Znikające i zalewające jeziora preriowe

Uwaga: Te strony działają najlepiej przy użyciu przeglądarek Firefox lub Safari

The Northern Great Plains Setting

Północna prowincja geomorficzna Great Plains (NGP) w zachodniej Kanadzie jest rozległym regionem Ameryki Północnej obejmującym ponad 350 000 km2. Rozciągając się od prekambryjskiej tarczy w pobliżu Winnipeg, Manitoba, na zachód przez ponad 1600 km do podnóża Gór Skalistych, region ten jest rolniczym sercem Kanady, a także zawiera większość ludności zachodniej Kanady. NGP charakteryzuje się płaską lub łagodnie pofałdowaną topografią i doświadcza zimnego, półsuchego klimatu. Plejstoceńskie zlodowacenie kontynentalne spowodowało powstanie grubej sekwencji nieskonsolidowanych osadów lodowcowych, glacjofluwialnych i glacjolacustrynowych, które przykrywają płasko leżące kredowe i trzeciorzędowe skały osadowe.

Z punktu widzenia geochemii słonych jezior, dwie najważniejsze cechy fizyczne regionu to wysoki stosunek parowania do opadów atmosferycznych oraz obecność dużych obszarów drenażu endorheicznego. Chociaż średnia roczna temperatura wynosząca ~3°C sugerowałaby stosunkowo niskie tempo parowania, silne wiatry, niska wilgotność i ciepłe temperatury latem powodują, że stosunek parowania do opadów wynosi od 3 do 10. Średni roczny deficyt wilgoci w tym regionie wynosi około 350 mm.

Te cechy klimatyczne w połączeniu ze słabo zintegrowanym drenażem, w którym prawie 45% południowego Saskatchewan i wschodniej Alberty jest topograficznie zamknięte, skutkują dużą liczbą słonych jezior o zróżnicowanej morfologii i charakterystyce geochemicznej. W przeciwieństwie do wielu innych obszarów świata, w których występuje obfitość słonych jezior (np, Jones i Bowser, 1978; Jones i Deocampo, 2003), region północnych Wielkich Równin jest tektonicznie bardzo stabilny, nie wykazuje uderzającej rzeźby topograficznej, ani też nie występuje tam dramatyczna różnorodność litologiczna osadów lodowcowych lub skał macierzystych w skali lokalnej lub regionalnej.

Geochemia słonych jezior

Zasolona natura wód powierzchniowych i związanych z nimi osadów jeziornych północnych Wielkich Równin była dobrze znana lokalnym grupom aborygenów w czasie europejskiej ekspansji i osadnictwa w tym regionie w połowie XIX wieku. Chociaż pierwsze analizy chemiczne słonych wód jeziornych z tego regionu zostały opublikowane w latach 90-tych XIX wieku, dopiero prawie pół wieku później poznano pełny zakres i stopień zróżnicowania słonych jezior. Przez ponad trzydzieści lat po roku 1890, jedyne wysiłki naukowe i dane dotyczące tych jezior pochodziły od geologów ekonomicznych zainteresowanych możliwymi do eksploatacji zasobami soli azotanowych, a później sodowych i magnezowych w jeziorach. Wyniki badań regionalnych tych złóż gospodarczych podjętych przez rząd kanadyjski we wczesnych latach 20-tych (Cole, 1926) nadal są jednym z najlepszych i najbardziej obszernych podsumowań hydrogeochemii słonych jezior.

Choć nadal nie są tak zaawansowane jak w innych częściach Ameryki Północnej, nasza wiedza na temat chemii wód powierzchniowych na kanadyjskich Wielkich Równinach poszła nieco do przodu w stosunku do tych wczesnych geologiczno-geochemicznych działań rozpoznawczych. W jednym z pierwszych systematycznych badań limnologicznych w tym regionie, Rawson i Moore (1944) opisali skład chemiczny wody 53 jezior z południowego Saskatchewan. Rutherford (1970) zestawił dane dotyczące składu wody dla kilkuset jezior w Saskatchewan (zarówno słodkich jak i słonych). Hammer (1978) opisał skład chemiczny wody dla 60 głównie wieloletnich jezior słonych w południowym Saskatchewan. Wyniki wielu z tych wczesnych prac regionalnych zostały podsumowane przez Northcote i Larkin (1963), Hammer (1986) i Last (1989a).
Inne ważne prace obejmujące mniejsze obszary geograficzne Wielkich Równin obejmują: Govett (1958) Bierhuizen i Prepas (1985), Derry et al. (2003), oraz Evans i Prepas (1996) w środkowej i wschodniej Albercie; Hartland-Rowe (1966) w południowo-wschodniej Albercie; Rozkowski (1967) oraz Roskowska i Roskowski (1969) w obszarze Moose Mountain w południowej Saskatchewan; Lieffers i Shay (1983) oraz Driver i Peden (1977) w środkowej Saskatchewan; oraz Driver (1965) i Barica (1975; 1977) w zachodniej Manitobie. Ostatnio, raporty Pham et al. (2008; 2009), Kelly i Holmden (2001), oraz Lemmen i Vance (1999) zawierały dane chemiczne wody z ~65 słonych jezior w zachodniej i centralnej Saskatchewan.

Obecnie dysponujemy danymi chemicznymi solanki z około 800 słonych jezior na północnych Wielkich Równinach Kanady. Chociaż większość z tych danych reprezentuje analizy pojedynczych próbek, niektóre z nich są średnimi z wielu próbek zebranych w okresie miesięcy, lat lub dziesięcioleci. Ogólnie rzecz biorąc, większe jeziora (np. jeziora Manitoba, Quill, Manito, itp.) mają najdłuższe zapisy czasowe, w niektórych przypadkach sięgające początku XX wieku. Jednakże, żadne jezioro w kanadyjskich preriach nie ma ciągłego zapisu monitoringu trwającego dłużej niż cztery dekady. Spośród jezior, dla których istnieją dane, 10% znajduje się w Manitobie, 72% w Saskatchewan, a 18% w Albercie.

