أكثر

6.3: الرواسب الهيدروجينية - علوم الأرض

6.3: الرواسب الهيدروجينية - علوم الأرض


الرواسب الهيدروجينية رواسب مباشرة ترسب من الماء. ومن الأمثلة على ذلك صخور تسمى التبخرات التي تكونت عن طريق تبخر المياه الحاملة للملوحة (مياه البحر أو المياه العذبة المالحة).

المبخرات (أملاح)

ان المتبخر هي صخرة مكونة من معادن ملحية خلفها تبخر المياه المالحة. تشمل الأمثلة المعادن الهاليت [ملح] (كلوريد الصوديوم) و جبس (CaSO4 • س ح2س).

الملح الصخري- صخرة تتكون بشكل رئيسي من كلوريد الصوديوم (NaCl - المعدن الهاليت. الشكل 6.8). الملح الصخري عبارة عن مبخر يتكون في أحواض محدودة مع تدفق مياه البحر الموجود في بيئة بيئية قاحلة.

جبس—معدن مكون من كبريتات الكالسيوم المائية (CaSO4-2H2س) ؛ معدن متبخر يستخدم في صناعة الجص. يترسب الجبس عن طريق مياه البحر المركزة وبتبخر المياه العذبة في المناطق القاحلة. بلورات الجبس شائعة في التربة في المناطق القاحلة. إذا فقد الجبس محتواه المائي ، يطلق عليه الأنهيدريت (الشكل 6.9).

تترسب الأملاح عندما تتركز مياه البحر (أو مياه البحيرة المالحة) عن طريق التبخر. الشواطئ على طول المحيطات في المناطق القاحلة الحارة من العالم هي أماكن يترسب فيها الملح والجبس والأنهيدريت اليوم. تشمل الأماكن التي تتراكم فيها الأملاح (المبخرات) بنشاط حول البحر الأحمر والخليج الفارسي. تتشكل رواسب الملح أيضًا في أحواض بحيرات معزولة ومصرفة داخليًا حول العالم بما في ذلك بحيرة سولت ليك الكبرى في يوتا والبحر الميت.

عقيدات الحديد والمنغنيز تتشكل على قاع المحيط (معظمها في أعماق المحيط الهادئ) من الترسيب البطيء لأكاسيد المعادن في غياب أنواع أخرى من الرواسب. قد يستغرق نمو عقيدات المنغنيز في قاع البحر عدة ملايين من السنين. تغطي رواسبها قاع البحر فقط في مناطق بعيدة جدًا عن مصادر الرواسب الصخرية.


15 mbsf) فقط داخل المنطقة الاقتصادية الخالصة Minamitorishima ([15] الشكل 1). لم تتم دراسة أي من الرواسب على عمق يزيد عن 15 ميجابايت في الثانية ولا تلك الموجودة خارج منطقة ميناميتوريشيما الاقتصادية الخالصة ، وبالتالي لم يتم تحديد المدى المكاني لقمم REY في غرب شمال المحيط الهادئ تمامًا. في هذه الدراسة ، نقوم بتوسيع الأبعاد المستهدفة في كلا الاتجاهين الرأسي والأفقي ، وإظهار استمرارية قمم REY في غرب شمال المحيط الهادئ (18 ° 38 ′ N – 26 ° 46 N ، 150 ° 49 E- 159 ° 00 شرقًا). لتأكيد صحة الطباقية الكيميائية التي تم إنشاؤها من الرواسب داخل Minamitorishima EEZ والاستمرارية المكانية لقمم REY ، قمنا بتحليل التركيب الكيميائي السائب لـ (1) نوى برنامج حفر المحيط (ODP) ، (2) نوى المكبس من الشمال حوض بيجافيتا والأحواض الصغيرة الأخرى المحاطة بجبال ماركوس-ويك البحرية ، من الشرق إلى الجنوب الشرقي من ميناميتوريشيما المنطقة الاقتصادية الخالصة ، و (3) قلب مكبس جنوب وشرق جبل تاكويو دايجو البحري. نتائجنا لها آثار على توزيع طبقات REY المخصبة وفعالية الارتباط الكيميائي الطبقي لاستكشاف المجالات المحتملة لتطوير الطين الغني بـ REY في المستقبل.

2.1. معلومات العينة

2.2. الطرق التحليلية

20 سم 3 ملاعق ومسحوق متجانس بعد التجفيف عند 40 درجة مئوية. لتحليل العناصر النزرة ، كواشف درجة TAMAPURE ® -AA-100 ، 70٪ HClO4 (Tama Chemical Co.، Ltd.، Kawasaki، Japan)، كواشف درجة AAS (لتحليل الامتصاص الذري)، 50٪ HF، 60٪ HNO3، و 36٪ حمض الهيدروكلوريك (Kanto Chemical Co. ، Inc. ، طوكيو ، اليابان) ، تم استخدامها دون أي تنقية إضافية. لتحليل العناصر الرئيسية ، جفف لي2ب4ا7 (شركة ميرك ميليبور Spectromelt ® A10 ، برلنغتون ، ماساتشوستس ، الولايات المتحدة الأمريكية) تم استخدامه ككاشف.

12 ساعة واشتعلت عند 950 درجة مئوية في فرن دثر لأكثر من 6 ساعات. تم حساب الخسارة في الاشتعال (LOI) من العينة المفقودة أثناء عملية الاشتعال. تم إجراء تحليل XRF باستخدام خرز زجاجي مصنوع من 0.400 جم من مسحوق العينة المشتعل المخلوط بشكل متجانس مع 4.000 جم من Li2ب4ا7 التدفق عن طريق الصهر عند 1190 درجة مئوية لمدة 7 دقائق في بوتقة Pt / Au باستخدام جهاز أخذ عينات من الخرز الكهربائي (Tokyo Kagaku TK-4100). قبل الصهر ، تمت إضافة بضع قطرات من محلول LiBr 2٪ بالوزن إلى العينة كعامل محرر. تم استخدام المواد المرجعية الجيوكيميائية الصادرة عن هيئة المسح الجيولوجي اليابانية (GSJ) لعمل منحنيات معايرة للقياسات. كانت النتائج التحليلية في حدود 3٪ (فرق النسبة المئوية النسبي) من القيم المقبولة للمادة المرجعية GSJ JB-1b.


6.3: الرواسب الهيدروجينية - علوم الأرض

يتم توفير جميع المقالات المنشورة بواسطة MDPI على الفور في جميع أنحاء العالم بموجب ترخيص وصول مفتوح. لا يلزم الحصول على إذن خاص لإعادة استخدام كل أو جزء من المقالة المنشورة بواسطة MDPI ، بما في ذلك الأشكال والجداول. بالنسبة للمقالات المنشورة بموجب ترخيص Creative Common CC BY ذي الوصول المفتوح ، يجوز إعادة استخدام أي جزء من المقالة دون إذن بشرط الاستشهاد بالمقال الأصلي بوضوح.

تمثل الأوراق الرئيسية أكثر الأبحاث تقدمًا مع إمكانات كبيرة للتأثير الكبير في هذا المجال. يتم تقديم الأوراق الرئيسية بناءً على دعوة فردية أو توصية من قبل المحررين العلميين وتخضع لمراجعة الأقران قبل النشر.

يمكن أن تكون ورقة الميزات إما مقالة بحثية أصلية ، أو دراسة بحثية جديدة جوهرية غالبًا ما تتضمن العديد من التقنيات أو المناهج ، أو ورقة مراجعة شاملة مع تحديثات موجزة ودقيقة عن آخر التقدم في المجال الذي يراجع بشكل منهجي التطورات الأكثر إثارة في العلم. المؤلفات. يوفر هذا النوع من الأوراق نظرة عامة على الاتجاهات المستقبلية للبحث أو التطبيقات الممكنة.

تستند مقالات اختيار المحرر على توصيات المحررين العلميين لمجلات MDPI من جميع أنحاء العالم. يختار المحررون عددًا صغيرًا من المقالات المنشورة مؤخرًا في المجلة ويعتقدون أنها ستكون مثيرة للاهتمام بشكل خاص للمؤلفين أو مهمة في هذا المجال. الهدف هو تقديم لمحة سريعة عن بعض الأعمال الأكثر إثارة المنشورة في مجالات البحث المختلفة بالمجلة.


43 6.3 بيئات الترسيب والأحواض الرسوبية

تتراكم الرواسب في مجموعة متنوعة من البيئات ، سواء في القارات أو في المحيطات. يوضح الشكل 6.17 بعضًا من أهم هذه البيئات.

الشكل 6.17 بعض بيئات الترسيب المهمة للرواسب والصخور الرسوبية

يقدم الجدول 6.3 ملخصًا للعمليات وأنواع الرواسب التي تتعلق ببيئات الترسيب المختلفة الموضحة في الشكل 6.17. سنلقي نظرة عن كثب على أنواع الرواسب التي تتراكم في هذه البيئات في القسم الأخير من هذا الفصل. تمت أيضًا مناقشة خصائص هذه البيئات المختلفة ، والعمليات التي تحدث داخلها ، في فصول لاحقة حول التجلد ، والهدر الجماعي ، والجداول ، والسواحل ، وقاع البحر.

بيئة عمليات النقل الهامة بيئات الترسيب أنواع الرواسب النموذجية
البيئات الأرضية
جليدي الجاذبية ، الجليد المتحرك ، الماء المتحرك الوديان والسهول والجداول والبحيرات الحرث الجليدي والحصى والرمل والطمي والطين
Colluvial جاذبية الوديان شديدة الانحدار شظايا الزاوية الخشنة
فلوفيال ماء جاري تيارات الحصى والرمل والطمي وأوم *
إيولايان ريح الصحارى والمناطق الساحلية الرمل والطمي
لاكوسترين ماء جاري بحيرات الرمل والطمي والطين و OM *
مبخر ماء جاري بحيرات في المناطق القاحلة الأملاح والطين
البيئات البحرية
دلتا ماء جاري دلتا الرمل والطمي والطين و OM *
شاطئ بحر موجات ، التيارات البحرية الشواطئ والبصاق والقضبان الرملية الحصى والرمل
المد والجزر تيارات المد والجزر مسطحات المد والجزر طمي
الشعاب المرجانية الأمواج وتيارات المد والجزر الشعاب المرجانية والأحواض المجاورة كربونات
المياه الضحلة البحرية الأمواج وتيارات المد والجزر الرفوف والمنحدرات والبحيرات الكربونات (في المناخات الاستوائية) الرمل / الطمي / الطين (في أماكن أخرى)
لاجونال القليل من النقل قاع البحيرة الكربونات (في المناخات الاستوائية)
مروحة الغواصة تدفقات الجاذبية تحت الماء المنحدرات القارية والسهول السحيقة الحصى والرمل والطين
المياه العميقة البحرية تيارات المحيط سهول أعماق المحيطات السحيقة الطين ، طين الكربونات ، طين السيليكا

* OM (المواد العضوية) تتراكم فقط في أجزاء المستنقعات من هذه البيئات.
الجدول 6.3 بيئات الترسيب البرية والبحرية الهامة وخصائصها

معظم الرواسب التي قد تراها من حولك ، بما في ذلك الكاحل على المنحدرات شديدة الانحدار ، أو قضبان الرمال في الجداول ، أو الحصى في قطع الطرق ، لن تتحول أبدًا إلى صخور رسوبية لأنها ترسبت مؤخرًا نسبيًا - ربما قبل بضعة قرون أو آلاف السنين - وستتم إعادة تآكلها قبل دفنها بعمق كافٍ تحت الرواسب الأخرى لتتجمد. من أجل الحفاظ على الرواسب لفترة كافية لتحويلها إلى صخور ، وهي عملية تستغرق ملايين أو عشرات الملايين من السنين ، يجب أن يتم ترسيبها في حوض يدوم كل هذا الوقت. تتشكل معظم هذه الأحواض من خلال عمليات الصفائح التكتونية ، وتظهر بعض الأمثلة الأكثر أهمية في الشكل 6.18.

