تحول خاک های حاصل از رسوبات آبرفتی رودخانه کارون در یک امتداد عمود بر مسیر رودخانه کارون- قسمت ۲

تحول خاک های حاصل از رسوبات آبرفتی رودخانه کارون در یک امتداد عمود بر مسیر رودخانه کارون- قسمت ۲

چیچستر و همکاران (۱۹۶۹) در مطالعاتی که روی خاک‌های حاصل از مواد آتشفشانی در منطقه مازاما انجام دادند بیان کردند که کانی کلرایت در تمام نمونه‌ها وجود داشت به طوری که با اعمال تیمار پتاسیم کلپس کرده و به ۱۴ آنگستروم می‌رسید و با تیمار پتاسیم + حرارت ۵۵۰ درجه سانتیگراد به ۱۰ آنگستروم کاهش پیدا می‌کرد. خادمی و جلالیان (۱۳۷۱) و حسن نژاد و خرمالی (۱۳۸۶) در گزارش‌هایی جداگانه منشا و منبع کلرایت در خاک‌های ایران را با توجه به شرایط اقلیمی ایران ژئوژنیک و حاصل مواد مادری اعلام کردند.

 

۲-۲-۲ اسمکتایت:

 

اسمکتایت‏ها به طور کلی در خاک‌های مسطح تا کم شیب دیده می‌شوند. سلطانی و ابطحی (۱۳۸۰) در مطالعات کانی‏شناسی خاک‌های 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 می‌یابد. همچنین در تحقیق دیگری که سینگر[۳۶] (۱۹۷۷) در مورد ساختار رس‌های حاصل از مواد آتشفشانی تحت شرایط مرطوب مدیترانه‌ای انجام داد گزارش داد که با افزایش مقدار بارندگی بالاتر از ۷۰۰ میلی‏متر در سال مقدار اسمکتایت در این خاک به صورت خطی کاهش می‌یابد. ایشان کاهش در مقدار اسمکتایت به وسیله تجزیه آن به کائولینات و اکسیدهای آمورف بیان و شرح داده ‏اند. با توجه به توضیحات فوق دلایل کاهش مقدار اسمکتایت با افزایش ارتفاع را می‌توان به خلاصه به شرح زیر بیان کرد:
۱- با افزایش ارتفاع، دما کاهش یافته، در نتیجه سرعت هوازدگی کاهش می‌یابد.
۲- شیب زیاد شرایط را برای نگه‏داشت آب و ایجاد شرایط زهکشی و تهویه بد نامناسب کرده است. در نتیجه شرایط برای تشکیل اسمکتایت نامناسب می‌گردد.
چیچستر و همکاران (۱۹۶۹) و مویر[۳۷] و همکاران (۱۹۵۱) در مطالعه‏ای که روی خاک‌های حاصل از مواد آتشفشانی و سنگ‌های آذرین انجام دادند، حضور کانی اسمکتایت را گزارش کردند. لامروکس[۳۸] و همکاران (۱۹۷۳) گزارش نمود کانی رسی اسمکتایت در ذرات رس مشتق شده از خاک‌های بازالتی وجود دارد. گزارش‌های متعددی وجود دارد که شرایط تشکیل اسمکتایت در خاک را وضعیت زهکشی تهویه ضعیف تا متوسط سطح آب زیرزمینی بالا عنوان کرده‌اند (خادمی و جلالیان، ۱۳۷۱، سلطانی و ابطحی، ۱۳۸۰، زمانیان، ۱۳۸۴ و حسن نژاد و خرمالی، ۱۳۸۶).

 

برای دانلود متن کامل پایان نامه به سایت tinoz.ir مراجعه کنید.

