Scomparsa e inondazioni dei laghi della prateria

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Le Grandi Pianure Settentrionali

La provincia geomorfica delle Grandi Pianure Settentrionali (NGP) del Canada occidentale è una vasta regione del Nord America che comprende oltre 350.000 km2. Si estende dallo scudo precambriano vicino a Winnipeg, Manitoba, verso ovest per più di 1600 km ai piedi delle Montagne Rocciose, la regione è il cuore agricolo del Canada e contiene anche la maggior parte della popolazione del Canada occidentale. Il NGP è caratterizzato da una topografia da piatta a dolcemente ondulata e sperimenta un clima freddo e semi-arido. La glaciazione continentale del Pleistocene ha prodotto una spessa sequenza di sedimenti glaciali, glaciofluviali e glaciolacustri non consolidati che ricoprono il letto sedimentario cretaceo e terziario, generalmente piatto.

Dal punto di vista della geochimica dei laghi salati, le due caratteristiche fisiche più importanti della regione sono l’alto rapporto tra evaporazione e precipitazioni e la presenza di ampie aree di drenaggio endoreico. Anche se la temperatura media annuale di ~3°C implicherebbe tassi di evaporazione relativamente bassi, gli alti venti, la bassa umidità e le calde temperature estive creano valori di evaporazione/precipitazione generalmente compresi tra 3 e 10. Il deficit di umidità annuale medio nella regione è di circa 350 mm.

Queste caratteristiche climatiche combinate con il drenaggio poco integrato, in cui quasi il 45% del Saskatchewan meridionale e dell’Alberta orientale è topograficamente chiuso, danno luogo a un gran numero di laghi salini di diverse morfologie e caratteristiche geochimiche. In contrasto con molte altre aree del mondo in cui c’è un’abbondanza di laghi salati (ad es, vedi riassunti in Jones e Bowser, 1978; Jones e Deocampo, 2003), la regione settentrionale delle Grandi Pianure è tettonicamente molto stabile, non presenta un rilievo topografico impressionante, né c’è una drammatica diversità litologica dei depositi glaciali o del bedrock su scala locale o regionale.

Geochimica dei laghi salini

La natura salina delle acque superficiali e dei depositi lacustri associati delle Grandi Pianure settentrionali era ben nota ai gruppi aborigeni locali al tempo dell’espansione europea e dell’insediamento nella regione durante la metà del 19° secolo. Anche se le prime analisi chimiche delle acque dei laghi salati di questa regione sono state pubblicate nel 1890, non è stato fino a quasi mezzo secolo dopo che la piena estensione e il grado di diversità dei laghi salati sono stati riconosciuti. Per più di trent’anni dopo il 1890, gli unici sforzi e dati scientifici su questi laghi vennero dai geologi economici interessati alle riserve sfruttabili di sali di nitrato inizialmente e più tardi di sali di sodio e magnesio nei laghi. Infatti, i risultati di un’indagine regionale di questi depositi economici intrapresa dal governo canadese nei primi anni ’20 (Cole, 1926) è ancora uno dei migliori e più ampi riassunti dell’idrogeochimica dei laghi salati.

Anche se non è ancora così avanzata come in altre parti del Nord America, la nostra conoscenza della chimica delle acque di superficie nelle Grandi Pianure canadesi ha fatto qualche progresso da questi primi sforzi di ricognizione geologica/geochimica. In una delle prime indagini limnologiche sistematiche nella regione, Rawson e Moore (1944) hanno riportato la chimica dell’acqua di 53 laghi del Saskatchewan meridionale. Rutherford (1970) ha compilato i dati di composizione per diverse centinaia di laghi del Saskatchewan (inclusi i bacini dolci e salini). Hammer (1978) ha riportato la chimica dell’acqua per 60 laghi salini principalmente perenni nel Saskatchewan meridionale. I risultati di gran parte di questo primo lavoro regionale sono stati riassunti da Northcote e Larkin (1963), Hammer (1986) e Last (1989a): Govett (1958) Bierhuizen e Prepas (1985), Derry et al. (2003), e Evans e Prepas (1996) nell’Alberta centrale e orientale; Hartland-Rowe (1966) nell’Alberta sud-orientale; Rozkowski (1967) e Roskowska e Roskowski (1969) nella zona di Moose Mountain nel Saskatchewan meridionale; Lieffers e Shay (1983) e Driver e Peden (1977) nel Saskatchewan centrale; e Driver (1965) e Barica (1975; 1977) nel Manitoba occidentale. Più recentemente, i rapporti di Pham et al. (2008; 2009), Kelly e Holmden (2001), e Lemmen e Vance (1999) hanno incluso dati di chimica dell’acqua di circa 65 laghi salini nel Saskatchewan occidentale e centrale.

Ora abbiamo dati di chimica della salamoia da circa 800 dei laghi salati nelle Grandi Pianure del Canada settentrionale. Anche se la maggior parte di questi dati rappresentano analisi di singoli campioni, alcuni sono medie di numerosi campioni raccolti in un periodo di mesi, anni o decenni. In generale, i laghi più grandi (ad esempio, i laghi Manitoba, Quill, Manito, ecc.) hanno le registrazioni temporali più lunghe, in alcuni casi risalenti all’inizio del ventesimo secolo. Tuttavia, nessun lago nelle praterie canadesi ha un record di monitoraggio continuo di più di quattro decenni di durata. Dei laghi per i quali ci sono dati, il 10% si trova in Manitoba, il 72% in Saskatchewan e il 18% in Alberta.

Anche se la maggior parte dei laghi delle Grandi Pianure del Canada occidentale hanno origini generali simili, tuttavia, le acque mostrano una notevole diversità in termini di composizione ionica e concentrazione. I primi ricercatori (principalmente geologi economici che si concentravano sulle saline più concentrate), hanno sottolineato una forte predominanza di Na e SO4 nei laghi (ad esempio, Cole, 1926; Tomkins, 1954a, b). Rutherford (1970) e Hammer (1978) hanno analogamente sottolineato l’importanza dei componenti di sodio, magnesio e solfato nei laghi perenni del Saskatchewan, ma hanno anche riconosciuto un ampio spettro di tipi di acqua sulla base dei rapporti ionici. Rutherford (1970) è stato in grado di mettere in relazione la variazione spaziale dei tipi di acqua con i gradienti climatici all’interno della provincia e con la composizione delle acque sotterranee poco profonde.