الشكل 6.18 بعض الأنواع الأكثر أهمية من الأحواض المنتجة تكتونيًا: (أ) حوض الخندق ، (ب) حوض الفورك ، (ج) حوض الأرض ، (د) حوض الصدع

تتشكل أحواض الخندق حيث تنخفض صفيحة المحيطات تحت القشرة القارية أو المحيطية السائدة. يمكن أن يكون عمقها عدة كيلومترات ، وفي كثير من الحالات ، تستضيف سلاسل سميكة من الرواسب الناتجة عن تآكل الجبال الساحلية. يوجد حوض خندق متطور قبالة الساحل الغربي لجزيرة فانكوفر. يقع حوض الساعد بين منطقة الاندساس والقوس البركاني ، ويمكن تشكيله جزئيًا عن طريق الاحتكاك بين الصفيحة المندرجة واللوحة العلوية ، والتي تسحب جزءًا من الصفيحة العلوية لأسفل. مضيق جورجيا هو حوض الشوكة. ينتج حوض الأرض عن كتلة النطاق البركاني التي تضغط على القشرة على كلا الجانبين. لا ترتبط أحواض Foreland بالنطاقات البركانية فحسب ، بل يمكن أن تتشكل بجوار جبال الحزام المطوية مثل جبال روكي الكندية. يتشكل حوض الصدع حيث يتم تفكيك القشرة القارية ، وتنحسر القشرة على كلا الجانبين. مع استمرار التصدع ، يصبح هذا في النهاية بحرًا ضيقًا ، ثم حوض محيط. يمثل حوض الصدع في شرق إفريقيا مرحلة مبكرة في هذه العملية.


6.3: الرواسب الهيدروجينية - علوم الأرض

في حين أن الصخور الرسوبية الكلسية تهيمن عليها المكونات التي تم نقلها ككتل صلبة (الطين ، والطمي ، والرمل ، وما إلى ذلك) ، فإن الصخور الرسوبية الكيميائية تهيمن عليها المكونات التي تم نقلها كأيونات في المحلول (Na + ، Ca 2+ ، HCO3 - ، إلخ.). هناك بعض التداخل بين الاثنين لأن معظم الصخور الرسوبية الكلسية تحتوي على الأسمنت المتكون من الأيونات الذائبة ، والعديد من الصخور الرسوبية الكيميائية تشتمل على بعض الصخور الرسوبية. نظرًا لأن الأيونات يمكن أن تبقى في محلول لعشرات الآلاف من السنين (بعضها أطول بكثير) ، ويمكنها السفر لعشرات الآلاف من الكيلومترات ، فمن المستحيل فعليًا ربط الرواسب الكيميائية بصخور مصدرها.

أكثر الصخور الرسوبية الكيميائية شيوعًا ، إلى حد بعيد ، هي حجر الكلس. يشمل البعض الآخر تشيرت, النطاقات تشكيل الحديد ومجموعة متنوعة من الصخور التي تتكون عندما تتبخر المسطحات المائية. العمليات البيولوجية مهمة في تكوين بعض الصخور الرسوبية الكيميائية ، وخاصة الحجر الجيري والصرت. على سبيل المثال ، يتكون الحجر الجيري بشكل شبه كامل من أجزاء من الكائنات البحرية [1] التي تصنع الكالسيت لقذائفها والأجزاء الصلبة الأخرى ، ويشتمل معظم الصخر على بعض السيليكا على الأقل الاختبارات (قذائف) للكائنات البحرية الدقيقة (مثل الدياتومات و radiolaria).

يتشكل الحجر الجيري تقريبًا في المحيطات ، ويتشكل معظمه على الجرف القاري الضحل ، خاصة في المناطق الاستوائية ذات الشعاب المرجانية. الشعاب المرجانية هي أنظمة بيئية عالية الإنتاجية تسكنها مجموعة واسعة من الكائنات الحية ، يستخدم الكثير منها أيونات الكالسيوم والبيكربونات في مياه البحر لصنع معادن الكربونات (خاصة الكالسيت) لقذائفها وهياكلها الأخرى. وتشمل هذه الشعاب المرجانية بالطبع ، ولكن أيضًا الطحالب الخضراء والحمراء والقنافذ والإسفنج والرخويات والقشريات. خاصة بعد أن تموت ، ولكن حتى أثناء بقائها على قيد الحياة ، تتآكل هذه الكائنات الحية بواسطة الأمواج والتيارات لإنتاج شظايا كربونية تتراكم في المنطقة المحيطة ، كما هو موضح في الشكل 6.9.

الشكل 6.9 مختلف الشعاب المرجانية والطحالب الخضراء على الشعاب المرجانية في Ambergris ، بليز. تتكون الرمال ذات الألوان الفاتحة من شظايا كربونية تآكلت من كائنات الشعاب المرجانية.

يوضح الشكل 6.10 مقطعًا عرضيًا عبر شعاب مرجانية نموذجية في بيئة استوائية (عادةً بين 40 درجة شمالاً و 40 درجة جنوباً). تميل الشعاب المرجانية إلى التكون بالقرب من حواف المنحدرات الشديدة لأن كائنات الشعاب المرجانية تزدهر على التيارات الصاعدة الغنية بالمغذيات. عندما تتراكم الشعاب المرجانية ، تتآكل بفعل الأمواج والتيارات لإنتاج رواسب كربونية يتم نقلها إلى المياه شديدة الانحدار الشعاب المرجانية المنطقة والشاطئ الضحل الشعاب المرجانية منطقة. هذه الرواسب تهيمن عليها شظايا كربونات من جميع الأحجام ، بما في ذلك الطين. في العديد من هذه المناطق ، تتراكم الرواسب الغنية بالكربونات أيضًا في البحيرات الهادئة ، حيث تسود شظايا الطين وقشرة الرخويات (الشكل 6.11 أ) أو في المناطق البحرية ذات التيارات القوية ، حيث تتراكم اختبارات المنخربات (الشكل 6.11 ب) أو يتبلور الكالسيت بشكل غير عضوي لتشكيل الشوائب - كريات الكالسيت التي تتكون في مياه المحيط المدارية الضحلة ذات التيارات القوية (الشكل 6.11 ج).

الشكل 6.10 مقطع عرضي تخطيطي من خلال شعاب استوائية نموذجية.

الشكل 6.11 صخور الكربونات والرواسب: (أ) الحجر الجيري الغني بالرخويات المتكون في منطقة بحيرة في أمبرجريس ، بليز ، (ب) الرواسب الغنية بالفوامينيفيرا من قضيب رملي مغمور بالكربونات بالقرب من أمبرجريس ، بليز (ج) الشوائب من أحد الشواطئ في جولترز كاي ، جزر البهاما.

يتراكم الحجر الجيري أيضًا في المياه العميقة ، من المطر المستمر لأصداف الكربونات للكائنات الدقيقة التي تعيش بالقرب من سطح المحيط. يبلغ الحد الأدنى لتراكم الحجر الجيري حوالي 4000 متر مربع. تحت هذا العمق ، يكون الكالسيت قابل للذوبان لذلك لا يتراكم الحجر الجيري.

يمكن أن يتشكل الكالسيت أيضًا على الأرض في عدد من البيئات. توفا أشكال في الينابيع (الشكل 6.12) و الحجر الجيري (وهو أقل مسامية) يتشكل في الينابيع الساخنة. تترسب مادة مماثلة داخل كهوف الحجر الجيري لتتشكل الهوابط, الصواعد ، ومجموعة واسعة من الأشياء الأخرى speleothems.

شكل 6.12 توفا تشكلت في نبع في جونستون كريك ، ألبرتا. الصخرة إلى اليسار من الحجر الجيري.

الدولوميت (CaMg (CO3)2) هو معدن كربونات آخر ، لكن الدولوميت هو أيضًا اسم صخرة مكونة من الدولوميت المعدني (على الرغم من أن بعض الجيولوجيين يستخدمون المصطلح دولوستون لتجنب الالتباس). صخور الدولوميت شائعة جدًا (هناك سلسلة جبال إيطالية كاملة سميت باسمها) ، وهو أمر مثير للدهشة لأن الكائنات البحرية لا تصنع الدولوميت. تم تشكيل كل الدولوميت الموجود في الصخور القديمة من خلال المغنيسيوم ليحل محل بعض الكالسيوم في الكالسيت في الطين والرمال الكربونية. تُعرف هذه العملية باسم dolomitization، ويعتقد أنه يحدث حيث تتسرب المياه الغنية بالمغنيسيوم عبر الرواسب في بيئات المد والجزر الكربونية.

تشكيل تشيرت وحديد النطاقات

كما رأينا ، لا تصنع جميع الكائنات البحرية أجزائها الصلبة من الكالسيت ، فبعضها ، مثل الراديولاريا والدياتومات ، تستخدم السيليكا ، وعندما تموت ، تستقر أصدافها الصغيرة (أو الاختبارات) ببطء في القاع حيث تتراكم على شكل شرت. في بعض الحالات ، يتم ترسيب الصوان مع الحجر الجيري في عمق المحيط المعتدل ، ولكن كلاهما يميل إلى البقاء منفصلين ، لذا فإن طبقات الصوان داخل الحجر الجيري شائعة جدًا (الشكل 6.13) ، وكذلك العقيدات ، تربط عقيدات الصوان من الطباشير الطباشيري جنوب شرق انجلترا. في حالات أخرى ، وخاصة في المياه العميقة جدًا ، يتراكم الكريت من تلقاء نفسه ، عادةً في أسرة رقيقة.

