Пространственная дифференциация, генезис и свойства аридных почв провинции Газвин (Иран) тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 03.00.27, кандидат биологических наук Мохаммад Амир Делавар

• Мохаммад Амир Делавар
• кандидат биологических наук
• 2006

Оглавление диссертации кандидат биологических наук Мохаммад Амир Делавар

ВВЕДНИЕ 4"

ГЛАВА 1. Литературный обзор

1.1. Факторы почвообразования 7

1.2. Процессы почвообразования 9

1.3. Засоление почв 10

1.4. Осолонцевание почв 11

1.5. Кальцификация/декальцификация

1.6. Гипсоносные почвы мира и территории Ирана 13

1.7. Характеристика гипсового материала 14

1.8. Происхождение гипса в почвах 15

1.9. Формы гипсовых аккумуляций 17

1.10. Микроморфологическое строение гипсовых аккумуляций 18

1.11. Горизонт гипсик 19

1.12 Засоление и осолонцевание в почвах мира и Ирана 20

1.13 Определение засоленных, щелочных солонцеватых почв и солонцов 21 1.14. Образование засоленных почв (источники и причины) 22

1.15 Горизонт салик

1.16 Генезис солонцов

1.17 Горизонт натрик

1.18 Солевые коры

1.19 Карбонатные почвы

1.20 Горизонт кальцик и петрокальцик

1.21 Образование СаСОз в почвах

1.22 Микроморфология СаСОз

1.23 Классификация карбонатных почв

1.24 Характеристика горизонта камбик

1.25 Состав глинистых минералов 34

ГЛАВА 2. Природные условия района исследований

2.1. Местоположение района исследований

2.2. Климатические условия 39

2.3. Геологическое строение 48

2.4. Геоморфологические условия 50

2.5. Гидрология 54

2.6. Растительность 58

ГЛАВА 3. Объекты и методы

3.1. Использованные материалы

3.2. Методы исследования 60

ГЛАВА 4. Результаты исследований. Почвенный покров 69территории

4.1. Почвы плато 74

4.2. Почвы на молодых и древних конусов выноса 88

4.3. Почвы ближайшей к горам части межгорной равнины 97

4.4. Почвы средней части межгорной равнины 106

4.5. Почвы наиболее удаленной от гор части межгорной равнины 114

4.6. Почвы пятен Slickspot и других компонентов комплекса 131

4.7. Почвы низменности 148

ГЛАВА 5. Оценка пригодности земель

5.1. Сельское хозяйство н оценка земель 162

5.2. Геосгатистика в почвенных исследованиях 193-

ГЛАВА б. Обсуждение материалов и общее заключение

6.1. Анализ процессов и факторов почвообразования 207

6.2. Развитие горизонтов 212-214 63. Природа и распределение солевых новообразований почв 214

6.4. Закономерности распределения глинистых минералов

6.5. Засоление почв в связи с их положением в рельефе 217

6.6. Генезис горизонтов натрик (солонцов) 218-219 ВЫВОДЫ 221

СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ 223

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Пространственная дифференциация, генезис и свойства аридных почв провинции Газвин (Иран)»

Актуальность работы. Характерными особенностями почв аридных и семиаридных регионов является сочетание дефицита усвояемой для мезофитных растений влаги в течение длительного периода, низкого содержания органического вещества, слабой оструктуренности, слабокислой или щелочной реакции среды, аккумуляции вторичных карбонатов, гипса и легкорастворимых солей в верхней части профиля.

Поверхностный горизонт может быть пористым (при тяжелом гранулометрическом составе), но может быть и уплотненным («пустынная мостовая»), покрытым «пустынным загаром» или горизонтом со специфической везикулярной («пузырчатой») структурой палевого или желтоватого цвета, слабо прокрашенным гумусом. Неглубокое промачивание препятствует интенсификации процесса выветривания и почвообразования, аккумуляции продуктов выветривания и формированию более мощного поверхностного горизонта (Wilding et al., 1991; Soil Survey Staff, 1999 ; Buol et al., 2003).

Водный режим и, в меньшей степени, температурный режим контролируют процесс почвообразования в аридных и семиаридных регионах. В соответствии с американской почвенной классификацией (Soil Taxonomy, 1999) для почв аридных регионов тип водного режима является признаком, который определяет таксономическую принадлежность почвы к порядку аридисолов - т.е. на самом высоком уровне порядка. В то же время, для почв, относящихся к другим порядкам, водный режим учитывается на уровне подпорядков или на еще более низком таксономическом уровне. Недостаток влаги в аридных почвах существенно влияет на поступление и трансформацию веществ и на их удаление из почвенного профиля (Fanning and Fanning, 1989).

По климатическим данным и на основе сведений о растительном покрове к аридным территориям относят соответственно 36 и 35% территории суши (Shantz, 1956). Почвы порядка аридисолов занимают более 18,3% общей территории суши и являются самыми распространенными почвами в мире (Brady, 1990 ; Buol et al, 2003).Аридисолы свойственны пустыням и сухими степям Центральной Азии, Австралии, Северной Африки, СССР, Северной и Южной Америки (Dregne, 1976).

Эти почвы занимают большие пространства также на Среднем Востоке (Taimeh, 1992). В Иране более 65% территории заняты почвами, которые имеют тип водного режима, свойственный аридисолам (Soil and Water Research Institute, 1998); на аридные и семиаридные почвы приходится 90% пахотного фонда (Gharaee and Mahjoory, 1985). Загипсоваиные почвы в Иране распространены на площади около 28 миллионов гектар

Mahmoodi, 1995), засоленные почвы - на площади 16-25 миллионов гектар (Dewan and Famouri, 1964; Kovda, 1970; Szabolcs, 1989; Roozitalb, 1994; Pazira, 1995; Siadat et al, 1997).

Данная работа посвящена проблемам генезиса и географии аридных и семиаридных почв равнины Абжек в Иране, которые до сих пор остаются недостаточно изученными. Работа выполнена с использованием ГИС-технологий, космических снимков и методов геостатистики.

Цель работы. Провести анализ пространственной дифференциации и морфогепетических особенностей почв в пределах равнины Абжек (центральная часть провинции Газвин), обусловленных спецификой литолого-геоморфологических условий.

Задачи исследования.

1. Выявить закономерности распространения почв в связи со сменой литологогеоморфологических условий от равнинных до предгорных территорий и составить почвенную карту.

2. Провести морфогенетический анализ почв на макро-, микро и субмикроуровнях.

3. Определить физико-химические свойства почв, тип и степень их засоления в связи с положением в рельефе.

4. Выявить разнообразие и профильное распределение карбонатных, гипсовых и солевых новообразований в почвах, сформированных в различных геоморфологических позициях.

5. Установить качественно-количественную профильную дифференциацию глинистого материала в исследованных почвах.

6. Оценить пригодность почв исследованной территории для выращивания основных сельскохозяйственных культур па основе рекомендаций ФАО.

Научная новизна. Установлены закономерности пространственной дифференциации почв и их морфогенетические особенности, обусловленные разнообразием литолого-геоморфологических условий территории. Выявлены факторы, причины и степень засоления почв. Установлено разнообразие и закономерности профильной дифференциации солевых новообразований в почвах и показана их диагностическая роль. Выявлены тренды дифференциации глинистого материала в профилях почв. Впервые составлена почвенная карта в масштабе 1:50000, дающая наиболее систематизированную характеристику почвенного покрова равнины Абжек.

Практическая ценность. Установленные морфогенетические особенности почв равнины Абжек имеют существенное значение для разработки и совершенствования диагностики и систематики аридных и семиаридных почв, формирующихся в различных эколого-географических условиях. Составленная почвенная карта района исследований и химико-аналитические характеристики почв послужат основой для рационального использования земельных ресурсов. Обоснованы рекомендации по использованию почв под конкретные сельскохозяйственные культуры.

Апробация работы. Материалы диссертации докладывались на 13"ой Междисциплинарной Конференции иранских ученых в Европе (июль 2005, Лидс, Великобритания); на Международной конференции по антропогенному воздействию на показатели качества почвы в засушливых и полузасушливых областях (сентябрь 12-16, 2005, Исфахан, Иран). Работа рассматривалась на заседании кафедры географии почв факультета почвоведения МГУ им.М.В.Ломоносова.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 4 работы, 3 - сданы в печать.

Объем работы. Диссертация изложена на страницах машинописного текста, включает таблиц и рисунков. Диссертация состоит из введения, глав и выводов. Список литературы включает наименований, в том числе на иностранных языках. Приложение содержит страниц машинописного текста и страниц рисунков.

Заключение диссертации по теме «Почвоведение», Мохаммад Амир Делавар

выводы

1. В автоморфных позициях на плато, на элювиальных отложениях, формируются серо-коричневые почвы (петрик кальцисол). По мере удаления от гор и усиления влияния грунтовых вод и засоленных пород, происходит смена почв на сероземы светлые (гаплик кальцисол) - в средней части равнины, серо-бурые гипсоносные почвы (кальцик гипсисол) - в удаленной от гор части равнины и солончаки (гипсик солончак) - в пониженных элементах рельефа. Солонцы (вертик солонец) занимают блюдцеобразные понижения в пределах предгорной равнины, где специфику почвообразования определяет мезо- и микрорельеф и имеет место латеральный привнос солевых растворов.

2. В морфогенезе аридных почв главную роль играет профильное распределение педогенных трудно- и легкорастворимых солей, которое имеет принципиальные различия в почвах автономных и подчиненных позиций.

3. Тип и степень засоления имеет четкую взаимосвязь не только с типом ландшафта, но и с характером почвообразующих пород. Для почв автоморфных позиций, ближайшей к горам и средней частей равнины характерен бикарбонатный и карбонатный тип засоления; почвы удаленной от гор части имеют сульфатный, а почвы низменности - хлоридный типы засоления.

3.1. Среди солей доминирующими минералами являются галит, гипс, тенардит, карналлит и астраханит.

4. При слабой профильной дифференциации минералогического состава отмечается высокое содержание новообразованных в процессе почвообразования палыгорскита и монтмориллонита.

5. В почвах автономных позиций разные формы педогенных карбонатов (биогенные трубки, микрозернистый, игольчатый кальцит (люблинит МА и MB)) соответствуют разным этапам и условиям формирования карбонатного профиля. В почвах равнинной части преобладают нодули и аккумуляции карбонатов на поверхности педов. Гипсовые новообразования, состоящие из линзовидных и идиоморфных кристаллов, появляются в почвах удаленной от гор части равнины и в почвах низменности.

6. Наиболее пригодны для сельскохозяйственного использования сероземы (гаплик кальцисол) средней части предгорной равнины для трех культур (ячмень, пшеница, свекла). Главными факторами ограничения сельскохозяйственной пригодности земель являются топографические особенности ландшафтов, климатические условия и степень каменистости и засоления почв.

В заключение, можно сделать следующие выводы:

1) Использование информации о взаимосвязях между свойствами позволяет оптимизировать опробование почв для целей определения степени засоленности. Показано, что при использовании информации об электропроводности на глубине 50 см (183 точки опробования) число точек опробования на глубинах 100 и 150 см может быть уменьшено до 50 без заметной потери качества.

2) Ординарный кригинг позволяет построить карты близкого качества при объемах выборок 183 и 100 точек.