Mimo, że większość jezior na Wielkich Równinach zachodniej Kanady ma podobne pochodzenie, niemniej jednak, wody wykazują zróżnicowanie pod względem składu jonowego i stężenia. Wcześni badacze (głównie geolodzy ekonomiczni koncentrujący się na najbardziej skoncentrowanych solankach), podkreślali silną przewagę Na i SO4 w jeziorach (np. Cole, 1926; Tomkins, 1954a, b). Rutherford (1970) i Hammer (1978) podobnie podkreślali znaczenie składników sodowych, magnezowych i siarczanowych w jeziorach wieloletnich Saskatchewan, ale także rozpoznawali szerokie spektrum typów wód na podstawie stosunków jonowych. Rutherford (1970) potrafił powiązać przestrzenne zróżnicowanie typów wód z gradientami klimatycznymi w obrębie prowincji oraz ze składem płytkich wód gruntowych.

Trudno się dziwić, że wody jezior północnych Wielkich Równin wykazują tak znaczną rozpiętość w składzie jonowym i stężeniu, biorąc pod uwagę ogromny obszar geograficzny i zróżnicowane warunki hydrologiczne, geomorficzne i klimatyczne. Przy tak dużej rozpiętości zasolenia, stężenia poszczególnych składników jonowych są również bardzo zróżnicowane. Rozkłady częstości stężeń Mg, Na, Cl i SO4 w wodach jezior mają charakter wielomodalny, w przeciwieństwie do jonów Ca i HCO3, które wykazują znacznie węższy wzór rozkładu. Jeziora bogate w siarczany i węglany wyraźnie dominują na Wielkich Równinach, stanowiąc ponad 95% wszystkich jezior. Ta niedostateczna ilość jezior bogatych w Cl- czyni ten region niezwykłym w porównaniu z wieloma innymi obszarami świata (np. Australia, zachodnie USA; Eugster i Hardie, 1978; Williams, 1981). Stosunki kationów są znacznie bardziej zróżnicowane, a obfitość wszystkich trzech głównych typów wykazuje w przybliżeniu nierówne proporcje.

Jak można się spodziewać, większość rozpuszczalników w wodach jeziornych zwiększa swoje stężenie wraz ze wzrostem całkowitego zasolenia. Jony siarczanowe, chlorkowe i sodowe wykazują najbardziej statystycznie istotne korelacje z TDS, podczas gdy stężenia wapnia i węglanów są mniej bezpośrednio związane z zasoleniem.
Proporcje niektórych rozpuszczalników również wykazują systematyczną zmianę wraz z zasoleniem. Siarczan wzrasta we względnej proporcji jonowej z mniej niż 30% równoważników w rozcieńczonych jeziorach do ogólnie ponad 70% w jeziorach o TDS większym niż 10 ppt. Proporcje wapnia i wodorowęglanu + węglanu wykazują odwrotną zależność od zasolenia, zmniejszając się od ponad 70% ekwiwalentów w rozcieńczonych wodach do prawie 5% w jeziorach z ponad 25 ppt TDS.

Względnie równomierne rozmieszczenie jezior na północnych Wielkich Równinach, dla których dane chemii wody pozwalają nam na badanie zawartości jonów na podstawie przestrzennej. Last i Schweyen (1983) oraz Last (1988; 1989a) omawiają te regionalne trendy i przedstawiają mapy izohalinowe dla słonych jezior Saskatchewan, Alberty, Północnej Dakoty i Montany. Jeziora o najwyższych stężeniach Na, Mg i SO4 generalnie występują we wschodniej części środkowej Alberty, zachodniej części środkowej i południowej Saskatchewan, podczas gdy jeziora o wysokiej zasadowości i zawartości Cl występują w środkowej Albercie i zachodniej Saskatchewan. Jeziora ze stosunkowo niskim udziałem Ca i Mg występują w północnej i środkowej części Równin.

A Statistical Analysis Approach: Insight Into Water Composition Controlling Factors

Skład i stężenie głównych jonów w tych jeziorach jest wynikiem: (i) złożonej interakcji pomiędzy nieskonsolidowanymi osadami lodowcowymi, skałą macierzystą i opadami atmosferycznymi/wodami roztopowymi w zlewni, (ii) składu i ilości wód gruntowych zasilających (i odprowadzających) oraz przepływu strumieniowego w każdej zlewni, a także (iii) szerokiej gamy innych procesów fizycznych, chemicznych i biologicznych działających w samej kolumnie wody. Ogólnie rzecz biorąc, podjęto kilka rodzajów podejść geochemicznych, aby pomóc w zrozumieniu głównych czynników kontrolujących chemię wód powierzchniowych. Obejmują one obliczenia bilansu masy, rozważania na temat równowagi termodynamicznej i oceny statystyczne (patrz przegląd w Drever, 1988). W zachodniej Kanadzie zarówno bilans masowy jak i obliczenia termodynamiczne okazały się wartościowe w rozszyfrowaniu wielu wewnętrznych (w obrębie zlewni) procesów ważnych dla składu wody w skali lokalnej (np. Roskowski, 1965; Wallick i Krouse, 1977; Wallick, 1981; Last, 1984). Z kolei w skali regionalnej z powodzeniem zastosowano różne techniki statystyczne, aby pomóc zrozumieć zależności między składem chemicznym wody a zewnętrznymi czynnikami środowiskowymi, takimi jak klimat, skała macierzysta, geomorfologia i skład gliny zwałowej (np. Dean i Gorham, 1976; Last, 1992; Winter, 1977). Jednak te statystyczne podejścia nie są w stanie rozwiązać często ważnych lokalnych warunków i procesów, jednak są one niezbędne do naszego ogólnego zrozumienia geochemicznego ustawienia jeziora w regionie jako całości.
Jednym z najprostszych sposobów analizy wzajemnych powiązań w obrębie zestawu danych jest zbadanie prostych korelacji liniowych, które istnieją między różnymi parametrami. Stężenia Na, Ca i Mg w solankach z tych jezior są znacząco dodatnio skorelowane, podobnie jak SO4 i Cl. Ponadto, pary jonów Mg-SO4, Mg-Cl i Na-Cl wykazują silną tendencję do kowariancji. Co ważne, stężenia Na i SO4 nie wykazują statystycznie istotnej korelacji liniowej, co sugeruje, że na liczebność każdego z tych jonów wpływa inny zestaw procesów. Proporcje Ca i HCO3 wykazują istotną dodatnią kowariantność, podczas gdy proporcje Mg i Na oraz HCO3 i SO4 są odwrotnie skorelowane.