Ora ci rendiamo conto che non solo c’è uno spettro completo di salinità dall’acqua relativamente diluita (0,1 ppt TDS) alle salamoie più di un ordine di grandezza maggiore dell’acqua di mare, ma anche praticamente ogni tipo di chimica dell’acqua è rappresentata nei laghi della regione. Anche se è ovviamente fuorviante generalizzare citando mezzi e medie, l’acqua “media” del lago ha circa 30 ppt TDS e mostra (in meq%): Na≈Mg>Ca>K e SO4>HCO3>Cl>CO3.

Non è sorprendente che le acque dei laghi delle Grandi Pianure settentrionali mostrino una così considerevole gamma di composizione e concentrazione ionica, considerando l’enorme area geografica e le diverse impostazioni idrologiche, geomorfiche e climatiche. Con una così vasta gamma di salinità, ne consegue che anche le concentrazioni dei singoli componenti ionici variano notevolmente. Le distribuzioni di frequenza delle concentrazioni di Mg, Na, Cl e SO4 nelle acque del lago tendono ad essere multimodali, al contrario degli ioni Ca e HCO3 che mostrano un modello di distribuzione molto più stretto. I laghi ricchi di solfato e carbonato dominano chiaramente le Grandi Pianure, comprendendo oltre il 95% dei laghi totali. Questa scarsità di laghi ricchi di Cl rende la regione insolita rispetto a molte altre aree del mondo (ad esempio, Australia, Stati Uniti occidentali; Eugster e Hardie, 1978; Williams, 1981). I rapporti di cationi sono molto più diversi, con l’abbondanza di tutti e tre i tipi principali che mostrano proporzioni approssimativamente sub-uguali.

Come ci si aspetterebbe, la maggior parte dei soluti nelle acque del lago aumentano in concentrazione con l’aumentare della salinità totale. Gli ioni solfato, cloruro e sodio mostrano le correlazioni statisticamente più significative con i TDS, mentre le concentrazioni di calcio e carbonato sono meno direttamente correlate alla salinità.
Le proporzioni di alcuni soluti mostrano anche un cambiamento sistematico con la salinità. Il solfato aumenta in proporzione ionica relativa da meno del 30% di equivalenti nei laghi diluiti a generalmente più del 70% nei laghi con più di 10 ppt TDS. Le proporzioni di calcio e bicarbonato + carbonato mostrano una relazione inversa con la salinità, diminuendo da oltre il 70% di equivalenti nelle acque diluite a quasi il 5% nei laghi con più di 25 ppt TDS.

La distribuzione relativamente uniforme dei laghi nelle Grandi Pianure del nord per i quali i dati di chimica dell’acqua ci permette di esaminare dei contenuti ionici su base spaziale. Last e Schweyen (1983) e Last (1988; 1989a) discutono queste tendenze regionali e presentano mappe isoaline per i laghi salini di Saskatchewan, Alberta, North Dakota e Montana. I laghi con le più alte concentrazioni di Na, Mg e SO4 si trovano generalmente nell’area centro-orientale dell’Alberta, centro-occidentale e sud del Saskatchewan, mentre i laghi con alti contenuti di alcalinità e Cl si trovano nell’Alberta centrale e nel Saskatchewan occidentale. I laghi con proporzioni relativamente basse di Ca e Mg si trovano nella parte settentrionale e centrale delle pianure.

Un approccio di analisi statistica: Insight Into Water Composition Controlling Factors

La composizione e la concentrazione degli ioni maggiori di questi laghi è il risultato di: (i) una complessa interazione tra sedimenti glaciali non consolidati, bedrock, e precipitazioni/acqua fusa nel bacino di drenaggio, (ii) la composizione e la quantità di ricarica (e scarico) delle acque sotterranee e il flusso di corrente in ogni bacino, e (iii) una grande varietà di altri processi fisici, chimici e biologici che operano all’interno della colonna d’acqua stessa. In generale, sono stati presi diversi tipi di approcci geochimici per aiutare a capire i principali fattori che controllano la chimica delle acque superficiali. Questi includono calcoli di equilibrio di massa, considerazioni di equilibrio termodinamico e valutazioni statistiche (vedi panoramica in Drever, 1988). Nel Canada occidentale, sia il bilancio di massa che i calcoli termodinamici si sono dimostrati preziosi per decifrare molti dei processi intrinseci (all’interno del bacino di drenaggio) importanti nella composizione dell’acqua su scala locale (per esempio, Roskowski, 1965; Wallick e Krouse, 1977; Wallick, 1981; Last, 1984). Al contrario, su scala regionale, varie tecniche statistiche sono state applicate con successo per aiutare a capire le relazioni tra la chimica dell’acqua e i fattori ambientali estrinseci come il clima, il bedrock, la geomorfologia e la composizione del till (per esempio, Dean e Gorham, 1976; Last, 1992; Winter, 1977). Tuttavia, questi approcci statistici mancano della capacità di risolvere le condizioni e i processi locali spesso importanti, tuttavia sono essenziali per la nostra comprensione generale dell’impostazione geochimica lacustre della regione nel suo complesso.
Uno dei modi più diretti per analizzare le interrelazioni all’interno di un set di dati è quello di esaminare le semplici correlazioni lineari che esistono tra i vari parametri. Le concentrazioni di Na, Ca e Mg nelle salamoie di questi laghi sono tutte significativamente correlate positivamente, così come SO4 e Cl. Inoltre, le coppie di ioni Mg-SO4, Mg-Cl e Na-Cl tendono a covariare fortemente. È importante notare che le concentrazioni di Na e SO4 non mostrano una correlazione lineare statisticamente significativa, suggerendo che diverse serie di processi influenzano l’abbondanza di ciascuno di questi ioni. Le proporzioni di Ca e HCO3 mostrano una significativa covariazione positiva, mentre le proporzioni di Mg e Na, e HCO3 e SO4 sono inversamente correlate.