ГЛАВА 6. Обсуждение материалов и общее заключение

6.1. Анализ процессов и факторов почвообразования

В настоящем исследовании по материалам для 35 разрезов и 33 буровых скважин, заложенных на разных элементах рельефа в аридном регионе в межгорной равнине Абжек в Иране, обсуждаются свойства и проблемы классификации почв. Основными факторами почвообразования, оказывающими влияние на профильную дифференциацию морфологических и других свойств почв, являются климат, рельеф, почвообразующая порода и, в некоторой степени - время.

6.1.1. Климат. Климатические условия являются важнейшим фактором почвообразования. Они характеризуются низкой годовой суммой осадков (от 245 мм в южной части исследованной территории до 325 мм на севере региона), высокими температурами и высокой величиной испаряемости (от 1641 мм на юге до 1481 мм на севере). Лето - сухое и жаркое, зима холодная и влажная, весна и осень короткие, в начале весны выпадает небольшое количество осадков. В плювиальную эпоху климат Ирана был более влажным и прохладным, что способствовало развитию процессов выщелачивания (Krinsley, 1970). Особенности климатических условий приводят к тому, что активные процессы почвообразования ежегодно протекают в течение короткого промежутка времени. Поэтому большая часть аридных почв в исследованном регионе характеризуется легким гранулометрическим составом и щебнистостью (профиля 15,19). Морфологические описания профилей свидетельствуют о том, что основными процессами почвообразования являются растворение и перераспределение карбонатов, причем признаки этого процесса становятся все более отчетливыми с течением времени. По результатам наших исследований, которые находятся в согласии с литературными данными (Gils, 1961, 1966, 1970, 1996, West et al., 1988) можно выделить несколько последовательных стадий в развитии диагностических почвенных горизонтов и в преобразовании карбонатного материала в исследованных почвах. Стадия 1. Диагностический горизонт отсутствует вследствие малой мощности и слабого развития почвенного профиля, недостаточных для выделения горизонта, соответствующего по критериям горизонту камбик, как в профиле № 15, или благодаря особенностям гранулометрического состав (почва имеет более легкий гранулометрический состав, чем супесь, критерий по USDA Soil Taxonomy, 1999). Стадия 2. Развиваются горизонты с начальными или промежуточными признаками преобразования карбонатного материала (профиля 19 и 29 с горизонтами камбик). Стадия 3. Развиваются горизонты кальсик с более ярко выраженными признаками преобразования карбонатного материала (профиля 35 и 46).Стадия 4. Соответствует конечной в данных условиях стадии развития, формируется горизонт петрокальсик, эта стадия развития свойственна почвам плато (профиль №6).

Горизонты камбик, которые свойственны некоторым почвам исследованного региона, не вполне отвечают принятым критериям по распределению карбонатного материала. Они отличаются буроватыми и красноватыми тонами окраски за счет процессов выветривания in situ и лишены признаков иллювиирования глины в виде глинистых кутан, и их их окраску скорее можно объяснить процессом ожелезнения в условиях аридного климата (Giel ,1966, Ciolkosz and Dobos, 1990). Эти процессы наиболее интенсивно протекают в подповерхносных горизонтах почвы за счет более продолжительного увлажнения по сравнению с поверхностными горизонтами, которые быстро пересыхают (Nikifforov, 1937 цит. по Ciolkosz and Dobos, 1990) и/или вследствие развития на поверхности «пустынного каменистого панциря», защищающего нижележащие горизонты от быстрого испарения влаги (Giel , 1966). Можно также предположить, что процессы выветривания осуществлялись в почвах в те эпохи, когда карбонаты в них или отсутствовали, или были представлены только нодулами и карбонатными обломками. Вместе с тем, присутствие карбонатов в почвах, развитых на вулканических породах среднего состава (андезитах) и на отложениях молодых конусов выноса, сформированных на породах кислого состава, свидетельствует о переносе исходного материала водными или ветровыми потоками. Источником карбонатного материала при этом могли быть Мезозойские известняки хребта Алборз или прослои известняков, включенные в третичные эвапориты и гипсоносные карбонатные мергели (Habavi, 1977). Глинистые кутаны отмечены только в почвах некоторых почв содового засоления, например в профиле № 56 наблюдаются признаки иллювиирования глинистого материала. К настоящему времени не установлено, являются ли глинистые скопления в горизонте натрик результатом выветривания в этом горизонте или результатом иллювиирования (Buol, 1964 ; Nettleton et al., 1969) из вышележащего горизонта. Wieder and Yaalon (1974) показали, что перемещение глинистых минералов может происходить даже в исходно карбонатном материале.

6.1.2. Рельеф. Условия рельефа и связанная с ними гидрология (поверхностные и грунтовые воды) в сочетании с климатом являются важнейшим фактором почвообразования на исследованной территории (профиль №61). Минерализация и химический состав грунтовых вод определяются: (1) геологическим строением и минералогическим составом пород, через которые вода передвигается, (2) степенью аридности климата, (3) растворимостью и миграционной способностью различных солей.Благодаря латеральной и вертикальной (по профилю) миграции минерализованной воды и процессам испарения наблюдается дифференциация («зональность») солей, осаждающихся из раствора в такой последовательности: карбонаты, бикарбонаты, сульфаты, хлориды (преимущественно NaCl). В действительности, в пределах каждой такой зоны определенные компоненты определяют насыщенность раствора, наряду с компонентами, достигающими насыщения в предыдущих зонах.

В целом засоленные почвы формируются в условиях преобладания испарения над осадками, поэтому процессы засоления почв самым тесным образом связаны с водным балансом территории. Главными причинами, вызывающими засоление почв, являются процессы испарения засоленных грунтовых вод и все те факторы, которые способствуют этому испарению, особенно - капиллярный подъем уровня грунтовых вод. Для понимания механизма соленакопления в почвах и его предотвращения необходимо принимать во внимание следующие гидрологические параметры (Ковда, 1964).

1. Критическая минерализация грунтовых вод - это такая степень минерализации, выше которой капиллярный подъем вод воды провоцирует засоление поверхностных горизонтов и нарушение растительного покрова.Для грунтовых вод хлоридно-сульфатного и содового состава критическая минерализация равна 2-3 и 0,7-1 г/л соответственно.

2. Критическая глубина залегания грунтовых вод, т.е. глубина, выше которой поднимающиеся минерализованные почвенные растворы приводят к засолению почвы и нарушению развития сельскохозяйственных культур. Критическая глубина залегания грунтовых вод зависит также от скорости интенсивности испарения в данном регионе. На основании полученных экспериментальных данных В.А.Ковда получил эмпирическую зависимость между среднегодовой температурой и критической глубиной залегания грунтовых вод:

Y = (170 + 8°t) ± 15, где Y - критическая глубина залегания грунтовых вод, °t - среднегодовая температура.

3. Уровень физиологической токсичности солей. Бикарбонаты и карбонаты щелочных металлов (особенно - сода) обладают максимальной токсичностью для растений, далее следуют хлориды и нитраты щелочных металлов. Сульфаты обладают меньшей токсичностью. Сельскохозяйственные культуры начинают испытывать угнетение, когда концентрация НСОз' достигает 0,08% (значения рН 7,9-9); при концентрации HC03" 1-2 % (значения рН 9,5-10) сельскохозяйственные растения гибнут. При хлоридном засоление угнетение растений наблюдается при концентрации СГ 0,050,1%. В целом считается, что для сельскохозяйственных культур губительны концентрации солей, начиная с 0,4-0,8%.Оптимальная концентрация солей в почвенных растворах в орошаемых почвах лежит в интервале 3-5 г/л, при концентрации солей 5-6 г/л растения испытывают небольшой стресс; если эта величина достигает 10-12 г/л, растения испытывают значительный стресс, а при концентрации 20-25 г/л - погибают.

Ковда (1970) предлагает следующие градации глубины залегания грунтовых вод для почв Ирана: 300-375 см - критическая; 400-450 см - активное засоление снижено; 500600 см - активное засоление отсутствует. Расчеты критической глубины залегания грунтовых вод по формуле, предложенной В.А.Ковдой, для почв долины Абжек, дали величину 295 см при среднегодовой температуре 13,7°С. Расхождения между расчетной и реально наблюдаемыми величинами объясняются высокой минерализацией вод, а также всеми рассмотренными выше факторами, влияющими на испарение. Почвы исследованного региона, занимающие самые пониженные позиции в рельефе, подвержены хлоридному засолению, но, вместе с тем, местами содержат большие количества гипса (профиль 61) за счет определенного состава грунтовых вод и наличия выходов на поверхность гипсоносных мергелей. Последний фактор обуславливает возможность бокового выноса сульфатов в ионной форме или в составе детрита, переносимого водными и ветровыми потоками. Микроморфологические исследования гипсового материала показывает, что гипс, во всяком случае, частично, кристаллизовался in situ из грунтовых и поверхностных вод или в результате перекристаллизации исходных гипсовых кристаллов.В любом случае, принимая во внимание глубину залегания и степень минерализации грунтовых вод и наличие и состав солей в окружающих почвах, эти почвы не могут быть рекомендованы для использования в земледелии и нецелесообразно рассматривать их как объект мелиорации.

Варьирующие глубина и состав грунтовых вод в сочетании с эвапотранспирацией формируют различные профили засоленных почв от почв гипсикол (хаплик гипсикол, профиль 48 и кальсик гипсикол, профиль 46) до солончаков (хаплик солончак, профиль 62 и гипсик солончак, профиль 61). На поверхности пухлых солончаков обычно формируется солевая корочка толщиной 0,1-1 мм. Солевые корочки состоят из галита, гипса, тенардита, карналлита и астраханита с небольшой примесью кальцита. Burigh (1960) отмечает, что пухлые солевые корочки часто состоят их сульфатов натрия, и их «пухлый» облик связан с присутствием игольчатых кристаллов сульфатов Na. Поскольку именно форма кристаллов определяет «пухлый» облик солевой корочки, игольчатые кристаллы галита могут приводить к таким же результатам.

В настоящее время процесс засоления почв развивается в почвах исследованной территории достаточно активно. Несмотря на высокие и очень высокие значения SAR (минимум 1,95, максимум 100), получаемые при анализе почв и грунтовых вод, процессы рассоления и осолоцевания в этих почва, видимо, никогда не развивались.

6.1.3. Почвообразующие породы. Основным источником сноса материала, из которого сформировались почвообразующие породы, являются горы и другие возвышенные элементы рельефа. Особенно важно присутствие в составе пород карбонатов, т.к. карбонаты оказывают существенное влияние на направление почвообразовательного процесса и на высоком таксономическом уровне определяют классификационное положение почвы (Gils et al., 1972).По определению ниже горизонта камбик должен развиваться горизонт, содержащий педогенные карбонаты (Soil Survey Staff, 1999); в исследованных почвах, если горизонт, содержащий педогенные карбонаты присутствует, количество карбонатов в нем соответствует критерию горизонта кальсик. Во многих исследованных кальсисолах горизонт камбик находится над горизонтом кальсик, и последний обычно не учитывается при определении таксономического положения почвы; его следует принимать во внимание только в тех случаях, когда верхняя граница горизонта кальсик находится глубже 1 м, что редко наблюдается в почвах аридных и семиаридных регионов. Источником сноса при формировании почвообразующих пород исследованного региона служат являются вулканические и карбонатные породы, слагающие хребет Алборз, порды андезитового и гранитного состава, слагающие горные массивы Кух-Е-Джару и Кух-Е-Кордха, а также гипсоносные соленосные карбонатные мергели миоценового возраста. Благодаря аллювиальному или эоловому происхождению карбонатного материала (Gile et al., 1966) во многих почвах наблюдаются выцветы, микрокристаллического кальцита (Seghal and Stoops, 1972). Большое количество карбонатного материала в почвах конусов выноса, развитых на обогащенных андезитовым и гранитным материалом отложениях (профили 15 и 19), наводит на мысль о преимущественно эоловом происхождении карбонатов.На рис . представлены скопления гипса, карбонатов и легкорастворимых солей в исследованных почвах.