Wykorzystując analizę skupień w trybie Q (asocjacje między jeziorami) Last (1992) podzielił jeziora na dwie główne kategorie: grupę jezior o wysokim zasoleniu (> 20 ppt TDS) oraz grupę charakteryzującą się relatywnie niższymi wartościami TDS. Każde z tych głównych skupisk zostało dalej podzielone na mniejsze grupy jezior w odniesieniu do ich składu jonów głównych.
Poprzez połączenie różnych zmiennych morfologicznych (obszar zlewni, maksymalna głębokość), geologicznych (typ skały macierzystej, głębokość do skały macierzystej, typ gliny zwałowej), hydrologicznych (obszar zlewni, liczba strumieni wpływających do jeziora, wysokość, skład wód gruntowych) i klimatycznych (średnie roczne opady, parowanie, temperatura) z bazą danych chemii wody jeziornej, Last (1988, 1992) użył analizy czynnikowej w trybie R do zidentyfikowania zestawu siedmiu czynników statystycznych, które wyjaśniały ponad 90% wariancji w danych. Te czynniki statystyczne mogą być interpretowane w kategoriach najważniejszych wewnętrznych i zewnętrznych czynników kontrolnych składu i stężenia wody w skali regionalnej w następujący sposób: (i) Ponad jedną trzecią całkowitej wariancji danych wyjaśnia skład napływających wód podziemnych. (ii) stosunek parowania do opadów w zlewni odpowiada za około 20 % wariancji, a następnie (iii) wysokość lub położenie jeziora w zlewni. Zmienne związane z typem skały macierzystej, składem dryfu lodowcowego, dopływem wód rzecznych i morfologią jeziora są statystycznie mniej ważne.

Źródło soli

Powszechnie przyjmuje się, że wody gruntowe odgrywają bardzo ważną rolę nie tylko w ogólnej hydrologii słonych jezior, ale także w dyktowaniu ich hydrochemii. Jednakże, z kilkoma godnymi uwagi wyjątkami (np. Birks i Remenda, 1999; Freeze, 1969; Kelley i Holmden, 2001; Van der Kamp i Hayashi, 1998; Wallick, 1981), procesy interakcji wód podziemnych z poszczególnymi basenami słonych jezior na północnych Wielkich Równinach są nadal słabo poznane. Natomiast regionalny skład wód podpowierzchniowych, ich zróżnicowanie i hydrodynamika są dość dobrze poznane. Jak podsumowano w innych miejscach (patrz przeglądy w Betcher et al. (1995), Brown (1967), Lennox et al. (1988), Pupp et al. (1981), Remenda i Birks (1999), Rutherford (1967)), skład wód podpowierzchniowych w regionie dzieli się na kilka głównych typów. Większość wód podziemnych w nieskonsolidowanych osadach powierzchniowych charakteryzuje się niskim lub umiarkowanym zasoleniem (3 jony). Na obszarach o najniższych opadach atmosferycznych (południowo-zachodni Saskatchewan i południowo-wschodnia Alberta) w płytkich, sztolniowych wodach gruntowych zazwyczaj dominuje jon SO4, a nie HCO3. Płytkie poziomy wodonośne w podłożu skalnym (skały z górnej kredy i młodsze) to głównie wodorowęglan sodu w południowej Albercie, siarczan wapniowo-magnezowo-sodowy w Saskatchewan oraz wodorowęglan wapniowo-magnezowo-sodowy w zachodniej Manitobie. Głębsze paleozoiczne i kenozoiczne skały macierzyste zawierają wodę o znacznie wyższym zasoleniu (do 300 ppt TDS), która jest zwykle zdominowana przez Na i Cl.
Pomimo, że nie ma wątpliwości, że wody gruntowe są ważnym czynnikiem w hydrologii słonych jezior, specyficzne pochodzenie i ostateczne źródło jonów w jeziorach północnych Wielkich Równin było przedmiotem poważnych dyskusji. Niektóre z wczesnych prac sugerowały, że głęboko zakopane paleozoiczne ewaporyty, które występują w podpowierzchni, mogą być możliwym źródłem soli w jeziorach. Grossman (1968) wykazał, że istnieje korelacja pomiędzy występowaniem osadów siarczanu sodu w jeziorach na powierzchni a obecnością i trendami różnych jednostek solnych w dewońskiej formacji Prairie w tym regionie. Z kolei płytkie skały kredowe i trzeciorzędowe, w przeciwieństwie do głębokich sekwencji paleozoicznych, zostały wskazane jako źródło przynajmniej niektórych rozpuszczonych składników w jeziorach (Cole, 1926; Sahinen, 1948; Wallick i Krouse, 1997).

