الف) تجمع مواد آلی :

فرایندهای بیولوژیکی، شیمیایی و فیزیکی، مواد آلی را به خاک انتقال می­دهند. مواد آلی خاک شامل، نسوج گیاهی، محصولات حاصل از تجزیه آن­ها و محصولات سنتز شده توسط جانوران خاک است.

دو نوع اصلی ترکیبات عبارتند از:

1- مواد غیرهوموسی، مثل کربوهیدرات­ها.  2- مواد هوموسی، قهوه­ای تا قهوه­ای تیره، وزن مولکولی بالا.

سرعت  تجمع مواد آلی در خاک، به فاکتورهای محیطی زیر بستگی دارد:
اقلیم :

اقلیم از طریق توازن بین تولید لاشبرگ­ها و سرعت تجزیه، روی تجمع مواد آلی اثر می­گذارد.

مواد آلی خاک با افزایش بارندگی، افزایش می­یابند، ولی افزایش دما، با عث کاهش آن­ها می­شود. در شرایط مرطوب،  بین تولید و سرعت تجزیه لاشبرگ­ها توازن وجود ندارد و با افزایش دما، تجزیه افزایش می­یابد.

هر چه بارندگی بیشتر، پوشش گیاهی بهتر، سرعت تجزیه مواد آلی کمتر و در نتیجه تجمع مواد آلی در خاک بیشتر است. بنابراین تجمع مواد آلی خاک به فاکتورهای کنترل تجزیه، بیشتر از میزان تولید اکوسیستم بستگی دارد. در مقیاس منطقه­ای مواد آلی با افزایش دمای سالیانه، در هر سطحی از بارندگی، کاهش می­یابد:

OM= Ce –KT

 T: میانگین دمای سالیانه بر حسب درجه سانتیگراد     K , C: ضریب ثابت

برای نمونه: در شمال آمریکا در خاک­های چمن­زار، زمانی­که دیگر فاکتورها ثابت باشند، مقدرا کربن با افزایش هر 10 درجه سانتیگراد میانگین دمای سالیانه، 2 الی 3 برابر کاهش می­یابد.

   موجودات خاک :

مقدار، مکان و تجزیه شیمیایی باقی مانده­های آلی پوشش­گیاهی بر تجمع مواد آلی موثر است. مکان بقایای­گیاهی، روی تخریب و تجمع مواد آلی موثر است. میزان تولید لاشبرگ­ها با افزایش عرض جغرافیایی از حاره به قطب شمال افزایش می­یابد. جانوران خاک مثل کرم خاکی، سرعت تجزیه را با مخلوط کردن سریع بقایای­گیاهی، در خاک­های معدنی افزایش می­دهند.

   مواد مادری:

مواد مادری روی تجمع مواد آلی از طریق حاصلخیزی خاک اثر می­گذارند. خاک­هایی که از سنگ­های غنی کاتیون بازی تشکیل شده­اند، مثل بازالت، بیشترین حاصلخیزی را دارند. بنابراین تجمع موادآلی این خاک­ها از خاک­هایی که عناصرغذایی کمتری دارند، مثل خاک­های تشکیل شده از گرانیت، بیشتر است .مواد مادری روی بافت خاک هم موثر است. مقدار رس خاک با تجمع مواد آلی رابطه مستقیم دارد. مقدار رس روی رطوبت خاک، آب قابل استفاده و میزان تولید لاشبرگ­­ها تاثیر می­گذارد. به علاوه، مقدار زیاد رس باعث تجمع مواد آلی توسط تشکیل مواد هوموسی مقاوم در طول تجزیه می­شود. رس و مواد مادری کمپلکس­های آلی- معدنی  تشکیل می­دهند که در مقابل تخریب بیولوژیکی، مقاومت بیشتری دارند.

    توپوگرافی:

اثر متقابل توپوگرافی با اقلیم­های منطقه­ای، در پراکندگی مواد آلی خاک موثر است. تجمع مواد آلی اغلب در انتهای تپه­ها که شرایط مرطوب­تری نسبت به  وسط و بالای شیب دارد، مساعدتر است. تجمع مواد آلی در نیمکره شمالی معمولا در شیب­های شمالی در مقایسه با شیب­های جنوبی بیشتر است، زیرا دما کمتر است.