Рис 59 .Скопления карбонатов и другие солей в исследованных почвах.

6.1.4. Время. Возраст исследованных почв варьирует от нескольких лет до поздне-плейстоценового. Такой широкий диапазон возраста почв является одним из факторов большого варьирования морфологических особенностей зональных аридных почв. Почвы с близким к поверхности залеганием грунтовых вод, как правило, не формируют типичных для степной зоны хронорядов, и влияние фактора времени проявляется только через степень развития процессов осолонцевания и осолодения.

6.2. Развитие горизонтов

Поверхностные горизонты.

Поверхностный горизонт охрик. Это единственный поверхностный горизонт, который свойстивенен большинству исследованных почв. Он характеризуется палевой окраской (6/3 в сухом состоянии и 4/3,5 во влажном состоянии); обычно маломощный или очень маломощный (10-25 см), оструктурен и очень твердый в сухом состоянии.

Подповерхностные горизонты.

Главные подповерхностные горизонты - петрокальсик, кальцик, камбик, натрик, гипсик и салик.

Горизонт петрокальсик развивается только в почвах, развитых в условиях стабильного рельефа на породах, представленных чередованием слабопроницаемых (профиля 4,5,8 и 13, данные не приводятся) и хорошо водопроницаемых известняков (профиль 6). В этих почвах хорошо отчетливо заметны признаки переноса и аккумуляции карбонатов. Часто прнсуитствие этого горизонта связано с присутствием конгломерата с низкой водопроницаемостью в пределах ежегодно промачиваемой толщи.

Горизонт кальцик свойственен почвам относительно древних геоморфорлогических позиций Глубина, на которой присутствуют карбонаты, зависит, в том числе, и от возраста и водопроницаемости почвообразующей породы; поэтому глубина залегания и мощность этого горизонта максимальны в почвах, развитых на щебнистых отложениях конусов выноса (профиль 19, глубина 35-66 см); в почвах на породах более тяжелого гранулометрического состава горизонт кальсик залегает ближе к поверхности (профиль 6, глубина 12-46 см). В профилях №№ 29 и 35 «горизонт к содержит больше карбонатов, чем их должно присутствовать в исходной породе (Soil Taxonomy, 1999). Глубина залегания карбонатов, таким образом, зависит от климата, водопроницаемости породы и возраста почвы. Jenny (1980) отмечает, что вдоль трансекты, секущей Великую Равнину США, глубина залегания карбонатного горизонта возрастает от 20 см в регионе, где количество осадков равно 300мм, до примерно 1 и 2 м в регионах, где годовая сумма осадков составляет соответственно 600 и 800 мм.

В поверхностном горизонте почв района Абжек карбонатные скопления представлены разнообразными формами — от тонких кутан на щебне и карбонатных «ниточек» до мощных натеков на щебне и скоплений, выполняющих пространства и щели между обломками. В некоторых профилях (профиль №6) скопления карбонатов характеризуются высокой твердостью в сухом состоянии и низкой водопроницаемостью. Горизонты с макроскопическими формами карбонатного материала обозначаются индексом к и km. Карбонаты могут быть рассеяны по всему горизонту, образовывать аккумуляции различной формы (пластинчатой, плитчатой, блочной) или формировать сплошной пласт или пропитку (Gile, 1961).

Указанные формы карбонатных аккумуляций наблюдаются в пределах профилей на нещебнистых пылеватых и опесчаненых суглинках (профиля 29,35,55). Горизонт кальсик лежит на глубинах 21-90 см и характеризуется хорошо выраженными блочными или призматическими отдельностями, которые распадаются на ореховатые педы второго порядка. В таких почвах скопления карбонатов хорошо морфологически выражены, только, если почва полностью высыхает. В профиле 29 скопления карбонатов морфологически выражены наиболее отчетливо в горизонте, который лежит ниже горизонта с максимальным содержанием СаСОз. Это связано, прежде всего, с более легким гранулометрическим составом нижележащего горизонта (опесчаненый тяжелый суглинок) по сравнению с горизонтом с максимальным количеством карбонатов (пылеватый суглинок). Соответственно, нижележащий горизонт имеет меньшие значения удельной поверхности, и карбонатные скопления в нем морфологически лучше выражены (Gile et al., 1966). Скопления карбонатов могут присутствовать также в почвах, основная масса почвы (S-matrix) содержит относительно мало карбонатов. В этом случае карбонаты формируют нодулы, «ниточки», мягкую сплошную пропитку или пропитку стенок корневых клеток. Эти формы часто встречаются в щебнистых почвах на конусах выноса (профиль №19). Морфология сегрегированных карбонатов постепенно и закономерно изменяется в процессе эволюции почв степной зоны. Например, карбонатные «ниточки» свойственны в большей мере более молодым почвам (Wieder and Yaalon , 1974).

Горизонт камбик. Почвы с камбиковым горизонтом имеют широкое распространение в пределах всего региона Абжек, за исключением самой низменной части. На древних конусах выноса относительно мощные (50-100 см) почвенные профиля имеют последовательность горизонтов A-Bw-C-R, в средней и ближайшей к горам частях межгорной равнины наблюдаемая последовательность горизонтов A-Bw-Bi^-C. В почвах на древних конусах выноса горизонты камбик или бесструктурны, или имеют слабо выраженную крупно-комковатую структуру; в почвах ближайшей к горам и средней части межгорной равнины эти горизонты несколько отделяются по окраске и характеризуются слабо- или умеренно-выраженной крупно-комковатой структурой. Критерием при выделении горизонта камбик является, прежде всего, характер профильной дифференциации карбонатов с их накоплением непосредственно под горизонтом камбик. Вместе с тем, содержание карбонатов недостаточно для идентификации горизонта кальсик. В горизонтах камбик отмечаются некоторые признаки процессов выветривания в виде красноватых тонов окраски (5YR) и прерывистых глинистых кутан.

Горизонт натрик. Свойственен почвам территорий, где распространены пятна (slickspot), и почвам с горизонтом кальсик. Признаки иллювиирования глины в виде глинистых кутан заметны и при полевом описании разрезов, и при исследовании под оптическим микроскопом. На исследованной территории этот горизонт обнаружен только в некоторых почвах пятен (slickspot), в частности - в профиле №56.

Горизонт гнпсик. Свойственен почвам понижений, но развивается при более глубоком залегании уровня грунтовых вод, чем наблюдается в почвах с горизонтом салик, и при другом их химическом составе. Почвы с горизонтом пшсик также могут содержать соли, более растворимые, чем гипс, но в количествах, которые не соответствуют критериям горизонта салик.

Горизонт салик. Развивается только в почвах, испытывающих влияние засоленных и щелочных грунтовых вод. Преобладающей солью является хлорид натрия, при этом гипс и СаСОз присутствуют в различных количествах. Максимальное количество солей наблюдается в поверхностном горизонте, но в ряде случаев весь профиль является в той или иной мере засоленным.

6.3. Природа и распределение солевых новообразований почв.

Морфологические и микроморфологические исследования показали, что ведущую роль в диагностике и классификационной принадлежности играют солевые новообразования - легко - и труднорастворимых солей. Их содержание, вещественный состав и профильное распределение подчиняется геохимическим закономерностям формирования ландшафта в условиях аридного климата. В почвах автономных позиций (почвы плато и большей части предгорной равнины) доминируют карбонатные новообразования. Хотя они присутствуют повсеместно в профилях почв, однако отчетливо выделяется горизонт, обогащенный карбонатами (до 50% в петрик кальцисол).

Рассматривая морфологию и профильное распределение этих новообразований, следует отметить некоторые закономерности. Преобладающая роль принадлежит микрозернистому кальциту, формирующему нодули, пленки и заполнения в пустотах. Эта форма карбонатов вообще характерна для почв аридного климата, где осаждение кальцита происходит преимущественно в насыщенных растворах в условиях сильного испарения.

Другая форма кальцита - околопоровые выделения, состоящие из пылеватых, иногда песчаного размера зерен кальцита, плотноупакованных. Они образованы в результате перекристаллизации тонкодисперсного кальцита в более «спокойных» условиях (постоянная температура и увлажнение).

Третья форма - игольчатый кальцит, который локализуется на поверхностях структурных отдельностей и в порах. Его формирование происходит в более нейтральной среде и может соответствовать периодам более сильного промачивания и выщелачивания почвенного профиля. Именно поэтому в эти периоды создаются более нейтральные условия среды, благоприятствующие накоплению люблинита.

И наконец в почвах распространены биогенные новообразования кальцита, которые отчетливо проявляются в почвах автономных позиций. Среди них выделяются карбонатные «щетки» криоморфные кристаллы кальцита пылевато-песчаного размера зерен по тканям растений, расположенных вдоль округлых пор. Часть карбонатов кристаллизуется в тканях в форме микрозернистого кальцита, формируя карбонатные жилки. Кроме того, не исключено формирование игольчатых форм кальцита в тканях микроскопических грибов.

Указанные выше формы карбонатных новообразований характерны для почв автономных позиций. По мере продвижения к нижней части низменности усиливается роль гидрогенного фактора в формировании карбонатных новообразований в форме пропиток, стяжений, состоящих преимущественно из микрозернистого кальцита. В засоленных почвах карбонатные новообразования не обнаруживают закономерностей в профильном распределении.

Формирование гипсовых новообразований связано с влиянием почвенно-грунтовых вод. Они начинают формироваться в почвах средней и нижней частей предгорной равнины. Распределение новообразований легкорастворимых солей подчиняется общим закономерностям: в солевой корке формируются кристаллы галита, тенардита. Как правило сульфаты формируют рыхлое, ажурное сложение материала корней. В более нижних горизонтах кристаллы -тенардита, астрахалита локализуются на поверхностях кристаллов гипса или зернах первичных минералов. Соотношение минералов сульфатной и хлоридной группы зависит от состава и степени засоления почвообразующих пород.

6.4. Закономерности распределения глинистых минералов.

Профильно-пространственная дифференциация глинистых минералов в почвах центрального Ирана (аридисоли и энтисоли) во многом определяется положением почв в рельефе и спецификой подстилающих пород. Нам удалось сделать некоторые выводы о генезисе и причинах трасформационных изменений глинистых минералов в этих почвах.

В исследованных почвах трансформация слюд (иллитов) в другие глинистые минералы (преимущественно смектит) сказывается в снижении содержания иллитов с глубиной. Этот процесс протекает наиболее активно в семиаридных почвах в северной части исследованного региона, где относительно повышенное увлажнение создает предпосылки для выщелачивания калия из слюд и иллитов.