Inne ważne rozważania

Krótkoterminowa zmienność czasowa:

Głównym czynnikiem komplikującym charakterystykę chemii słonych jezior NGP jest to, że wiele z nich wykazuje charakterystykę playa, wypełniając się wodą wiosną i wczesnym latem i wysychając całkowicie późnym latem lub jesienią. Last i Ginn (2005) szacują, że 85% słonych jezior w tym regionie znajduje się pod wpływem tego typu sezonowego cyklu hydrologicznego. Ta silna sezonowość poziomów wody powoduje dramatyczne zmiany w stężeniach i proporcjach jonów, jak wykazały liczne badania. Na przykład, jezioro Ceylon, zdominowane przez sól playa w południowym Saskatchewan, corocznie przechodzi zmiany w stężeniu od około 30 ppt TDS do ponad 300 ppt (Last, 1990). Jezioro to wykazuje również drastyczne sezonowe wahania stosunków jonowych od typu Ma-(Mg)-SO4-HCO3 wczesną wiosną do składu Mg-(Na)-Cl-SO4 jesienią (Last, 1989b). Hammer (1978, 1986) i Last (1984a) podsumowują krótkoterminowe zmiany czasowe w zasoleniu i składzie chemicznym kilku innych słonych jezior w tym regionie. Niestety, tylko kilka basenów na północnych Wielkich Równinach zostało poddanych okresowemu, szczegółowemu pobieraniu próbek w ciągu kilku lat.

Ewolucja kapilarna:

Skład każdej zamkniętej basenu lacustrine brine jest ostatecznie zdeterminowany przez dwa główne czynniki: (i) rozpuszczalniki są pozyskiwane przez rozcieńczone wody napływowe w procesach wietrzenia i przez opady atmosferyczne, oraz (ii) późniejsze parowanie i koncentracja jonów prowadzi do wytrącania się minerałów, co dalej wpływa na ostateczny skład solanki. Ta ostatnia zmiana w składzie wody jeziornej określana jest jako ewolucja solanki i jest przedmiotem znacznego zainteresowania naukowców (np. Jones, 1966; Jones i van Denburgh, 1966). Pracując z naturalnymi wodami regionu Sierra Nevada w zachodnich Stanach Zjednoczonych, Garrels i McKenzie (1967) po raz pierwszy zwrócili uwagę na to, że wytrącanie minerałów, wywołane przez stężenie ewaporacyjne, jest podstawową kontrolą ewolucji solanki. Następnie Hardie i Eugster (1970) uogólnili schemat ewolucji i stwierdzili, że istnieją trzy główne ścieżki ewolucji solanki, które prowadzą do powstania pięciu dominujących typów solanek w ewaporytowych basenach jeziornych.

