Disparition et inondation des lacs des Prairies

Note : Ces pages fonctionnent mieux avec les navigateurs Firefox ou Safari

Le cadre des Grandes Plaines du Nord

La province géomorphologique des Grandes Plaines du Nord (GPN) de l’ouest du Canada est une vaste région d’Amérique du Nord comprenant plus de 350 000 km2. S’étendant du bouclier précambrien près de Winnipeg, au Manitoba, vers l’ouest sur plus de 1600 km jusqu’aux contreforts des Rocheuses, la région est le cœur agricole du Canada et abrite également la majeure partie de la population de l’Ouest canadien. Le PNG est caractérisé par une topographie plate à légèrement ondulée et connaît un climat froid et semi-aride. La glaciation continentale pléistocène a donné lieu à une épaisse séquence de sédiments glaciaires, fluvioglaciaires et glaciolacustres non consolidés recouvrant le substratum sédimentaire crétacé et tertiaire généralement plat.

Du point de vue de la géochimie des lacs salés, les deux caractéristiques physiques les plus importantes de la région sont les rapports élevés entre l’évaporation et les précipitations, et la présence de grandes zones de drainage endoréique. Bien que la température annuelle moyenne de ~3°C implique des taux d’évaporation relativement faibles, les vents forts, la faible humidité et les températures estivales chaudes créent des valeurs d’évaporation/précipitation généralement comprises entre 3 et 10. Le déficit hydrique annuel moyen sur la région est d’environ 350 mm.

Ces caractéristiques climatiques combinées au drainage mal intégré, dans lequel près de 45 % du sud de la Saskatchewan et de l’est de l’Alberta sont topographiquement fermés, donnent lieu à un grand nombre de lacs salés de morphologies et de caractéristiques géochimiques diverses. Contrairement à de nombreuses autres régions du monde où l’on trouve une abondance de lacs salés (par ex, voir les résumés dans Jones et Bowser, 1978 ; Jones et Deocampo, 2003), la région des Grandes Plaines du Nord est tectoniquement très stable, ne présente pas de relief topographique frappant, et il n’y a pas de diversité lithologique spectaculaire ni des dépôts glaciaires ni du substratum rocheux à l’échelle locale ou régionale.

Géochimie des lacs salés

La nature saline des eaux de surface et des dépôts lacustres associés des Grandes Plaines du Nord était bien connue des groupes autochtones locaux au moment de l’expansion et de la colonisation européennes dans la région au milieu du 19e siècle. Bien que les premières analyses chimiques des eaux des lacs salés de cette région aient été publiées dans les années 1890, ce n’est que près d’un demi-siècle plus tard que l’étendue et le degré de diversité des lacs salés ont été reconnus. Pendant plus de trente ans après les années 1890, les seuls efforts et données scientifiques sur ces lacs provenaient de géologues économiques intéressés par les réserves exploitables de sels de nitrate dans un premier temps, puis de sels de sodium et de magnésium dans les lacs. En effet, les résultats d’une étude régionale de ces gisements économiques entreprise par le gouvernement canadien au début des années 1920 (Cole, 1926) sont toujours considérés comme l’un des meilleurs et des plus complets résumés de l’hydrogéochimie des lacs salés.

Bien qu’elles ne soient pas encore aussi avancées que dans certaines autres parties de l’Amérique du Nord, nos connaissances de la chimie des eaux de surface dans les Grandes Plaines canadiennes ont quelque peu progressé depuis ces premiers efforts de reconnaissance géologique/géochimique. Dans l’une des premières études limnologiques systématiques de la région, Rawson et Moore (1944) ont rapporté la chimie de l’eau de 53 lacs du sud de la Saskatchewan. Rutherford (1970) a compilé les données sur la composition de plusieurs centaines de lacs de la Saskatchewan (y compris les bassins d’eau douce et salée). Hammer (1978) a rapporté la chimie de l’eau de 60 lacs salins principalement pérennes du sud de la Saskatchewan. Les résultats de la plupart de ces premiers travaux régionaux ont été résumés par Northcote et Larkin (1963), Hammer (1986) et Last (1989a).
D’autres contributions importantes couvrant des zones géographiques plus petites des Grandes Plaines comprennent : Govett (1958) Bierhuizen et Prepas (1985), Derry et al. (2003), et Evans et Prepas (1996) dans le centre et l’est de l’Alberta ; Hartland-Rowe (1966) dans le sud-est de l’Alberta ; Rozkowski (1967) et Roskowska et Roskowski (1969) dans la région du mont Moose dans le sud de la Saskatchewan ; Lieffers et Shay (1983) et Driver et Peden (1977) dans le centre de la Saskatchewan ; et Driver (1965) et Barica (1975 ; 1977) dans l’ouest du Manitoba. Plus récemment, les rapports de Pham et al. (2008 ; 2009), Kelly et Holmden (2001), et Lemmen et Vance (1999) comprenaient des données sur la chimie de l’eau de ~65 lacs salés de l’ouest et du centre de la Saskatchewan.

Nous disposons maintenant de données sur la chimie de la saumure d’environ 800 des lacs salés du nord des grandes plaines du Canada. Bien que la plupart de ces données représentent des analyses d’échantillons uniques, certaines sont des moyennes de nombreux échantillons recueillis sur une période de plusieurs mois, années ou décennies. En général, les plus grands lacs (p. ex., les lacs Manitoba, Quill, Manito, etc.) ont les données temporelles les plus longues, remontant dans certains cas au début du XXe siècle. Cependant, aucun lac des Prairies canadiennes n’a fait l’objet d’une surveillance continue pendant plus de quatre décennies. Parmi les lacs pour lesquels il existe des données, 10 % sont situés au Manitoba, 72 % en Saskatchewan et 18 % en Alberta.