Вместе с тем, в почвах, развитых на плотных породах, иллит является важным компонентом породы, и, соответственно, наследуется почвой.

Хлорит также является унаследованным от породы минералом, но не обнаруживает каких-либо закономерностей при продвижении вглубь по профилю.

Присутствие большого количества смектита в плохо дренированной почве предполагает возможность новообразования этого минерала благодаря соответствующему составу почвенного раствора.

В почвах северной части исследованной территории благоприятные условия для образования смектита за счет трансформационных изменений связаны со стабильной позицией почв в ландшафте (плато), увеличением содержания доступной влаги и возможностью выщелачивания К+, освобождающегося из слюд и иллитов, с карбонатностью почв и высокой подвижностью Si и Mg. Содержание иллитов с глубиной снижается, в то время как в распределении смектита наблюдается обратная тенденция.

Как уже указывалось, присутствие гипса и кальцита способствует осаждению палыгорскита in situ из почвенного раствора. Гипс, подобно другим эвапоритовым минералам, осаждался при высыхании мелких соленых и щелочных озер, существовавших в третичное время. В таких местах благодаря аридному климату растворимые соли оказались достаточно устойчивыми. •

Присутствие большого количества палыгорскита в виде собранных в пучки и индивидуальных вытянутых частиц в почвах этой территории, развитых на осадочных материнских породах с низким содержанием палыгорскита (в табл. 15 этот тип пород обозначен как Rj) подтверждает аутигенное происхождение этого минерала в присутствии гипса.

6.5. Засоление почв в связи с их положением в рельефе

Детальное исследование процессов засоления в пределах исследованного бассейна показало, что распределение солей в значительной мере определяется положением почвы в рельефе. Выделяются 3 района по степени и типу засоления почв.

1) Район, где нет проблем, связанных с засолением почв, включает высокое плато, конусы выноса, предгорную и среднюю части равнины. Величина электропроводности менее 4 dS m"1, чаще всего - менее 2dS ш"1. В соответствии с Российской классификационной системой (Базилевич, Панкова, 1968) тип засоления определяется как хлоридно-карбонатный магниево- кальциевый или натриево-кальциевый (в средней части равнины) Этой территории свойственны хороший дренаж и глубокое залегание грунтовых вод.

2) Район, где проявление проблем засоления можно охарактеризовать как слабое и умеренное, включает наиболее удаленную от гор часть предгорной равнины. Электропроводность в пределах верхнего метра почвенного профиля варьирует в пределах 4-16 dS ш'1, грунтовые воды залегают на глубине более 2м. Происхождение солей связано преимущественно с их поступлением из солоноватых ирригационных вод. В фильтратах из насыщенных паст преобладающими ионами являются СГ, SO4 " и Na . Тип засоления определяется как хлоридно-сульфатный и сульфатно-хлоридный кальциево-натриевый.

3) Район, где проблемы засоления можно охарактеризовать как тяжелые и очень тяжелые, включает в себя участки самых пониженных элементов рельефа. Благодаря высокой засоленности (электропроводность иногда превышает 32 dS m"1) земли этого района практически нне используются в сельском хозяйстве. При неблагоприятных условиях дренажа засоленные щелочные грунтовые воды стоят на глубинах от 0,5 до 2 м. В почвенном растворе преобладают ионы С1" и Na+. Тип засоления характеризуется как хлоридный магниево-натриевый или кальциево-натриевый. Низменные участки периодически затапливаются засоленными щелочными грунтовыми водами в зимний период. В засушливый летний период на поверхности почвы аккумулируются соли, образующие белую корку.

6.6. Генезис горизонтов натрик (солонцов)

Модель развития горизонтов натрик в почвах в схематической форме представлена на рис. 60 и обсуждается ниже.

Современные взгляды на генезис почв, содержащих натрий (аридисоли, моллисоли, алфисоли с натриевым горизонтом) в большей степени основаны на концепции коллоидно-химического обмена (Гедройц, 1927). В соответствии с этой гипотезой в развитии солонцовых почв участвует катионный обмен, в котором натрий доминирует в обменном комплексе. Почвенные коллоиды становятся высоко дисперсными и подвижными в формирующихся условиях и передвигаются вниз по профилю промывными водами; в период высыхания образуют плотный, слитой, иллювиальный горизонт, в котором циклы увлажнения-высыхания приводят к формированию столбчатой структуры (Гедройц, 1927; Arshad and Pawluk, 1966; Birkeland 1999). На равнине Абжек почвы с солонцовым горизонтом формируются на четвертичных аллювиальных карбонатных, иногда засоленных отложениях. Формирование почв происходит в современных климатических условиях при отсутствии грунтовых вод или капиллярной каймы. Соли и кремнезем попадают в толщу ниже горизонта А почв солевых участков с латеральными потоками от соседних почв. Движение воды происходит за счет каркасного (капиллярно-сорбционного) потенциала и осмотического градиента, возникающих в результате уменьшения инфильтрации в почвы солевых пятен (Lewis, et al, 1959; Wilding et al., 1963).Ha рисунке изображена схема гипотетического генезиса в современных условиях. Кратко, воды из увлажненных участков переносит соли натрия, кальция, магния в более глубокие горизонты. В более глубоких горизонтах, где меньше напор СОг, кальций и магний выпадает в осадок, в результате чего формируются камбиковый и кальциевый горизонты. В почвенном растворе увеличивается содержание натрия, который замещает кальций и натрий в почвенном поглощающем комплексе. Вода, несущая кремнезем и натрий, перемещается вглубь под действием каркасного (капиллярно-сорбционного) и осмотического потенциалов из увлажненных горизонтов соседних почв латерально в сухие горизонты почв солевых пятен, в результате чего формируется горизонт В, в почвах солевых пятен. Интенсивность процесса образования ила на месте может быть усилена вследствие высокого содержания кремнезема и натрия.

Растительность на почвах солевых пятен редеет из-за недостатка влаги, что приводит к эрозии поверхности почв солевых пятен. С уменьшением инфильтрации вследствие усадки поверхности почв солевых пятен во влажные сезоны, на такие участки поступает большее количество воды латеральным стоком под действием каркасного (капиллярно-сорбционного) и осмотического потенциалов. Почвы солевых пятен заселены корнями растений и потребляют воду, тем самым вызывая иссушение. Предположения о существовании латерального передвижения воды и солей в почвы солевых пятен от соседних почв высказывались и другими авторами (Lewis et al., 1973; Munn and Boehm; 1983; Hopkins et al., 1991). Одним из главных факторов, способствующих приносу солей в почвы этой части равнины Абжек, вероятно, является засоленное озеро харрод, представляющее обширный соленый уплотненный слой галитовых и других солей с порошкообразной поверхностью. Соли, вероятно, выдуваются господствующими ветрами и переносятся на поверхности почв. Эоловый материал, вероятно, интенсивнее улапвливается (задерживается) растительным покровом, откуда соли попадают в почвы вместе с дождевыми и орошаемыми водами. Процесс эолового перераспределения солей объясняет появление засоленных почв в Саскачиване (Ballantyne, 1978) и пустыне Mojave, Калифорния (Reheis et al., 1989).

Я5ЯК>№К!| водная эрозия водная эрозия дефляция испарение ММ ветровая эрозия содик хаплокамбид латеральная миграция воды с растворенными солями во влажный содик хаплокальсид выщелачивание > испарения, ^ы со кий потенциал почвенной влаги вавлаж-ный период года вертик натраргид выщелачивание < испарения, низкий потенциал почвенной влаги во влажный период года поступление солей с водосборного бассейна и из дюн поступление солей с водосборного бассейна и из дюн

Рис 60.Модель развития горизонтов натрик в почвах в схематической форме.

Список литературы диссертационного исследования кандидат биологических наук Мохаммад Амир Делавар, 2006 год

1. Добровольский, Г.В., и С.А.Шоба.1978.Растровая электронная микроскопия почв.Издательство Московского Университета.144стр.

2. Соколова,Т.А.,Т.Я.Дронова, и И.И.Толпешта.2005.Глинистые мннер'алы в почвах. Учебнее пособие. МГУ.336 стр.

3. Aba-Huseyn М.М., J.B. Dixon, and S.Y. Lee. 1980. Mineralogy of Saudi Arabian soils: south western region. Soil.Sci.Soe.Am.J. 44: 643—649.

4. Abrol, I.P., J.S.P. Yadav, and F.I. Massoud. 1988. Salt affected soils and their management. FAO. Soil Bulletin. № 39.131.p.

5. Abtahi A. 1977 Effect of a saline and alkaline ground water on soil genesis in semiarid southern Iran. Soil.Sci.Soc.Am.J.41:583-588.

6. Addeo, G., G. Guastadisegni, and M. Pisante.2001. Land and water quality for sustainable and precision farming. I World Congress on Conservation Agriculture, Madrid.

7. Akpokodj, E.C. 1984.The influence of rock weathering on the genesis of gypsum and carbonate in some Australian arid zone soils. Aus. J. soil Res. 22: 243-251.

8. Allen, B.L. 1985. Micromorphology of Aridisols. In: Douglas, L.A. and M.L. Thompson (eds). Soil Micromorphology and classification. Soil sci. fv. Spec. publ. 15. Madison WI, 197-216 p.

9. Allison, L.E., J.W. Brown, H.E. Hayward, L.A. Richards, L. Bernstein, M. Fireman, G.A. Pearson, L.V. Wilcox, C.A Bower, J.T. Hatcher, and R.C. Reeve. 1954. Diagnosis and improvement of saline and alkaline soils. USD A, Agricultural Handbook. № 60.

10. Amit, A. and Yaalon, D.H. 1996. The Micromorphology of gypsum and halite in red soils the Negev desert, Israel. Earth surface processes and landforms. 21:11271143.

11. Arkley, R.J. 1963. Calculation of carbonate and water measurement in soil from climatic data. Soil Sci. 96: 239-248.

12. Arshed, M.A., ands.Pawluk.l966.Characteristics of some solonetzic soils in the glacical lake Edmonton basin of AlbertaJ.physical and chemical .J.Soil.Sci.l7:36-47.

13. Ballantyne, A.k.l978.Saline soils in Saskachewan due to wind deposition.Can.J.Soil.Sci.58:107-108.

14. Balpande, S.S., S.B. Deshpande, and D.K. Pal. 1997. Plasmic fabric of Vertisols of the Purna Valley of India in relation to their cracking. J. India Soc. Soil Sci. 45:553562.

15. Balpande, S.S., S.B. Deshpande, and D.ICPal. 1996. Factors and processes of soil degradation in Vertisols of the Purna Valley, Maharashtra, India. Land Degrad. And Dev. 7:313-324.

16. Banaei, M.H. 1998. Soil moisture and temperature regime map of Iran. Soil and water research institute. Ministiy of Agriculture, Tehran, Iran.

17. Barnhisel, R.I., and P.M.Bertsch.l989.Chlorits and hydroxyl-interlayerd vermiculite and smectite .pp.729-788. In: Minerals in Soil Environment (J.B. Dixon and S.B Weed, ed.). Soil Science Society of America, Madison, Wisconsin, USA.

18. Barzanji, А.Б., and G. Stoops. 1974. Fabric and mineralogy of gypsum accumulation in some soils of Iraq. 10th. int. conferance. soil sci. Moscow. Vol. VII, 271-277.