Chociaż istniało wiele modyfikacji podstawowego schematu ewolucji Hardie-Eugstera, najważniejszym wkładem tego modelu jest podział chemiczny. Podział chemiczny to punkt w sekwencji ewolucji solanki, w którym wytrącanie się minerału zubaża wodę w pewne kationy lub aniony, a dalsze parowanie przesuwa roztwór wzdłuż odrębnej ścieżki. W wyniku tego procesu niewielkie różnice w stosunkach jonowych w rozcieńczonym wyjściowym składzie jeziora ulegają wzmocnieniu w miarę ewolucji wody jeziornej i powstają solanki o różnym i zróżnicowanym składzie.
Ze względu na ich stosunkowo niską rozpuszczalność, węglany wapnia (kalcyt, aragonit) wytrącają się zwykle jako pierwsze; stanowią one pierwszy podział większości solanek kontynentalnych. Proporcje Mg, Ca i HCO3 w rozcieńczonym roztworze macierzystym określają następnie drogę odparowania, a stosunek Mg/Ca decyduje o tym, który konkretnie minerał węglanowy będzie się wytrącać. Jeśli wapń jest wzbogacony w stosunku do zasadowości węglanowej, wówczas solanka podąży ścieżką I, po tym jak początkowo wydzieli się osad CaCO3. Dalsze odparowanie tego typu solanki doprowadzi do drugiego podziału: wytrącenia się gipsu. Po tym, dalsza ewolucja będzie kontrolowana przez względne proporcje Ca i SO4 (tj. ścieżki III i IV).
Jeśli jednak HCO3 jest wzbogacony w porównaniu do Ca w rozcieńczonym roztworze dopływowym, wtedy ewolucja solanki będzie podążać ścieżką II po początkowym podziale. W tej ścieżce wapń zostanie ostatecznie zubożony, pozostawiając nadmiar HCO3, który z kolei może połączyć się z Mg i Na, tworząc różnorodne złożone ewapority Na-Mg-węglanowo-siarczanowe. Drugim podziałem na tej drodze ewolucji jest podział na sepiolity. Dalsza ewolucja solanki po tym podziale jest kontrolowana przez względne stężenia Mg2+ w stosunku do HCO3-. Jeśli stężenie magnezu jest większe niż pozostała zasadowość, solanka przekształci się w końcowy człon siarczanowy lub chlorkowy (V). I odwrotnie, woda stanie się alkaliczną solanką węglanową (VI), jeśli stężenie magnezu jest mniejsze niż zasadowość HCO3 po wytrąceniu sepiolitu.
Pomimo, że model ten działa dobrze w teorii, a zasady podziału chemicznego i ścieżek ewolucji są ważne, model ten jest zbytnim uproszczeniem złożonej serii procesów sedymentacyjnych i geochemicznych. Dopiero stosunkowo niedawno zaczęliśmy rozumieć tę złożoność (np. Drever, 1988; Herczeg et al., 2001; Jones i Deocampo, 2003). W rzeczywistości, niewiele solanek kontynentalnych faktycznie podąża którąkolwiek ze ścieżek nakreślonych w tym modelu. Na przykład, w ścieżce II, Mg-krzemian (sepiolit) jest rzadko spotykany jako minerał pierwotny i dlatego nie wydaje się być rozsądnym podziałem. Ponadto model sugeruje, że tylko stosunkowo niewielka liczba typów solanek będzie ewoluować z typowego rozcieńczonego dopływu; tak oczywiście nie jest i wiele typowych solanek nie jest reprezentowanych. Na przykład, typowa solanka Na-Mg-SO4-HCO3, która jest bardzo powszechna na północnych Wielkich Równinach nie jest reprezentowana.
Jednakże, ze względu na szerokie spektrum typów chemii wody wykazywane przez jeziora Wielkich Równin, jeziora te dostarczają krytycznych informacji, które pomagają lepiej zrozumieć ewolucję solanki kontynentalnej. Ponieważ minerały solne są termodynamicznie i kinetycznie wrażliwe na nawet stosunkowo niewielkie zmiany w składzie solanki, baseny na Wielkich Równinach posiadające stosunkowo grube, ciągłe sekwencje holoceńskich ewaporytów dają wgląd w złożoną serię sekwencji ewolucyjnych. Last (1995) wykorzystał analizę łańcucha Markowa do identyfikacji czterech uogólnionych sekwencji anionowych i pięciu kationowych w holoceńskich ewaporatach z kilkudziesięciu jezior Wielkiej Równiny. Najpowszechniej występującą cyklicznością wśród anionów (występującą w ~50% jezior) jest: CO3 → CO3-SO4 → SO4. Ta sekwencja anionów była najlepiej reprezentowana w jeziorze Ceylon Lake w południowo-środkowej części Saskatchewan i dlatego została nazwana typem Ceylon. Trzy pozostałe sekwencje anionowe, które występują rzadziej, to:
Typ Alsak (~20%): CO3 → Cl-SO4 → SO4
Typ Metiskow (~10%): SO4 → CO3-SO4 → CO3
Typ Waldsea (~10%): SO4 → CO3
Sekwencje ewolucji kationów obecne w 24 badanych jeziorach były znacznie bardziej złożone niż sekwencje anionów, a około 20% sekcji stratygraficznych nie wykazywało statystycznie istotnych czasowych trendów składu. Najczęstsze sekwencje kationowe występujące w około 60% jezior, to sekwencje typu Lydden (33%): Ca → Ca-Mg → Na → Na-Mg-Ca oraz typ Ingebright (28%): Na-Mg → Ca-Na-Mg → Na-Mg → Nafollowed by:
Metiskow type (~15%): Ca → Na-Mg → Ca-Mg-Na → Na
Typ Little Manitou (~10%): Ca-Mg → Mg-Na → Mg
Typ wolnej walki (~5%): Ca → Mg-Ca → Mg-Na
Ze względu na złożoność wzajemnego oddziaływania procesów wewnętrznych (tj. procesów sedymentacyjnych, geochemicznych, hydrologicznych i biologicznych działających w samej zlewni jeziora) oraz procesów zewnętrznych (tj. czynników „zewnętrznych”, takich jak zmiany klimatu, modyfikacje zlewni), identyfikacja mechanizmów przyczynowych dla tych różnych sekwencji ewolucyjnych nie jest prosta. Oczywiste jest, że należy zebrać znacznie więcej danych ilościowych z ewaporytów tych i innych słonych jezior w regionie w celu wyjaśnienia i właściwego modelowania obserwowanych trendów składu.
Procesy biologiczne wpływające na chemię słonych jezior: Ogólnie rzecz biorąc, procesy biologiczne w słonych jeziorach zachodniej Kanady są podobne do tych w słodkich wodach stojących, niezależnie od ich fizycznych i chemicznych ekstremów. Fauna i flora różni się jednak znacząco pomiędzy jeziorami słodkimi i słonymi (Hammer, 1986). Przy niskim zasoleniu skład gatunkowy słonych jezior jest porównywalny z ich słodkowodnymi odpowiednikami (Evans, 1993). Wraz ze wzrostem zasolenia, różnorodność gatunków maleje (Haynes i Hammer, 1978), a gdy zasolenie osiąga bardzo wysokie wartości, różnorodność gatunków staje się bardzo niska. Przy tak wysokim zasoleniu, jezioro jest zwykle zdominowane tylko przez organizmy halotolerancyjne.
Solne i hipersolne jeziora mają jedne z najwyższych zmierzonych wskaźników produktywności organicznej na świecie (Warren, 1986). Przy umiarkowanym lub wysokim zasoleniu (30-100 ppt TDS), głównym składnikiem tej biomasy są zielone algi i sinice. Przy bardziej podwyższonym zasoleniu w ekosystemie dominują bakterie halofilne.
Wiele procesów biologicznych może wpływać na chemię słonych jezior. Na przykład fotosynteza prowadzona przez rośliny wodne, amonifikacja, denitryfikacja, redukcja siarczanów i beztlenowe utlenianie siarczków powodują wzrost pH, ponieważ dwutlenek węgla jest wykorzystywany przez florę, oraz wzrost stężenia HCO3. Rozkład organizmów może z kolei prowadzić do uwolnienia jonów takich jak Mg i Ca, jak również podwyższonego poziomu HCO3, tworząc korzystne warunki dla wytrącania węglanów (Castanier, 1999; Riding, 2000; Visscher et al., 1992).
Organizmy, które mogą rozwijać się przy wysokim zasoleniu w słonym jeziorze są znacznie ograniczone. Życie w wysokich stężeniach soli wymaga znacznej ilości energii do utrzymania stromego gradientu jonowego przez membranę, wymaganego do osmoregulacji (Orhen, 2002). Specyficzny typ metabolizmu również określa granicę stężenia soli, którą organizm może wytrzymać. Dlatego w większości słonych środowisk jeziornych, wraz ze wzrostem zasolenia, zmniejsza się różnorodność organizmów.