     زمان:

تجمع مواد آلی در خاک­هایی که در زمان هولوسن تشکیل شده­اند، بین  gr/ cm2 year 12-1 است. به هر حال، مواد آلی برای مدت نامحدودی در خاک تجمع نمی­یابند. بسته به دیگر عوامل خاکسازی، در طول زمان تعادل برقرار می­شود.

از تجمع مواد آلی برای طبقه بندی خاک­های آلی و معدنی، توصیف افق­های مشخصه سطحی و تحت­الارضی استفاده می­شود (Quideau 2006).

ورود مواد آلی افقO  به خاک­های معدنی :

1-  ممکن است بقایای گیاهی در افق O تجزیه شوند و به علت اندازه کلوئیدی توسط فرونشت آب (حرکت رو به پایین آب )به افق A منتقل می شود.

2-  ممکن است بقایای گیاهی به خاک منتقل شده و آنجا تجزیه شود. ممکن است توسط جانوران یا شسته شدن از طریق درز و شکاف­ها منتقل شود.

3-  مواد آلی می­توانند از طریق تجزیه ریشه و مرگ موجودات زنده خاک به خاک­های معدنی اضافه شوند. این راه اغلب در خاک­هایی اهمیت دارد که تراکم ریشه و عملکرد بالاست، مثل علفزارها.

(Ponomareva1974)

دلیل تجمع هوموس در چرنوزوم ترشح محلول آبی به طور مستقیم از ریشه می­باشد.

در اغلب خاک­ها هر سه روش عملی است، اگرچه در خاک­های اسیدی تشکیل شده تحت لاشبرگ­های گیاهان مخروطی، مسیر دوم به علت  کمبود جمعیت جانوری خاک اهمیت کمتری دارد.

فرآیندهای تجمع مواد آلی:

    تجمع لاشبرگ­ها در سطح خاک (Littering)  :

تجمع بقایای گیاهی و جانوری روی سطح خاک معدنی در عمق کمتر از 30 سانتیمتر  (Quideau 2006).

افقO از مواد آلی مثل برگ­ها و چوب­های تجمع یافته در سطح خاک تشکیل شده است، که به این فرایند Littering  می­گویند (Bray and Grahm1964).

زمانی که لاشبرگ­ها فاسد می­شوند، محصولات آلی محلول از داخل خاک معدنی شسته می­شوند. لاشبرگ­ها از طریق Pedoturbation، توسط جانوران شامل موریانه، مورچه، جوندگان و کرم­خاکی با خاک  مخلوط می­شوند (Quideau 2006).

     Paludification :

تجمع ضخیم ( عمق بیش از 30 سانتیمتر) مواد آلی روی سطح خاک­های معدنی Quideau 2006) ).

در اقلیم سرد و مرطوب لاشبرگ­ها با ضخامت زیاد تجمع پیدا می­کنند، این پدیده  Paludification نام دارد. اگر توسعه به علت سفره آب زیرزمینی بالا یا شرایط سرد باشد، مانع از تجزیه می­شود (Gates 1942, Krause et al. 1959, Frazier and Lee 1971, Miller and Futyma 1987 , Rabenhorst and Swanson 2000).

Paludification زمانی اتفاق می­افتد که شرایط مانع از تجزیه توده ضخیمی از رسوبات آلی شود. تجزیه توسط، زهکش ضعیف مثل هیستوسول­ها و توسط سرمای زیاد مثل ژلی­سول­ها متوقف می­شود.

 در شرایط بی­هوازی، مواد هوموسی با تجمع ترکیبات کربن آروماتیک در اثر فقدان قارچ­های تجزیه کننده لیگنین به وجود می­آیند (Quideau 2006).

 در هیستوسول­ها با سفره آب زیززمینی بالا، درجه متفاوت تجزیه به عنوان تابعی از دما و فراهم بودن اکسیژن ارتباط دارد. هر چه اکسیژن در تماس بیشتر با لاشبرگ­ها باشد، سرعت تجزیه­شدن بیشتر می­شود، زیرا منبع اصلی اکسیژن خاک­ها اتمسفر است، در نتیجه تجزیه در نزدیک سطح خاک بیشتر است. بنابراین اغلب زمانی که در عمق، مواد آلی در مرحله اولیه تا حد واسط تجزیه هستند، می توان Sapric Muck را نزدیک سطح پیدا کرد.