Usando un’analisi di cluster Q-mode (associazioni tra laghi) Last (1992) ha suddiviso i laghi in due categorie principali: un gruppo di laghi ad alta salinità (> 20 ppt TDS) e un gruppo caratterizzato da valori TDS relativamente inferiori. Ognuno di questi gruppi principali è stato ulteriormente suddiviso in gruppi più piccoli di laghi in relazione alla loro composizione di ioni maggiori.
Combinando una varietà di variabili morfologiche (area del bacino, profondità massima), geologiche (tipo di bedrock, profondità del bedrock, tipo di till), idrologiche (area del bacino di drenaggio, numero di flussi che entrano nel lago, elevazione, composizione delle acque sotterranee) e climatiche (precipitazione media annuale, evaporazione, temperatura) con un database di chimica dell’acqua del lago, Last (1988, 1992) ha usato l’analisi dei fattori in modalità R per identificare un insieme di sette fattori statistici che spiegavano oltre il 90% della varianza nei dati. Questi fattori statistici possono essere interpretati in termini dei più importanti controlli intrinseci ed estrinseci della composizione e della concentrazione dell’acqua su base regionale come segue: (i) Più di un terzo della varianza totale dei dati è spiegato dalla composizione delle acque sotterranee in entrata. (ii) Il rapporto tra evaporazione e precipitazioni del bacino rappresenta circa il 20% della varianza, seguito da (iii) l’elevazione o la posizione del lago all’interno del bacino di drenaggio. Le variabili relative al tipo di bedrock, alla composizione della deriva glaciale, all’input fluviale e alla morfologia del lago sono statisticamente meno importanti.

Fonte dei sali

È generalmente ben accettato che le acque sotterranee giocano un ruolo molto importante non solo nell’idrologia generale dei laghi salini, ma anche nel dettare la loro idrochimica. Tuttavia, con poche eccezioni degne di nota (per esempio, Birks e Remenda, 1999; Freeze, 1969; Kelley e Holmden, 2001; Van der Kamp e Hayashi, 1998; Wallick, 1981), i processi di interazione delle acque sotterranee con i singoli bacini dei laghi salati nelle Grandi Pianure del nord sono ancora poco compresi. Al contrario, la composizione, la variazione e l’idrodinamica delle acque sotterranee regionali sono ragionevolmente note. Come riassunto altrove (vedi le panoramiche in Betcher et al. (1995), Brown (1967), Lennox et al. (1988), Pupp et al. (1981), Remenda e Birks (1999), Rutherford (1967)), la composizione delle acque sotterranee nella regione è di diversi tipi principali. La maggior parte delle acque sotterranee nei depositi superficiali non consolidati è di salinità da bassa a moderata (3 ioni). Nelle aree di minore precipitazione (Saskatchewan sud-occidentale e Alberta sud-orientale), l’acqua freatica superficiale è solitamente dominata dallo ione SO4 piuttosto che da HCO3. Gli acquiferi poco profondi del bedrock (Cretaceo superiore e rocce più giovani) sono principalmente sodio-bicarbonato nell’Alberta meridionale, calcio-magnesio-sodio-solfato nel Saskatchewan, e calcio-magnesio-sodio-bicarbonato nel Manitoba occidentale. Il paleozoico e cenozoico più profondo contiene acqua di salinità molto più alta (fino a 300 ppt TDS) che è solitamente dominata da Na e Cl.

Mentre c’è poco disaccordo sul fatto che le acque sotterranee sono un fattore importante nell’idrologia dei laghi salati, l’origine specifica e la fonte finale degli ioni nei laghi delle Grandi Pianure del nord sono stati argomenti di considerevole discussione. Alcuni dei primi lavori hanno suggerito che le evaporiti paleozoiche profondamente sepolte che si trovano nel sottosuolo potrebbero essere una possibile fonte per i sali nei laghi. Grossman (1968) ha dimostrato che c’è una correlazione tra la presenza di depositi di solfato di sodio nei laghi in superficie e la presenza e le tendenze di varie unità saline nella Formazione Devoniana della Prateria nella regione. Al contrario, il bedrock cretaceo e terziario poco profondo, al contrario della sequenza paleozoica profonda, è stato implicato come fonte di almeno alcuni dei componenti dissolti nei laghi (Cole, 1926; Sahinen, 1948; Wallick e Krouse, 1997).
Infine, piuttosto che invocare fonti di bedrock, c’è un notevole sostegno per la fonte degli ioni che sono i depositi quaternari entro cui i laghi sono immediatamente situati (Kelley e Holmden, 2001; Rozkowski, 1967; Rutherford, 1970). Una varietà di reazioni fisiochimiche e biochimiche, tra cui lo scambio di cationi, la dissoluzione di feldspati e la precipitazione di solfato autoctono, carbonato e fasi di silicato nelle coltri possono essere documentate a sostegno di quest’ultima ipotesi. Inoltre, molti ricercatori (ad es, Freeze, 1969; Last, 1984b; Rueffel, 1968a; Rueffel, 1968b; Witkind, 1952) hanno sottolineato la stretta associazione delle saline lacustri più saline con valli preglaciali e glaciali sepolte, e hanno concluso che queste valli sepolte agiscono come condotti per le acque sotterranee che forniscono materiale disciolto ai laghi.