Même si la plupart des lacs des grandes plaines de l’Ouest canadien ont des origines globales similaires, néanmoins, les eaux montrent une diversité considérable en termes de composition et de concentration ionique. Les premiers chercheurs (principalement des géologues économiques se concentrant sur les saumures les plus concentrées), ont souligné une forte prédominance de Na et de SO4 dans les lacs (par exemple, Cole, 1926 ; Tomkins, 1954a, b). Rutherford (1970) et Hammer (1978) ont également souligné l’importance des composantes de sodium, de magnésium et de sulfate dans les lacs pérennes de la Saskatchewan, mais ont également reconnu un large spectre de types d’eau sur la base des rapports ioniques. Rutherford (1970) a pu relier la variation spatiale des types d’eau aux gradients climatiques dans la province et à la composition des eaux souterraines peu profondes.

Nous réalisons maintenant que non seulement il existe un spectre complet de salinités allant de l’eau relativement diluée (0,1 ppt TDS) aux saumures supérieures de plus d’un ordre de grandeur à l’eau de mer, mais aussi que pratiquement tous les types de chimie de l’eau sont représentés dans les lacs de la région. Bien qu’il soit évidemment trompeur de généraliser en citant des moyennes et des moyennes, l’eau de lac  » moyenne  » a environ 30 ppt TDS et présente (en meq%) : Na≈Mg>Ca>K et SO4>HCO3>Cl>CO3.

Il n’est guère surprenant que les eaux lacustres du nord des Grandes Plaines présentent une gamme aussi considérable de composition et de concentration ioniques, compte tenu de l’énorme zone géographique et des contextes hydrologiques, géomorphologiques et climatiques variables. Avec un tel éventail de salinités, il s’ensuit que les concentrations des composants ioniques individuels varient également beaucoup. Les distributions de fréquence des concentrations de Mg, Na, Cl et SO4 dans les eaux lacustres ont tendance à être multimodales, contrairement aux ions Ca et HCO3 qui présentent un modèle de distribution beaucoup plus étroit. Les lacs riches en sulfate et en carbonate dominent clairement les Grandes Plaines, comprenant plus de 95% du total des lacs. Cette rareté des lacs riches en Cl rend la région inhabituelle par rapport à de nombreuses autres régions du monde (par exemple, l’Australie, l’ouest des États-Unis ; Eugster et Hardie, 1978 ; Williams, 1981). Les rapports cationiques sont beaucoup plus diversifiés, l’abondance des trois principaux types montrant des proportions approximativement subéquentes.

Comme on pouvait s’y attendre, la plupart des solutés dans les eaux lacustres augmentent en concentration avec l’augmentation de la salinité totale. Les ions sulfate, chlorure et sodium présentent les corrélations les plus significatives statistiquement avec le TDS, tandis que les concentrations de calcium et de carbonate sont moins directement liées à la salinité.
Les proportions de certains des solutés montrent également un changement systématique avec la salinité. Le sulfate augmente en proportion ionique relative de moins de 30% d’équivalents dans les lacs dilués à généralement plus de 70% dans les lacs avec plus de 10 ppt de TDS. Les proportions de calcium et de bicarbonate + carbonate montrent une relation inverse avec la salinité, diminuant de plus de 70% d’équivalents dans les eaux diluées à près de 5% dans les lacs avec plus de 25 ppt TDS.

La distribution relativement uniforme des lacs dans le nord des Grandes Plaines pour lesquels les données de chimie de l’eau nous permet d’examiner des contenus ioniques sur une base spatiale. Last et Schweyen (1983) et Last (1988 ; 1989a) discutent de ces tendances régionales et présentent des cartes isohalines pour les lacs salins de la Saskatchewan, de l’Alberta, du Dakota du Nord et du Montana. Les lacs présentant les plus fortes concentrations de Na, Mg et SO4 se trouvent généralement dans le centre-est de l’Alberta, le centre-ouest et le sud de la Saskatchewan, tandis que les lacs présentant une alcalinité et une teneur en Cl élevées se trouvent dans le centre de l’Alberta et l’ouest de la Saskatchewan. Les lacs ayant des proportions relativement faibles de Ca et de Mg se trouvent dans les parties nord et centrale des Plaines.

Une approche d’analyse statistique : Insight Into Water Composition Controlling Factors

La composition et la concentration en ions majeurs de ces lacs sont le résultat de : (i) d’une interaction complexe entre les sédiments glaciaires non consolidés, le substratum rocheux et les précipitations/les eaux de fonte dans le bassin de drainage, (ii) de la composition et de la quantité de recharge (et de décharge) des eaux souterraines et du débit des cours d’eau dans chaque bassin, et (iii) d’une grande variété d’autres processus physiques, chimiques et biologiques opérant dans la colonne d’eau elle-même. En général, plusieurs types d’approches géochimiques ont été adoptées pour aider à comprendre les principaux facteurs contrôlant la chimie des eaux de surface. Ces approches comprennent les calculs du bilan massique, les considérations relatives à l’équilibre thermodynamique et les évaluations statistiques (voir l’aperçu dans Drever, 1988). Dans l’Ouest canadien, les calculs de bilan massique et de thermodynamique se sont avérés utiles pour déchiffrer bon nombre des processus intrinsèques (à l’intérieur du bassin de drainage) importants pour la composition de l’eau à l’échelle locale (p. ex., Roskowski, 1965 ; Wallick et Krouse, 1977 ; Wallick, 1981 ; Last, 1984). Par contre, à l’échelle régionale, diverses techniques statistiques ont été appliquées avec succès pour aider à comprendre les relations entre la chimie de l’eau et les facteurs environnementaux extrinsèques comme le climat, le substratum rocheux, la géomorphologie et la composition du till (p. ex. Dean et Gorham, 1976 ; Last, 1992 ; Winter, 1977). Toutefois, ces approches statistiques n’ont pas la capacité de résoudre les conditions et les processus locaux souvent importants, cependant ils sont essentiels à notre compréhension globale du cadre géochimique lacustre de la région dans son ensemble.

L’une des façons les plus directes d’analyser les interrelations dans un ensemble de données est d’examiner les corrélations linéaires simples qui existent entre les différents paramètres. Les concentrations de Na, Ca et Mg dans les saumures de ces lacs sont toutes significativement corrélées positivement, tout comme le SO4 et le Cl. En outre, les paires d’ions Mg-SO4, Mg-Cl et Na-Cl ont tendance à covarier fortement. Il est important de noter que les concentrations de Na et de SO4 ne montrent pas de corrélation linéaire statistiquement significative, ce qui suggère que différentes suites de processus affectent l’abondance de chacun de ces ions. Les proportions de Ca et de HCO3 présentent une covariation positive significative, tandis que les proportions de Mg et de Na, et de HCO3 et de SO4 sont inversement liées.