ب) فرآیندهای تغییر شکل مواد آلی(Organic Matter Transformation):

    هوموسی­شدن یا Humification   :

از تجزیه لاشبرگ­ها هوموس تشکیل می­گردد. تغییر شکل مواد آلی اولیه به هوموس را Humification  ( Ganzhara 1974, Zech et al. 1990, Malterer et al. 1992) یا Maturation ( Duchaufour 1982) گویند. 

منبع مواد برای سنتز هوموس شامل، ترکیبات باقی مانده از تجزیه ناقص لاشبرگ­های آلی و فرآورده­های حاسل از فعالیت میکروبی هستند (Quideau 2006). در واقع، هوموسی­شدن، فرایند تثبیت مواد آلی  است. Kogel-knabner 2002 بیان کرد، ترکیبات سنتز شده توسط سلول­های گیاهی و جانوری در طول تجزیه مواد آلی، در تشکیل مواد هوموسی اهمیت دارند.

Kumada 1987، فرایند هوموسی­شدن توسط فاکتورهای تشکیل خاک : اقلیم، مواد مادری، پوشش­گیاهی و زمان کنترل می­شود.

تجزیه لاشبرگ­ها زمانی شروع می­شود که لاشبرگ توسط موجودات بزرگتر خاک مثل کلمبیا، هزارپایان، کرم خاکی خرد می­شوند.زمانی­که لاشبرگ­ها بیشتر و بیشتر خرد می­شوند، سطح قابل استفاده میکروارگانیسم­ها برای هوموسی­شدن افزایش می­یابد. ممکن است در فرایند تجزیه هم میکروارگانیسم­ها و هم ماکروارگانیسم­ها از لاشبرگ­های که آسان تجزیه می­شوند، تغذیه کنند. زمانی که لاشبرگ­ها از مواد سخت و بزرگ­تر تشکیل شده باشد، در ابتدا باید توسط ماکرواگانیسم­ها خرد می­ شوند.

 به عنوان مثال: همی­سلولز و سلولز در لاشبرگ­ها توسط میکروب­ها سریع تجزیه می­شوند، در حالی که موادی مثل لیگنتین، کوتیکول گیاهی و کیتین حیوانی باقی می­مانند ( Kevan 1968).

 با گذشت زمان، تجزیه توده مواد آلی افزایش می­یابد. سرانجام بقایای گیاهی به طور کامل هوموسی­شده و نسبت C/N پیوسته کاهش می­یابد. در  pHبیشتر از 5 باکتری­ها و اکتینومیست­ها تجزیه­کنندگان اصلی هستند که تولید هوموس مول می­کنند. در pH کمتر از 5 قارچ­ها تجزیه کننده اصلی هستند، که تولید هوموس مور می­کند.

فاکتورهای متفاوتی روی سرعت تجزیه لاشبرگ­ها موثرند. سرعت تجزیه در شرایط محیطی گرم، مرطوب و غنی از مواد غذایی سریع است. هوموسی­شدن در مواد سنگی، تحت پوشش علفی در خاک­های مرطوب و در مواد مادری دارای کربنات زیاد قابل توجه است (Smith et al.1950, Gaikawad and Hole 1965, Anderson et al. 1975, Schaetzl 1991b).

 جذب مواد آلی و هوموس توسط رس­ها  تجزیه و هوموسی شدن را کند می­کند.کمپلکس اسید هومیک و رس در علفزارها وجود دارد.

به عنوان مثال: بعد از شخم علفزارها  مواد آلی­  را سریع از دست می­دهند، زیرا تجزیه هومیک اندک است و به نحو دیگری تجزیه می­شوند.(Martel and Poul1974, Tiessen and Stewart 1983, Gregorich and Anderson1985, Zhang et al. 1988) به هر حال، بعد مدت طولانی از شخم مقدار مواد آلی این خاک­ها ثابت می­شود. در نهایت ذرات خاک فقط با مقاوم­ترین Ligno_Protein باقی­مانده که رنگ خاک را حتی در مقادیر کم تیره می­کند، پوشیده می­شود.