الشكل 6.13 تشيرت (طبقات بنية اللون) متداخل مع Triassic Quatsino Fm. الحجر الجيري في جزيرة كوادرا ، قبل الميلاد. تم طي جميع الطبقات ، وكون الشرت غير قابل للذوبان وأصعب من الحجر الجيري ، يبرز.

يتم أيضًا دمج بعض أسرة الصخر القديمة - التي يعود تاريخ معظمها إلى ما بين 1800 و 2400 مللي أمبير - مع صخرة معروفة باسم تشكيل الحديد النطاقات (BIF)، رواسب في قاع البحر من أكسيد الحديد وهو خام شائع للحديد (الشكل 6.14). يتشكل BIF عندما يتأكسد الحديد الذائب في مياه البحر ، ويصبح غير قابل للذوبان ، ويغرق في القاع بنفس الطريقة التي تقوم بها اختبارات السيليكا لتكوين الكريت. يرجع انتشار BIF في الصخور التي يرجع تاريخها إلى 2400 إلى 1800 مليون سنة إلى التغيرات في الغلاف الجوي والمحيطات التي حدثت خلال تلك الفترة الزمنية. بكتيريا التمثيل الضوئي (أي ، البكتيريا الزرقاء، المعروف أيضًا باسم الطحالب الخضراء المزرقة) تستهلك ثاني أكسيد الكربون من الغلاف الجوي وتستخدم الطاقة الشمسية لتحويله إلى أكسجين. تطورت هذه البكتيريا لأول مرة حوالي 3500 مليون سنة ، وعلى مدار المليار سنة التالية ، تم استخدام كل هذا الأكسجين الحر تقريبًا من خلال العمليات الكيميائية والبيولوجية ، ولكن بحلول 2400 مللي أمبير ، بدأت مستويات الأكسجين الحر في الزيادة في الغلاف الجوي والمحيطات. على مدى 600 مليون سنة ، تحول هذا الأكسجين تدريجيًا الحديد القابل للذوبان (Fe 2+) إلى حديد حديدي غير قابل للذوبان (Fe 3+) ، والذي يتحد مع الأكسجين لتكوين معدن الهيماتيت (Fe2ا3) ، مما يؤدي إلى تراكم BIFs. بعد 1800 مللي أمبير ، بقي القليل من الحديد المذاب في المحيطات وتوقف تكوين BIF بشكل أساسي.

شكل 6.14 تشكيل الحديد النطاقات (الأحمر) المتداخل مع الشرت (الأبيض) ، ديلز جورج ، أستراليا

في المناطق القاحلة ، عادة ما لا يكون للبحيرات والبحار الداخلية مخرج تيار ولا يتم إزالة المياه التي تتدفق إليها إلا عن طريق التبخر. في ظل هذه الظروف ، يتركز الماء بشكل متزايد مع الأملاح الذائبة ، وفي النهاية تصل بعض هذه الأملاح إلى مستويات التشبع وتبدأ في التبلور (الشكل 6.15). على الرغم من أن جميع رواسب التبخر فريدة من نوعها بسبب الاختلافات في كيمياء الماء ، في معظم الحالات ، تبدأ كميات صغيرة من الكربونات في الترسب عندما يتم تقليل المحلول إلى حوالي 50٪ من حجمه الأصلي. الجبس (CaSO4· ح2O) يترسب عند حوالي 20٪ من الحجم الأصلي ويترسب الهاليت (NaCl) عند 10٪. تشمل معادن التبخر الهامة الأخرى سيلفيت (KCl) والبوراكس (Na2ب4ا7· 10 ح2س).يتم استخراج سيلفيت في مواقع عديدة عبر ساسكاتشوان (الشكل 6.16) من المبخرات التي ترسبت خلال العصر الديفوني (

385 Ma) عندما احتل البحر الداخلي معظم المنطقة.

الشكل 6.15 البحيرة المرقطة ، بالقرب من أوسويوس ، قبل الميلاد. التقطت هذه الصورة في مايو عندما كانت المياه عذبة نسبيًا بسبب أمطار الشتاء. بحلول نهاية الصيف ، عادة ما يكون سطح هذه البحيرة مغطى بالكامل برواسب الملح.

الشكل 6.16 آلة تعدين على وجه خام البوتاس (سيلفيت) في منجم لانيجان بالقرب من ساسكاتون ، ساسكاتشوان. يبلغ سمك طبقة البوتاس القابلة للتعدين حوالي 3 أمتار.

تمارين

تمرين 6.3: عمل المبخر

هذه تجربة سهلة يمكنك القيام بها في المنزل. صب حوالي 50 مل (أقل من ربع كوب) من الماء الساخن جدًا في كوب وأضف ملعقتين صغيرتين (10 مل) من الملح. قلّب حتى يذوب الملح بالكامل أو تقريبًا ، ثم صب الماء المالح (تاركًا أي ملح غير مذاب خلفه) في طبق ضحل واسع أو طبق صغير. اتركه ليتبخر لبضعة أيام ولاحظ النتيجة.

قد يبدو قليلا مثل الصورة هنا. يصل عرض هذه البلورات إلى حوالي 3 مم.

الصفات

الشكل 6.11
JoultersCayOoids بواسطة Wilson44691 ضمن المجال العام.

الشكل 6.16
تم استخدام الصورة بإذن من شركة PotashCorp


المناخ المائي لشرق البحر الأبيض المتوسط ​​فوق أواخر العصر الجليدي والهولوسين ، أعيد بناؤه من رواسب بحيرة نار ، وسط تركيا ، باستخدام النظائر المستقرة وعلم المعادن الكربوني

الكالسيت للتحليل (باستخدام كمية ثلاثة أضعاف عينة الكربونات (أي

عينة غنية) كما تستخدم عادة). لم تكن مصنوعات التجزئة الضارة 194

المساهمات الملحوظة والمحتملة لثاني أكسيد الكربون من الدولوميت كانت ضئيلة (الشكل

A.1) على أساس التركيبات النظيرية المعروفة لمواد البداية. لمعظم الكالسيت 196

مخاليط الدولوميت التي تحتوي على & gt

20٪ دولوميت ، الإزاحة عن القيمة المقبولة لـ 197

كان مكون الكالسيت في الخليط أعلى من عدم اليقين التحليلي المتوقع وبالتالي 198

لم يتم تحليل العينات التي تحتوي على & gt20٪ دولوميت من نواة نار جولو للحصول على 200 مستقر

النظائر والعينات التي تحتوي على & lt20٪ تم تحليلها بعد تقليل الوقت و 201

تفاعل درجة الحرارة. كانت عتبة الدولوميت المعتمدة لنار جولو متحفظة للغاية حتى 202

تأكد من أن البيانات التحليلية المفسرة هنا كانت تمثيلاً دقيقًا ، مع ارتفاع 203

درجة الثقة لتركيبات نظائر الكالسيت / الأراجونيت الحقيقية. نعترف 204

أن الاستنساخ التحليلي للبيانات المأخوذة من هذه العينات الحاملة للدولوميت قد يكون 205

أكبر من تلك التي تتكون فقط من الكالسيت أو الأراجونيت ، ولكن بالنظر إلى التحولات الكبيرة التي شوهدت 206

في سجل Nar Gölü ، تتضاءل أي شكوك تحليلية متزايدة مع 207 ملاحظ

التغيرات التي يسببها المناخ المائي للنظائر. تجاربنا هي تمريرة أولى واعدة في 208

تحديد العتبات التحليلية المناسبة لكربونات البحيرة الحاملة للدولوميت ويوجد 209

مجال واسع لمزيد من تطوير طريقة التفاعل الانتقائي لتحسين التحليل 210

نهج لعينات رواسب البحيرة مع 20٪ دولوميت معنويا و GT. 211

4.1 الليثولوجيا والتسلسل الزمني 215

هناك نوعان من الصخور الرئيسية في تسلسل NAR10: الرواسب المصفحة (بالتناوب 217

طبقات كربونية وطبقات عضوية ، تنقطع أحيانًا عن طريق التوربيدات) وغير المصفحة 218

الرواسب (الشكل 2). يتضح من دراسات الرصد الحديثة (على سبيل المثال Dean et al.، in press) 219

والتحقيقات السابقة في جوهر الرواسب (Jones et al.، 2006 England et al.، 2008220

Woodbridge and Roberts، 2011) أن التصفيح في أواخر عصر الهولوسين سنوي في الأصل 221

(أي varved) ، وتشير الأدلة المتاحة إلى أن هذا ينطبق أيضًا على معظم أو كل 222 الأقدم

تصفيح. في قسم واحد من نوى NAR10 (798-1038 سم) ، غالبًا ما تكون التصفيح 223

تتوافق مواعدة U-Th مع كونها سنوية في الأصل (انظر أدناه) التي افترضناها لـ 225

التسلسل الزمني المقدم هنا أن هذه هي varves أيضًا. من 1038 إلى 1141 سم 226

غالبًا ما كانت التصفيح مشوهة بشدة ، مما يجعل العد مستحيلاً. بشكل رئيسي غير 227

تم العثور على المقاطع المصفحة في فترات عمق اللب 598-754 سم ، 1965-2053 سم ومن 228

2133 سم حتى قاعدة القلب. 229

تم تلخيص التسلسل الزمني في الشكل 2 وترد بيانات U-Th في الجدول A.1 و 233

أظهرت دراسات رواسب البحيرة السابقة (على سبيل المثال Hasse-Schramm et al. ، 2004) أن اليورانيوم 235

تحليل الكربونات التي تم تقييد عمرها بوسائل أخرى ، على سبيل المثال 236

يوفر التأريخ بالكربون المشع قيودًا حاسمة على تأثير الهيدروجين المحتمل Th. 237

عندما يكون موجودًا وغير محسوب ، سينتج عن المكون الهيدروجينى Th عمر 238

أقدم من العمر الحقيقي. تمت محاولة اختبار وجود الهيدروجين Th بواسطة 239

تحليل تركيبات نظائر U-Th للطبقات الغنية بالكربونات عند 0ka و 1ka ، مثل 240

مقيد من قبل فارف العد. أظهرت بيانات U-Th الناتجة أن 0ka و 1ka 241

تحتوي طبقات الكربونات للأسف على محتوى حراري عالٍ بالإضافة إلى 242 غير كافية

نمو إشعاعي من 230 ساعة. لا فرق بين العينات والقارية النموذجية 243

يمكن تحديد تكوينات المخلفات (الشكل أ -2). ونتيجة لذلك ، فإن مقدار أي 244

يظل مكون Th الهيدروجين المحتمل في Nar Gölü غير محدد ، وبالتالي كل من 245

تمثل العصور المتساوية المعروضة هنا على أفضل وجه الأعمار القصوى للآفاق المؤرخة. الشكل 246