En utilisant une analyse de cluster en mode Q (associations entre les lacs) Last (1992) a subdivisé les lacs en deux catégories principales : un groupe de lacs à haute salinité (> 20 ppt TDS) et un groupe caractérisé par des valeurs de TDS relativement plus faibles. Chacun de ces grands groupes a été subdivisé en groupes plus petits de lacs en fonction de leur composition en ions majeurs.
En combinant une variété de variables morphologiques (superficie du bassin, profondeur maximale), géologiques (type de roche-mère, profondeur de la roche-mère, type de till), hydrologiques (superficie du bassin de drainage, nombre de cours d’eau entrant dans le lac, élévation, composition des eaux souterraines) et climatiques (précipitations annuelles moyennes, évaporation, température) avec une base de données sur la chimie de l’eau des lacs, Last (1988, 1992) a utilisé une analyse factorielle en mode R pour identifier un ensemble de sept facteurs statistiques qui expliquent plus de 90 % de la variance des données. Ces facteurs statistiques peuvent être interprétés en termes de contrôles intrinsèques et extrinsèques les plus importants de la composition et de la concentration de l’eau sur une base régionale comme suit : (i) Plus d’un tiers de la variance totale des données est expliqué par la composition des eaux souterraines entrantes. (ii) Le rapport entre l’évaporation et les précipitations du bassin explique environ 20 % de la variance, suivi par (iii) l’élévation ou la position du lac dans le bassin de drainage. Les variables liées au type de roche-mère, à la composition des dépôts glaciaires, à l’apport fluvial et à la morphologie du lac sont statistiquement moins importantes.

Source de sels

Il est généralement bien admis que les eaux souterraines jouent un rôle très important non seulement dans l’hydrologie globale des lacs salés, mais aussi en dictant leur hydrochimie. Cependant, à quelques exceptions notables (par exemple, Birks et Remenda, 1999 ; Freeze, 1969 ; Kelley et Holmden, 2001 ; Van der Kamp et Hayashi, 1998 ; Wallick, 1981), les processus d’interaction des eaux souterraines avec les bassins des lacs salés individuels dans le nord des Grandes Plaines sont encore mal compris. En revanche, la composition, la variation et l’hydrodynamique des eaux souterraines régionales sont raisonnablement bien connues. Comme résumé ailleurs (voir les aperçus dans Betcher et al. (1995), Brown (1967), Lennox et al. (1988), Pupp et al. (1981), Remenda et Birks (1999), Rutherford (1967)), les compositions des eaux souterraines dans la région sont de plusieurs types principaux. La plupart des eaux souterraines dans les dépôts superficiels non consolidés sont de salinité faible à modérée (3 ions. Dans les régions où les précipitations sont les plus faibles (sud-ouest de la Saskatchewan et sud-est de l’Alberta), les eaux souterraines de galeries peu profondes sont habituellement dominées par l’ion SO4 plutôt que par l’ion HCO3. Les aquifères peu profonds du substratum rocheux (roches du Crétacé supérieur et plus jeunes) sont principalement constitués de bicarbonate de sodium dans le sud de l’Alberta, de sulfate de calcium-magnésium-sodium en Saskatchewan et de bicarbonate de calcium-magnésium-sodium dans l’ouest du Manitoba. Le substratum rocheux paléozoïque et cénozoïque plus profond contient de l’eau beaucoup plus saline (jusqu’à 300 ppt TDS) qui est habituellement dominée par Na et Cl.
Bien qu’il y ait peu de désaccord sur le fait que l’eau souterraine est un facteur important dans l’hydrologie des lacs salés, l’origine spécifique et la source ultime des ions dans les lacs des Grandes Plaines du Nord ont fait l’objet de discussions considérables. Certains des premiers travaux ont suggéré que les évaporites paléozoïques profondément enfouies dans le sous-sol pourraient être une source possible de sels dans les lacs. Grossman (1968) a montré qu’il existe une corrélation entre la présence de dépôts de sulfate de sodium dans les lacs en surface et la présence et les tendances de diverses unités de sel dans la formation dévonienne de Prairie dans la région. En revanche, le substratum rocheux crétacé et tertiaire peu profond, par opposition à la séquence paléozoïque profonde, a été impliqué comme source d’au moins certains des composants dissous dans les lacs (Cole, 1926 ; Sahinen, 1948 ; Wallick et Krouse, 1997).
Enfin, plutôt que d’invoquer des sources rocheuses, il existe un soutien considérable pour que la source des ions soit les dépôts quaternaires dans lesquels les lacs sont immédiatement situés (Kelley et Holmden, 2001 ; Rozkowski, 1967 ; Rutherford, 1970). Une variété de réactions physico-chimiques et biochimiques, y compris l’échange de cations, la dissolution de feldspaths et la précipitation de sulfates, de carbonates et de silicates authigènes dans les tills, peuvent être documentées pour appuyer cette dernière hypothèse. De plus, de nombreux chercheurs (par ex, Freeze, 1969 ; Last, 1984b ; Rueffel, 1968a ; Rueffel, 1968b ; Witkind, 1952) ont souligné l’association étroite des saumures lacustres plus salines avec des vallées préglaciaires et glaciaires enfouies, et ont conclu que ces vallées enfouies agissent comme des conduits pour les eaux souterraines fournissant des matières dissoutes aux lacs.