 در هوموسی شدن نسبت C/N بقایای گیاهی اولیه اهمیت دارد. بقایای گیاهی با C/N بالا آهسته­تر تجزیه می­شوند.

 در خاک­های باpH  بالا و کلسیم تبادلی فراوان، مقدار زیادی از مولکول­های آلی از هومات­های کلسیم تشکیل شده، که به تجزیه شدن مقاوم است. کلسیم نماینده استحکام مواد آلی است ( Duchaufour 1976, Zech et al. 1990). بعلاوه تعداد زیادی از مولکول­های هومیک و ترکیبات، روی سطح رس ریز می­چسبند. کمپلکس­های  رس- هوموس مقاومت بالایی دارند. کمپلکس رس- هوموس خاک­های علفزار اغلب در بخش رس­ریز قرار می­گیرند (Dudas and Pawluk 1969, Oades 1989).

Humification فرایند چند مرحله ای است (Quideau 2006) و به فرایندهای زیر تقسیم می­شود:

1-  تجزیه بیولوژیکی مواد آلی (Biodeterioration):

تجزیه بیولوژیکی مواد آلی زمانی اتفاق می­افتد که شرایط برای تجزیه میکروبی مناسب باشد.                         تجزیه بیولوژیکی به طور آهسته در خاک انجام می شود. کرم­ها و جانوران خاک، باکتری­ها، اکتینومیست­ها، قارچ­ها و... نقش مهمی در تجزیه بقایای گیاهی و جانوری دارند ( Kumada 1987, Stevenson 1994, Brussoard and Juma 1996).

2- کمپوستی شدن  (Composting):

در طی این فرایند، ترکیبات کربن­دار و نیتروژنه از طریق فعالیت جمعیت میکروبی در مواد آلی پیچیده که از نظر شیمیایی و بیولوژیکی شبیه مواد هوموسی هستند، تغییرشکل می­یابند. فرایند کمپوستی شدن شامل برهمکنش بین مواد آلی، میکروب­ها، رطوبت و اکسیژن است. در جذب مواد آلی توسط  میکروب­ها ، دی­اکسید کربن، آب و دیگر محصولات آلی و انرژی تولید و آزاد می­کنند. انرژی اضافی به صورت گرما آزاد  می­شود (Biddlestone et al. 1985, Epstein 1997 , Pare et al. 1998,Veeken 2007).

با افزایش دما رشد و فعالیت موجودات خاک افزایش می­یابد (Epstein 1997). سرعت تجزیه توسط اکسیژن، که تابعی از فعالیت میکروبی است، اندازه­گیری می­شود. ویژگی­های فرایند هوازی: تجزیه سریع، دما بالا، عدم وجود بوی بد است (Biddlestone et al. 1985).  میکروب­ها به کربن به عنوان منبع انرژی و نیتروژن برای سنتز پروتوپلاسم، نیاز دارند.

محصولات حاصل از کمپوستی شدن می­توانند به عنوان کود آلی استفاده شوند. کاربرد کمپوست در خاک روی کیفیت مواد آلی خاک، ویژگی­­های شیمیایی، فیزیکی و بیولوژیکی خاک و عملکرد عناصر غذایی گیاهان اثر می گذارد و باعث بهبود ویژگی­های فیزیکی خاک مثل : ظرفیت تبادل کاتیونی، ظرفیت نگهداری آب، تخلخل، افزایش درصد مواد آلی می­گردد (Hayes et al. 1989 ).

3- تشکیل پیت (Peat formation) :

پیت ماده ناهمگن است، که معمولا اول تحت شرایط هوازی و سپس در فرایند هوموسی­شدن غیرهوازی تشکیل می­شود.

Waksman 1936  : تشکیل پیت شامل 4 مرحله است:

1- تجزیه سریع مواد محلول در آب           2- تجزیه کند اجزاء گیاه

3- تجمع تدریجی اجزاء مقاوم                4- تجزیه میکروبی مواد سلولی .

