنتيك (مانند مگنتيت و مگهميت)مي شود( دجونگ و همکاران، 2000، جرملی و همکاران، 2004، اوليائي و همكاران، 1384). بر طبق نظر ماهر (1986) آبگيري لپيدوكروسيت، حرارت شديد هماتيت و چرخه هاي اكسيد و احياء از عوامل تبديل فرم هاي كمتر مغناطيسي اكسيد آهن به اشكال بيشتر مغناطيسي آن مي باشد. اندازه گيري پذيرفتاري مغناطيسي براي ارزيابي نيم رخ هاي خاك در مطالعة رديف زماني مناسب و مفيد مي باشد. با استفاده از اين تكنيك تفاوت در مواد مادري و انقطاع موجود در خاك هاي غير يكنواخت قابل شناسائي است (سینگروفاین، 1989، فاین و همکاران،1992). اكسيد ها و هيدركسيدهاي آهن در دامنه اي از تركيبات بي شكل تا تركيبات كاملاً متبلور وجود دارند ( تامسون و بیولک، 1975). در خاك هاي با شرائط هيدرومورفيك، توسط مكانيسم احياء ميكروبي، Fe(III) نامحلول موجود در كاني فِرّي- مگنتيت، به فرمهاي محلول Fe(II) تبديل مي 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. لوو 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). اوليائي و همکاران (1388) در تحقیقی نشان دادند که با افزايش عمق، ميزان پذيرفتاري مغناطيسي كاهش يافته است به طور كلي تغييرات عمودي پذيرفتاري مغناطيسي در طول نيم رخ خاك به ميزان زيادي به تبديل در جاي اكسيدهاي غير مغناطيسي آهن به بلور هاي بسيار ريز فِرّي- مگنتيت بستگي دارد. محلول شدن Fe+2 و متعاقب آن رسوب مجدد به صورت فرم هاي مغناطيسي تر از عوامل افزايش پذيرفتار ي مغناطيسي در سطح خاك مي باشد ( فاین و همکاران، 1989). بر طبق نظر گرملی و همكاران (2004) افزايش پذيرفتاري مغناطيسي درلايه هاي سطح خاك به ميزان زيادي به تبديل در جاي اكسيد هاي آهن غير مغناطيسي و اكسي هيدروكسيدهاي آهن به ريز بلورهاي فري مگنتيك بستگي دارد. افزايش ميزان ماده ی آلي در سطح خاك، خصوصاً در مناطق مرطوب تر و خنك تر عاملي در جهت افزايش پذيرفتاري مغناطيسي در سطح خاك بوده است. فعاليت ميكرو ارگانيسم ها عاملي در جهت افزايش انحلال اكسيدهاي آهن غير مغناطيسي به اكسيدهاي مغناطيسي آن مي باشد ( درین و همكاران، 1985). اودس (1963) زهكشي مناسب و مقدار زياد مادة آلي را جهت افزايش پذيرفتاري مغناطيسي مناسب توصيف نموده است. منابع احمدی ، ح .1374. ژئومورفولوژی کاربردی. جلد اول فرسایش آبی. انتشارات دانشگاه تهران. امیري نژاد ع، ا و م، باقرنژاد. 1376. اثرات توپوگرافی روي تشکیل و تکامل خاكهاي منطقه کرمانشاه. مجله علوم کشاورزي ایران 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 اوجي م. ر. و م، باقرنژاد. 1386. مطالعه خصوصيات فيزيكوشيميايي، مورفولوژيكي و كاني شناسي برخي از خاكهاي جلگه هاي مرتفع استان فارس، ششمين كنگره علوم خاك ايران، دانشگاه فردوسي مشهد اوليائي، ح، ابطحي، ع و هك، ريچارد، ج. 1384. نقش فرايندهاي پدوژنيكي در توزيع قابليت مغناطيسي خاك هاي استان كهگيلويه و بوير احمد. خلاصه مقالات نهمين كنگره علوم خاك ايران. دانشگاه تهران. ص-348 347 اوليائي، ح، ادهمي، ا، جعفري، س، م، رجائي و قاسمي فسائي. 1388. توزيع پذيرفتاري مغناطيسي در ارتباط با تركيبات آهن در برخي خاك هاي انتخابي استان فارس. مجله پژوهشهاي خاك (علوم خاك و آب) / جلد 23 / شماره2 اولیایی، ح. ر، وع ،ابطحی. 