19. Bazilevich, N.I., and Y.I. Pankova .1968. Tentative classification of soils by salinity. Soviet SoiLSci.ll: 1477-1488.

20. Becze-Deak,J., R. Langohr., and E.P. Verrccchia. 1997. Small secondaiy СасоЗ accumulation in selected sections of the European loess belt, morphological forms and potential for paleo environmental reconstruction. Geoderma. 76: 221-252.

21. Beekma , J.J., M.H.Hendrickx, B.Harrisson, C.Meas, A.V. Gelder, M.Wieda, N. Hartog, and G. Rodriques. 1998. Soil salinization, water table flactuations and water quality in the Bosque Del Apache. Current state and implications for management.42 p.

22. Birkland, P,W. 1999. Soil and Geomophology. Oxford Univ. press. New York, 430 p.

23. Birsoy.R.2002.Formation of sepiolite -palygorskite and related minerals from solution.clay and clay minerals.50:.736-745.

24. Bockheim, J.G., and A.N. Gennadiyev. 2000. The role of soil-forming process in the definition of tax in soil taxonomy and the world soil reference base. Geoderma. 95: 53-72.

25. Boettinger J.L.,and R.J. Southard.1995. Phyllosilicatc distribution and origin in Aridisols on a granitic pediment, Western Mojave Desert. Soil.Sci.Soc.Am. J.59:1189-1198.

26. Borchardt G.1989. Smectites.pp. 675-727 In: Minerals in Soil Environment (J.B. Dixon and S.B Weed, ed.) Soil Science Society of America, Madison, Wisconsin, USA.

27. Bouma, J. 1983. Hydrology and soil genesis of soils with aquic moisture regimes. In L.P. Wilding, N.E. Smeck, and G.F. Hall, eds. Pedogenesis and soil taxonomy. I concepts and Interactions. Elsevier, New York. 253-281 p.

28. Boyadgiev, T.G. 1974. Contribution to the knowledge of gypsiferous soils/ AGON/SF/SYR 67/ 522/ FAO. Rome. 22 p.

29. Boyadgiev, T.G. 1993. Reference base for diagnose and classification of gypsiferous soil. N. Poushkarov institute of soil science and Agroecology. Sofia. Bulgaria. 19 p.

30. Boyadgiev, T.G., and A.H. Sayegh. 1992. Forms of evolution of gypsum in arid soil parent materials. Pedologie XLII-2:171-182.

31. Boyadgiev, T.G., and W.H. Verhye. 1996. Contribution to a utilitarian classification of gypsiferous soil. Geoderma 74:321-338.

32. Brady, N.C. 1990. The nature and properties of soils. 6th ed. Macmillan, New York.341pp.

33. Brasler, E., B.L. McNcel, D.L. Carter. 1982. Saline and sodic soils (pinaples-dinamics-modeling). Springer-Verlag. Hoidelberg.

34. Bregt,A.K., J.Bouma,and M.Jellinek.1986.Comparison of thematic maps derived from a soil map and from kriging of point data .Geoderma.39:281-291.

35. Brewer, R.1964.Fabric and minerals analysis of soils.Wiley, New york.470p.

36. Bronger A., R.Winter, and S. Sedov .1998. Weathering and clay mineral formation in two Holocene soils and in buried paleosols in Tadjikestan: Towards a Quaternary paleoclimatic record in Central Asia. Catena. 34:19-34.

37. Brown, C.N. 1956. The origin of caliche of the northeastern Llano Estacado, Texas. J. Geol. 64:1-15.

38. Bruand A., and O. Duval. 1999. Calcified Fungal filaments in the petrocalcic horizon of Eutrochrepts in Beauce, France. Soil. Soc. Am. J. 63: 164-169.

39. Bullock, P., N. Fedoroff, A. Jongerius, G. Stoops, and T. Tursina. 1985. Hand book for soil thin section description. Waine research publication, Wolderhampton, 152 P

40. Buol, S.W. 1964. Present soil forming factors and processes in arid and semiarid regions. Soil Sci. 99: 45-49.

41. Buol, S.W., and M.S. Yesilosoy. 1964. A genesis study of Mahave Sandy loam profile. Soil Sci. Soc.Am. J.28:254-256.

42. Buol, S.W., R.J. Southard, R.C.Graham, and P.A. Mc Daniel. 2003. Soil genesis and classification. 5 td .ed.Iowa state Univ, press.Ames. Iowa. 494p.

43. Buondonno, C., A. Ermice, A. Buondonno, M. Murolo, and M.L. Pugliano. 1998. Human-influenced soils from an iron and steel works in Naples, Italy. Soil Sci. Soc. Am. J. 62: 694-700.

44. Buringh, P. I960. Soils and soil condition in Iraq. Ministry of Agriculture Iraq. 163 pp.

45. Buringh, P. 1978. Food production potential of the world. In: Radhe Sinha (ed). The world food problem, consensus and conflict. Pergamon press. 477-485 p.

46. Cahn, M.D., J.W. Hummel, and B.H. Brouer. 1994. Spatial analysis of soil fertility for site-specific crop management. Soil sci. soc. Am. J. 58:1240-1248.

47. Canton, Y., A.Sole-Benet, and R. Lazaro. 2003. Soil-geomorphology relation in gipsiferous materials of the Tabernas desert (Almeria, SE Spain). Geoderma. 115: 193-222.

48. Carter, B.J. and W.P. Inskeep. 1988. Accumulation of pedogenic gypsum in western Oklahoma soils. Soil.Sci.Soc.Am.J. 52:1107-1113.

49. Carter, M.R., and J.R. Pearen. 1984. General and spatial variability of solonetzic soils in Northern central Alberta. Can. J. of soil sci. 65:157-167.

50. Chadwick, O.A., and R.C. Graham. 2000. Pedogenic processes. In M.E. Summer, (ed). Hand book of soil science. CRE press, Boca Raton, FL, 41-75 p.

51. Chadwick,O.A.,J.M.Sowers,and R.G.Amundson.l988.Morphology of calcite crystals in clast coatings From four soils in the Mojave desert region.Soil.Sci.Soc.Am.J.52:211-219.

52. Chahreman, A. 1979-1986. The flora Iran.

53. Chein, Yi-Ju, Dar-Yuan Lee, Horngyuh Duo, and Kun-Hang Houng. 1997. Geostatistical analysis of soil properties of Mid-West Taiwan soils. Soil sci. 162: 291298.

54. Chen, X.Y. 1997. Pedogenic gyps Crete formation in arid Central Australia. Geoderma 77: 39-61.

55. Choudhari, J.S. 1994. Distribution and source of calcium carbonate in arid region of western Rajasthan. J. Indian Soc. Soil Sci.42:615-621.

56. Ciolkosz, E.J., and R.R. Dobos. 1990. Color and mottling in Pennsylvania soils. Pennsylvania state univ. agron. Ser. 108. University park, PA. 15 p.

57. Ciolkosz, T.J., and W.J. Waltman. 1995. Cambic horizons in Pennsylvania soils. Pennsylvania state univ. agron. ser. 133. University park, PA. 26 p.

58. Cody, R.D., and A.M. Cody. 1988. Gypsum nucleation and crystal morphology in analog saline terrestrial environments. J. Sediment Petrol. 58: 247-255.

59. Courty,M. A. ,and N. Fedoroff.1985. Micromorphology of recent and buried soils in a semiarid region of Northwestern India. Geoderma.35: 287-332.

60. Curtin, D., H. Steppuhn, A.R.Mermut, and F. Selles. 1995. Sodicity in irrigated soils in Saskatchewan: chemistry and structural stability. Can. J. Soil. Sci.75:177- 185.

61. Dahlgren, R.A., J.L. Boettinger, G.L. Huntington, and R.G. Amundson. 1997. Soil development along an elevational transect in the Western Sierra Nevada, California. Geoderma. 78: 207-236.

62. Dent, D.L. 1986. Acid suiphate soils. A baseline for research and development. International Inst. For land reclamation and improvement. Bu. 11.39. Wageningen, 66 p.

63. DeWan, M.L., and J. Famouri. 1964. The soils of Iran. Rome FAO, 319 p.

64. Dhir, R.P.1995. The genesis and distribution of arid zone calcretes. Geol.Soc. India Memoir. 32:191-209.

65. Dixon, J.B., and S.B. Weed, eds. 1989. Minerals in soil environments. 2 ed. Book Series № 1. Soil Sci. Soc. Am. J. Madison, WI. 1244 p.

66. Doner, H.E., and C.L. Warren. 1989. Carbonate, halide, sulfate and sulfide minerals. In: Dioxin, J.B., and S.B. Weed (eds), Minerals in soil environments. 2nd. Ed. SSSA. Publ. Madison, WI, 279-330 p.

67. Drees,L.R.,and L.P.Wilding. 1987. Micromorphic record and interpretations of carbonate forms in the Rolling plains of Texas. Geoderma. 40:157-175.

68. Dregne, H.E. 1976. Soils of arid regions. Development in soil science 6. Elsevier scientific publ. Co, Amsterdam, 276 p.

69. Driessen, P.M., and R. Schoorl. 1973. Mineralogy and morphology of salt efflorescence on saline soil on the great Konya Basin, Turky. J soil Sci. 24: 436-442.

70. Dubey, D.D., and O.P. Sharma. 1987. Characteristics and classification of Coastal salt-affected soils. J. Indian Soc.Soil.Sci.35: 712-716.

71. Dubey, D.D., and O.P.Sharma. 1990. Salt affected soils in flood plain area of Gujarat. J.Indian.Soc.Soil.Sci.38:122-125.

72. Ducloux J., Guero Y, and P. Fallavier. 1998. Clay particle differentiation in Alluvial soils of Southwestern Niger (West Africa). Soil.Sci.Soc.Am. J. 62: 212-222.

73. Eghbal, M.K., R.J. Southard, and L.D. Whitting. 1989. Dynamics of evaporate distributions in soils on a Fan-playa transect in the Carrizo plain, California. Soil.Sci.Soc.Am.J.53: 898-903.

74. Eswaran H., and A.F. Barzanji .1974. Evidence for the neoformation of attapulgite in some soils of Iraq. Transactions of the 10 th International Congress of Soil Science, Moscow, Russia, 7,154-161.

75. Eswaran, H. and С. Sys. 1970. An evaluation of the free iron in tropical basaltic soils. Pedologie, 20: 62-85.

76. Fanning D.S., Keramidas V.Z, M.A. El-Desoky. 1989. Micas pp. 551-634 In: Minerals in Soil Environment (J.B. Dixon and S.B. Weed, ed.). Soil Science Society of America, Madison, Wisconsin, USA.•

77. Fanning, M., and C.B. Fanning. 1989. Soil morphology, genesis and classifications. John Wiley & sons. 81-84p.

78. FAO, 1998. World reference base for soil resources. World soil resource report. Vol 84. Rome, 88 p.

79. FAO. 1976. A pramework for land evaluation. FAO soils Bull. № 32, FAO, Rome, 71 p.

80. FAO. 1988. Salt affected soils and their management. Soil Bulletin, No. 39:131p.

81. FAO. 1990. Management of gypsiferous soils. FAO soils bull. Vol. 62. Rome, 81 p.

82. FA0.1976.A framework for land evaluation.soils bulletin No.32, FAO, Rome, 72p.

83. FAO.1977. Calcareous soils.Soils Bulletin No.21. Cairo, Egypt, 77pp.

84. FAO.1985. Guidelines: land evaluation for irrigated agriculture. FAO, Soils Bull, № 55, FAO, Rome, 231 p.

85. FA0.2000. Extent and causes of salt-affected soil in participating countries.48p

86. FAO/UNESCO. 1973. Irrigation, drainage and salinity. An Introduction source book.

87. Farshad, A. 2000. Soil degradation, salinization, alkalization. Lecture notes, ITC, Enschede.

88. Fehrenbacher, J.B., L.P. Wilding, R.T. Odell, and S.W. Melsted. 1963.

89. Characteristics of solonetzic soils in Illinois. Soil Sci. Soc. Am. J. 27: 421-431.

90. Flach, K.W., W.D. Nettlcton, L.H. Gile, and J.G. Cady. 1969. Pe-docementation: Induration by silica, carbonates, and sesquiox-ides in the Quaternary. Soil Sci.l07:442-453.