Altre considerazioni importanti

Variazione temporale a breve termine:

Un fattore importante che complica la caratterizzazione della chimica dei laghi salati del NGP è che molti dei laghi mostrano caratteristiche di playa, riempiendosi di acqua durante la primavera e l’inizio dell’estate e asciugandosi completamente alla fine dell’estate o in autunno. Last e Ginn (2005) stimano che l’85% dei laghi salati di questa regione sono influenzati da questo tipo di ciclo idrologico stagionale. Questa forte stagionalità dei livelli d’acqua dà luogo a cambiamenti drammatici sia nelle concentrazioni di ioni che nei rapporti, come dimostrato da numerosi studi. Per esempio, il lago Ceylon, una playa dominata dal sale nel sud del Saskatchewan, subisce annualmente cambiamenti di concentrazione da circa 30 ppt TDS a più di 300 ppt (Last, 1990). Questo lago mostra anche drammatiche fluttuazioni nei rapporti ionici su base stagionale da un tipo Ma-(Mg)-SO4-HCO3 all’inizio della primavera a una composizione Mg-(Na)-Cl-SO4 in autunno (Last, 1989b). Hammer (1978, 1986) e Last (1984a) riassumono i cambiamenti temporali a breve termine nella salinità e nella chimica di molti altri laghi salini della regione. Sfortunatamente, solo pochi bacini nelle Grandi Pianure settentrionali sono stati sottoposti a un campionamento periodico dettagliato per un periodo di anni.

Evoluzione delle acque:

La composizione di qualsiasi salamoia lacustre a bacino chiuso è determinata in definitiva da due fattori principali: (i) i soluti sono acquisiti dalle acque di afflusso diluite attraverso processi di erosione e dalla ricaduta atmosferica, e (ii) la successiva evaporazione e concentrazione di ioni porta alla precipitazione di minerali, che influenza ulteriormente la composizione finale della salamoia. Quest’ultimo cambiamento nella composizione dell’acqua del lago è indicato come evoluzione della salamoia ed è stato oggetto di notevole interesse scientifico (per esempio, Jones, 1966; Jones e van Denburgh, 1966). Lavorando con le acque naturali della regione della Sierra Nevada negli Stati Uniti occidentali, Garrels e McKenzie (1967) hanno sottolineato per primi che la precipitazione minerale, innescata dalla concentrazione evaporativa, è il controllo primario dell’evoluzione della salamoia. Hardie e Eugster (1970) hanno successivamente generalizzato lo schema evolutivo e hanno concluso che ci sono tre principali percorsi evolutivi della salamoia che risultano in cinque tipi di salamoia dominanti nei bacini lacustri evaporitici.

Anche se ci sono state molte modifiche dello schema evolutivo di base Hardie-Eugster, il contributo più importante del modello è quello della divisione chimica. Una divisione chimica è un punto nella sequenza di evoluzione di una salamoia in cui la precipitazione di un minerale impoverisce l’acqua in certi cationi o anioni e l’ulteriore evaporazione sposta la soluzione lungo un percorso distinto. Il risultato di questo processo è che piccole differenze nei rapporti ionici nella composizione diluita di partenza del lago vengono amplificate man mano che l’acqua del lago si evolve e producono salamoie di composizione diversa e diversa.
A causa della loro solubilità relativamente bassa, i carbonati di calcio (calcite, aragonite) sono di solito i primi a precipitare; questi comprendono la prima divisione per la maggior parte delle salamoie continentali. Le proporzioni di Mg, Ca e HCO3 nella soluzione madre diluita determinano il successivo percorso di evaporazione e il rapporto Mg/Ca determina quale minerale carbonato specifico precipiterà. Se il calcio è arricchito rispetto all’alcalinità del carbonato, allora la salamoia seguirà il percorso I dopo che il precipitato iniziale di CaCO3 si divide. Un’ulteriore evaporazione di questo tipo di salamoia porterà a una seconda divisione: la precipitazione del gesso. Dopo questo, l’ulteriore evoluzione sarà controllata dalle proporzioni relative di Ca e SO4 (cioè, i percorsi III e IV).

Se, tuttavia, HCO3 è arricchito rispetto al Ca nella soluzione diluita di afflusso, allora l’evoluzione della salamoia seguirà il percorso II dopo la divisione iniziale. In questo percorso, il calcio sarà alla fine impoverito lasciando un eccesso di HCO3, che, a sua volta, può combinarsi con Mg e Na per produrre una varietà di evaporiti complesse Na-Mg-carbonato-solfato. Una seconda divisione in questo percorso di evoluzione è quella della sepiolite. L’ulteriore evoluzione della salamoia dopo questa divisione è controllata dalle concentrazioni relative di Mg2+ rispetto a HCO3-. Se la concentrazione di magnesio è maggiore dell’alcalinità rimanente, la salamoia evolverà verso un solfato o un cloruro (V). Al contrario, l’acqua diventerà una salamoia carbonatica alcalina (VI) se il magnesio è inferiore all’alcalinità HCO3 dopo la precipitazione della sepiolite.
Mentre questo modello funziona bene in teoria e i principi delle divisioni chimiche e dei percorsi evolutivi sono validi, chiaramente il modello è una semplificazione eccessiva di una serie complessa di processi sedimentari e geochimici. Solo relativamente di recente abbiamo cominciato a capire questa complessità (per esempio, Drever, 1988; Herczeg et al., 2001; Jones e Deocampo, 2003). Infatti, poche salamoie continentali seguono effettivamente uno dei percorsi delineati in questo modello. Per esempio, nel percorso II, il Mg-silicato (sepiolite) si trova raramente come minerale primario e quindi non sembra una divisione ragionevole. Inoltre, il modello implica che solo un numero relativamente piccolo di tipi di salamoia si evolverà da un tipico afflusso diluito; questo chiaramente non è il caso e ci sono molti tipi di salamoia comuni non rappresentati. Per esempio, la tipica salamoia Na-Mg-SO4-HCO3 che è molto comune nelle Grandi Pianure settentrionali non è rappresentata.
Tuttavia, a causa dell’ampio spettro di tipi di chimica dell’acqua esposti dai laghi delle Grandi Pianure, questi laghi forniscono informazioni critiche per aiutare a capire meglio l’evoluzione continentale della salamoia. Poiché i minerali salini sono termodinamicamente e cineticamente sensibili anche a cambiamenti relativamente minori nella composizione della salamoia, i bacini delle Grandi Pianure che hanno sequenze relativamente spesse e continue di evaporiti oloceniche forniscono uno sguardo a una serie complessa di sequenze evolutive. Last (1995) ha usato l’analisi della catena di Markov per identificare quattro sequenze generalizzate di anioni e cinque sequenze di cationi nelle evaporiti oloceniche di diverse decine di laghi delle Grandi Pianure. La ciclicità più comune tra gli anioni (che si verifica in ~50% dei laghi) è: CO3 → CO3-SO4 → SO4. Questa sequenza di anioni era meglio rappresentata nel lago Ceylon nel Saskatchewan centro-meridionale ed è stata quindi definita il tipo Ceylon. Le altre tre sequenze di anioni, che si verificano meno frequentemente, sono:

tipo Alsak (~20%): CO3 → Cl-SO4 → SO4
tipo Metiskow (~10%): SO4 → CO3-SO4 → CO3
tipo Waldsea (~10%): SO4 → CO3
Le sequenze evolutive di cationi presenti nei 24 laghi di studio erano considerevolmente più complesse delle sequenze di anioni e circa il 20% delle sezioni stratigrafiche non presentava tendenze compositive temporali statisticamente significative. Le sequenze di cationi più comuni presenti in circa il 60% dei laghi, sono del tipo Lydden (33%): Ca → Ca-Mg → Na → Na-Mg-Ca e il tipo Ingebright (28%): Na-Mg → Ca-Na-Mg → Na-Mg → N, seguiti da:
tipo Metiskow (~15%): Ca → Na-Mg → Ca-Mg-Na → Na
tipo Little Manitou (~10%): Ca-Mg → Mg-Na → Mg
tipo Freefight (~5%): Ca → Mg-Ca → Mg-Na
A causa della complessità dell’interazione tra processi intrinseci (cioè, processi sedimentari, geochimici, idrologici e biologici che operano all’interno del bacino del lago stesso) e processi estrinseci (cioè, fattori “esterni”, come il cambiamento climatico, la modifica del bacino di drenaggio), l’identificazione dei meccanismi causali per queste varie sequenze evolutive non è semplice. Chiaramente, è necessario raccogliere molti più dati quantitativi dalle evaporiti di questi e di altri laghi salini della regione per spiegare e modellare correttamente le tendenze di composizione osservate.
Processi biologici che influenzano la chimica dei laghi salati: Nel complesso, i processi biologici nei laghi salati del Canada occidentale sono simili a quelli delle acque dolci, nonostante i loro estremi fisici e chimici. Il biota, tuttavia, differisce significativamente tra i laghi dolci e salati (Hammer, 1986). A basse salinità la composizione delle specie dei laghi salati è paragonabile a quella delle loro controparti di acqua dolce (Evans, 1993). Quando la salinità aumenta, la diversità delle specie diminuisce (Haynes e Hammer, 1978), e quando la salinità raggiunge valori estremamente alti, la diversità delle specie diventa molto bassa. A queste salinità elevate, il lago è solitamente dominato solo da organismi alotolleranti.
I laghi salini e ipersalini hanno alcuni dei più alti tassi misurati di produttività organica nel mondo (Warren, 1986). A salinità da moderate ad alte (30-100 ppt TDS), i principali contributori a questa biomassa sono alghe verdi e cianobatteri. A salinità più elevate i batteri alofili dominano l’ecosistema.
Molti processi biologici possono influenzare la chimica dei laghi salini. Per esempio, la fotosintesi delle piante acquatiche, l’ammonificazione, la denitrificazione, la riduzione del solfato e l’ossidazione anaerobica del solfuro causano un aumento del pH poiché l’anidride carbonica è utilizzata dalla flora, e un aumento della concentrazione di HCO3. La decomposizione degli organismi, a sua volta, può portare a un rilascio di ioni come Mg e Ca, così come livelli elevati di HCO3 creando condizioni favorevoli per la precipitazione di carbonato (Castanier, 1999; Riding, 2000; Visscher et al., 1992).

Gli organismi che possono prosperare ad alte salinità in un lago salino sono molto limitati. La vita ad alte concentrazioni saline richiede una considerevole energia per mantenere il ripido gradiente ionico attraverso la membrana richiesto per l’osmoregolazione (Orhen, 2002). Il tipo specifico di metabolismo determina anche il limite della concentrazione di sale che un organismo può sopportare. Così, nella maggior parte degli ambienti lacustri salini, all’aumentare della salinità, la diversità degli organismi diminuisce.

Anche la composizione ionica influenza la diversità delle specie. Cloruro, bicarbonato e solfato sono i più importanti nel controllo della composizione delle specie nei laghi salati (Herbst, 2001). L’aumento impressionante della proporzione di SO4 con l’aumento della salinità nei laghi delle Grandi Pianure del nord significa che i batteri che riducono il solfato (SRB) sono un taxa dominante. La riduzione del solfato da parte degli SRB porta alla produzione di ioni bicarbonato e quindi alla generazione di alcalinità secondo: SO42- + 2CH2O → HS- + 2HCO3-, dove 2CH2O rappresenta la materia organica. Gli effetti diretti che le SRB hanno sull’ambiente (es, riduzione del solfato e produzione di H2S e alcalinità) possono, a loro volta, influenzare direttamente la solubilità e la precipitazione/dissoluzione di un’ampia varietà di minerali, inclusi carbonati, silicati, ossidi, solfuri e molti evaporiti Quindi, la riduzione batterica del solfato è un importante processo di mineralizzazione nei sistemi salini e ipersalini del Canada occidentale.
Quando il prodotto finale della riduzione del solfato, S2-, è prodotto, il destino del solfuro è fondamentale nel determinare se certi minerali precipiteranno o meno (Castanier, 1999). Se il solfuro generato degassa, il processo di riduzione del solfato provocherà un aumento del pH nell’ambiente acquoso, incoraggiando così la precipitazione dei minerali carbonatici. Allo stesso modo, se il solfuro è assorbito da microbi solfuro-ossidanti, anche il pH aumenterà e il carbonato precipiterà. Al contrario, se il solfuro viene ossidato di nuovo a solfato all’interno dell’ambiente acquoso, può formarsi un acido forte, H2SO4, che diminuisce il pH e scoraggia la precipitazione del carbonato. Infine, se il solfuro rimane nell’ambiente, il pH diminuirà e nessun carbonato precipiterà.
Il ruolo di questi organismi negli ecosistemi lacustri salini delle Grandi Pianure settentrionali sono aree critiche di indagine, specialmente per quanto riguarda il loro ruolo potenzialmente importante nella formazione e diagenesi dei minerali carbonatici. Una migliore comprensione dei processi di biomineralizzazione in questi laghi fornisce importanti informazioni sull’evoluzione dei sistemi salini e permetterà lo sviluppo di proxy critici per i cambiamenti nelle condizioni ambientali. Inoltre, questi processi di biomineralizzazione ci aiuteranno a capire meglio cosa cercare nella ricerca di vita in ambienti extraterrestri.