 

۳-۲-۲ ورمی کولایت

 

کانی ورمی‏کولایت توسط چیچستر و همکاران (۱۹۹۶) در مطالعه‏ی خاک‌های حاصل از مواد آتشفشانی در منطقه مازاما گزارش شد. همچنین سینگر و همکاران (۱۹۷۷) در بررسی که روی ساختار و نحوه تشکیل رس‌های حاصل از مواد آتشفشانی در شرایط اقلیمی مدیترانه‌ای انجام دادند بیان نمودند که تحت شرایط مرطوب و با افزایش رطوبت ورمی کولایت جایگزین اسمکتایت می‌شود. بر اساس نظر مهجوری، (۱۹۷۵) وجود ورمی‏کولایت می‌تواند ناشی از تغییرات ساختمانی مواد مادری در اثر هوادیدگی میکا به ورمی‏کولایت باشد. اگرچه میزان هوادیدگی در افق‌های سطحی بیشتر است ولی با کاهش شیب امکان انتقال رس‌های ریز تشکیل شده در سطح به اعماق فراهم می‌آید.

 

۴-۲-۲ کائولینایت

 

خادمی و جلالیان (۱۳۷۱) گزارش دادند که کائولینایت در شرایط گرم و مرطوب می‌تواند در اثر فرایند خاک‏سازی ایجاد شود ولی ایجاد این کانی در منطقه خشک و نیمه خشک شرایط اقلیمی ایران امکان‏پذیر نمی‌باشد. سوما[۳۹] و همکاران (۱۹۹۲) بیان نمود که کانی‌های گروه کائولینات می‌تواند در خاک‌های مناطق آتشفشانی مشاهده شوند که علت آن وجود جایگاه‌های خالی آلومینیوم در ورقه‌های اکتاهدرال است. این جایگاه‌های خالی از جایگزینی یون آهن با یون آلومینیوم در ورقه‌های اکتاهدرال ناشی می‌شود. مویر (۱۹۵۵) و لامروکس و همکاران (۱۹۷۳) در گزارش‌های مجزایی از وجود کائولینات در سنگ‌های آذرین منطقه مورد مطالعه خود خبر دادند. سینگر و همکاران (۱۹۷۷) نیز در مطالعات خود روی تشکیل رس‌های حاصل از مواد آتشفشانی در منطقه مرطوب اقلیم مدیترانه‌ای گزارش دادند که کائولینایت یکی از کانی‌های رسی رایج در این خاک‌هاست.
چندین گزارش وجود دارد مبنی بر اینکه خاک‌های تشکیل شده از مواد آتشفشانی دارای مقادیر زیادی پتاسیم و آمونیاک هستند که همین مقادیر بالای پتاسیم و آمونیاک باعث حضور کانی‌های مختلط هالوسایت اسمکتایت شده است (اکامورا و وادا، ۱۹۸۹، دلواکس و همکاران، ۱۹۸۹، اسپیتو و هرناندز، ۱۹۹۴ و اسکودی و همکاران، ۱۹۹۷).

 

۳-۲ تحولات کانی‏های رسی

 