Skład jonowy również wpływa na różnorodność gatunkową. Chlorki, wodorowęglany i siarczany mają największe znaczenie w kontrolowaniu składu gatunkowego słonych jezior (Herbst, 2001). Uderzający wzrost udziału SO4 wraz ze wzrostem zasolenia w jeziorach północnych Wielkich Równin oznacza, że bakterie redukujące siarczany (SRB) są taksonem dominującym. Redukcja siarczanów przez SRB prowadzi do produkcji jonów wodorowęglanowych, a tym samym do wytworzenia alkaliczności zgodnie z zasadą: SO42- + 2CH2O → HS- + 2HCO3-, gdzie 2CH2O reprezentuje materię organiczną. Bezpośrednie efekty, jakie SRB wywierają na środowisko (tj, redukcja siarczanów i produkcja H2S oraz zasadowości) mogą z kolei bezpośrednio wpływać na rozpuszczalność i wytrącanie/rozpuszczanie szerokiej gamy minerałów, w tym węglanów, krzemianów, tlenków, siarczków i wielu ewaporytów. Tak więc, bakteryjna redukcja siarczanów jest ważnym procesem mineralizacji w słonych i hipersłonych systemach zachodniej Kanady.Rola tych organizmów w ekosystemach słonych jezior północnych Wielkich Równin jest krytycznym obszarem badań, szczególnie w odniesieniu do ich potencjalnie ważnej roli w tworzeniu i diagenezy minerałów węglanowych. Lepsze zrozumienie procesów biomineralizacji w tych jeziorach zapewnia istotny wgląd w ewolucję systemów solankowych i pozwoli na opracowanie krytycznych wskaźników zmian warunków środowiskowych. Ponadto, te procesy biomineralizacji pomogą nam lepiej zrozumieć, czego szukać w poszukiwaniu życia w środowiskach pozaziemskich.