يوضح A.2 أيضًا أن عينات العكر من طبقة

6500 سنة قبل الميلاد ، تعتبر هنا 247

تتداخل السيليكات في حجم الطين ولا تحتوي على كربونات بشكل جيد مع عدم التيقن من المتوسط ​​249

تكوين المخلفات القارية. 250

تم الحصول على تحليلات U-Th للطبقات الغنية بالكربونات من أعماق جوهرية مختلفة لاختبار 251

للمواقع الأكثر ملاءمة لأخذ عينات أكثر تفصيلاً. أثبتت هذه الطبقات أنها كالسيت 252

يهيمن عليها ، وعلى الرغم من أنها غنية بالكربونات نسبيًا ، إلا أنها تحتوي على نسبة عالية غير كافية 253

نسب الكربونات / المخلفات ونسب U / Th ينتج عنها مغادرة التركيبات النظيرية 254

بشكل ملحوظ من تركيبات المخلفات القارية النموذجية. تحول التركيز إلى تحديد موقع 255

الطبقات الغنية بالأراجونيت التي قد توفر نسب U / Th أعلى وتباين أفضل مع 256

التركيب النظيري لمخلفات السيليكات. وهكذا تم تحديد أفقين ، والآفاق 257

أفق أقل طبقيًا ، من عمق 1949 سم ، تم أخذ عينات منه لتوفير 5 عينات فرعية من 258

بنسب مختلفة من الأراجونيت والمخلفات. أسفرت تحليلات U-Th لهذه الطبقات عن 259 خطيًا

مصفوفة يبلغ عمرها 11.82 ± 0.52 كيلو أمبير (الجدول أ -1 ، الشكل أ -3). مبعثر في البيانات المشار إليها بـ 260

متوسط ​​الانحراف الموزون التربيعي للإيزوكرون المتراجع من خلال نقاط البيانات 261

(MSWD) = 10.5 ، يمكن أن يشير إلى عدم التجانس في المكون الفتات U و Th النظير 262

تكوين. بعد هذا التحليل ، كانت العينة الأعلى طبقيًا عند 1021 سم 263

تحليلها. كما لوحظ محتوى مرتفع نسبيًا من الطين ، كانت خطوات الفصل المادي الإضافية 264

مأخوذة لعزل مكونات الأراجونيت والمخلفات الخشنة من مكون الطين ، على أساس 265

على الخبرة الداخلية المكتسبة مع الكربونات "القذرة" الأخرى (ساهي وآخرون ، 2014). العينات الفرعية 266

تم صوتنة في الماء عالي النقاوة ، وبعد وقت استقرار قدره ساعة واحدة ، أفضل جزء 267

تم عزل المتبقي في التعليق والتخلص منه. نتج عن خطوة الفصل المادي هذه 268

تركيبة أكثر ملاءمة لنسبة الكربونات / المخلفات ، دون المخاطرة باضطراب U-269

علم اللاهوت النظامي (راجع بيشوف وفيتزباتريك ، 1991). عمر isochron لهذه العينة هو 4.41270

للمساعدة في المقارنة مع التسلسلات المنشورة سابقًا ، كل التعداد varve و U-Th 272

من الممكن استخدام عد varve لتوفير التسلسل الزمني للرواسب من الجزء العلوي من 274

تسلسل (AD 2010) حتى 2.557 سنة BP (598 سم). هناك فجوة في varved 275

التسلسل 598-754 سم ولكن العمر 4.41 + 0.16-0.17 ka U-Th عند 1021 سم يربط varved 276

قسم من اللب بين 754-1038 سم لتسلسل زمني مطلق. لذلك ، تمكنا من 277

عد لأعلى ولأسفل من هذا العصر لتأسيس التسلسل الزمني لهذا القسم. 278

يمكن بعد ذلك تحديد التسلسل الزمني للقسم 598-754 سم عن طريق الاستيفاء الخطي ، 279

بافتراض معدل ترسيب ثابت لهذه الرواسب المتجانسة إلى حد كبير. 280

المقطع المتنوع "العائم" من اللب 1161-1965 سم مرتبط بعمر U-Th يبلغ 11.82 281

± 0.52 كا عند 1949 سم. تحت 1965 سم ، يوجد قسم غير متنوع من الرواسب ، قبل 282

تسلسل varve العائم النهائي 2053-2133 سم. مرة أخرى ، افترضنا معدل الترسيب الخطي 283

للقسم غير المتنوع 1965-2053 سم. لم نتمكن من الحصول على قيد U-Th 284

للقسم القاعدي من التسلسل الأساسي ، لكن الجزء العلوي من المقطع المتنوع الأساسي كان 285

تم تحديد عمر 12900 سنة BP بناءً على الارتباط مع NGRIP (Rasmussen et al. ، 286

2006 Vinther et al.، 2006). لم يتم رسم أي بيانات أقل من 2133 سم مقابل العمر. 287

يشير نموذج العمق الناتج (الشكل 2) إلى تراكم الرواسب الكلي 288

2000-500 سم عمق) ، 289

زيادة في متوسط ​​معدل الترسيب ل

2.5 مم / سنة في آخر ألفي عام. محسوب 290

تكون معدلات الترسيب أقل خلال الأقسام الأساسية غير المرققة بين 598 و 754 سم 291

(بتاريخ 2،557-3،710 سنوات BP) و 1965 إلى 2053 سم (بتاريخ 11،859-12،840 سنة BP) ، وهي 292

أعلى خلال فترة التصفيح السميك ، 798-1038 سم (مؤرخة بـ 3987-4383 سنة قبل الميلاد). 293

قدرنا فقد الرواسب من 1141-1161 سم أثناء الحفر ، لكن الرواسب 294

من ما قبل 1141 سم وبعد 1161 سم مختلفة جذريًا ، مما يشير إلى أنه قد يكون هناك أيضًا 295 سم

تكون فجوة في هذه المرحلة في تسلسل NAR10. توجد أيضًا رواسب مشوهة 1038-296

1141 سم. وبسبب هذه المشاكل لم نقم بتضمين البيانات 1038-1141 سم في سن 297

للتحقق من تداخل تسلسل NAR01 / 02 و NAR10 عند 299 الصحيح

نقاط التعادل وسجلت نفس توقيع النظائر ، δ18Ocarbonate البيانات من سجل NAR10

تمت مقارنتها ببيانات NAR01 / 02 (جونز وآخرون ، 2006). ال δ18 القيم الكربونية من

النقاط الطبقية المتطابقة متشابهة جدًا (غالبًا ضمن الخطأ التحليلي) ، مما يشير إلى 302

قيم الأوكربونات من التسلسل الأساسيين متشابهة ، مع اختلافات عمرية لـ & lt5

سنوات عند 1400 سنة BP (الشكل أ 4). عد التصفيح من عدة نوى مكررة 304

لا يظهر أي دليل على أن ترسب طبقات التوربيديت أدى إلى إزالة التورمات ، وبالتالي إلى أي 305

تقدير أقل من العمر الحقيقي. 306

4.2 بيانات نظائر الكربونات وعلم المعادن 308

على الرغم من التغييرات في علم المعادن ، لم يتم إجراء تصحيح للفرق في 310

عوامل تجزئة المياه المعدنية للكالسيت والأراجونيت هنا لأن الفرق هو 311

صغير (δ18O من الأراجونيت هو

0.7 ‰ أكثر إيجابية من δتشكلت 18O من الكالسيت في نفس 312

Olakewater ودرجات الحرارة Grossman and Ku ، 1986 Kim et al. ، 2007) مقارنة بـ

حجم التحولات التي شوهدت في هذا السجل. بالإضافة إلى ذلك ، بلورات الكالسيت من تسلسل NAR10 314

تم تحليلها بواسطة EDS وكان متوسط ​​نسبة الكالسيوم / المغنيسيوم 18.2 مول ٪ ، لذلك فإن Nar Gölü calcite هو 315

نوع عالي المغنيسيوم (Gierlowski-Kordesch ، 2010) ، والإزاحة فيه δ18O بين 316

يتكون الأراجونيت والكالسيت عالي المغنيسيوم في نفس الظروف حتى أصغر من 317

0.7 ‰ (Tarutani et al. ، 1969 Jimenez-Lopez et al. ، 2004). 318

الفترة من قاعدة التسلسل الأساسي حتى

2057 سم (الشكل 3) لها متغير 319

ولكن بشكل عام أقل δ18Ocarbonate (المتوسط ​​-1.9 ‰) و δ13 كربونات (متوسط ​​+ 13.7 ‰) من

2053-1965 سم (المتوسط ​​–0.6 ‰ و + 18.8 على التوالي). 321

تم العثور على الرواسب المتغيرة في الأول بينما تم العثور على الأراجونيت / الدولوميت وغير الفارفيد 322

تم العثور على الرواسب في الأخير. ثم هناك تحول سريع إلى الأدنى δ18Ocarbonate و

قيم الكربونات ورواسب الفارفيد والكالسيت والأراغونيت في الهولوسين المبكر

متوسط ​​1312 سم –2.9 ‰ و + 13.4). δ18 تكون قيم الأوكربونات مستقرة إلى حد ما حتى تزداد إلى

القمم (-1.0 ‰ ، –1.2 ‰ و 0.0) تتمحور حول

1600 و 1520 و 1450 سم على التوالي ، الكل 326

المرتبطة بالتحولات من الكالسيت إلى الأراجونيت. بعد، بعدما

1300 سم (δ18Ocarbonate –3.7 ‰) ، هناك

ارتفاع مستمر في δ18Ocarbonate. ينتهي الارتفاع

800 سم (+ 1.8 ‰) لكن القيم العالية هي

على الرغم من أن فترات جدول مئوي أقل δ18Ocarbonate ، حتى

ترتفع قيم الكربونات من + 12.5 ‰ عند

800 سم. الدولوميت موجود

490-1050 سم ، مع الفترات بين

920-1000 ، 600-680 و 540-580 سم مع 331

& gt20٪ دولوميت ، ما عدا δ18 تحليل الكربونات للأسباب الموضحة في القسم 3.3. في

350 سم ، هناك انتقال كبير إلى الأسفل δ18Ocarbonate و δ13Carbonate والتحول من

5.1 سائقي δ18Ocarbonate في نار جولو 340

مقارنة بين سجلات الأرصاد الجوية δ18Olakewater و δ18 بيانات الكربون منذ 1999 (Dean