1382. کانی شناسی رس خاكهاي انتخاب شده در استان کهکیلویه و بویراحمد. هشتمین کنگره ملی علوم خاك. دانشگاه گیلان. 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. 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 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 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 جعفری، س و ح، نادیان. 1390. مطالعه تكامل خاك‌ها و تنوع کانی‌های رسی در یک رديف پستي و بلندي در استان خوزستان جلالیان، ا. و رمضانپور، ح. 1381. تغييرا ت خاک در رديف اراضی دو منطقه اقليمی در زاگرس مرکزی. جلد 6 شماره 1. حسيني، س، اسفندیارپور ع، کریمي، ع و فرپور، م. 1389. ارتباط شاخصهاي تکاملي رنگ خاک با اکسيدهاي آهن آزاد در برش اقليمي کرمان. سیزدهمین کنگره علوم خاک ایران حق نیا غ.ح. 1370. خاک شناخت. انتشارات دانشگاه فردوسی مشهد. شماره 116 خادمی، ح. و ا. جلالیان. 1371. کانی های رسی خاک های رودشت اصفهان. گزیده مقالات سومین کنگره علوم خاک ایران. 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. روانجو، ا، جعفری، س و نادیان،ح. 1391. اثرات كشت و كار نيشكر و سطح آب زيرزميني بر پتانسيل اكسايش و احيا و تغييرات مقادير اكسيدهاي و کانی رسی پالیگورسایت در برخی خاک های خوزستان. پایانامه کارشناسی ارشد. زارعیان غ. .1376 تشکیل و طبقه بندي و خصوصیات مورفولوژیکی، فیزیکوشیمیایی و کانی شناسی خاكهاي منطقه بیضا در استان فارس .پایان نامه کارشناسی ارشد، گروه خاكشناسی، دانشکده کشاورزي، دانشگاه شیراز زاعت پیشه م، خرمالی ف، کیانی ف و م پهلوانی. 1391. مطالعه کانی هاي رسی در خاكهاي تشکیل شده بر روي مواد مادري لسی در یک توالی اقلیمی در استان گلستان. مجله پژوهشهاي خاك (علوم خاك و آب) / الف / جلد 26 / شماره 3 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. صالحي م .ح، خادمي ح و كريميان اقبال م. 1382. شناسايي و نحوه تشكيل كاني هاي رسي در خاكهاي منطقه فرخ شهر، استان چهارمحال و بختياري. مجله علوم و فنون كشاورزي و منابع طبيعي، صالحی م ، جزینی ، ف و ع، محمدخانی .1387. تاثیر پستی و بلندي بر خصوصیات خاك با تاکید بر عملکرد و کیفیت بادام در منطقه سامان شهرکرد 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 فرهنگي ملكي، ن. 1384. تأثير مواد مادري روي برخي خصوصيات فيزيكوشيميايي و كاني شناسي خاك هاي گيلان، پايان نامه كارشناسي ارشد دانشكده كشاورزي، دانشگاه گيلان، فيضي دولت آبادي، پ. 1388. بررسي توپوسكانس بر تشكيل و تكامل خاكهاي منطقه زرجان فسا قاجار سپانلو، م. 1388. اثر توپوگرافي در ژنز، مرفولوژي و خصوصيات فيزيكوشيميايي خاكهاي دشت كرج 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 محبی صادق، م ، حیدري، ا، سرمدیان، ف، ثواقبی، غ، م ع، راهب. 1391. شکلهاي مختلف آهن و منگنز و توزیع آنها در تجمعات و نیمرخ برخی آلفی سول هاي تحت تأثیر شرایط اکسایش و کاهش. مجله پژوهشهاي خاك (علوم خاك و آب) / الف / جلد 26 / شماره 1 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 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. 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