91. Florea, N, and Kh. Al-Joumaa. 1998. Genesis and classification of gipsiferous soils of the Middle Euphrates flood plain, Syria. Geoderma. 87: 67-85.

92. Fullerton, S. and S. Pawluk. 1987. The role of seasonal salt and water fluxes on the genesis of solonetzic В horizons. Can. J. Soil.Sci. 67: 719-730.

93. Galan, E. 1996. Properties and applications of palygorskitesepiolite clays. Clay mineral. 31: 443-453.

94. Gedroists, K.K.1927.Genetic soil classification based on the absorptive soil complex and absorbed soil cations.Nosovskaya Agric.Exp.stn.Issue.47.Translated, Office of technical services U.S.Dept of Commerce, spring field,V.A.22151.EPST cat.No.1628.

95. Gee, G.W., and J.W. Bauder. 1986. Particle size analysis .In: Klute, A (ed). Methods of soil analysis. Part I. Physical and mineralogical methods, 2nd . ed. Agronomy. Voil 9. American society of Agronomy. Madison. WI, 383-411 p. *

96. Gerrard, J. 1992. Soil geomorphology. Anintegration of pedology and geomorphology. Chapman and Hall. London. U.K. 269 p.

97. Gharaee, H.A., and R.A. Mahjooiy. 1984. Characteristics and geomorphic relationship of some representative Aridisols in southern Iran. Soil Sci. Soc. Am. J. 48:115-119.

98. Ghassemi, F., A.J. Jakeman, and H.A. Nix. 1995. Salinization of land and water resources. University of new south wales press Ltd. Sydney, Australia and CAB International, Wallingford OXON, UK. 469 p.

99. Gile Jj.H. 1970. Soils of the Rio Grande valley border in Southern New Mexico. Soil.Sci.Soc. Am.J. 34: 465- 472.

100. Gile L.H., F.F.Peterson, and R.B. Grossmon.1966. Morphological and genetic sequences of carbonate accumulation in desert soils .Soil.Sci. 101: 347 -360.

101. Gile, L. H. 1961.A classification of Ca horizon in soils of a desert region, Dona Ana countiy, New Mexico. Soil. Sci. Soc.Am.J.25: 52 -61.

102. Gile, L.H. 1966 . Cambic and noncambic horizons in desert soils New Mexico. Soil Sci. Soc. Am. J.30:773-781.

103. Gile, L.H. 1995. Pedogenic carbonate in soils of the Isaacks Ranch surface, Southern New Mexico. Soil. Sci. Soc.Am. J. 59:501-508.

104. Gile, L.H., and J. W.Hawley. 1972. The prediction of in soil occurrence in certain desert regions of the South-Western United states.Soil.Sci.Soc.Am.J.36:119-124.

105. Gile, L.H., F.F. Peterson, and R.B. Grossman. 1965. The К horizons: A master soil horizon of carbonate accumulation. Soil.Sci. 99: 74-82.

106. Gile, L.H., F.F. Peterson, and R.B. Grossman. 1966. Morphological and genetic sequences of carbonate accumulation in desert soils. Soil. Sci. 101: 347-360.

107. Gile, L.H., F.F. Peterson, and R.B. Grossman. 1966. Morphology and genetic sequences of carbonate accumulation in desert soils. Soil Sci.l01:347-360.

108. Goovaerts, P.1997.Geostatistics in soil science; state —of-the-art and perspectives Geoderma.89:l-45.

109. Grieve, I.C. 2001. Human impacts on soil properties and their implications for the sensitivity of soil systems in Scotland. Catena. 42:361-374.

110. Gumuzzio, J., J. Battle, and J. Caas. 1982. Mineralogical composition of salt efflorescences in a typic salorthid, Spain. Geoderma. 28:39-51.

111. Hajrasuliha, S., N. Baniabassi, J. Metthey, and D.R. Nielson.1980. Spatial variability of soil maping for salinity studies in south-west Iran. Irrig. Sci. 1: 197208.

112. Hanna, F.S., and H.Beckmann. 1975. Clay minerals of some soils of the Nile valley in Egypt. Geoderma. 14:159- 170.

113. Hassanipak, A.A.1998.Geostatistics.Tehran university publications.No.2389. 314pp (in persian).

114. Hassouba H.,and H.F. Shaw.1980. The occurrence of palygorskite in Quaternary sediments of the coastal plain of northwest Egypt. Clay minerals. 15: 77-83.

115. Heck, R.J., and A.R. Mermut. 1992. Genesis of natriborolls (solonetzic) in a closed lake basin in Saskatchewan, Canada. Soil Sci. Soc. Am. J. 56: 842-848.

116. Hendry, M.J.,and G.D. Buckland.1990. Causes of soil salinization: 2.A basin in Southern Alberta, Canada. Ground water. 28: 385-393.

117. Hendry, M.J., G.W. Chen, and D.B. Marker. 1991. Causes of soil salinization: 2.A basin in East-centraln Alberta, Canada. Ground water. 28: 544550.

118. Herrero J., and J. Porta.1987. Gypsiferous soils in the North-East of Spain. Soil MicromorphoIogy.l9:186-192.

119. Herrero, J, and J Porta. 2000. The terminology and the concepts of gypsum-rich soils. Geoderma. 96: 47-61.

120. Herrero, J, J Porta, and N. Fedoroff 1992. Hypergypsic soil Micromorphology and landscape relationship in N.E. Spain. Soil. Sci. Soc. Am. J. 56:1188-1194.

121. Hesse, P.R. 1976. Particle size distribution in gypsic soils. Plant and soil. 44: 241-247.

122. Hopkins, D.G.,M.D.Sweenry ,and J.L.Richardson.l991.Dispersive erosion and Entisols-Panspot genesis in sodium-affected landscapes. Soil.Sci.Soc.Am.J.55:171-177.

123. Ingles, M., and P. Anadon. 1991. Relationship of clay minerals to depositional environment in the non-marine Eocene pontils Group, seEbro Basin (Spain). Journal of sedimentary petrology 61: 926-939.

124. Isaaks,E.H.,and R.M.Srivastava.l989.An introduction to applied geostatistics.Oxford Univ.Press.New york^354 p.

125. ITC.2003.ELWIS 3.3 academic user's guide. International Institute for Aerospace Survey and Earth Sciences (ITC).Enschede, Netherlands, 531p.

126. Ivanova, Ye.N., and A.F .Bolshakov.l972.Academican K.K.Gedroyts theory of solonchaks, solonetz and solods and its subsequent elaboration .Sov.SoiI.Sci.4:156-171.

127. Jafarzadeh A.A. and C.P. Burham 1992. Gypsum crystals in soils. J. soil sci. 43: 409-420.

128. Jafarzadeh, A.A. 2002. Different factors impact on gypsum crust crystallization pattern and rate under experimental condition. Proc. 17-th Int. cong. Of soil sci. ThaUand, 677,1-9.

129. Jaillard, В., A.Guyon, and A.F. Maurin.l991.Structure and composition of calcified roots, and their identification in calcareous soils.Geoderma .50:197-210.

130. Jenny, Y. 1941. Factors of soil formation. McGraw-Hill, New York, 281 p.

131. Jenny, Y. 1980. The soil resource, origin and behavior. Springer. New York, 377 p.

132. Johns W.D., R.E. Grim and F. Bradley. 1954. Quantitative estimation of clay minerals by diffraction methods. Journal of Sedimentary Petrology. 24: 242-251.

133. Johnson, W.F., M.J.Maushach, E.E.Gamble, and RE.Nelson.l985.Natric horizons on some erosional landscapes in Northwestern South Dakota.Soil.Sci.Soc.Am.J.49:947-952.

134. Jongerious, A. 1970. Some morphological aspects of regrouping phenomena in Dutch soils. Geoderma. 4: 311-330.

135. Kalbande, A.R., D.K. Pal, and S.B.Deshpande. 1992. b-fabric of some benchmark Yertisols of India in relation to their mineralogy.J.Soil Sci.43:375-385.

136. Keller, L.P., G.J. McCarthy, and J.L. Richardson. 1986 a. Mineralogy and stability of soil evaporates in North Dakota. Soil. Sci. Soc. Am. J. 50:1363-1367.

137. Keller, L.P., G.J. McCarthy, and J.L. Richardson. 1986 b. Laboratory modeling of northern Great plains salt efflorescence mineralogy. Soil .Sci. Soc. Am. J. 50:1363-1367.

138. Kelly rE.F.,RG.Amndson,B.D.Marino,and M.J.DeNiro.l991.Stable carbon isotopic composition of carbonate in Holocene grassland soils.SoiI.Sci.Soc.Am.J.55:1651-1658.

139. Khademi H. & Mermut A.R. 1999. Submicroscopy and stable isotope geochemistry of carbonates and associated palygorskite in Iranian Aridisols. European Journal of Soil Science, 50, 207-216.

140. Khademi H., and A.R.Mermut. 1998. Source of palygorskite in gypsiferous Aridisols and associated sediments from central Iran. Clay minerals. 33: 561—575.

141. Khademi, H., and A.R. Mermut. 1999. Submicroscopy and stable isotope geochemistry of carbonates and associated palygorskite in IraninAridisoIs. European. J. Soil. Sci. 50: 207-216.

142. Khademi, H., and A.R. Mermut. 2003. Micromorphology and classification ofarids and associated gypsoferous aridisols from central Iran. Catena. 54: 439-455.

143. Khan, S.U., G.R. Webster. 1968. Determination of gypsum in solonetzic soils by an x-ray technique. Analyst. 93: 400-402.

144. Khani, Kh. 1978. Study of plant distribution pattern in relation with salinity and soil humidity in Eshtehard region. MSC Tehran , univ. 221 pp. (in Persian).

145. Khormali F., and A. Abtahi. 2003. Origin and distribution of clay minerals in calcareous arid and semi-arid soils of Fars Province, southern Iran. Clay minerals. 38:511-527.

146. Kijne, J.W. 1988. How to manage salinity in irrigated lands. A selective review with particular reference to irrigation in developing countries (2 SWIM paper), 33p.

147. Kohut, C.R., and M.J. Dudas. 1993. Evaporate mineralogy and trace element content of salt-affected soils in Alberta. Can. J. soil sci. 73: 399-409.