کربوهیدرات­ها در تشکیل پیت اهمیت دارند.  تبدیل پیت به زغال زمانی اتفاق می­افتد که پیت تحت دما و فشار بالا قرار گیرد.Rakowsk 1959  بیان کرد، زمانی که کربوهیدرات­ها از بین روند، پیت به زغال تبدیل می­شود. تشکیل زغال سیاه، فرایند ژئوشیمیایی، تحت دما و فشار بالا است (  Given 1984).

 
 
نقطه پایان هوموسی­شدن زمانی اتفاق می افتد که تجزیه هوموس به مقدار زیادی افزایش یابد. در نهایت، خاک به طور کامل معدنی می­شود.

فرایندهای ترکیبی هوموسی­شدن:

humufication-translocation مثل اسپودوسول­های شنی،  هوموسی­شدن داخل خاک­هایی انجام می­شود که کم عمق­تر از خاک­هایی که  pedoturbationدر آن­ها فعال است. مثل Silty Udolls.  بنابراین در تعداد زیادی از اسپودوسول­های اسیدی ضخامت افق A کم است یا و جود ندارد و مرز افق O شارپ نیست.

  Bioturbation-Humufication افق A مستعد به ضخیم شدن است، سرعت هوموسی­شدن  افزایش می­یابد و مرز O-A مشخص نیست.

در اغلب خاک­ها سرعت Humufication  و Littering به یک ثباتی می رسد.

خاک­های اقلیم گرم و مرطوب افق O نازک­تری دارند ، زیرا Humufication سریع است و برعکس تولید لاشبرگ آنجا سریع است.

v    رسیدگی (Ripening):

بر خلاف Paludification، Ripening فرایند تجزیه در افق آلی تحت شرایط اکسیداسیون پس از در معرض هوا قرار گرفتن است Quideau 2006)).

Physical Ripening :

رسیدگی فیزیکی مواد رسی عبارت است از فرایند تشکیل خاک که در آن رسوباتی در معرض شرایط هیدرولوژیکی خشک­تر از شرایط متعادل قرار می­گیرند و به صورت برگشت­ناپذیر به موادی کم حجم با نفوذپذیری و تهویه بیشتر تبدیل می­شوند. خصوصیات فیزیکی به شرایط هیدرولوژیکی جدید و خاک بستگی دارند.

در رسیدگی­فیزیکی رسوبات مقداری آب از دست می­دهد و نفوذپذیری افزایش می­یابد و از حالت  نرم به حالت شکننده تبدیل می­شوند و منشورهای خاک توسط شکاف­های منقبض شده جدا می­شوند.

در رسوبات فاقد ذرات کلوئیدی، رسیدن فیزیکی رخ نمی­دهد. تنها خاک­هایی که میزان رس­ آنها بیش از 8% و یا میزان مواد آلی بیش از 3%  داشتند، رسیدگی­فیزیکی رخ می­دهد.

 Ripening Indexشاخص رسیدگی :

Physical Ripening با شاخص رسیدگی  بیان می­شود که n-value  نام دارد.

n-value اندازه­گیری تجربی ظرفیت پیوند آب با مواد در مرحله Physical Ripening است و به تخلخل کل مواد بستگی دارد. معادله شاخص رسیدگی به صورت زیر است:

n-value=A – 0.2R / L + bH

A رطوبت اشباع،   R شن+سیلت،   L مقدار رس، b سرعت بین جذب آب از یک گرم ماده آلی به یک گرم رس، H میزان ماده آلی.

فاکتور b برای مواد آلی تخریب شده 3 تا 9 است درحالی برای خاک غیر آلی با رس معدنی مثل ایلیت توسط b= CEC/60  تخمین زده می شود.

n-value : 2-3  نرسیده (unripe)، 2 – 1/4  پیوسته (consolidated) ، 1- 1/4 نیمه رسیده (half-ripe) ،1- 0/7 نزدیک رسیدگی  (nearly ripe)، کمتر از 0/7  رسیده  (ripe).

Biological Ripening :

فعالیت بیولوژیکی در اقلیم مرطوب زیاد است و در خاک­هایی که خیلی گرم و خشک، کم است. بنابراین Physical Ripening فعالیت بیولوژیکی را ممکن می سازد. Biological Rippening نتیجه فعالیت جمعیت گیاهی و جانوری خاک (درشت و ریز ) است و انسان در آن نقشی ندارد (  Pons and Zonneveld 1965 ) .