در مطالعه انجام شده توسط (بین و گریفتن[۴۰]۲۰۰۲) 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 بهره گرفتن از مدل کامپیوتری برای الگوی هوازدگی احتمالی شبیه سازی شد:
۱- 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.
۲- 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[۴۱](۲۰۰۲) در بررسی دوباره مینرالوژی رس که مطالعه اولیه آن بین سال های ۱۹۱۶-۱۹۱۳ 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 ۱۹۹۵ به نظر می رسد که در ترمیم مینرالوژی رس در غلات مداوم در نسبت با نمونه های سال۱۹۱۳ 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 ۸۰ سال پر اهمیت می باشند. کانی های رسی در زمین های شالیکاری با آبیاری غرقابی با۸۰،۳۰، ۱۵،۱۰ سال کشت شده ازخاک های مشتق شده از رسوبات قرمز رنگ کواتز به وسیله لی[۴۲] و همکاران(۲۰۰۳) 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 (۲۰۰۳) 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 ۲۰۰۳). 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[۴۳] (۱۹۸۹) نشان دادند که پالی گورسایت زمانی که بارندگی سالیانه بیش از ۳۰۰ 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[۴۴] ۱۹۸۹). جعفری و همکاران (۲۰۰۹)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 پذیر۲:۱ 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 (۲۰۰۹) در مطالعه های کانی شناسی در بخش رس پروفیل های هوادیده در پلیوستوسن و ترشیاری و رسوبات تایید کردکه:۱-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. ۲- اسمکتایت در شرایط Periglacial تشکیل شد.۳-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 (۱۳۷۸) در تحقیقی که در ۲۰ 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 (۱۳۸۷ ) در منطقه گرگان کانی های گروه اسمکتایت اکثر پروفیل ها دیده شد که منشأ تغییر یافته از میکا داشت. لی و همکاران (۲۰۰۳) 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: ۱- تبدیل کلریت که درموقعیت شیب پشتی یافت شد و ۲- تشکیل مجدد به وسیله رسوب عناصر رها شده از هوازدگی سرپنتین.
فانینگ[۴۵] و همکاران (۱۹۸۹) 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 (۱۳۸۴)، 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، ۲۰۰۳). 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 [۴۶]و همکاران، ۱۹۹۳ ). 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 (۱۹۸۰)، 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 (۱۹۷۲)، 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 ۲۰۰۳). به طرف دشت آبرفتی، به علت بالا بودن سطح آب زیرزمینی از پایداری پالیگورسکیت کاسته می شود و اسمکتیت، کانی غالب خاک میباشد. منشأ کانی پالیگورسکیت در سطوح پدیمنت پوشیده، حدواسط و دشت آبرفتی، به ترتیب، موروثی، پدوژنیک و آواری می باشد. (صالح سنجری وهمکاران، ۱۳۸۹). باقرنژاد (۲۰۰۲ )، 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، (۱۳۸۹) اسمکتیت دارای دو منشأ خاکساز (از محلول خاک ) و تغییر شکل یافته از کانی های پالیگورسکیت، ایلیت و کلریت است. جعفری و باقرنژاد، ( ۱۳۸۶) 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، ۱۳۸۴).
ایلیت، اسمکتیت، کلریت، کائولینیت، ورمی کولیت و پالیگورسکیت از کانی های غالب در مناطق خشک و نیمه خشک محسوب، می شوند (ویلسون[۴۷]، ۱۹۹۹). حضور غالب کانی ایلیت منشأ مواد مادری در خاک های مناطق خشک و نیمه خشک مکرراً گزارش شده است (سینگر، ۱۹۸۹، خرمالی و همکاران، ۲۰۰۶ ). کانی اسمکتیت در خاک های مناطق خشک و نیمه خشک ایران، عراق، آمریکا و عربستان مشاهده شده است (ابطحی، ۱۹۸۰، خرمالی و ابطحی، ۲۰۰۳). وجود این کانی با منشأ نو تشکیلی از محلول Si+4 ،Mg+2 خاک در شرایط شور و قلیایی با غلظت زیاد و Al+3در منطقه جنوب استان فارس تأیید شده است (گیوی و ابطحی، ۱۹۸۵ ). کائولینیت کانی رسی متداول مناطق گرم و مرطوب بوده و حاصل هوادیدگی است (دیکسون، ۱۹۸۹). کائولینیت می تواند از اسمکتیت و تحت شرایط اسیدی و خارج شدن سیلیکات نیز به وجود آید (دیکسون، ۱۹۸۹ ). 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، ۱۹۹۳ ).
۴-۲ آهن