• Barica, J., 1975. Geochimica e regime di nutrienti dei laghi salini eutrofici nel distretto Erickson-Elphinstone del Manitoba sud-occidentale. Canadian Fisheries and Marine Services Research Development Technical Report 511.
• Barica, J., 1977. Variabilità nella composizione ionica e nella biomassa del fitoplancton dei laghi salini eutrofici della prateria in una piccola area geografica. Archiv Fur Hydrobiologie, 81(3): 304-326.
• Batt, B.D., Anderson, M.G., Anderson, C.D. e Caswell, F.D., 1989. L’uso delle buche della prateria da parte delle anatre nordamericane. Northern Prairie Wetlands: 204 – 227.
• Betcher, R., Grove, G. e Pupp, C., 1995. Acque sotterranee in Manitoba: idrogeologia, problemi di qualità, gestione. National Hydrology Research Institute Contribution No CS-93017.
• Bierhuizen, J.F.H. e Prepas, E.E., 1985. Relazione tra i nutrienti, gli ioni dominanti e il fitoplancton in piedi nei laghi salini della prateria. Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Sciences, 42(10): 1588-1594.
• Birks, S.J. e Remenda, V.H., 1999. Immissioni di acque sotterranee in un lago salino a bacino chiuso, il lago Chappice, Alberta. Cambiamenti climatici e ambientali dell’Olocene nel triangolo di Palliser, praterie del Canada meridionale: Geological Survey of Canada Bulletin 534: 23 – 55.
• Brown, I.C., 1967. Acque sotterranee in Canada. Rapporto di geologia economica numero 24, 228 pp.
• Cameron, D.R., 1986. Acque saline: usi agricoli. Valutazione delle acque saline in un ambiente di pianura. Canadian Plains Proceedings, 17: 75 – 100.
• Carpenter, 1978. Origine ed evoluzione chimica delle salamoie nei bacini sedimentari. Oklahoma Geological Survey Circular 79: 60-77.
• Castanier, S., 1999. Precipitazione dei carbonati di Ca e genesi del calcare: il punto di vista del microbiogeologo. Geologia Sedimentaria, 126(1): 9-23.
• Cole, L.H., 1926. Solfato di sodio del Canada occidentale. Presenza, usi e tecnologia. Dipartimento canadese delle miniere pubblicazione numero 646, 155 pp.
• Conly, F. e van der Kamp, G., 2001. Monitoraggio dell’idrologia delle zone umide della prateria canadese per rilevare gli effetti del cambiamento climatico e dei cambiamenti di uso del suolo. Monitoraggio e valutazione ambientale, 67(1): 195-215.
• Dean, W.E. e Gorham, E., 1976. Principali componenti chimici e minerali dei sedimenti superficiali profondi nei laghi del Minnesota. Limnol Ocean, 21: 259 – 284.
• Derry, A.M., Prepas, E.E. e Hebert, P.D.N., 2003. Un confronto delle comunità di zooplancton in acque lacustri saline con composizione anionica variabile. Hydrobiologia, 505(1-3): 199-215.
• Desai, K. e Moore, E.J., 1969. Determinazione di NaCl equivalente da concentrazioni ioniche. Log Analyst, 10: 12-21.
• Drever, J.I., 1988. La geochimica delle acque naturali. Prentice Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey, 437 pp.
• Driver, 1965. Aspetti limnologici di alcuni laghi salini nel Manitoba centro-occidentale. Journal of Fisheries Research Board of Canada, 22: 1165-1173.
• Driver, E.A. e Pedden, D.G., 1977. La chimica dell’acqua superficiale negli stagni della prateria. Hydrobiologia, 53: 33 – 48.
• Eugster, H.P. e Hardie, L.A., 1978. Laghi salini, Laghi, chimica, geologia, fisica. Springer, New York, pp. 237-293.
• Evans, J., 1993. Studi paleolimnologici di laghi salini. Journal of Paleolimnology, 8(2): 97-101.
• Evans, J. e Prepas, 1996. Potenziali effetti del cambiamento climatico sulla chimica degli ioni e sulle comunità di fitoplancton nei laghi salini della prateria. Limnologia e Oceanografia: 1063-1076.
• Freeze, R.A., 1969. Flusso regionale delle acque sotterranee – bacino di drenaggio del lago Old Wives, Saskatchewan. Serie scientifica n. 5. Canadian Inland Waters Directorate, Burlington, Ontario, 234 pp.
• Garrels, R.M. e Mackenzie, F.T., 1967. Origine delle composizioni chimiche di alcune sorgenti e laghi. Concetti di equilibrio nei sistemi idrici naturali. Am. Chem. Soc. Adv. Chem. Ser, 67: 222-242.
• Govett, G.J.S., 1958. Depositi di solfato di sodio in Alberta. Alberta Research Council Preliminary Report 58-5.
• Grossman, I.G., 1968. Origine dei depositi di solfato di sodio delle Grandi Pianure del Nord del Canada e degli Stati Uniti. United States Geological Survey Professional Paper 600-B, 104-109 pp.
• Hammer, U.T., 1978. Laghi salini di Saskatchewan .3. Caratterizzazione chimica. Internationale Revue der Gesamten Hydrobiologie, 63(3): 311-335.
• Hammer, U.T., 1986. Ecosistemi dei laghi salini del mondo. Dr W. Junk Publishers Dordrecht, Paesi Bassi 616 pp.
• Hardie, L.A. e Eugster, H.P., 1970. L’evoluzione delle salamoie a bacino chiuso. Mineral. Soc. Am. Spec. Publ, 3: 273-290.
• Harrington, R., Johnson, B. e Hunter, F., 1997. Rispondere al cambiamento climatico globale nelle praterie, Volume III del Canada Country Study: Impatti del clima e adattamento. Environment Canada, Prairie and Northern Region.