Chemical Ripening  :

اکسیداسیون همراه با تغییرات شیمیایی است که علت آن بهبود تهویه توسط Physical Ripening که باعث فرایندهای زیر می­شود:

1- تغییر ترکیب یونی و غلظت محلول خاک  2- هوادیدگی مواد معدنی با مقاومت کم

3- تغییر سرعت جذب یون  4- تشکیل  مواد معدنی جدید (Pons and van der molen 1973).

اکسیداسیون ترکیبات سولفور احیائی نقش مهمی در Chemical Ripening  دارد. ترکیبات سولفور غیر آلی در محیط­های صنعتی غالب است (Tack et al. 1973). آهن و دیگر ترکیبات وقتی سولفید آنها اکسید می­شود، آزاد می­شوند. نتیجه Chemical Ripening   تغییر رنگ تقریبا سیاه مواد احیایی به روشن­تر به قهوه­ای یا زرد مایل به خاکستری است. تغییر رنگ به علت اکسیداسیون FeS به Fe(OH)3 است. پتانسیل رداکس شاخص خوبی برای درجه اکسیداسیون خاک­ها است.یکی دیگر از اثرات اکسیداسیون کاهش pH خاک، به علت تشکیل سورلفوریک اسید است. همچنین اکسیداسیون مواد آلی خاک تولید اسید می­کند.

در طول افزایش پتانسیل رداکس، ترکیبات احیایی به صورت زیر اکسید می­شوند:

مواد آلی به دی­اکسیدکربن، گوگرد به سولفات، آهن دو ظرفیتی به آهن سه ظرفیتی، آمونیاک به نیتریت و نیترات، منگنز دو ظرفیتی به منگنز چهار ظرفیتی             

منابع:

Anderson, J. U., Bailey, O. F., and D. Rai. 1975. Effects of parent materials on the genesis of Borolls and Boralfs in south-central New Mexico mountains. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 39: 901–904.

Biddlestone, A. J. and K. R. gray. 1985. Composting. In:MO-young,M.(ed). comprehensive Biotechnology,75104 pergamon press, Oxford.P.1059.

Bray, J. R. and E. Gorham. 1964. Litter production inforests of the world. Adv. Ecol. Res. 2: 101–157.

Brussoard L. J. and N. G.  Juma. 1996.Organisms and humus in soils. In: Piccolo, A. (ed.) Humic subectance in terrestrial Ecosystems. Elsiviier, Amsterdam, P. 329-359.

Duchaufour, P. 1976. Dynamics of organic matter in soils of temperate regions: its action on pedogenesis. Geoderma 15: 31–40. 1982. Pedology. Winchester, MA, Allen and Unwin.

Dudas, M. J. and S. Pawluk. 1969. Naturally occurring organo-clay complexes of Orthic Black Chernozems. Geoderma 3: 5–17.

Epstein,E. 1997. The science of composting. Technomic publishing company. Pensylvania USA. PP. 30.

Frazier, B. E. and G. B. Lee. 1971. Characteristics and classification of three Wisconsin Histosols. Soil Sci.Soc. Am. Proc. 35: 776–780.

Gaikawad, S. T. and F. D. Hole. 1965. Characteristics and genesis of a gravelly Brunizemic regosol. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 29: 725–728.

Ganzhara, N. F. 1974. Humus formation in Chernozem soils. Sov. Soil Sci. 6: 403–407. (Translated from Pochvovedeniye 7: 39–43.)

Gates, F. C. 1942. The bogs of northern lower Michigan. Ecol. Monogr. 12: 216–254.

Given, P. H. 1984. The organic geoch mistry of coal. In: Gorbaty. M. L. Lasern, J. W. and Wender, I. (eds) Coal science, Vol 3. Acadamic press, New yourk. PP. 185.

Gregorich, E. G. and D. W. Anderson. 1985. Effects of cultivation and erosion on soils of four toposequences in the Canadian prairies. Geoderma 36: 343–354.

Hayes et al. 1989

Krause, H. H., Rieger, S., and S. A. Wilde. 1959. Soils and forest growth on different aspects in the Tanana watershed of interior Alaska. Ecology 40: 492–495.