Autres considérations importantes

Variation temporelle à court terme:

Un facteur de complication majeur dans la caractérisation de la chimie des lacs salés du PNG est que de nombreux lacs présentent des caractéristiques de playa, se remplissant d’eau au printemps et au début de l’été et s’asséchant complètement à la fin de l’été ou à l’automne. Last et Ginn (2005) estiment que 85 % des lacs salés de cette région sont influencés par ce type de cycle hydrologique saisonnier. Cette forte saisonnalité des niveaux d’eau donne lieu à des changements spectaculaires des concentrations et des ratios d’ions, comme le démontrent de nombreuses études. Par exemple, le lac Ceylon, une playa à dominante saline du sud de la Saskatchewan, subit chaque année des changements de concentration, passant d’environ 30 ppt de SDT à plus de 300 ppt (Last, 1990). Ce lac présente également des fluctuations spectaculaires des rapports ioniques sur une base saisonnière, passant d’une composition de type Ma-(Mg)-SO4-HCO3 au début du printemps à une composition de type Mg-(Na)-Cl-SO4 à l’automne (Last, 1989b). Hammer (1978, 1986) et Last (1984a) résument les changements temporels à court terme de la salinité et de la chimie de plusieurs autres lacs salés de la région. Malheureusement, seuls quelques bassins du nord des Grandes Plaines ont fait l’objet d’un échantillonnage périodique détaillé sur une période de plusieurs années.

Évolution de la salinité :

La composition de toute saumure lacustre à bassin fermé est finalement déterminée par deux facteurs principaux : (i) les solutés sont acquis par les eaux d’afflux diluées par des processus d’altération et par les retombées atmosphériques, et (ii) l’évaporation et la concentration ultérieures des ions entraînent la précipitation de minéraux, ce qui affecte encore la composition finale de la saumure. Ce dernier changement dans la composition de l’eau du lac est appelé évolution de la saumure et a fait l’objet d’un intérêt scientifique considérable (par exemple, Jones, 1966 ; Jones et van Denburgh, 1966). En travaillant sur les eaux naturelles de la région de la Sierra Nevada dans l’ouest des États-Unis, Garrels et McKenzie (1967) ont été les premiers à souligner que la précipitation minérale, déclenchée par la concentration évaporative, est le principal contrôle de l’évolution de la saumure. Hardie et Eugster (1970) ont par la suite généralisé le schéma évolutif et ont conclu qu’il existe trois voies principales d’évolution de la saumure aboutissant à cinq types de saumure dominants dans les bassins lacustres évaporitiques.

Bien qu’il y ait eu de nombreuses modifications du schéma évolutif de base de Hardie-Eugster, la contribution la plus importante du modèle est celle de la division chimique. Un clivage chimique est un point dans la séquence d’évolution d’une saumure dans lequel la précipitation d’un minéral appauvrit l’eau en certains cations ou anions et l’évaporation ultérieure déplace la solution le long d’un chemin distinct. Le résultat de ce processus est que de petites différences dans les rapports ioniques dans la composition de départ diluée du lac sont amplifiées au fur et à mesure que l’eau du lac évolue et produisent des saumures de composition différente et diverse.
En raison de leur solubilité relativement faible, les carbonates de calcium (calcite, aragonite) sont généralement les premiers à précipiter ; ils constituent la première division de la plupart des saumures continentales. Les proportions de Mg, Ca et HCO3 dans la solution mère diluée déterminent alors la voie d’évaporation ultérieure et le rapport Mg/Ca détermine quel minéral carbonaté spécifique va précipiter. Si le calcium est enrichi par rapport à l’alcalinité du carbonate, alors la saumure suivra la voie I après la division du précipité initial de CaCO3. La poursuite de l’évaporation de ce type de saumure conduira à une deuxième division : la précipitation du gypse. Après cela, l’évolution ultérieure sera contrôlée par les proportions relatives de Ca et de SO4 (c’est-à-dire les voies III et IV).
Si, toutefois, HCO3 est enrichi par rapport à Ca dans la solution diluée du flux entrant, alors l’évolution de la saumure suivra la voie II après la division initiale. Dans cette voie, le calcium sera finalement épuisé laissant un excès de HCO3, qui, à son tour, peut se combiner avec Mg et Na pour produire une variété d’évaporites complexes Na-Mg-carbonate-sulfate. Une deuxième ligne de partage dans cette voie d’évolution est celle de la sépiolite. L’évolution de la saumure après cette division est contrôlée par les concentrations relatives de Mg2+ et de HCO3-. Si la concentration en magnésium est supérieure à l’alcalinité restante, la saumure évoluera vers un membre terminal sulfate ou chlorure (V). Inversement, l’eau deviendra une saumure de carbonate alcalin (VI) si le magnésium est inférieur à l’alcalinité HCO3 après la précipitation de la sépiolite.
Bien que ce modèle fonctionne bien en théorie et que les principes des divisions chimiques et des voies d’évolution soient valables, il est clair que le modèle est une simplification excessive d’une série complexe de processus sédimentaires et géochimiques. Ce n’est que relativement récemment que nous avons commencé à comprendre cette complexité (par exemple, Drever, 1988 ; Herczeg et al., 2001 ; Jones et Deocampo, 2003). En fait, peu de saumures continentales suivent réellement l’un des chemins décrits dans ce modèle. Par exemple, dans le chemin II, le silicate de magnésium (sépiolite) est rarement trouvé comme minéral primaire et ne semble donc pas être une division raisonnable. De plus, le modèle implique que seul un nombre relativement faible de types de saumure évoluera à partir d’un afflux dilué typique ; ce n’est clairement pas le cas et de nombreux types de saumure courants ne sont pas représentés. Par exemple, la saumure typique Na-Mg-SO4-HCO3 qui est très courante dans le nord des Grandes Plaines n’est pas représentée.