وآخرون ، 2013 في الصحافة) ، والمعايرة ببيانات الأرصاد الجوية (جونز وآخرون ، 2005) ، أظهرت 343

الأوكربونات من Nar Gölü هي وكيل قوي لتوازن المياه الإقليمي (مع أقل

قيم الأوكربونات عندما يكون توازن الماء أكثر إيجابية والعكس صحيح). عدة عوامل

دعم الزعم القائل بأن توازن الماء هو المحرك δ18Ocarbonate في جميع أنحاء

أولاً ، هناك تباين مشترك قوي بين δ18Ocarbonate و δ13 كربونات (ص=0.84,

ص= & lt0.001 ، ن= 1502 ، بدمج تسلسل NAR01 / 02 و NAR10 أو ص=0.83, ن=465, 349

ص= & lt0.001 لتسلسل NAR10 فقط) (الشكلان 3 و A.5). يمكن أن يؤخذ هذا للإشارة إلى 350

أن البحيرة قد أغلقت هيدرولوجيًا طوال هذه الفترة (Talbot، 1990 Li and Ku، 351

1997). تميل البحيرات التي لا يوجد بها تدفق سطحي مثل Nar Gölü إلى وجودها δ18O السجلات مدفوعة 352

التغيرات في التبخر: نسبة هطول الأمطار (Leng and Marshall ، 2004). 353

ثانيًا ، يتم حفظ varves فقط في البحيرات عندما يكون عمق المياه كافيًا للحد من 354

العكارة التي تسببها الرياح وعندما يكون هناك طبقات تؤدي إلى نقص الأكسجين في المياه السفلية و 355

التعكر البيولوجي المحدود الناتج (Ojala et al.، 2000 Ojala et al.، 2012 Zolitschka et al.، 2015). 356

وبالتالي ، من المرجح أن يعكس التحول من رواسب البحيرات المتنوعة إلى رواسب البحيرات غير المتنوعة تحولًا إلى المستوى الأدنى 357

مستويات البحيرة. الملاحظة أن الرواسب المتنوعة تحدث عندما δ18Ocarbonate هو الأدنى ، و

فارفيد متى δ18Ocarbonate هي الأعلى ، وتؤيد تفسير δ18- كربونات الماء

ثالثًا ، يُعتقد أن التحولات من الكالسيت إلى الأراجونيت تحدث بسبب زيادة في 361

نسبة Mg / Ca من مياه البحيرة (Müller et al. ، 1972 Kelts and Hsu ، 1978 Ito ، 2001) ، والتي 362

تفضل ترسيب الأراجونيت على الكالسيت (Berner، 1975 De Choudens-Sanchez and 363

جونزاليس ، 2009). لوحظ هذا التحول في Nar Gölü خلال العقد الماضي ، مثل البحيرة 364

انخفض المستوى وزادت نسب Mg / Ca (Dean et al. ، في الصحافة). تم العثور على الدولوميت في 365

أجزاء من التسلسل ، ولكن على عكس الكالسيت والأراغونيت لا يوجد دليل على الدولوميت 366

تشكل خلال فترة المراقبة لدينا (1997 - حتى الآن). الدولوميت في رواسب البحيرة يمكن 367

تنشأ من الغسل المنبعث من الدولوميت القديم ، من الترسيب الأولي ، أو من 368

الترسيب المتطور في الرواسب (Armenteros، 2010 Leng et al.، 2010). في نار جولو ، 369

يمكن استبعاد السابق لأن جيولوجيا الحفرة يهيمن عليها البازلت والإجيمبرايت. 370

الدولوميتات الأولية نادرة في رواسب البحيرة ، ولكن حيثما تحدث فإنها تميل إلى أن تحتوي على 371

(الشكل أ -6). من الممكن أن يكون الدولوميت قد تشكل بشكل أصلي داخل الرواسب ، 373

استبدال الكالسيت أو الأراغونيت أثناء التكوّن المبكر. أصل عضوي المنشأ معقول ، 374

بالنظر إلى أن الدولوميت غني بالكالسيوم (متوسط ​​نسبة الكالسيوم / المغنيسيوم لبلورات الدولوميت هو 2.3) 375

(Vasconcelos and McKenzie، 1997 Armenteros، 2010) وبسبب الطبيعة المسامية لـ 376

بلورات (الشكل A.6 Deng et al. ، 2010). بغض النظر عن الوضع الفعلي للتكوين ، فهو 377

من المقبول على نطاق واسع أن تكوين الدولوميت يتطلب كمية كافية من المغنيسيوم (Mazzullo ، 2000) ، لذلك 378

يشير ظهور الدولوميت في الرواسب إلى أن المغنيسيوم كان أعلى من 379

تتركز أكثر مما كانت عليه في الأوقات التي تكون فيها الأراجونيت أو الكالسيت. تم ترسيب الدولوميت أيضًا 380

في أوقات مماثلة في أواخر الهولوسين في بحيرة مار أخرى في نفس المنطقة (Eski Acıgöl 381

Roberts et al. ، 2001) ، مما يشير إلى أصل مشترك مرتبط بمستويات البحيرات المنخفضة والمناخ الجاف 382

شروط. δ18 تكون قيم الأوكربونات أعلى عند وجود الدولوميت ، وتكون أقل في مناطق الأراجونيت

والأدنى في مناطق الكالسيت ، يظهر ذلك مرة أخرى δ18O قيم تتبع اتجاهات التبخر. 384

5.2 إعادة بناء المناخ المائي 386

5.2.1 أواخر العصر الجليدي 388

تفتقر إلى التحكم الزمني الكامل تحت 1965 سم. ومع ذلك ، فإن الانخفاض δ18 قيم الأوكربونات

والرواسب المتنوعة من 2053 سم إلى أسفل التسلسل الأساسي تشير إلى 391 رطوبة

الفترة ربما في وقت Bølling-Allerød والأعلى δ18 قيم الكربونات ،

الأراجونيت / الدولوميت والرواسب غير المتعرجة 1965-2053 سم (الشكل 3) تشير إلى فترة الجفاف 393

في وقت الأصغر درياس. سيتبع هذا نمط المناخ المائي الجليدي المتأخر 394

أعيد بناؤها سابقًا في المنطقة (مثل Jones et al. ، 2007 Kotthoff et al. ، 2008 Wilson et 395

حجم التغيير في δ18O أثناء الانتقال بأكمله من Younger Dryas-397

عمر فترة الجفاف في الهولوسين هو 5.2 ‰ (الشكل 4). بسبب التسلسل الزمني 398

عدم اليقين ، ليس من الممكن حساب المدة التي استغرقها الانتقال بأكمله بدقة ، ولكن 399

بناءً على معدلات ترسب الأقسام المجاورة يمكننا تقدير أنها استغرقت 200 عام. أكثر من نصف 400

التابع δ18 يحدث الانتقال الكربوني (2.9 ‰) في 9 سنوات مختلفة فقط (الشكل 4) ، على الرغم من أنه بعد ذلك

التحول هناك تغيير مرة أخرى إلى أعلى δ18 القيم الكربونية ، في رحلة تستغرق 27 فارفي

سنوات ، قبل أن يعود إلى أدنى δ18Ocarbonate. طبيعة الانتقال التي سجلتها

يمكن أن تشير الأوكربونات إلى استجابة غير خطية لـ δ18 كربونات لتغير المناخ و / أو ذلك

كان انتقال المناخ نفسه غير خطي. 405

5.2.2 اتجاهات الهولوسين العامة 409

نار جلو δ18 سجل Ocarbonate مشابه لبحيرة أخرى δ18O سجلات من الشرقية

البحر الأبيض المتوسط ​​(الشكل 5) (روبرتس وآخرون ، 2008 2011). على وجه التحديد ، هناك منخفضة δ18Ocarbonate

القيم في Nar Gölü في الهولوسين المبكر والانتقال الواضح والمستدام إلى قيم أعلى 413

(وإن توقفت بسبب تقلبات مقياس المئوية) التي تبدأ

7600 سنة قبل الميلاد وينتهي 414

4000 سنة BP (الشكل 5). هذه الفترة عالية δ18Ocarbonate في Nar Gölü يستمر حتى

سنوات BP. هذه الأوقات مماثلة لسجلات أخرى من المنطقة (روبرتس وآخرون ، 2011). 416

هناك تحولات من الكالسيت قبل

6500 سنة قبل الميلاد إلى الأراجونيت والدولوميت لمعظم 417

الهولوسين المتأخر ، من رواسب متغيرة إلى رواسب غير متنوعة في بعض الأحيان ومن منخفض إلى مرتفع 418

كربونات. هذا يدعم تفسير الهولوسين δ18Ocarbonate في الشرقية

كربونات بحيرة البحر الأبيض المتوسط ​​كاستجابة لتوازن المياه (جونز وروبرتس ، 2008) ، 420

موسمية هطول الأمطار (Stevens et al. ، 2001 2006) ، منذ التغيرات في الكربونات 422

علم المعادن وعلم الصخر و δيمكن أن تتأثر الكربونات بالتغيرات في توازن الماء ولكن لا تتأثر

مباشرة بالعاملين الآخرين (Leng and Marshall، 2004). 424

5.2.3 "الأحداث" على مستوى الذكرى المئوية في الهولوسين المبكر 428

كانت الفترتان الرئيسيتان لتغير المناخ على نطاق مئوي في الهولوسين المبكر 430

تم تحديده من سجلات المناخ القديم لمنطقة شمال الأطلسي: ما يسمى 9.3ka و 8.2ka 431

"الأحداث" (Rasmussen et al. ، 2006). تغير المناخ في وقت الحدث 8.2ka كان 432

محددة في بعض سجلات شرق البحر الأبيض المتوسط ​​(Bar-Matthews et al.، 2003 Landmann and 433

Kempe ، 2005 Turner et al. ، 2008) ، ومع ذلك ، فإن عدم وجود سجلات عالية الدقة يعني 434

كان التحقيق في التغييرات على نطاق المئوية الأخرى في الهولوسين المبكر محدودًا. 435

عدم اليقين في تاريخ U-Th عند 1949 سم يعني أنه من غير الممكن التحقيق بشكل كامل فيما إذا كان 436