Kevan, D. K. M. 1968. Soil fauna and humus formation.Trans. 9th Intl Congr. Soil Sci. (Adelaide) 2: 1–10.

Kogel-knabner, I.  2002. The macromolecular organic composition of plant and microbial residues asinputs to soil organic matter. Soil Biologys Biochemistry. 34-139-162.

Kumada, K.  1987. Chemistry of soil organic matter. Elsivier. Japan. PP. 11, 14, 148, 202.

Martel, Y. A. and E. A. Paul. 1974. Effects of cultivation on the organic matter of grassland soils as determined by fractionation and radiocarbon dating. Can. J. Soil Sci. 54: 419–426.

Malterer, T. J., Verry, E. S., and J. Erjavec. 1992. Fiber content and degree of decomposition in peats: review of national methods. Soil Sci. Soc. Am. J. 56: 1200–1211.

Miller, N. G. and R. P. Futyma. 1987. Paleohydrologicalimplications of Holocene peatland developomentin northern Michigan. Quat. Res. 27: 297–311.

Oades, J. M. 1989. An introduction to organic matter in mineral soils. In J. B. Dixon and S. B. Weed (eds.) Minerals in Soil Environments, 2nd edn. Madison, WI, Soil Science Society of America, pp. 89–159.

Ponomareva, V. V. 1974. Genesis of the humus profile of Chernozem. Sov. Soil Sci. 6: 393–402. (Translated from Pochvovedeniye 7: 27–37.)

Pons L. J., M. van der WH. 1973. Soil genesis under dewatering regimes during 1000 years of polder development. Soil Science. 116,228-235.

Pare, T., H. Dienl, M. Schnitzer and S. dumonent. 1998. Transformation of carbon and nitrogen during composting of animal manure and shredded paper. Biology and Fertility of soils. 26, 173-178.

Quideau , S. A. 2006. Organic matter accumulation. University of Alberta , Edmonton, Alberta, Canada. 10.1081/E-ESS-120001950.

Rabenhorst, M. C. and D. Swanson. 2000. Histosols. In M. E. Sumner (ed.) Handbook of Soil Science. Boca Raton, FL, CRC Press, pp. E-183–E-209.

Rakowsk, W. 1959.Process of formation of fuels and the ways of sloving the general problem of genesis. In the proceeding of the symposium on the nature of coal, central fuel research Instituse Jealgora, India 7 th  to 9th  or 7-9 February.PP, 24.

Smith, G. D., Allaway, W. H., and F. F. Riecken. 1950. Prairie soils of the upper Mississippi valley. Adv. Agron. 2: 157–205.

Schaetzl, R. J. 1991b. Factors affecting the formation of dark, thick epipdeons beneath forest vegetation, Michigan, USA. J. Soil Sci. 42: 501–512.

Stevenson, F. J. 1994.Humus chemistry, Genesis, Composition, Reactions (2nded) John wileys Sons Inc New york, PP. 19, 141.

Tiessen, H. and J. W. B. Stewart. 1983. Particle-size fractions and their use in studies of soil organic matter. II. Cultivation effects on organic matter composition in size fractions. Soil Sci. Soc. Am. J. 47: 509–514.

Veeken, A. K. nierope.V. de wild and B. Hameler. 2000. Charecterisation of NaOH-extracted humic acids during composting of biowaste. Bioresource Technology. 72, 33-41.

Vermeulen J., T. Grotenhuis, J. Joziasse  and W. Rulkens. 2003. Ripening of Clayey Dredged Sediments during Temporary Upland Disposal A Bioremediation Technique. J Soils & Sediments. 3 (1) 49 – 59

Zech, W., Hempfling, R., Haumaier, L., et al. 1990. Humification in subalpine Rendzinas: chemical analyses, IR and 13NMR spectroscopy and pyrolysis-field ionization mass spectrometry. Geoderma 47: 123–138.

Zhang, H., Thompson, M. L., and J. A. Sandor. 1988. Compositional differences in organic matter among cultivated and uncultivated Argiudolls and Hapludalfs derived from loess. Soil Sci. Soc.Am. J. 52: 216–222