Cependant, en raison du large spectre de types de chimie de l’eau présenté par les lacs des Grandes Plaines, ces lacs fournissent des informations critiques pour aider à mieux comprendre l’évolution des saumures continentales. Puisque les minéraux salins sont thermodynamiquement et cinétiquement sensibles aux changements même relativement mineurs de la composition de la saumure, les bassins des Grandes Plaines ayant des séquences relativement épaisses et continues d’évaporites holocènes donnent un aperçu d’une série complexe de séquences évolutives. Last (1995) a utilisé une analyse de chaîne de Markov pour identifier quatre séquences d’anions généralisées et cinq séquences de cations dans les évaporites holocènes de plusieurs douzaines de lacs des Grandes Plaines. La cyclicité la plus fréquente parmi les anions (présente dans ~50% des lacs) est : CO3 → CO3-SO4 → SO4. Cette séquence d’anions était la mieux représentée dans le lac Ceylon dans le centre-sud de la Saskatchewan et a donc été appelée le type Ceylon. Les trois autres séquences anioniques, qui se produisent moins fréquemment, sont :
Type d’Alsak (~20 %) : CO3 → Cl-SO4 → SO4
Type Metiskow (~10%) : SO4 → CO3-SO4 → CO3
Type Waldsea (~10%) : SO4 → CO3
Les séquences évolutives cationiques présentes dans les 24 lacs étudiés étaient considérablement plus complexes que les séquences anioniques et environ 20 % des sections stratigraphiques ne présentaient aucune tendance temporelle statistiquement significative en matière de composition. Les séquences cationiques les plus courantes, présentes dans environ 60% des lacs, sont de type Lydden (33%) : Ca → Ca-Mg → Na → Na-Mg-Ca et le type Ingebright (28%) : Na-Mg → Ca-Na-Mg → Na-Mg → Nafollowed by:
Type Metiskow (~15%) : Ca → Na-Mg → Ca-Mg-Na → Na
Type Petit Manitou (~10%) : Ca-Mg → Mg-Na → Mg
Type Freefight (~5%) : Ca → Mg-Ca → Mg-Na
En raison de la complexité de l’interaction entre les processus intrinsèques (c’est-à-dire les processus sédimentaires, géochimiques, hydrologiques et biologiques opérant dans le bassin lacustre lui-même) et les processus extrinsèques (c’est-à-dire les facteurs  » externes « , tels que le changement climatique, la modification du bassin de drainage), l’identification des mécanismes causaux de ces diverses séquences évolutives n’est pas simple. Il est clair que beaucoup plus de données quantitatives provenant des évaporites de ces lacs salés et d’autres de la région doivent être recueillies afin d’expliquer et de modéliser correctement les tendances de composition observées.

Processus biologiques affectant la chimie des lacs salés : Dans l’ensemble, les processus biologiques des lacs salés de l’ouest du Canada sont semblables à ceux des eaux douces stagnantes, nonobstant leurs extrêmes physiques et chimiques. Le biote, cependant, diffère considérablement entre les lacs frais et les lacs salés (Hammer, 1986). À faible salinité, la composition des espèces des lacs salés est comparable à celle de leurs homologues d’eau douce (Evans, 1993). Lorsque la salinité augmente, la diversité des espèces diminue (Haynes et Hammer, 1978), et lorsque les salinités atteignent des valeurs extrêmement élevées, la diversité des espèces devient très faible. A ces salinités élevées, le lac n’est généralement dominé que par des organismes halotolérants.
Les lacs salins et hypersalins présentent des taux mesurés de productivité organique parmi les plus élevés au monde (Warren, 1986). Aux salinités modérées à élevées (30-100 ppt TDS), les principaux contributeurs à cette biomasse sont les algues vertes et les cyanobactéries. À des salinités plus élevées, les bactéries halophiles dominent l’écosystème.
De nombreux processus biologiques peuvent affecter la chimie des lacs salins. Par exemple, la photosynthèse par les plantes aquatiques, l’ammonification, la dénitrification, la réduction des sulfates et l’oxydation anaérobie des sulfures provoquent une augmentation du pH, car le dioxyde de carbone est utilisé par la flore, et une augmentation de la concentration de HCO3. La décomposition des organismes, à son tour, peut entraîner une libération d’ions tels que Mg et Ca, ainsi que des niveaux élevés de HCO3 créant des conditions favorables à la précipitation des carbonates (Castanier, 1999 ; Riding, 2000 ; Visscher et al., 1992).
Les organismes qui peuvent se développer à des salinités élevées dans un lac salé sont grandement limités. La vie à des concentrations élevées de sel nécessite une énergie considérable pour maintenir le gradient ionique abrupt à travers la membrane nécessaire à l’osmorégulation (Orhen, 2002). Le type spécifique de métabolisme détermine également la limite de concentration en sel qu’un organisme peut supporter. Ainsi, dans la plupart des environnements lacustres salins, plus la salinité augmente, plus la diversité des organismes diminue.

La composition ionique affecte également la diversité des espèces. Le chlorure, le bicarbonate et le sulfate sont les plus importants pour contrôler la composition des espèces des lacs salés (Herbst, 2001). L’augmentation frappante de la proportion de SO4 avec l’augmentation de la salinité dans les lacs du nord des Grandes Plaines signifie que les bactéries réductrices de sulfate (SRB) sont un taxon dominant. La réduction du sulfate par les SRB conduit à la production d’ions bicarbonate et donc à la génération d’alcalinité selon la formule suivante : SO42- + 2CH2O → HS- + 2HCO3-, où 2CH2O représente la matière organique. Les effets directs que les SRB ont sur l’environnement (c’est-à-dire, réduction des sulfates et production de H2S et d’alcalinité) peuvent, à leur tour, affecter directement la solubilité et la précipitation/dissolution d’une grande variété de minéraux, y compris les carbonates, les silicates, les oxydes, les sulfures et de nombreuses évaporites Ainsi, la réduction bactérienne des sulfates est un processus de minéralisation important dans les systèmes salins et hypersalins de l’ouest du Canada.

Lorsque le produit final de la réduction des sulfates, S2-, est produit, le sort du sulfure est essentiel pour déterminer si certains minéraux vont précipiter ou non (Castanier, 1999). Si le sulfure généré dégaze, le processus de réduction des sulfates entraînera une augmentation du pH dans le milieu aqueux, favorisant ainsi la précipitation des minéraux carbonatés. De même, si le sulfure est absorbé par des microbes oxydant le sulfure, le pH augmentera également et le carbonate précipitera. En revanche, si le sulfure est oxydé en sulfate dans l’environnement aqueux, un acide fort, H2SO4, peut se former, diminuant le pH et décourageant la précipitation du carbonate. Enfin, si le sulfure reste dans l’environnement, le pH diminuera et aucun carbonate ne précipitera.
Le rôle de ces organismes dans les écosystèmes lacustres salins du nord des Grandes Plaines sont des domaines critiques d’investigation, notamment en ce qui concerne leur rôle potentiellement important dans la formation et la diagenèse des minéraux carbonatés. Une meilleure compréhension des processus de biominéralisation dans ces lacs fournit un aperçu important de l’évolution des systèmes de saumure et permettra le développement de proxies critiques pour les changements dans les conditions environnementales. En outre, ces processus de biominéralisation nous aideront à mieux comprendre ce qu’il faut rechercher dans la recherche de la vie dans les environnements extraterrestres.