وقعت أحداث الهولوسين المبكرة بشكل متزامن في Nar Gölü و NGRIP. ومع ذلك ، فهو 437

يمكن العد من خلال الرواسب المتنوعة من بداية الهولوسين لتأسيس 438

ما إذا كانت هناك أي تغييرات في Nar Gölü حدثت في نفس الفترة الزمنية من 439

بداية الهولوسين في وسط تركيا كتغييرات مكافئة بعد بداية الهولوسين 440

في جرينلاند. نحدد مدد الأحداث بالعين ببساطة ، باتباع منطق 441

دالي وآخرون. (2011) أن الأساليب الإحصائية قد لا تكون مناسبة عند مقارنة 442

هناك تحول إلى جفاف متزايد في Nar Gölü

2،340 سنة بعد بداية 444

الهولوسين ، مشابه جدًا لعدد السنوات التي تلت بداية الهولوسين 9.3ka 445

السجلات من منطقة شمال الأطلسي مثل Ammersee (von Grafenstein et al. ، 1999) تستمر 447

100 عام ، في Nar Gölü تستمر الرحلة

300 سنة (الشكل 6). الجفاف النسبي في 448

يستمر الوقت أيضًا لفترة أطول في السجلات الأخرى البعيدة عن شمال المحيط الأطلسي ، على سبيل المثال 449

Dongge في الصين ، حيث تستمر الرحلة

200 عام (Dykoski et al. ، 2005). 450

هناك ذروة في δ18Ocarbonate في Nar Gölü ابتداء من

بعد 3400 عام من بدء

الهولوسين ، في وقت قريب من "حدث" 8.2ka في NGRIP. ومع ذلك ، يبدو أن هذا هو 452

ذروة اتجاه نظير أطول يشمل

300 سنة (الشكل 6). يوجد أيضًا مفتاح 453

من الكالسيت إلى رواسب الأراجونيت

400 سنة في وقت أعلى قيم النظائر. 454

شوهد "الحدث" 8.2ka عبر نصف الكرة الشمالي (Alley et al. ، 1997 Alley و 455

Ágústsdóttir ، 2005 موريل وجاكوبسن ، 2005). في NGRIP يتم تعريفه على أنه يستمر 160 سنة 456

(توماس وآخرون ، 2007) ، وفي سجلات نظائر أخرى من منطقة شمال الأطلسي

سنوات (دالي وآخرون ، 2011). ومع ذلك ، بخلاف عدد قليل من السجلات (على سبيل المثال كهف Heshang في الصين 458

Liu et al.، 2013) ، بعيدًا عن منطقة شمال الأطلسي ، غالبًا ما تنتشر التأثيرات على 459

فترة زمنية أطول (Rohling and Pälike، 2005 Wiersma and Renssen، 2006 Thomas et al.، 460

2007) ، مع المزيد من التغييرات المفاجئة عند 8200 سنة BP فرضت على المدى الأطول 461

اتجاهات التبريد / التجفيف (Rohling and Pälike ، 2005). الفترات التي أصبح فيها المناخ أكثر جفافاً 462

مقارنة بمتوسط ​​ظروف الهولوسين المبكرة في السجلات من جميع أنحاء المناطق المدارية 463

8،500-7،800 سنة BP (Gasse ، 2000) ، ساحل البحر الأسود في تركيا

سنوات BP (Göktürk et al.، 2011) ولعدة مئات من السنين في كهف قنف في عمان 465

(Fleitmann et al.، 2003 2007) (الشكل 6). حدث جاف بين تلك التي تتمحور حول

٨٢٠٠ سنة تُرى BP في كل من Nar Gölü و Qunf ، وكذلك التحولات إلى الأسفل δ18Ocarbonate إما

جانب من هذا الحدث الجاف (الشكل 6). 468

5.2.4 "الأحداث" على نطاق المئوية في منتصف إلى أواخر الهولوسين 472

أكثر من 2000 عام من البيانات إما مفقودة من التسلسل الأساسي أو غير معروضة على 474

الشكل 5 بسبب عدم اليقين في التسلسل الزمني (القسم 4.1). لذلك ، لا يمكن ذلك 475

للتحقيق فيما إذا كان الجفاف قد تم تحديده مسبقًا في المنطقة

(Bar-Matthews and Ayalon، 2011 Kuzucuoğlu et al.، 2011) وقعت في Nar Gölü. 477

ومع ذلك ، فمن الممكن التحقيق في التغييرات من 4400 سنة قبل الميلاد إلى يومنا هذا. 478

أولاً ، كان هناك & gt20٪ محتوى دولوميت

4،300 - 4،150 سنة BP ، مما يشير إلى فترة 479

توازن الماء السلبي (أي الظروف الجافة). بعد ذلك ، انخفضت مستويات الدولوميت إلى أقل من 480

20٪ الأعلى δحدثت قيم 18Ocarbonate في التسلسل بأكمله عند

حددت الدراسات السابقة تجفيفًا كبيرًا

4،200-3،900 سنة BP في الشرق 482

البحر الأبيض المتوسط ​​(Cullen et al. ، 2000 Eastwood et al. ، 2007 Ulgen et al. ، 2012). هذا جاف 483

وقد أطلق على الفاصل الزمني 4.2ka "الحدث" ويتزامن مع تراجع الأكادية 484

الإمبراطورية في شمال بلاد ما بين النهرين (فايس ، 1993 كولين وآخرون ، 2000) والمملكة القديمة 485

مصر (ستانلي وآخرون ، 2003). 486

هناك إيجابية أخرى δ18- رحلة كربونية في نار جولو

بالتزامن مع فترة جفاف محددة في Eski Acıgöl and Van (Roberts et al. ، 2011) 488

(الشكل 5). هناك فترتان من ارتفاع الدولوميت (& gt20٪)

سنوات BP. هذه تشير مرة أخرى إلى ظروف أكثر جفافا من المتوسط ​​الألفي ، ووجود 490

من الرواسب غير المتنوعة في الفترة الأولى من هذه الفترات يمكن أخذها للإشارة إلى جفاف أكثر 491

المناخ في الفترة

4،300 - 4،150 سنة BP. الفترة

متزامن مع عدم اليقين في المواعدة مع الجفاف الذي شوهد عبر شرق البحر الأبيض المتوسط ​​493

(Roberts et al.، 2001 Verheyden et al.، 2008 Langgut et al.، 2013 Neugebauer et al.، 2015)، 494

في وقت ما يسمى انهيار / أزمة العصر البرونزي المتأخر (Kaniewski et al. ، 2013) عندما 495

2500-2300 سنة يمكن أن تتزامن BP مع بعض القمم التي شوهدت في 497

Eski Acıgöl δ18Ocarbonate سجل ، ولكن مطلوب المزيد من السجلات عالية الدقة من المنطقة

للمساعدة في تحديد ما إذا كان هناك رحلة واسعة النطاق لزيادة الجفاف في هذا الوقت. 499

5.2.5 التحول الكبير في δ18Ocarbonate في القرن السادس الميلادي 501

هناك تحول كبير إلى أكثر سلبية δ18- مادة الكربونات في القرن السادس الميلادي:

BP (الشكلان 5 و A.4). هذه الفترة منخفضة δ18Ocarbonate استمر حتى

من خلال ارتفاع مؤقت إلى قيم أعلى

1.090 سنة BP. بخلاف المقياس متعدد الألفيات 505

منتصف الهولوسين الانتقالي ، هو الأكبر δ18O تحول في السجل ، أكثر وضوحا 506

من أواخر العصر الجليدي إلى الهولوسين. حول شرق البحر الأبيض المتوسط ​​، تحول إلى 507

تم استنتاج الظروف الأكثر رطوبة في هذا الوقت في كهف سوريك (أورلاند وآخرون ، 2009) ، بحيرة تيسر 508

(Kuzucuoğlu وآخرون ، 2011) ، وشرق البحر الأبيض المتوسط ​​(Schilman et al. ، 2001) و 509

البحر الميت (نيومان وآخرون ، 2007). ومع ذلك ، فقط في Nar Gölü هو التحول من ارتفاع 510

الحجم. وكذلك التحول إلى الأدنى δ18Ocarbonate ، مما يدل على التحول إلى أكثر إيجابية

التوازن المائي ، والتحول من الأراجونيت إلى ترسيب الكالسيت ، وبيانات تجميع المشطورة 512

(وودبريدج وروبرتس ، 2011) ، تشير أيضًا إلى تحول إلى ظروف أكثر رطوبة. 513

5.3 العوامل الدافعة للمناخ المائي لشرق البحر الأبيض المتوسط 515

إن سرعة الانتقال المتأخر من العصر الجليدي إلى الهولوسين في نار جولو يمكن مقارنتها بـ 517

التي شوهدت في سجلات درجات الحرارة من منطقة شمال الأطلسي (على سبيل المثال von Grafenstein et al. ، 518

1999 راسموسن وآخرون ، 2006). هذا يشير إلى وجود اتصال قوي بين الشمال 519

المحيط الأطلسي وشرق البحر الأبيض المتوسط. يُلاحظ أيضًا انتقال سريع إلى الهولوسين في عام 520

الصين (Wang et al.، 2001 Ma et al.، 2012 Orlando et al.، in press) (انظر الشكل 1 لمعرفة المواقع). 522

يكون الانتقال أكثر تدريجيًا في اختلافات Dongge بين speleothem الصيني 523

يمكن أن تكون السجلات مرتبطة بالاختلافات في التأثيرات النسبية للرياح الموسمية الهندية و 524

الرياح الموسمية الشرقية الآسيوية والغربية في مواقع مختلفة (Huang et al. ، 2015). 525

بشكل عام ، كان وسط تركيا أكثر جفافاً عندما كان شمال الأطلسي أكثر برودة: عند 526

وقت الأصغر درياس ، في

3100 سنة BP. تباطؤ دوران شمال الأطلسي الحراري الملحي بسبب الجليد 528

تم اقتراح الفيضانات المفاجئة كأسباب لـ Younger Dryas (Teller ، 2012) ، 9.3ka 529

(Fleitmann et al.، 2008 Yu et al.، 2010) and 8.2ka (Thomas et al.، 2007 Hoogakker et al.، 530

2011 Hoffman et al.، 2012) حلقات التبريد. على الرغم من عدم وجود إشارة مناخية واضحة في 531

4200 و 3100 سنة BP ، زيادات في حطام الطوافات الجليدية في الشمال 532

تحدث الأطلسي المعروفة باسم أحداث بوند 3 و 2 (بوند وآخرون ، 1997) في هذه الأوقات. أ 533

كمية كبيرة من الأمطار التي تهطل في وسط تركيا لها أصول شمال الأطلسي 534

(Harding et al.، 2009 Türkeş et al.، 2009) لذا فإن الانخفاض في التولد الدوري في هذه الأوقات الباردة 535