148. Kovda, У. A. 1970. Preventation of soil salinity and reclamation of saline soils in Iran. Soil institute of Iran. № 227.1-29p.

149. Kovda, У.А., C. Van den Berg, and H.M. Robert. 1973. Irrigation, drainage and salinity, an introduction source book. Huthinson/UNESCO. London.

150. Krinsley, D.B. 1970. A geomorphological and paleoclimatological study of the playas of Iran. U.S. Geol. Survey, Washington, DC. Part 1.329 p.

151. Kuzyakova,I.F.,V.A.Romanekov,and Y.V.Kuzyakov.2000.Geostatestics in soil agrochemical studies.Eurasian soil science.34.1011-1017.

152. Lebedeva-Verba, M.P., N.P. Chizikova, and E.F. Mochalova. 2004. Crystal chemistry and the fabric of salt accumulation in crust solonchaks of Uzbekistan.l2th International meeting on soil micromorphology, Adana. Turkey.

153. Lewis,D.T.,and J.V.Drew.l973.Slickspots in southern Nebraska-pattern and genesis.Soil.Sci.Soc.Am.J.49:947-952.

154. Mahjoory R.A. 1975. Clay mineralogy, physical and chemical properties of some soils in arid regions of Iran. Soil.Sci.Soc.Am.J.39:1157-1164.

155. Mahjoory, R.A. 1979. The nature and genesis of some salt-affected soils in Iran. Soil .Sci. Soc. Am. J. 28:1019-1024.

156. Mahmoodi, S. 1995. Properties and management of gypsoferous soils. 4-th soil sci. congr. Of Iran. Isfahan Univ. of technology (in persian).

157. McFadden L.D., WeUs S.G, J.C. Dohrenwend. 1986. Influences of Quaternary climatic changes on the processes of soil development on desert loess deposits of the Cima volcanic field, California. Catena. 13: 361-389.

158. McKeague, J.A., C. Wang, G.J. Ross, C.J. Acton, R.E. Smith, D.W. Anderson, W.W. Pettepieca, and T.M. Lord. 1981. Evaluation of criteria for Argilic horizons (Bt) of soils in Canada. Geoderma. 25: 63-74. •

159. Mees, F. 2003. Salt mineral distribution patterns in soils of the Otjomongwa pan, Namibia. Catena. 54: 425-437.

160. Mees, F., and G. Stoops. 1991. Mineralogical study of salt efflorescences on soils of the Jeqvetepeque valley, northern Peru. Geoderma.49: 255-272.

161. Mermut, A, and A. Jongerius. 1980. A micromorphological analysis of regrouping phenomena in some Turkish soils. Geoderma. 24:159-175.

162. Mermut, A.R., and D. Curtin, and H.P.W. Rosted. 1985. Micromorphological and submicroscopic features related to pyrite oxidation Iran inland marine shale from East central Soskatchewan. Soil Sci. Soc. Am. J. 49: 256-261.

163. Metternicht, G.I., and J.A. Zink. 2003. Remote sensing of soil salinity: potential and constraints. Remote sensing of Environment. 85:1-20.

164. Miller, J.J., S. Pawluk, and G.J. Веке. 1989. Evaporite mineralogy and soil solution and ground water chemistry of a saline steep from southern Alberta. Can. J. Soil. Sci. 69: 273-286.

165. Miller, J.J., S. Pawluk. 1992. Genesis of solonetzic soils as a function of topography and seasonal dynamics. Can. J. Soil Sci .74: 207-217.

166. Miller, J.J., S. Pawluk. 1993. Soil salinization at a side-hill seep and closed basin in southern Alberta, Canada. Can. J. Soil.Sci. 75: 209-222.

167. Monger, H.C., and L.A.Daugherty. 1991. Neoformation of palygorskite in a southern New Mexico Aridisols. Soil. Sci. Soc.Am. J.55:1646-1650.

168. Munn, L.C., and M.M. Boehm. 1983. Soil genesis in a Natrargid-Haplargid complex in Northern Montana. Soil Sci. Soc. Am. J. 47:1186-1192.

169. Nabavi„M. H. 1977.Geology of Iran. Ministry of Economy , Geological survey of Iran.

170. Nelson R.E. 1982. Carbonate and gypsum.pp. 181-199 in: Methods of Soil Analysis part 2 (A.L. Page, ed.). American Society of Agronomy, Madison, Wisconsin, USA.

171. Nettleton W.D., R.E. Nelson, and K.W.Flach .1973. Formation of mica in surface horizons of dryland soils. Soil. Sci.Soc.Am.J. 37: 473-478.

172. Nettleton W.D.,and F.F. Peterson .1983. Aridisols. pp. 165-216 in: Pedogenesis and Soil Taxonomy: Part 2. The Soil Orders. (L.P. Wilding., N.E. Smeck,and G.F. Hall, ed.). Elsevier Science Publishers, B.V., Amsterdam.

173. Nettleton W.D.,R.E.Nelson ,and K.W. Flach. 1973. Formation of mica in surface horizons of dryland soils. Soil.Sci.Soc.Am.J.37:473-478.

174. Nettleton, W.D. (ed). 1991. Occurrence, characteristics and genesis of carbonate, gypsum and silica accumulation in soils. SSSA Y publ. 26. Madison, WI, 149 p.

175. Nettleton, W.D., B.R Basher, J.M. Yeaster, and T.W. Preist. 1989. Geomorphic age and genesis of some Luis Valley, Colorado, soils.SoiI.Sci.Soc.Am. J.53: 165-170.

176. Nettleton, W.D., KW. Flach, and B.R. Brasher. 1969. Argilic horizons without clay skins. Soil Sci. Soc. Am. J.33:121-125.

177. Nettleton, W.D., RE. Nelson, B.RBrasher, and P. S. Derr. 1982. Gypsiferous soils in the western united states. Soil Science Society of America, Madison, WI, Chapter 9.147-168 p.

178. Nisar Ahamed, T. R, K. Gopal Rao, and J. S. R. Murthy. 2000. "GIS-based fuzzy membership model for crop-land suitability analysis." Agricultural Systems 63: 75-95.

179. Pal, D.K., A.R. Kalbande, S.B. Deshpande, and L. Sehgal. 1994. Evidence of clay illuviation in sodic soils of the Indo-Gangetic plain since the Holocene. Soil.Sci. 158: 465-473.

180. Pal, D.K., P. Srivastava, S.L. Durge, and T. Bhattacharyya. 2003. Role of microtopography in formation of sodic soils in the semiarid part of the Indo-Gangetic plans, India. Catena.51: 3-31.

181. Pawluk, S. 1982. Salinization and solonetz formation. In proceeding of the Alberta soil science, workshop, Edmonton. 22 p.

182. Pazira, E. 1995. Country report on resources (soil & water) potentiality, limitations and utilization in agricultural sector of Iran. Regional workshop on improved water management technologies for sustainable agriculture in arid climate. Cairo Egypt.

183. Pereira, V., and E.A. Fitz Patrik 1995. Cambisols and related soils in north-central Portugal: their genesis and classification. Geoderma 66:185-212.

184. Phillips, S.E.,and P.G.Self.l987.Morphology,crystallography and origin of needle-fibre calcite in quaternary pedogenic calcaretes of south Australia.Aust.J.Soil.Sci.25:429-444.

185. Phillips,S.E.,A.R.Milnes,and R.C.Foster.l987.Calcffied filaments:An example of Biological influences in the formation of calerete in south Australia.Aust.J.Soil.Sci.25:405-428.

186. Pletsch Т., L.Daoudi, H.Chamley, J.F.Deconinck, and M.Charroud.l996.Palaeogeographic controls on palygorskite occurrence in Mid-Cretaceous sediments of Morocco and adjacent basins. Clay minerals. 31: 403 -416.

187. Porta, J. 1998. Methodologies for the analysis and characterization of gypsum in soils: a review. Geoderma.87: 31-46.

188. Rabenhorst, M.C., and L.P. Wilding. 1984. Rapid method to obtain carbonate-free residues from limestone and petrocalcic materials. Soil.Sci.Soc.Am.J.48:216-219.

189. Rabenhorst, M.C., and L.P. Wilding. 1986. Pedogenesis on the Edwards Plateau, Texas: Ш. New model for the formation of petrocalcic horizons. Soil.Sci.Soc.Am.J.50:693-699.

190. Rabenhorst, M.C., L.P. Wilding, and L.T. West. 1984. Identification of pedogenic carbonates using stable carbon isotope and microfabric analysis. Soil Sci. Soc. Am. J. 48:125-135.

191. Reeves, C.C. 1970. Origin, classification and geologic history of caliche on the southern High Plains, Texas and eastern New Mexico.J.Geol.78:353-362.

192. Reid, D.A., R.C. Grahm, R.J. Southard, and C. Amrhein. 1993. Slicks pot soil genesis in the Carrizo plain, California. Soil Sci. Soc. Am. J. 57:162-168.

193. Roozitalb, M.H. 1994. Aridisols in Iran and their sustainable utilization. 4th. Soil science congress of Iran. Isfahan Univ. of technology. 29-31 (in Persian).

194. Rossiter,D.G.2000. Methodology for Soil Resource Inventories 2nd Revised Version. International Institute for Aerospace Survey & Earth Sciences (ГГС). Soil Science Division.Lecture Notes & Reference.l32p.

195. Royer D.L.1997.Depth to pedogenic carbonate horizon as a palcoprecipitation indicator?.Geology:27:1123-1126.

196. Sancho, C., A. MeIendez,M. Singes, and J. Batisda. 1992. Chemical and mineralogical characteristics of Pleistocene caliche deposits from the central Ebro Basin(Spain). Clay minerals. 27: 293- 308.

197. Sanguesa F.J., Arostegui J. & Suarez-Ruiz 1.2000. Distribution and origin of clay minerals in the Lower Cretaceous of the Alava Block (Basque-Cantabrian Basin, Spain). Clay minerals. 35: 393—410.

198. Saugata Datta., Y.Thibauit, W.S. Fyhe, M.A. Powell, B.R. Hart, R.R. Martin, and S. Tripthy. 2002. Occurrence of trona in alkaline soils of the Indo-Gangetic plains of Uttar Pradesh (U.P), India. Episodes. 25: 236-239.

199. Schaetzl,. R.J. W.E. Frederick, and L. Tornes. 1996. Secondary carbonates inthree fine and pine-loamy Alfisols in Michigan. Soil Sci. Soc. Am. J. 60:1862-1870.

200. Schoeneberger, P.J., D.A. Wysocki, E.C. Benham, and W.D. Broderson. 2002. Field book for describing and sampling soils. Natural resources conservation service, USD A, National soil survey center, Lincoln, NE.213pp.

201. Seeling, B.D. 2000. Salinity and sodicity in North Dakota soils.

202. Seeling, B.D., J.L. Richardson, and W.T. Barker. 1990. Characteristics and taxonomy of sodic soils as a function of land form position. Soil Sci. Soc. Am. J. 54: 1690-1697.

203. Seeling, B.D., J.L. Richardson. 1994. Sodic soil toposequence related to focused water flow. Soil Sci. Soc. Am. J.58:156-163.

204. Sehgal, J.L. 1986. Introductory pedology soil genesis survey and classification. Klay anipublication, New Dehli. Ludhiana.