• Barica, J., 1975. Géochimie et régime des nutriments des lacs eutrophes salins du district d’Erickson-Elphinstone dans le sud-ouest du Manitoba. Rapport technique de développement de la recherche du Service canadien des pêches et de la marine 511.
• Barica, J., 1977. Variabilité de la composition ionique et de la biomasse phytoplanctonique des lacs salins eutrophes des Prairies dans une petite zone géographique. Archiv Fur Hydrobiologie, 81(3) : 304-326.
• Batt, B.D., Anderson, M.G., Anderson, C.D. et Caswell, F.D., 1989. L’utilisation des fondrières des prairies par les canards nord-américains. Terres humides des prairies du Nord : 204 – 227.
• Betcher, R., Grove, G. et Pupp, C., 1995. Les eaux souterraines au Manitoba : hydrogéologie, préoccupations relatives à la qualité, gestion. Institut national de recherche en hydrologie, contribution no CS-93017.
• Bierhuizen, J.F.H. et Prepas, E.E., 1985. Relation entre les éléments nutritifs, les ions dominants et la culture permanente du phytoplancton dans les lacs salins des Prairies. Journal canadien des sciences halieutiques et aquatiques, 42(10) : 1588-1594.
• Birks, S.J. et Remenda, V.H., 1999. Les apports d’eau souterraine à un lac salin à bassin fermé, le lac Chappice, Alberta. Changements climatiques et environnementaux holocènes dans le triangle de Palliser, sud des Prairies canadiennes : Bulletin de la Commission géologique du Canada 534 : 23 – 55.
• Brown, I.C., 1967. Les eaux souterraines au Canada. Rapport de géologie économique numéro 24, 228 pp.
• Cameron, D.R., 1986. Les eaux salines : usages agricoles. Évaluation des eaux salines dans un environnement de plaines. Comptes rendus des plaines canadiennes, 17 : 75 – 100.
• Carpenter, 1978. Origine et évolution chimique des saumures dans les bassins sédimentaires. Circulaire de la commission géologique de l’Oklahoma 79 : 60-77.
• Castanier, S., 1999. Précipitation des carbonates de calcium et genèse des calcaires : le point de vue des microbiologistes. Géologie sédimentaire, 126(1) : 9-23.
• Cole, L.H., 1926. Sulfate de sodium de l’ouest du Canada. Occurrence, utilisations et technologie. Numéro de publication 646 du ministère canadien des Mines, 155 p.
• Conly, F. et van der Kamp, G., 2001. Surveillance de l’hydrologie des zones humides des prairies canadiennes pour détecter les effets du changement climatique et des changements d’utilisation des terres. Surveillance et évaluation de l’environnement, 67(1) : 195-215.
• Dean, W.E. et Gorham, E., 1976. Composants chimiques et minéraux majeurs des sédiments de surface profonds n Minnesota Lakes. Limnol Ocean, 21 : 259 – 284.
• Derry, A.M., Prepas, E.E. et Hebert, P.D.N., 2003. Une comparaison des communautés de zooplancton dans les eaux lacustres salines avec une composition anionique variable. Hydrobiologia, 505(1-3) : 199-215.
• Desai, K. et Moore, E.J., 1969. Détermination du NaCl équivalent à partir des concentrations ioniques. Log Analyst, 10 : 12-21.
• Drever, J.I., 1988. La géochimie des eaux naturelles. Prentice Hall, Inc, Englewood Cliffs, New Jersey, 437 pp.
• Driver, 1965. Aspects limnologiques de certains lacs salés du centre-ouest du Manitoba. Journal du Conseil de recherches sur les pêcheries du Canada, 22 : 1165-1173.
• Driver, E.A. et Pedden, D.G., 1977. La chimie de l’eau de surface dans les étangs des prairies. Hydrobiologia, 53 : 33 – 48.
• Eugster, H.P. et Hardie, L.A., 1978. Les lacs salés, Lacs, chimie, géologie, physique. Springer, New York, pp. 237-293.
• Evans, J., 1993. Études paléolimnologiques des lacs salés. Journal of Paleolimnology, 8(2) : 97-101.
• Evans, J. et Prepas, 1996. Effets potentiels du changement climatique sur la chimie des ions et les communautés phytoplanctoniques dans les lacs salins des prairies. Limnologie et océanographie : 1063-1076.
• Freeze, R.A., 1969. Écoulement régional des eaux souterraines – bassin versant du lac Old Wives, Saskatchewan. Série scientifique no 5. Direction générale des eaux intérieures du Canada, Burlington, Ontario, 234 p.
• Garrels, R.M. et Mackenzie, F.T., 1967. Origine des compositions chimiques de certaines sources et de certains lacs. Concepts d’équilibre dans les systèmes d’eau naturels. Am. Chem. Soc. Adv. Chem. Ser, 67 : 222-242.
• Govett, G.J.S., 1958. Gisements de sulfate de sodium en Alberta. Rapport préliminaire du Conseil de recherche de l’Alberta 58-5.
• Grossman, I.G., 1968. Origine des dépôts de sulfate de sodium des grandes plaines du Nord du Canada et des États-Unis. Document professionnel 600-B de la Commission géologique des États-Unis, 104-109 pp.
• Hammer, U.T., 1978. Lacs salés de la Saskatchewan .3. Chemical Characterization. Internationale Revue der Gesamten Hydrobiologie, 63(3) : 311-335.
• Hammer, U.T., 1986. Écosystèmes des lacs salés du monde. Dr W. Junk Publishers Dordrecht, Pays-Bas 616 pp.
• Hardie, L.A. et Eugster, H.P., 1970. L’évolution des saumures à bassin fermé. Mineral. Soc. Am. Spec. Publ, 3 : 273-290.
• Harrington, R., Johnson, B. et Hunter, F., 1997. Répondre au changement climatique global dans les Prairies, Volume III de l’étude du pays Canada : Impacts climatiques et adaptation. Environnement Canada, région des Prairies et du Nord.