من المحتمل أن يكون قد قلل من تواتر مسارات العواصف وربما تغير مسارها 536

من المحيط الأطلسي. من المحتمل أيضًا حدوث انخفاض ناتج في التكوّن الحلقي المتوسطي. 537

معًا ، كان من الممكن أن يؤدي ذلك إلى انخفاض هطول الأمطار في شرق البحر المتوسط ​​(بارتوف وآخرون ، 538

2003 Prasad et al. ، 2004 Rowe et al. ، 2012). 539

تأثير شمال الأطلسي من خلال المحيط و / أو دوران الغلاف الجوي 540

يمكن أن يفسر قمم الجفاف في Nar Gölü في هذه الأوقات ، لكنه لا يفسر سبب وجود 541

9،300 و 8،200 سنة تدوم BP لفترة أطول في Nar Gölü وغيرها من السجلات خارج 542

منطقة شمال الأطلسي (Rohling and Pälike ، 2005) من "أحداث" التبريد في الشمال 543

الأطلسي. بينما يُنظر إلى التغييرات في شمال الأطلسي على أنها محرك رئيسي لـ Eastern 544

المناخ المائي للبحر الأبيض المتوسط ​​في الحاضر والماضي ، وقد ثبت أن 545 آخرين

2006 Ziv et al.، 2006) ومؤشر نمط بحر الشمال - بحر قزوين (Kutiel and Türkeş، 2005). 547

جونز وآخرون. (2006) استخدم سجل NAR01 / 02 الذي يبلغ 1720 عامًا لإظهار التغييرات في الشمال 548

الأطلسي له تأثير أكبر على ظروف الشتاء والتغيرات في الصيف الهندي 549

تؤثر الرياح الموسمية بشكل أكبر على ظروف الصيف في Nar Gölü. روهلينج وبايك 550

(2005) تشير إلى أن إشارة الحدث 8.2k الحادة يمكن رؤيتها بشكل أكبر في الوكلاء الذين يعتمدون على الشتاء مع 551

8500-8000 سنة تدهور المناخ BP أكثر وضوحا في الصيف المرجحة 552

الوكلاء. يبدو أن هناك فصول صيف أكثر جفافاً في Nar Gölü على مدى 1720 سنة الماضية عندما كان 553

الرياح الموسمية أكثر كثافة (جونز وآخرون ، 2006) ، يُفترض أنها مرتبطة بتعزيز 554

الفرع النازل لخلية هادلي والرياح الشمالية المتزايدة فوق شرق 555

البحر الأبيض المتوسط ​​في هذه الأوقات (Raicich et al.، 2003 Tyrlis et al.، 2013). ومع ذلك،

سنوات BP ، نرى علاقة مختلفة ، مع التحولات المصاحبة على ما يبدو في Nar Gölü و 557

القنف لظروف أكثر جفافا مرتبطة ، على الأقل في الحالة الأخيرة ، برياح موسمية أقل شدة 558

(فليتمان وآخرون ، 2003). تم اقتراح انخفاض إنتاج الطاقة الشمسية كسبب واسع النطاق لـ 559

تدهور المناخ الكامن

8500-8000 سنة BP (Neff et al.، 2001 Gupta et al.، 2005560

Rohling and Pälike ، 2005). قد يفسر هذا ضعف الرياح الموسمية ، لكنها لا تزال 561

من غير الواضح كيف أن انخفاض الطاقة في النظام المناخي سيؤدي إلى زيادة التبخر في 562

الصيف في Nar Gölü. ومن شأن انخفاض هطول الأمطار في الصيف أن يعطي إشارة مماثلة إلى أكثر من 563

قيم النظائر الإيجابية ، لكن العديد من المؤلفين يشيرون إلى أن هطول الأمطار في الصيف منخفض 564

في جميع أنحاء الهولوسين المبكر ، مع هطول أمطار غزيرة فقط في الشتاء (انظر 565

المناقشة أدناه). مهما كان السبب ، يتغير في شمال الأطلسي

أدى بالإضافة إلى ذلك إلى فصول شتاء أكثر جفافا (هطول أقل) وحتى أعلى δ18- كاربونات في نار جولو

يمثل الحد الأقصى للقمة في Nar Gölü في هذا الوقت. 568

هناك تحول كبير متعدد الألفيات في مناخ الهولوسين المائي شوهد في نار 569

Gölü وسجلات أخرى من شرق البحر الأبيض المتوسط ​​(مثل Roberts et al. ، 2001 Eastwood 570

وآخرون ، 2006 Renssen et al. ، 2006): منتصف الهولوسين الانتقالي. هذا يشير إلى أن هناك 572

محركات إضافية للمناخ المائي في شرق البحر الأبيض المتوسط ​​، في هذه الحالة على نطاق الألفية. 573

تم ربط انتقال منتصف الهولوسين بانخفاض في صيف نصف الكرة الشمالي 574

التشمس من أقصى الهولوسين المبكر (deMenocal et al. ، 2000 Braconnot et al. ، 575)

2007 Fleitmann et al. ، 2007 Renssen et al. ، 2007). زيادة هطول الأمطار في الصحراء الأفريقية 576

في الهولوسين المبكر كان سبب حركة الشمال الاستوائية 577

منطقة التقارب والأمطار الموسمية المرتبطة بهذه الذروة في التشمس (شنايدر وآخرون ، 578

2014) ، لكن التأثير المباشر للرياح الموسمية الأفريقية لا يُعتبر عمومًا أنه يحتوي على 579

وصلت إلى شرق البحر المتوسط ​​(Arz et al.، 2003 Brayshaw et al.، 2011a). صيف 580

استمر الجفاف لعدة آلاف من السنين في الهولوسين في شرق البحر الأبيض المتوسط ​​581

(Turner et al.، 2010 Peyron et al.، 2011 Vanniere et al.، 2011). بدلا من ذلك ، الرطب في وقت مبكر 582

يبدو أن الهولوسين في شرق البحر الأبيض المتوسط ​​كان نتيجة لزيادة 583

أتاح هطول الأمطار في المواسم الأخرى ، وخاصة الشتاء (Brayshaw et al. ، 2011b) ، 584

بسبب زيادة الحرارة المتبقية في شمال المحيط الأطلسي والبحر الأبيض المتوسط ​​حتى 585

نتيجة للتشمس الصيفي العالي (Tzedakis ، 2007) ، وزيادة تكوين الدورة الدموية. من خلال 586

الهولوسين ، أدى الانخفاض في التشمس السنوي إلى ضعف وانزياح قطبي من 587

مسار العاصفة (بلاك وآخرون ، 2011) ، وللظروف الأكثر جفافاً في شرق البحر الأبيض المتوسط. 588

استخدام δ18 بيانات معادن الكربونات والكربونات ، على تسلسل أساسي مؤرخ بواسطة U-Th

و varve counting ، فقد كان من الممكن توفير مناخ مائي عالي الدقة 593

إعادة إعمار شرق البحر الأبيض المتوسط. نظهر ظروفًا جافة نسبيًا في ذلك الوقت 594

من أصغر درياس ، عصر الهولوسين المبكر الرطب وانتقال منتصف الهولوسين إلى جفاف 595

أصبح المناخ أكثر جفافاً من المتوسط ​​الألفي

9،300 و 8،200 و 4،200 و 3100 سنة BP. 597

اقترحت دراسات أخرى سابقًا وجود صلة بين المناخ المائي لشرق البحر الأبيض المتوسط ​​598

والتغيرات في شمال الأطلسي خلال العصر الجليدي الأخير (على سبيل المثال Bartov et al. ، 2003) وأواخر 599

Holocene (على سبيل المثال ، Jones et al. ، 2006) ، ولكن فقط مع السجل عالي الدقة المعروض هنا 600

أنه يمكننا إثبات أن هذا كان هو الحال في الهولوسين المبكر أيضًا. نظهر أن جاف 601

شذوذ مناخي خلال أواخر العصر الجليدي وعبر الهولوسين في وسط تركيا 602

يبدو أنه يحدث في نفس الوقت الذي يحدث فيه شذوذ بارد في شمال المحيط الأطلسي. هذا يشير إلى 603

الاتصال عن بعد بين المنطقتين ، عن طريق التغييرات في cyclogenesis وفي التردد و 604

مسار مسارات العواصف من المحيط الأطلسي. ومع ذلك ، فإن فترة انتقال منتصف الهولوسين والأطول 605

تشير مدة 9.3ka و 8.2ka الشذوذ في Nar Gölü إلى وجود ضوابط إضافية 606

على المناخ المائي لشرق البحر الأبيض المتوسط. 607

تم تمويل JRD من قبل NERC PhD منحة NE / I528477 / 1 (2010-2014). النظائر المشعة و U-Th 611

تم تمويل العمل من خلال منح NIGFSC IP / 1198/1110 و IP / 1237/0511 إلى MDJ. كان العمل الميداني 612

بدعم من National Geographic والمعهد البريطاني في أنقرة منحًا إلى CNR. إم جي إل 613

أشرف على عمل النظائر المستقرة وساعد JRD و MDJ و SEM في تفسير 614

هذه البيانات ، وقد طور HJS طريقة التفاعل الانتقائي للعينات التي تحتوي على كل من 615

الكالسيت والدولوميت. قاد SRN و DS عمل U-Th. JRD و MDJ و CNR و WJE و SEM 616

تقييم الآثار المترتبة على علم المناخ القديم الإقليمي. ساهم جميع المؤلفين بـ 617

فكريا للمخطوطة ووافقت على النسخة النهائية. نود أن نشكر 618

أولئك الآخرون الذين ساهموا في العمل الميداني في عام 2010 في Nar Gölü: Hakan Yiğitbaşıoğlu ، Fabien 619

Arnaud و Emmanuel Malet و Ersin Ateş و Çetin Şenkul و Gwyn Jones و Ryan Smith و Ceran 620

كندريك ، إيوان وودلي ، جوناثان لويس ، كارول أروسميث ، غراهام موريس ، تيريزا 622

قدم كل من نيدهام وديفيد كليفت الدعم المخبري. نحن ممتنون بشكل خاص لـ 623

Samantha Allcock للمساعدة في الميدان ومع التهم المتغيرة. يمكن أن تكون البيانات الأساسية 624

الموجودة في المواد الموجودة على الإنترنت. أخيرًا ، نشكر اثنين من المراجعين المجهولين على 625 الشامل

التعليقات التي حسنت المخطوطة الأصلية. تم نشر هذا العمل بإذن من 626

المدير التنفيذي لهيئة المسح الجيولوجي البريطانية. 627

Adkins، J.، DeMenocal، P.، Eshel، G.، 2006. The & # 34African Period period & # 34 and the Record of 631

القاع البحري من زيادة Th-230 في فتحة برنامج الحفر في المحيط 658C. 632

علم الحفريات القديمة 21 ، PA4203. 633

Akurgal ، E. ، 2001. الحضارات Hattian و Hittite. وزارة الثقافة ، أنقرة.