205. Sehgal,J.L. and G.Stoops. 1972. Pedogenic calcite accumulation in arid and semi-arid regions of the Indo-Gangetic alluvial plain of erstwhile Punjab (India) -their morphology and origin. Geoderma.8:59-72.

206. Shantz, H.L. 1956. History and problems of arid lands development, 3-25. In: The future of arid lands. (G.F. White, ed.). Am. Assoc. Adv. Sci. 43. Westport,Green wood press.

207. Sharma, B.D., S.S. Mukhopadhyay, and P.S. Sidhu. 1998. Microtopographic controls on soil formation in the Punjab region, India. Geoderma. 81: 357-368.

208. Siadat, H., Y. Bybordi, and M.J. Malkovti. 1997. Salt-affected soils of Iran: A country report. International symposium on sustainable management of salt affected soils in the arid ecosystem. Cairo. Egypt.

209. Simonson, R.W. 1959. Outline of a generalized theory of soil genesis. Soil Sci. Soc. Am. J. 23:152-156.

210. Singer A. 1989. Palygorskite and sepiolite group minerals, pp. 829-872 In: Minerals in Soil Environment (J.B. Dixon and S.B Weed, ed.). Soil Science Society of America, Madison, Wisconsin, USA.

211. Singer,A.,W. Kirsten, and GBuhmean. 1995. Fibrous clay minerals in the soils of Namequaland South Africa: Characteristics and formation. Geoderma 66:43-70.

212. Skarie, R.L., J.L. Richardson, G.J. McCarthy, and A. Maianu. 1987. Evaporate mineralogy and groundwater chemistry associated with saline soils in eastern North Dakota.Soil.Sci.Soc,Am.J.51:1372-1377.

213. Smit, G.D. 1983. Historical development of soil taxonomy back ground. In: L.P. Wilding, N.E. Smeck, and G.F. Yall (ed). Pedogenesis and soil taxonomy. I concepts and Interactions. Elsevier, New York. 28-49 p.

214. Sobecki. T.M., and L.P. Wilding. 1983. Formation of calcic and argilUc horizons in selected soils of the Texas Coast Prairie. Soil.Sci.Soc.Am.J.47«700-715.

215. Soil Survey Division staff. 1993. Soil survey Manual. USDA Hand book, Voil. 18. US Gov. printing office. Washington, DC, 437 p.

216. Soil Survey Staff .1998. Keys to Soil Taxonomy. USDA, NRCS, Washington, D.C.

217. Soil survey staff. 1996. Soil survey laboratory methods manual. Soil survey investigation report № 42, version 30.

218. Soil survey staff. 1999. Soil taxonomy. A basic system of soil classification for making and interpreting soil surveys. 2-nd ed. Agriculture Handbook. № 436. US. Government printing office. Washington, DC.

219. Sommerfeldt, T.G., C. Chang, B.J. Lamond. 1990. Salt distribution and hard pans at dry land saline seeps in southern Alberta. Soil Sci. Soc. Am. J. 45:136-138.

220. Southard, R.J., and A.R. Southard. 1985. Genesis of cambic and Argilic horizons in two northern Utah Aridisoils. Soil Sci. Soc. Am. J. 49:167-171.

221. Southard, R.J., and S.W. Buol. 1988. Subsoil blocky structure formation in some North Carolina Paleodults and Paleaquults. Soil.Sci.Soc.Am.J.52:1069-1076.

222. Springer, M.E. 1958. Desert pavement and vesicular layer of some soils of the desert of the lahontan Basin, Nevada. Soil Sci. Soc. Am. J. 22:63-66.

223. Stein, A.1996. Spatial statistics for soil and the environment.

224. Steinward, A.L., and J.L. Richardson. 1989. Gypsum in soils on the margin of semipermanent prairie pothole wetlands. Soil.Sci.Soc.Am. J.53: 836-842.

225. Stoops, G. 2003. Guidelines for the analysis and description of soil and regolith thin sections. SSSA. Madison, WI. 184 p.

226. Stuart, D.M., and R.M. Dixon. 1973. Water movement and caliche formation in layered arid and semiand soils. Soil.Sci.Soc.Am.J.37:323-324.

227. Suarez .M.1994. Evidence of a precursor in the neoformation of palygorskite:New deta by analytical electron microscopy. Clay mineral. 29: 255264.

228. Suarez M. 1994. Evidence of a precursor in the neoformation of palygorskite: new data by analytical electron microscopy. Clay minerals. 29:255-264.

229. Sys, С., E. Vanranst, and J. Debaveye 1993. Land evaluation. Part Ш, crop requirements. General Administration for development cooperation, Agric. Publ., № 7.Brussels,Belgium,199 p.

230. Sys, C., E.Van Ranst, and J. Debaveye.1991b.Land evaluation part II: Methods in land evaluation. General administration for development cooperation .Agric. Publ.No.7, Brussels, Belgium, 247p. *

231. Sys, C., E.Van Ranst; and J.Debaveye.l993.Land evaluation part Ш: Crop requirements. General administration for development cooperation .Agric. Publ.No.7, Brussels, Belgium, 199p.

232. Sys, C., E.VanRanst, and J.Debaveye.l991a.Land evaluation part I: Principals in land evaluation and crop production calculations. General administration for development cooperation .Agric. Publ.No.7, Brussels, Belgium, 274p.

233. Szabolcs, 1.1989. Salt-affccted soils. Boca Ratton, Florida. CRE Press.274 p.

234. Taimeh, A.Y. 1992. Formation of gypsic horizons in some arid regions soils of Jordan. Soil Sci. 153. 486- 497.

235. Taimeh, A.Y. 1992. Formation of salic horizon without the influence of a water table in an arid region. Soil Sci. 154:399-409.

236. Tavernier, R, A. Osman, and M. Ilaiwi. 1981. Soil taxonomy and the sil map of Syria and Lebanon. Proc. 3 rd. intern. Class. Workshop. ACSAD. Damascus, 8393 p.

237. Thompson,T.L.,L.R.Hossner,and L.P.Wilding,1991.Micromorphology of calcium carbonate in bauxite processing waste .Geoderma.48:31-42.

238. Timpson, M.E., J.L. Richardson, L.P.KelIer, and G.J. McCarthy.l986.Evaporite mineralogy associated with saline steep in Southern-eastern North Dakota. Soil Sci. Soc. Am. J. 50: 490-493.

239. Toomanian N., A. Jalalian, and M.K. Eghbal. 2001. Genesis of gypsum enriched soils in north-west Isfahan, Iran. Geoderma. 99: 199-224.

240. Tsarevslciy, V.V., T.A.Sokolova, V.A.Pavlov,G.I.Seletstiy 1984. Gypsum neoformation in soils of the Turgey solonetz complexes. Soviet.Soil. Sci.16: 34- 44.

241. Turner, M.G. 1989. Landscape Ecology: the effectt of pattern on processes. Annual review ecol. Syst. 20.171-197.

242. Tursina, T.V., LA. Yamnova, and S.A. Shoba. 1980. Combined stage by stage morphological, mineralogical, and chemical study of the composition and organization of saline soils. Soil Sci.: 12. 81-94.

243. Tursina, T.V., I. A. Yamnova. 1986. Identification of soil minerals in soils. Soviet Soil Sci.: 18. 97-109.

244. Van Alphen, J.G. and F. De los Rios Romer.1971. Gypsiferous soils notes on their characteristics and management. Int. land reclamation and improvement, Bull 12. Wageningen. 44 p.

245. Van de Graff, R.H.M. 1978. Size of soil blocky peds in relation to textural parameters, depth and drainage. In: W.W. Emerson, R.D. Bond, and A.R. Dexter (ed). Modification of soil structure. John Wiley & sons. NY. 87-96 p.

246. Van Wambeke, A, and T.R. Forbes. 1986. Guidelines for using Soil taxonomy in the names of soil map units. International institute for aeroapace survey and earth sciences .SMSS .Technical monograph. No: 10.74pp.

247. Van Wambeke. A. 1985 .Calculated moisture regimes and temperature regions of Asia, SMSS Technical Monograph, V.19. Cornell University and U.S.Department of agri.NewYork.48 p.

248. Verhye, W.H., and T.G. Boyadgiev. 1997. Evaluating the land use potential of gypsiferous soils from field pedogenic characteristics. Soil Use and Management 13: 97-103.

249. Verrecchia, E.P., and K.E.Verrecchia.l994.NeedIe-fiber calcite: critical review and a proposed c!assification.J.Sediment, Res.64:650-664.

250. Vizcayno, С., M.T. Garcia-Gonzales, M. Gutierrez. 1995. Mineralogical, chemical and morphological features of salt accumulations in the Flumen-Monegros district, NE Spain. Geoderma.68: 193-210.

251. West, L.T., L.R. Drees, L.P. Wilding, and M.C. Rabenhorst. 1988. Differentiation of pedogenic and litogenic carbonate forms in Texas. Geoderma.43: 271-287.

252. West,L.T.,L.P.Wilding,and C.T. Hall mark-1998.CaIciustolls in central Texas: H.Genesis of calcic and petrocalcic horizons. Soil.Sci. Soc.Am. J.52:1731-1740.

253. West,L.T.,L.R.Drees, L.P.Wilding,and M.C. Rabenhorst. 1988. Differentiation of pedogenic and lithogenic carbonate forms in Texas. Geoderma 43:271-287.

254. White, E.M. 1966. Subsoil structure genesis: theoretical considerations. Soil Sci. 101:135-141.

255. WTrite, E.M. 1967. Soil age and texture factors in subsoil structural genesis. SoU Sci.103:288-298.

256. Whittig, L.D., A.E. Deyo, and K.K. Tanji. 1982. Evaporite minerals species in Moncos shale and salt efflorescence, Upper Colorado River Basin. Soil Sci. Soc. Am. J. 46: 645-651.

257. Whittig, L.D., and P. Janitzky. 1963. Mechanisms of formation of sodium carbonate in soils. I Manifestations of biological conversions. Soil.Sci.Soc.Am.J.14:322-333.

258. Wieder, M., and D.H. Yaalon. 1974. Effect of matrix composition on carbonate nodule crystallization. Geoderma. 11: 95-121.

259. Wieder, M., and D.H.Yaalon.l974.Effect of matrix composition on carbonate nodule crystallization.Geoderm.l 1:95-121.

260. WUding L.P., R.T. Odcll, J.B. Fehrenbacher, and A.H. Beavers.1963. Source and distribution of sodium in solonetzic soils in Illinois. Soil Sci. Soc. Am. J. 27: 432438.

261. WUding, L.P., N.E. Smeck, and G.F. Hall, eds. 1983. Pedogenesis and soa taxonomy. I concepts and interactions. Elsevier, New York. 445 p.

262. Wading, L.P., N.E. Smeek, and G.F. Hall, 1991. Pedogenesis and soa taxonomy. II the soa orders. Developments in soa science. 118.

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

264. Yaalon, D.H., and E. Ganor. 1973. The influence of dust on soa during the quaternary. Soa Sci.116:146-155.

265. Yaalon, D.H.,and M.Wieder. 1976. Pedogenic palygorskite in some arid brown (Calciorthids) soas in Israel. Clay mineral. ll:.73-80.

266. Zink, J.A. 1988. Physiography and soas.International Institute for Aerospace Survey & Earth Sciences (ITC). Soil Science Division. Lekture nots for K6 Course, 156 p.