• Barica, J., 1975. Geochemia i reżim składników odżywczych słonych jezior eutroficznych w okręgu Erickson-Elphinstone w południowo-zachodniej Manitobie. Canadian Fisheries and Marine Services Research Development Technical Report 511.
• Barica, J., 1977. Variability in Ionic Composition and Phytoplankton Biomass of Saline Eutrophic Prairie Lakes within a Small Geographic Area. Archiv Fur Hydrobiologie, 81(3): 304-326.
• Batt, B.D., Anderson, M.G., Anderson, C.D. i Caswell, F.D., 1989. The use of pririe potholes by North American ducks. Northern Prairie Wetlands: 204 – 227.
• Betcher, R., Grove, G. and Pupp, C., 1995. Groundwater in Manitoba: Hydrogeology, Quality Concerns, Management. National Hydrology Research Institute Contribution No CS-93017.
• Bierhuizen, J.F.H. i Prepas, E.E., 1985. Związek między Nutrients, dominujące jony i Phytoplankton Standing Crop w Prairie Saline Lakes. Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Sciences, 42 (10): 1588-1594.
• Birks, S.J. i Remenda, V.H., 1999. Groundwater inputs to a closed-basin saline lake, Chappice Lake, Alberta. Holocene Climate and Environmental Changes in the Palliser Triangle, Southern Canadian Prairies: Geological Survey of Canada Bulletin 534: 23 – 55.
• Brown, I.C., 1967. Wody gruntowe w Kanadzie. Economic Geology Report Number 24, 228 pp.
• Cameron, D.R., 1986. Saline waters: agricultural uses. Evaluating Saline Waters in a Plains Environment. Canadian Plains Proceedings, 17: 75 – 100.
• Carpenter, 1978. Pochodzenie i ewolucja chemiczna solanek w basenach sedymentacyjnych. Oklahoma Geological Survey Circular 79: 60-77.
• Castanier, S., 1999. Ca-carbonates precipitation and limestone genesis-the microbiogeologist point of view. Sedimentary Geology, 126(1): 9-23.
• Cole, L.H., 1926. Siarczan sodu zachodniej Kanady. Występowanie, zastosowania i technologia. Canadian Department of Mines Publication Number 646, 155 pp.
• Conly, F. i van der Kamp, G., 2001. Monitoring the hydrology of Canadian prairie wetlands to detect the effects of climate change and land use changes. Environmental Monitoring and Assessment, 67(1): 195-215.
• Dean, W.E. i Gorham, E., 1976. Major chemical and mineral components of profundal surface sediments n Minnesota Lakes. Limnol Ocean, 21: 259 – 284.
• Derry, A.M., Prepas, E.E. and Hebert, P.D.N., 2003. A comparison of zooplankton communities in saline lakeewater with variable anion composition. Hydrobiologia, 505(1-3): 199-215.
• Desai, K. and Moore, E.J., 1969. Równoważne oznaczanie NaCl na podstawie stężeń jonowych. Log Analyst, 10: 12-21.
• Drever, J.I., 1988. The Geochemistry of Natural Waters. Prentice Hall, Inc, Englewood Cliffs, New Jersey, 437 stron.
• Driver, 1965. Limnologiczne aspekty niektórych słonych jezior w zachodnio-środkowej Manitoba. Journal of Fisheries Research Board of Canada, 22: 1165-1173.
• Driver, E.A. i Pedden, D.G., 1977. The chemistry of surface water in the pririe ponds. Hydrobiologia, 53: 33 – 48.
• Eugster, H.P. i Hardie, L.A., 1978. Saline lakes, Lakes, Chemistry, Geology, Physics. Springer, New York, pp. 237-293.
• Evans, J., 1993. Paleolimnological studies of saline lakes. Journal of Paleolimnology, 8(2): 97-101.
• Evans, J. i Prepas, 1996. Potential effects of climate change on ion chemistry and phytoplankton communities in prairie saline lakes. Limnologia i Oceanografia: 1063-1076.
• Freeze, R.A., 1969. Regional groundwater flow – Old Wives Lake drainage basin, Saskatchewan. Seria naukowa nr 5. Canadian Inland Waters Directorate, Burlington, Ontario, 234 pp.
• Garrels, R.M. i Mackenzie, F.T., 1967. Pochodzenie składów chemicznych niektórych źródeł i jezior. Equilibrium Concepts in Natural Water Systems. Am. Am. Chem. Soc. Adv. Chem. Ser, 67: 222-242.
• Govett, G.J.S., 1958. Sodium sulfate deposits in Alberta. Alberta Research Council Preliminary Report 58-5.
• Grossman, I.G., 1968. Origin of sodium sulfate deposits of the Northern Great Plains of Canada and the United States. United States Geological Survey Professional Paper 600-B, 104-109 pp.
• Hammer, U.T., 1978. Saline Lakes of Saskatchewan .3. Chemical Characterization. Internationale Revue der Gesamten Hydrobiologie, 63(3): 311-335.
• Hammer, U.T., 1986. Saline Lake Ecosystems of the World. Dr W. Junk Publishers Dordrecht, The Netherlands 616 pp.
• Hardie, L.A. i Eugster, H.P., 1970. The evolution of closed-basin brines. Mineral. Soc. Am. Spec. Publ, 3: 273-290.
• Harrington, R., Johnson, B. and Hunter, F., 1997. Responding to Global Climate Change in the Prairies, Volume III of the Canada Country Study: Climate Impacts and Adaptation. Environment Canada, Prairie and Northern Region.
• Hartland-Rowe, R., 1966. The fauna i ekologia tymczasowych basenów w zachodniej Kanadzie. Verh. Internat. Verein. Limnol., 16: 577-584.
• Haynes, R.C. and Hammer, U.T., 1978. Saline Lakes of Saskatchewan .4. Primary Production by Phytoplankton in Selected Saline Ecosystems. Internationale Revue der Gesamten Hydrobiologie, 63(3): 337-351.
• Herbst, D.B., 2001. Gradient of salinity stress, environmental stability and water chemistry as a templet for defining habitat types and physiological strategies in in inland salt waters. Hydrobiologia, 466: 209 – 219.
• Herczeg, A.L., Dogramaci, S.S. and Leaney, F.W.J., 2001. Origin of dissolved salts in a large, semi-arid groundwater system: Murray Basin, Australia. Marine & Freshwater Research, 52(1): 41-52.
• Jones, B.F., 1966. Geochemical evolution of closed basin water in the western Great Basin, Proceedings of the Second Symposium on Salt. Northern Ohio Geological Society, pp. 181-200.
• Jones, B.F. and Bowser, C.J., 1978. The mineralogy and related chemistry of lake sediments. Lakes: Chemistry, Geology, Physics. Springer-Verlag, New York, 323: 179-235.
• Jones, B.F. i Deocampo, D.M., 2003. Chapter 13: Geochemistry of Saline Lakes. In: J.I. Drever (Editor), Treatise on Geochemistry. Elsevier Scientific Publishers.
• Jones, B.F. and van Denburgh, A.S., 1966. Geochemiczne wpływy na charakter chemiczny zamkniętych jezior. Symposium of Garda, Hydrology of Lakes and Reservoirs, Proceedings of the International Association for Scientific Hydrology, Publication 70: 438 – 446.
• Kelley, L. and Holmden, C., 2001. Reconnaissance hydrogeochemistry of economic deposits of sodium sulfate (mirabilite) in saline lakes, Saskatchewan, Canada. Hydrobiologia, 466(1): 279-289.
• Last, W.M., 1984a. Modern Sedymentology and Hydrology of Lake Manitoba, Canada. Environmental Geology, 5(4): 177-190.
• Last, W.M., 1984b. Sedymentologia playa jezior północnych Wielkich Równin. Canadian Journal of Earth Sciences, 21(1): 107-125.
• Last, W.M., 1988. Salt lakes of western Canada: a spatial and temporal geochemical perspective. Proceedings of Symposium on Water Management Affecting the Wet-to-Dry Transition: 99-113.