• Hartland-Rowe, R., 1966. La fauna e l’ecologia delle piscine temporanee nel Canada occidentale. Verh. Internat. Verein. Limnol., 16: 577-584.
• Haynes, R.C. e Hammer, U.T., 1978. Saline Lakes of Saskatchewan .4. Produzione primaria di fitoplancton in ecosistemi salini selezionati. Internationale Revue der Gesamten Hydrobiologie, 63(3): 337-351.
• Herbst, D.B., 2001. Gradienti di stress da salinità, stabilità ambientale e chimica dell’acqua come un modello per definire i tipi di habitat e le strategie fisiologiche nelle acque salate interne. Hydrobiologia, 466: 209 – 219.
• Herczeg, A.L., Dogramaci, S.S. e Leaney, F.W.J., 2001. Origine dei sali disciolti in un grande sistema di acque sotterranee semi-aride: Bacino di Murray, Australia. Marine &Ricerca sulle acque dolci, 52(1): 41-52.
• Jones, B.F., 1966. Evoluzione geochimica delle acque del bacino chiuso nel Great Basin occidentale, Atti del secondo simposio sul sale. Northern Ohio Geological Society, pp. 181-200.
• Jones, B.F. e Bowser, C.J., 1978. La mineralogia e la relativa chimica dei sedimenti lacustri. Laghi: Chimica, Geologia, Fisica. Springer-Verlag, New York, 323: 179-235.
• Jones, B.F. e Deocampo, D.M., 2003. Capitolo 13: Geochimica dei laghi salini. In: J.I. Drever (Editor), Treatise on Geochemistry. Elsevier Scientific Publishers.
• Jones, B.F. e van Denburgh, A.S., 1966. Influenze geochimiche sul carattere chimico dei laghi chiusi. Simposio di Garda, Hydrology of Lakes and Reservoirs, Proceedings of the International Association for Scientific Hydrology, Pubblicazione 70: 438 – 446.
• Kelley, L. e Holmden, C., 2001. Idrogeochimica di ricognizione di depositi economici di solfato di sodio (mirabilite) in laghi salini, Saskatchewan, Canada. Hydrobiologia, 466(1): 279-289.
• Ultimo, W.M., 1984a. Sedimentologia moderna e idrologia del lago Manitoba, Canada. Geologia ambientale, 5(4): 177-190.
• Ultimo, W.M., 1984b. Sedimentologia dei laghi playa delle Grandi Pianure settentrionali. Canadian Journal of Earth Sciences, 21(1): 107-125.
• Ultimo, W.M., 1988. Laghi salati del Canada occidentale: una prospettiva geochimica spaziale e temporale. Atti del Simposio sulla gestione dell’acqua che influenza la transizione da umido a secco: 99-113.
• Last, W.M., 1989a. Salamoie continentali ed evaporiti delle Grandi Pianure settentrionali del Canada. Geologia Sedimentaria, 64: 207-221.
• Ultimo, W.M., 1989b. Sedimentologia di una playa salina nelle Grandi Pianure settentrionali, Canada. Sedimentologia, 36(1): 109-123.
• Ultimo, W.M., 1990. Paleochimica e paleoidrologia del lago Ceylon, un bacino playa dominato dal sale nelle Grandi Pianure settentrionali, Canada. Journal of Paleolimnology, 4(3): 219-238.
• Ultimo, W.M., 1992. Composizione chimica dei laghi salini e subsalini delle Grandi Pianure settentrionali, Canada occidentale. International Journal of Salt Lake Research, 1: 47 – 76.
• Ultimo, W.M., 1994. Paleoidrologia dei playas nelle Grandi Pianure settentrionali: prospettive dal Triangolo di Palliser. Paleoclima ed evoluzione del bacino dei sistemi playa. Geological Society of America, Special Paper 289: 69 – 80.
• Ultimo, W.M., 1995. Evoluzione dei laghi salini nel Canada occidentale. In: I.D. Campbell, C. Campbell, D. Lemmen e B. Vance (Editors), Climate, Landscape, and Vegetation Change in the Canadian Prairie Provinces, Edmonton, pp. 55-64.
• Ultimo, W.M. e Ginn, F.M., 2005. Sistemi salini delle Grandi Pianure del Canada occidentale: una panoramica della limnogeologia e paleolimnologia. Saline Systems, 1(1): 10.
• Last, W.M. and Schweyen, T.H., 1983. Sedimentologia e geochimica dei laghi salini delle Grandi Pianure del nord. Hydrobiologia, 105: 245-263.
• Ultimo, W.M. e Slezak, L.A., 1987. Depositi di solfato di sodio del Canada occidentale. Minerali economici del Saskatchewan. Saskatchewan Geological Society Special Publication, 8: 197 – 205.
• Lemmen, D.S. e Vance, R.E., 1999. Cambiamenti climatici e ambientali dell’Olocene nel Triangolo di Palliser, Praterie del Canada meridionale. Geological Survey of Canada Bulletin 534. Geological Survey of Canada Bulletin 534, 295 pp.
• Lennox, D.H., Maathuis, H. e Pederson, D., 1988. Regione 13, pianure glaciali occidentali. The Geology of North America, volume O-2, Hydrogeology.
• Lieffers, V.J. e Shay, J.M., 1983. Laghi salini effimeri nelle praterie canadesi – la loro classificazione e gestione per la crescita di macrofite emergenti. Hydrobiologia, 105(SEP): 85-94.
• Northcote, T.G. e Larkin, P.A., 1963. Capitolo 16: Canada occidentale. In: D.G. Frey (Editor), Limnology in North America. University of Wisconsin Press, Madison, Wisconson, pp. 451-485.
• Orhen, A., 2002. Microorganismi alofili e i loro ambienti. Kluwer, Dordrecht, 575 pp.
• Palliser, J., 1862. Diari, relazioni dettagliate e osservazioni relative all’esplorazione del capitano Palliser di una parte del Nord America britannico, Londra, 325 pp.