• Hartland-Rowe, R., 1966. La faune et l’écologie des mares temporaires de l’Ouest canadien. Verh. Internat. Verein. Limnol. 16 : 577-584.
• Haynes, R.C. et Hammer, U.T., 1978. Lacs salins de la Saskatchewan .4. Production primaire par le phytoplancton dans certains écosystèmes salins. Internationale Revue der Gesamten Hydrobiologie, 63(3) : 337-351.
• Herbst, D.B., 2001. Gradients de stress de salinité, stabilité environnementale et chimie de l’eau comme templet pour définir les types d’habitat et les stratégies physiologiques dans les eaux salées intérieures. Hydrobiologia, 466 : 209 – 219.
• Herczeg, A.L., Dogramaci, S.S. et Leaney, F.W.J., 2001. Origine des sels dissous dans un grand système d’eau souterraine semi-aride : Murray Basin, Australie. Marine & Freshwater Research, 52(1) : 41-52.
• Jones, B.F., 1966. Évolution géochimique de l’eau du bassin fermé dans le Grand Bassin occidental, Actes du deuxième symposium sur le sel. Société géologique du nord de l’Ohio, p. 181-200.
• Jones, B.F. et Bowser, C.J., 1978. La minéralogie et la chimie connexe des sédiments lacustres. Lacs : Chemistry, Geology, Physics. Springer-Verlag, New York, 323 : 179-235.
• Jones, B.F. et Deocampo, D.M., 2003. Chapitre 13 : Géochimie des lacs salins. In : J.I. Drever (éditeur), Treatise on Geochemistry. Elsevier Scientific Publishers.
• Jones, B.F. et van Denburgh, A.S., 1966. Influences géochimiques sur le caractère chimique des lacs fermés. Symposium de Garda, Hydrologie des lacs et des réservoirs, Actes de l’Association internationale pour l’hydrologie scientifique, Publication 70 : 438 – 446.
• Kelley, L. et Holmden, C., 2001. Hydrogéochimie de reconnaissance des dépôts économiques de sulfate de sodium (mirabilite) dans les lacs salins, Saskatchewan, Canada. Hydrobiologia, 466(1) : 279-289.
• Last, W.M., 1984a. Sédimentologie et hydrologie modernes du lac Manitoba, Canada. Géologie environnementale, 5(4) : 177-190.
• Last, W.M., 1984b. Sédimentologie des lacs de playa du nord des grandes plaines. Revue canadienne des sciences de la terre, 21(1) : 107-125.
• Last, W.M., 1988. Les lacs salés de l’Ouest canadien : une perspective géochimique spatiale et temporelle. Actes du Symposium sur la gestion de l’eau affectant la transition humide-sèche : 99-113.
• Last, W.M., 1989a. Les saumures et évaporites continentales des grandes plaines du nord du Canada. Géologie sédimentaire, 64 : 207-221.
• Last, W.M., 1989b. Sedimentology of a saline playa in the northern Great Plains, Canada. Sedimentology, 36(1) : 109-123.
• Last, W.M., 1990. Paléochimie et paléohydrologie du lac Ceylan, un bassin de playa à dominante saline dans le nord des Grandes Plaines, Canada. Journal of Paleolimnology, 4(3) : 219-238.
• Last, W.M., 1992. Composition chimique des lacs salins et subsalins du nord des grandes plaines, ouest du Canada. Journal international de recherche sur les lacs salés, 1 : 47 – 76.
• Last, W.M., 1994. Paléohydrologie des playas dans le nord des grandes plaines : perspectives du triangle de Palliser. Paleoclimate and Basin Evolution of Playa Systems. Geological Society of America, Special Paper 289 : 69 – 80.
• Last, W.M., 1995. Évolution des lacs salés dans l’ouest du Canada. Dans : I.D. Campbell, C. Campbell, D. Lemmen et B. Vance (éditeurs), Climate, Landscape, and Vegetation Change in the Canadian Prairie Provinces, Edmonton, pp. 55-64.
• Last, W.M. et Ginn, F.M., 2005. Systèmes salins des grandes plaines de l’ouest du Canada : un aperçu de la limnogéologie et de la paléolimnologie. Saline Systems, 1(1) : 10.
• Last, W.M. et Schweyen, T.H., 1983. Sédimentologie et géochimie des lacs salins du nord des grandes plaines. Hydrobiologia, 105 : 245-263.
• Last, W.M. et Slezak, L.A., 1987. Les gisements de sulfate de sodium de l’ouest du Canada. Economic Minerals of Saskatchewan. Publication spéciale de la Société géologique de la Saskatchewan, 8 : 197 – 205.
• Lemmen, D.S. et Vance, R.E., 1999. Changements climatiques et environnementaux holocènes dans le triangle de Palliser, sud des Prairies canadiennes. Bulletin 534 de la Commission géologique du Canada. Bulletin 534 de la Commission géologique du Canada, 295 pp.
• Lennox, D.H., Maathuis, H. et Pederson, D., 1988. Région 13, plaines glaciaires de l’Ouest. La géologie de l’Amérique du Nord, volume O-2, Hydrogéologie.
• Lieffers, V.J. et Shay, J.M., 1983. Lacs salés éphémères dans les Prairies canadiennes – Leur classification et leur gestion pour la croissance des macrophytes émergents. Hydrobiologia, 105(SEP) : 85-94.
• Northcote, T.G. et Larkin, P.A., 1963. Chapitre 16 : L’ouest du Canada. Dans : D.G. Frey (éditeur), Limnology in North America. University of Wisconsin Press, Madison, Wisconson, pp. 451-485.
• Orhen, A., 2002. Les micro-organismes halophiles et leurs environnements. Kluwer, Dordrecht, 575 pp.
• Palliser, J., 1862. Journaux, rapports détaillés et observations relatifs à l’exploration par le capitaine Palliser d’une partie de l’Amérique du Nord britannique, Londres, 325 pp.