آهن حدود ۵ 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 سومر[۴۸]، ۲۰۰۴ و جانسون و مک براید[۴۹]، ۱۹۸۹ ). علاوه بر این تغییرات مقدار آهن و انتقال آن یکی از فرایندهای کلیدی در تشکیل و رده بندی خاک است (ودرهلد[۵۰] و همکاران، ۲۰۰۷ ). پراکندگی و مقادیر ترکیبات گوناگون آهن و منگنز در خاک تا حد زیادی به وسیله ماهیت مواد مادری، شرایط اقلیمی، فرایندهای 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 تأثیر بر فرایندهای 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، ۱۳۸۸ ). پراسکاس[۵۱] ( ۱۹۹۶ ) 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 مؤثر بوده و می تواند نشان دهنده درجه اکسایش و کاهش خاک باشد (کورنل و شورتمن[۵۲]، ۲۰۰۳ ).
ودرهلد و همکاران ( ۲۰۰۷ ) 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 تأثیر قرار دهند و پوششهای آلی بر روی هسته اولیه بلور میتواند از رشد آن جلوگیری کند (هلم[۵۳] و همکاران، ۱۹۹۶). گئوتایت، هماتیت، لپیدوکروسایت، مگ همایت و مگنتیت از فراوانترین گونه های اکسید آهن در خاک هستند (کورنو[۵۴] و همکاران، ۲۰۰۵ ). 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 (لیو[۵۵] و همکاران، ۲۰۰۲ ). حضور توأم گئوتایت و لپیدوکروسایت به طور گستردهای در محیط های تحت تأثیر تناوب اکسایش و کاهش در مناطق معتدل گزارش شده است (شورتمن و تیلور[۵۶]، ۱۹۸۹ ). 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 اسنیتزر[۵۷]،۱۹۷۷). 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، ۲۰۰۷ و گاسپاراتوس[۵۸] و همکاران، ۲۰۰۰).
عکس مرتبط با محیط زیست
محبی صادق و همکاران (۱۳۹۱) ، 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.
۱-۴-۲ اشکال آهن در خاک
ملکوتی و همکاران (۱۳۸۴) 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، ۱۳۸۴). 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 (منجل[۵۹]و همکاران، ۲۰۰۱).
گئوتایت > فری هیدرات > لپیدوکروسایت > اکسید فریک > ماگهمایت > هماتیت
۲-۴-۲ 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.
۳-۴-۲ 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[۶۰] و موستفی، ۱۹۷۷).
رومیزاده[۶۱] و همکاران (۱۹۹۶) 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.
۱-۳-۴-۲ 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 نشان دهنده 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[۶۲] و کلارک، ۱۹۸۲).
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[۶۳] و همکاران، ۱۹۸۳).
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 ۱۰۰ 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[۶۴] و همکاران، ۱۹۸۵).
۲-۳-۴-۲ 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 رنگدانه های 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[۶۵] و همکاران، ۱۹۸۳). تورنت (۱۹۸۳) 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   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 ۶۰۰ درجه سانتیگراد به کمتر از   خواهد رسید (پنا[۶۶] و تورنت، ۱۹۸۴).
۳-۳-۴-۲ 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[۶۷] و ویلسون، ۱۹۸۳).
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[۶۸] و همکاران، ۱۹۸۰).
۴-۳-۴-۲ 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[۶۹] و سادهیپراکارن، ۱۹۷۹).
۵-۳-۴-۲ 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[۷۰] و همکاران، ۱۹۷۳).
۴-۴-۲ 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 ۱۴ به ۲۰ 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 ۱۷۶میلیمتر 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[۷۱] و لکرف، ۲۰۰۶).
۵-۴-۲ اثر pHبر اکسیدهای آهن
در محدوده ۶-۴pH= 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 ۴ pH= و بیشترین هماتیت در ۸-۷ pH=به دست میآید).
هنگامی که pH از ۴ به ۸ 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.
۶-۴-۲ 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:
۱-۶-۴-۲ دیتیونایت سیترات بیکربنات (DCB)

دیدگاهتان را بنویسید

نشانی ایمیل شما منتشر نخواهد شد. بخش‌های موردنیاز علامت‌گذاری شده‌اند *