• Pham, S.V., Leavitt, P.R., McGowan, S. e Peres-Neto, P., 2008. Variabilità spaziale degli effetti del clima e dell’uso del suolo sui laghi delle Grandi Pianure settentrionali. Limnology And Oceanography, 53(2): 728-742.
• Pham, S.V., Leavitt, P.R., McGowan, S., Wissel, B. e Wassenaar, L., 2009. Variabilità spaziale e temporale di idrologia lago prateria come rivelato utilizzando isotopi stabili di idrogeno e ossigeno. Limnol. Oceanogr, 54(1): 101-118.
• Pupp, C., Maathuis, H. e Grove, G., 1981. Qualità delle acque sotterranee in Saskatchewan: idrogeologia, problemi di qualità, gestione. National Hydrology Research Institute Contribution No CS-91028.
• Rawson, D.S. e Moore, G.E., 1944. I laghi salini del Saskatchewan. Canadian Journal of Research (serie D), 22: 141 – 201.
• Remenda, V.H. e Birks, S.J., 1999. Acque sotterranee nel Triangolo di Palliser: una panoramica della sua vulnerabilità e del suo potenziale per archiviare informazioni sul clima. Cambiamenti climatici e ambientali dell’Olocene nel Triangolo di Palliser, praterie del Canada meridionale: Geological Survey of Canada Bulletin 534: 23 – 55.
• Riding, R., 2000. Carbonati microbici: il record geologico di stuoie batterico-algali calcificate e biofilm. Sedimentologia, 47(s 1): 179-214.
• Rozkowska, A.D. e Roskowski, A., 1969. Cambiamenti stagionali della chimica dell’acqua di laghi e slough nel Saskatchewan meridionale, Canada. Journal of Hydrology, 7: 1 – 13.
• Rozkowski, A., 1967. L’origine dei modelli idrochimici nella morena hummocky. Giornale canadese di scienze della terra, 4: 1065 – 1092.
• Rueffel, P.G., 1968a. Sviluppo del più grande deposito di solfato di sodio in Canada. Canadian Mining and Metallurgical Bulletin, 61: 1217-1228.
• Rueffel, P.G., 1968b. Solfato di sodio naturale in Nord America, Terzo Simposio sul sale, Northern Ohio Geological Society, pp. 429-451.
• Rutherford, A.A., 1967. Indagine sulla qualità dell’acqua delle acque sotterranee del Saskatchewan. Saskatoon: Saskatchewan Research Council, Rapporto C-66-1, 267 pp.
• Rutherford, A.A., 1970. Indagine sulla qualità dell’acqua delle acque superficiali del Saskatchewan, C-66-1. Saskatchewan Research Council, Saskatoon, 133 pp.
• Sahinen, U.M., 1948. Rapporto preliminare sul solfato di sodio nel Montana. Bureau of Mines and Geology, Montana School of Mines Report, 9 pp.
• Scott, M.D. e Scott, S.A., 1986. Gestione dei laghi salini per le risorse di uccelli acquatici nel Nord America occidentale: una revisione dei concetti. Valutazione delle acque saline in un ambiente di pianura. Canadian Plains Proceedings, 17: 23 – 38.
• Sorenson, L.G., Goldberg, R., Root, T.L. e Anderson, M.G., 1998. Potenziali effetti del riscaldamento globale sulle popolazioni di uccelli acquatici che si riproducono nelle Grandi Pianure del Nord. Climatic Change, 40(2): 343-369.
• Tomkins, R.V., 1954a. Magnesio in Saskatchewan. Saskatchewan Department of Mineral Resources Report No 11, 23 pp.
• Tomkins, R.V., 1954b. Solfato di sodio naturale in Saskatchewan. Saskatchewan Department of Mineral Resources Report No 6, 71 pp.
• Van der Kamp, G. e Hayashi, M., 1998. La funzione di ricarica delle acque sotterranee di piccole zone umide nelle praterie settentrionali semi-aride. Great Plains Research, 8(1): 39-56.
• Visscher, P.T., Prins, R.A. e van Gemerden, H., 1992. Tassi di riduzione del solfato e consumo di tiosolfato in un tappeto microbico marino. FEMS Microbiol. Ecol, 86: 283-294.
• Wallick, E.I., 1981. Evoluzione chimica delle acque sotterranee in un bacino di drenaggio di età olocenica, Alberta centro-orientale, Canada. Journal of Hydrology, 54: 245 – 283.
• Wallick, E.I. e Krouse, H.R., 1997. Isochimica dello zolfo di un deposito di Na2SO4/Na2CO3 generato dalle acque sotterranee e del bacino di drenaggio associato del lago Horseshoe, Metiskow, Alberta centro-orientale, Canada. Strasburgo, Francia: 2° Simposio internazionale sull’interazione acqua-roccia: II56 – II64.
• Warren, J.K., 1986. Potenziale della roccia sorgente di ambienti evaporitici in acque poco profonde. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 70(5): 442-454.
• Williams, W., 1981. Laghi salati interni – un’introduzione. Hydrobiologia, 81(2): 1-14.
• Williams, W.D., 1967. Le caratteristiche chimiche delle acque superficiali lentiche in Australia. In: A.H. Weatherley (Editor), Australian Inland Waters and Their Fauna. The Australian National University Press, Canberra, pp. 18-77.
• Williams, W.D. e Sherwood, J.E., 1994. Definizione e misurazione della salinità nei laghi salati. International Journal of Salt Lake Research, 3: 53 – 63.
• Winter, T.C., 1977. Classificazione delle impostazioni idrologiche dei laghi negli Stati Uniti centro-settentrionali. Water Resources Res, 13: 753 – 767.
• Witkind, I.J., 1952. La localizzazione dei depositi di solfato di sodio nel nord-est del Montana e nel nord-ovest del Nord Dakota. American Journal of Science, 250: 667-676.