• Last, W.M., 1989a. Continental brines and evaporites of the northern Great Plains of Canada. Sedimentary Geology, 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. Paleochemistry and paleohydrology of Ceylon Lake, a salt-dominated playa basin in the northern Great Plains, Canada. Journal of Paleolimnology, 4(3): 219-238.
• Last, W.M., 1992. Chemical composition of saline and subsaline lakes of the northern Great Plains, western Canada. International Journal of Salt Lake Research, 1: 47 – 76.
• Last, W.M., 1994. Paleohydrology of playas in the northern Great Plains: perspectives from Palliser’s Triangle. Paleoclimate and Basin Evolution of Playa Systems. Geological Society of America, Special Paper 289: 69 – 80.
• Last, W.M., 1995. Evolution of saline lakes in western Canada. In: I.D. Campbell, C. Campbell, D. Lemmen and B. Vance (Editors), Climate, Landscape, and Vegetation Change in the Canadian Prairie Provinces, Edmonton, pp. 55-64.
• Last, W.M. and Ginn, F.M., 2005. Saline systems of the Great Plains of western Canada: an overview of the limnogeology and paleolimnology. Saline Systems, 1(1): 10.
• Last, W.M. and Schweyen, T.H., 1983. Sedimentology and geochemistry of saline lakes of the northern Great Plains. Hydrobiologia, 105: 245-263.
• Last, W.M. and Slezak, L.A., 1987. Sodium sulfate deposits of western Canada. Economic Minerals of Saskatchewan. Saskatchewan Geological Society Special Publication, 8: 197 – 205.
• Lemmen, D.S. and Vance, R.E., 1999. Holocene Climate and Environmental Changes in the Palliser Triangle, Southern Canadian Prairies. Geological Survey of Canada Bulletin 534. Geological Survey of Canada Bulletin 534, 295 pp.
• Lennox, D.H., Maathuis, H. and Pederson, D., 1988. Region 13, Western glaciated plains. The Geology of North America, volume O-2, Hydrogeology.
• Lieffers, V.J. i Shay, J.M., 1983. Ephemeral Saline Lakes on the Canadian Prairies – Their Classification and Management for Emergent Macrophyte Growth. Hydrobiologia, 105(SEP): 85-94.
• Northcote, T.G. i Larkin, P.A., 1963. Chapter 16: Western Canada. In: D.G. Frey (Editor), Limnology in North America. University of Wisconsin Press, Madison, Wisconson, pp. 451-485.
• Orhen, A., 2002. Halophilic Microorganisms and Their Environments. Kluwer, Dordrecht, 575 pp.
• Palliser, J., 1862. Dzienniki, szczegółowe raporty i obserwacje związane z eksploracją przez kapitana Pallisera części brytyjskiej Ameryki Północnej, Londyn, 325 pp.
• Pham, S.V., Leavitt, P.R., McGowan, S. and Peres-Neto, P., 2008. Spatial variability of climate and land-use effects on lakes of the northern Great Plains. Limnology And Oceanography, 53(2): 728-742.
• Pham, S.V., Leavitt, P.R., McGowan, S., Wissel, B. and Wassenaar, L., 2009. Spatial and temporal variability of prairie lake hydrology as revealed using stable isotopes of hydrogen and oxygen. Limnol. Oceanogr, 54(1): 101-118.
• Pupp, C., Maathuis, H. i Grove, G., 1981. Jakość wód podziemnych w Saskatchewan: Hydrogeologia, obawy o jakość, zarządzanie. National Hydrology Research Institute Contribution No CS-91028.
• Rawson, D.S. i Moore, G.E., 1944. The saline lakes of Saskatchewan. Canadian Journal of Research (Series D), 22: 141 – 201.
• Remenda, V.H. i Birks, S.J., 1999. Groundwater in the Palliser Triangle: an overview of its vulnerability and potential to archive climate information. Holocene Climate and Environmental Changes in the Palliser Triangle, Southern Canadian Prairies: Geological Survey of Canada Bulletin 534: 23 – 55.
• Riding, R., 2000. Microbial carbonates: the geological record of calcified bacterial-algal mats and biofilms. Sedymentologia, 47(s 1): 179-214.
• Rozkowska, A.D. and Roskowski, A., 1969. Seasonal changes of slough and lake water chemistry in southern Saskatchewan, Canada. Journal of Hydrology, 7: 1 – 13.
• Rozkowski, A., 1967. The origin of hydrochemical patterns in hummocky morain. Canadian Journal of Earth Sciences, 4: 1065 – 1092.
• Rueffel, P.G., 1968a. Development of the largest sodium sulfate deposit in Canada. Canadian Mining and Metallurgical Bulletin, 61: 1217-1228.
• Rueffel, P.G., 1968b. Naturalny siarczan sodu w Ameryce Północnej, Third Symposium on Salt, Northern Ohio Geological Society, pp. 429-451.
• Rutherford, A.A., 1967. Water Quality Survey of Saskatchewan Groundwaters. Saskatoon: Saskatchewan Research Council, Report C-66-1, 267 pp.
• Rutherford, A.A., 1970. Water quality survey of Saskatchewan surface waters, C-66-1. Saskatchewan Research Council, Saskatoon, 133 str.
• Sahinen, U.M., 1948. Preliminary report on sodium sulfate in Montana. Bureau of Mines and Geology, Montana School of Mines Report, 9 pp.
• Scott, M.D. and Scott, S.A., 1986. Saline lake management for waterfowl resources in western North America: a review of concepts. Evaluating Saline Waters in a Plains Environment (Ocena wód słonych w środowisku równinnym). Canadian Plains Proceedings, 17: 23 – 38.
• Sorenson, L.G., Goldberg, R., Root, T.L. i Anderson, M.G., 1998. Potential Effects of Global Warming on Waterfowl Populations Breeding in the Northern Great Plains. Climatic Change, 40(2): 343-369.
• Tomkins, R.V., 1954a. Magnesium w Saskatchewan. Saskatchewan Department of Mineral Resources Report No 11, 23 pp.
• Tomkins, R.V., 1954b. Naturalny siarczan sodu w Saskatchewan. Saskatchewan Department of Mineral Resources Report No 6, 71 pp.
• Van der Kamp, G. and Hayashi, M., 1998. The groundwater recharge function of small wetlands in the semi-arid northern prairies. Great Plains Research, 8(1): 39-56.
• Visscher, P.T., Prins, R.A. i van Gemerden, H., 1992. Rates of sulfate reduction and thiosulfate consumption in a marine microbial mat. FEMS Microbiol. Ecol, 86: 283-294.
• Wallick, E.I., 1981. Chemical evolution of groundwater in a drainage basin of Holocene age, east-central Alberta, Canada. Journal of Hydrology, 54: 245 – 283.
• Wallick, E.I. and Krouse, H.R., 1997. Sulfur isotope geochemistry of a groundwater-generated Na2SO4/Na2CO3 deposit and the associated drainage basin of Horseshoe Lake, Metiskow, east central Alberta, Canada. Strasbourg, Francja: 2nd International Symposium on Water-rock Interaction: II56 – II64.
• Warren, J.K., 1986. Source rock potential of shallow-water evaporitic settings. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 70(5): 442-454.
• Williams, W., 1981. Inland Salt Lakes – an Introduction. Hydrobiologia, 81(2): 1-14.
• Williams, W.D., 1967. The chemical characteristics of lentic surface waters 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. i Sherwood, J.E., 1994. Definicja i pomiar zasolenia w słonych jeziorach. International Journal of Salt Lake Research, 3: 53 – 63.
• Winter, T.C., 1977. Classification of the hydrologic settings of lakes in the North Central United States. Water Resources Res, 13: 753 – 767.
• Witkind, I.J., 1952. The localization of sodium sulfate deposits in northeastern Montana and northwestern North Dakota. American Journal of Science, 250: 667-676.