• Pham, S.V., Leavitt, P.R., McGowan, S. et Peres-Neto, P., 2008. Variabilité spatiale des effets du climat et de l’utilisation des terres sur les lacs du nord des grandes plaines. Limnologie et océanographie, 53(2) : 728-742.
• Pham, S.V., Leavitt, P.R., McGowan, S., Wissel, B. et Wassenaar, L., 2009. Variabilité spatiale et temporelle de l’hydrologie des lacs des Prairies, révélée par les isotopes stables de l’hydrogène et de l’oxygène. Limnol. Oceanogr, 54(1) : 101-118.
• Pupp, C., Maathuis, H. et Grove, G., 1981. La qualité des eaux souterraines en Saskatchewan : hydrogéologie, préoccupations relatives à la qualité, gestion. Institut national de recherche en hydrologie, contribution no CS-91028.
• Rawson, D.S. et Moore, G.E., 1944. Les lacs salés de la Saskatchewan. Revue canadienne de recherche (série D), 22 : 141 – 201.
• Remenda, V.H. et Birks, S.J., 1999. Les eaux souterraines dans le Triangle de Palliser : un aperçu de sa vulnérabilité et de son potentiel pour archiver les informations climatiques. Holocene Climate and Environmental Changes in the Palliser Triangle, Southern Canadian Prairies : Bulletin 534 de la Commission géologique du Canada : 23 – 55.
• Riding, R., 2000. Les carbonates microbiens : l’enregistrement géologique des tapis et biofilms bactériens et algaux calcifiés. Sedimentology, 47(s 1) : 179-214.
• Rozkowska, A.D. et Roskowski, A., 1969. Changements saisonniers de la chimie de l’eau des bourbiers et des lacs dans le sud de la Saskatchewan, Canada. Journal of Hydrology, 7 : 1 – 13.
• Rozkowski, A., 1967. L’origine des modèles hydrochimiques dans la moraine hummocky. Revue canadienne des sciences de la terre, 4 : 1065 – 1092.
• Rueffel, P.G., 1968a. Développement du plus grand gisement de sulfate de sodium au Canada. Bulletin canadien des mines et de la métallurgie, 61 : 1217-1228.
• Rueffel, P.G., 1968b. Le sulfate de sodium naturel en Amérique du Nord, Troisième symposium sur le sel, Société géologique de l’Ohio du Nord, pp. 429-451.
• Rutherford, A.A., 1967. Enquête sur la qualité de l’eau des eaux souterraines de la Saskatchewan. Saskatoon : Conseil de recherches de la Saskatchewan, rapport C-66-1, 267 p.
• Rutherford, A.A., 1970. Enquête sur la qualité des eaux de surface de la Saskatchewan, C-66-1. Conseil de recherche de la Saskatchewan, Saskatoon, 133 pp.
• Sahinen, U.M., 1948. Rapport préliminaire sur le sulfate de sodium au Montana. Bureau des mines et de la géologie, rapport de l’école des mines du Montana, 9 pp.
• Scott, M.D. et Scott, S.A., 1986. Gestion des lacs salins pour les ressources en sauvagine dans l’ouest de l’Amérique du Nord : une revue des concepts. Evaluating Saline Waters in a Plains Environment. Actes des plaines canadiennes, 17 : 23 – 38.
• Sorenson, L.G., Goldberg, R., Root, T.L. et Anderson, M.G., 1998. Effets potentiels du réchauffement climatique sur les populations de sauvagine se reproduisant dans les grandes plaines du Nord. Climatic Change, 40(2) : 343-369.
• Tomkins, R.V., 1954a. Le magnésium en Saskatchewan. Rapport no 11 du ministère des Ressources minérales de la Saskatchewan, 23 p.
• Tomkins, R.V., 1954b. Le sulfate de sodium naturel en Saskatchewan. Rapport no 6 du ministère des Ressources minérales de la Saskatchewan, 71 p.
• Van der Kamp, G. et Hayashi, M., 1998. La fonction de recharge des eaux souterraines des petites zones humides dans les prairies semi-arides du nord. Recherche sur les grandes plaines, 8(1) : 39-56.
• Visscher, P.T., Prins, R.A. et van Gemerden, H., 1992. Taux de réduction du sulfate et de la consommation de thiosulfate dans un tapis microbien marin. FEMS Microbiol. Ecol, 86 : 283-294.
• Wallick, E.I., 1981. Évolution chimique des eaux souterraines dans un bassin de drainage d’âge holocène, centre-est de l’Alberta, Canada. Journal of Hydrology, 54 : 245 – 283.
• Wallick, E.I. et Krouse, H.R., 1997. Géochimie isotopique du soufre d’un dépôt Na2SO4/Na2CO3 généré par les eaux souterraines et du bassin de drainage associé du lac Horseshoe, Metiskow, centre-est de l’Alberta, Canada. Strasbourg, France : 2e Symposium international sur l’interaction eau-roche : II56 – II64.
• Warren, J.K., 1986. Potentiel de roche mère des milieux évaporitiques d’eau peu profonde. Bulletin de l’American Association of Petroleum Geologists, 70(5) : 442-454.
• Williams, W., 1981. Lacs salés intérieurs – une introduction. Hydrobiologia, 81(2) : 1-14.
• Williams, W.D., 1967. Les caractéristiques chimiques des eaux de surface lentiques en Australie. In : A.H. Weatherley (éditeur), Australian Inland Waters and Their Fauna. The Australian National University Press, Canberra, p. 18-77.
• Williams, W.D. et Sherwood, J.E., 1994. Définition et mesure de la salinité dans les lacs salés. Journal international de recherche sur les lacs salés, 3 : 53 – 63.
• Winter, T.C., 1977. Classification des paramètres hydrologiques des lacs du centre-nord des États-Unis. Water Resources Res, 13 : 753 – 767.
• Witkind, I.J., 1952. La localisation des dépôts de sulfate de sodium dans le nord-est du Montana et le nord-ouest du Dakota du Nord. Revue américaine des sciences, 250 : 667-676.