Al-Aasm، I.S.، Taylor، B.E.، South، B.، 1990. تحليل النظائر المستقرة للكربونات المتعددة 635

العينات باستخدام الاستخلاص الحمضي الانتقائي. كيم جيول 80 ، 119-125. 636

Alley ، R.B. ، Ágústsdóttir ، AM ، 2005. حدث 8k: سبب وعواقب 637 رئيسيًا

الهولوسين تغير المناخ المفاجئ. كوات سسي القس 24 ، 1123-1149. 638

Alley، R.B.، Mayewski، P.A.، Sowers، T.، Stuiver، M.، Taylor، K.C، Clark، P.U.، 1997. 639

عدم الاستقرار المناخي في عصر الهولوسين: حدث بارز وواسع النطاق منذ 8200 عام. الجيولوجيا 25 ، 640

ألموجي لابين ، أ ، بار ماثيوز ، إم ، شريكي ، دي ، كولوسوفسكي ، إي ، باتيرن ، إم ، شيلمان ، بي ، 642

Ayalon، A.، Aizenshtat، Z.، Matthews، A.، 2009. التباين المناخي خلال الفترة الماضية

كا من جنوب وشمال حوض بلاد الشام كما يتضح من السجلات البحرية و 644

Armenteros، I.، 2010. Diaganesis of Carbonates in Continental Settings، in: Alonso-Zara، 646

AM ، Tanner ، L.H. (محرران) ، التطورات في مجلد علم الرواسب. 62. الجيوكيمياء ، 647

التخلخل والتطبيقات. إلسفير ، أمستردام ، ص 61-152. 648

Arz، H.W.، Lamy، F.، Patzold، J.، Muller، P.J.، Prins، M.، 2003. رطوبة البحر المتوسط ​​649

مصدر لفترة رطبة من الهولوسين المبكر في شمال البحر الأحمر. العلوم 300، 118-650

بار-ماثيوز ، م ، أيالون ، أ. ، كوفمان ، أ. ، 1997. أواخر العصر الرباعي القديم في 652

منطقة شرق البحر الأبيض المتوسط ​​من تحليل النظائر المستقرة من speleothems في Soreq 653

الكهف ، إسرائيل. Quat Res 47، 155-168. 654

Bar-Matthews، M.، Ayalon، A.، Kaufman، A.، Wasserburg، G.J.، 1999. The Eastern 655

المناخ القديم للبحر الأبيض المتوسط ​​كانعكاس للأحداث الإقليمية: كهف سوريك ، إسرائيل. الأرض 656

كوكب Sc Lett 166 ، 85-95. 657

Bar-Matthews، M.، Ayalon، A.، 2011. كشفت التغيرات المناخية في منتصف الهولوسين بواسطة high-658

قرار speleothem يسجل من كهف سوريك ، إسرائيل وعلاقتهم بـ 659

التغيرات الثقافية. الهولوسين 21 ، 163-171. 660

Bar-Matthews، M.، Ayalon، A.، Gilmour، M.، Matthews، A.، Hawkesworth، CJ، 2003. Sea-661

العلاقات النظيرية للأكسجين على الأرض من المنخربات العوالقية و speleothems في 662

منطقة شرق البحر الأبيض المتوسط ​​وآثارها على سقوط باليورو خلال العصر الجليدي 663

فترات. Geochim Cosmochim Acta 67، 3181-3199. 664

Bartov ، Y. ، Goldstein ، S.L. ، Stein ، M. ، Enzel ، Y. ، 2003. حلقات قاحلة كارثية في 665

ربط شرق البحر الأبيض المتوسط ​​بأحداث هاينريش شمال الأطلسي. الجيولوجيا 31 ، 666

Baudrand، M.، Aloisi، G.، Lecuyer، C.، Martineau، F.، Fourel، F.، Escarguel، G.، Blanc-668

تركيبات نظائر الكربون والأكسجين مستقرة من الكالسيت والدولوميت في الطبيعي 670

مخاليط. أبل جيوتشيم 27 ، 257-265. 671

Berner، RA، 1975. دور المغنيسيوم في النمو البلوري للكالسيت والأراجونيت 672

من مياه البحر. Geochim Cosmochim Acta 39 ، 489-504. 673

بيشوف ، جيه إل ، فيتزباتريك ، ج.أ ، 1991. تأريخ سلسلة U للكربونات غير النقية - أيزوكرون 674

تقنية باستخدام حل العينة الكلية. Geochim Cosmochim Acta 55، 543-554. 675

Black، E.، Brayshaw، D.، Black، S.، Rambeau، C.، 2011. using Proxy Data، Historical Climate 676

نماذج البيانات والمناخ للتحقيق في التجفيف خلال الهولوسين ، في: Mithen، 677

إس ، بلاك ، إي (محرران) ، الماء ، الحياة والحضارة. مطبعة جامعة كامبريدج ، 678

بوند ، جي ، شاورز ، دبليو ، تشيسبي ، إم ، لوتي ، آر ، الماسي ، بي ، ديمينوكال ، بي ، بريوري ، بي ، كولين ، 680

H.، Hajdas، I.، Bonani، G.، 1997. دورة مقياس جيل الألفية في شمال الأطلسي 681

الهولوسين والمناخات الجليدية. علم 278، 1257-1266. 682

Braconnot، P.، Otto-Bliesner، B.، Harrison، S.، Joussaume، S.، Peterchmitt، J.Y.، Abe-Ouchi، 683

A.، Crucifix، M.، Driesschaert، E.، Fichefet، T.، Hewitt، CD، Kageyama، M.، Kitoh، A.، 684

Loutre ، M.F. ، Marti ، O. ، Merkel ، U. ، Ramstein ، G. ، Valdes ، P. ، Weber ، L. ، Yu ، Y. ، Zhao ، 685

Y. ، 2007. نتائج محاكاة PMIP2 المقترنة لمنتصف الهولوسين والجليد الأخير 686

الحد الأقصى - الجزء 2: ردود الفعل مع التركيز على موقع ITCZ ​​ومتوسط ​​و 687

موازنة الحرارة في خطوط العرض العالية. Clim Past 3 ، 279-296. 688

Brayshaw، D.، Black، E.، Hoskins، B.، Slingo، J.، 2011a. المناخات الماضية للشرق الأوسط ، في: 689

ميثن ، س ، بلاك ، إي (محرران) ، الماء والحياة والحضارة. مطبعة جامعة كامبريدج ، 690

Brayshaw، D.J.، Rambeau، CMC، Smith، SJ، 2011b. التغيرات في مناخ البحر الأبيض المتوسط ​​692

خلال الهولوسين: رؤى من نمذجة المناخ العالمية والإقليمية. هولوسين 693

Castañeda، I.S.، Schefuss، E.، Patzold، J.، Damste، JSS، Weldeab، S.، Schouten، S.، 2010. 695

تغيرات درجة حرارة سطح البحر على نطاق الألفية في شرق البحر الأبيض المتوسط ​​(النيل 696

منطقة دلتا نهر) على مدى 27000 سنة الماضية. علم الحفريات القديمة 25 ، PA1208. 697

Cheng، H.، Edwards، R.L.، Shen، C.، Polyak، V.J.، Asmerom، Y.، Woodhead، J.، Hellstrom، J.، 698

Wang، Y.، Kong، X.، Spötl، C.، Wang، X.، Alexander، E. J.، 2013. التحسينات في 699

التأريخ ، قيم عمر النصف 230Th و 234U ، والقياسات النظيرية U-Th بمقدار 700

متعدد المجمعات حثي مطياف الكتلة البلازما. كوكب الأرض Sc 701

كريج ، هـ. ، 1957. المعايير النظيرية للكربون والأكسجين ومعاملات التصحيح للكتلة -703

التحليل الطيفي لثاني أكسيد الكربون. Geochim Cosmochim Acta 12، 133-149. 704

Cullen، HM، deMenocal، P.B.، 2000. تأثير شمال الأطلسي على نهري دجلة والفرات 705

التدفق. Int J Climatol 20 ، 853-863. 706

كولين ، إتش إم ، دي مينوكال ، بي بي ، هيمنج ، إس ، هيمنج ، جي ، براون ، إف إتش ، جيلدرسون ، تي ، 707

Sirocko، F.، 2000. تغير المناخ وانهيار الإمبراطورية الأكادية: دليل 708

من أعماق البحار. الجيولوجيا 28، 379-382. 709

Daley ، T.J. ، Thomas ، ER ، Holmes ، J.A. ، Street-Perrott ، FA ، Chapman ، MR ، Tindall ، JC ، 710

Valdes، P.J.، Loader، NJ، Marshall، J.D.، Wolff، E.W.، Hopley، P.J.، Atkinson، T.، 711

Barber ، K.E. ، Fisher ، E.H. ، Robertson ، I. ، Hughes ، P.D.M. ، Roberts ، CN ، 2011. The 712

8200 سنة حدث بارد BP في سجلات نظائر مستقرة من منطقة شمال الأطلسي. الكرة الأرضية 713

كوكب تشانغ 79 ، 288-302. 714

Dean ، J.R. ، 2014. تحليل النظائر المستقرة والتأريخ في أواخر العصر الجليدي والهولوسين 715

رواسب لاكوسترين من وسط تركيا. دكتوراه ، نوتنغهام. 716

دين ، جيه آر ، جونز ، دكتوراه في الطب ، لينج ، إم جي ، سلون ، إتش جيه ، روبرتس ، سي إن ، وودبريدج ، J. ، سوان ، 717

آخر ألفي عام أعيد بناؤها من تركيبة نظائر الأكسجين للكربونات 719

والسيليكا المشطورة من نار جولو ، وسط تركيا. كوات سسي القس 66 ، 35-44. 720

دين ، جيه آر ، إيستوود ، دبليو جيه ، روبرتس ، سي إن ، جونز ، دكتور في الطب ، ييجيتباشي أوغلو ، إتش ، ألكوك ، إس إل ، 721

Woodbridge، J.، Metcalfe، S.E.، Leng، M.J.، in press. 722- متابعة الإشارة المائية المناخية

من بحيرة إلى رواسب: دراسة ميدانية من وسط تركيا. J Hydrol. 723

De Choudens-Sanchez، V.، Gonzalez، L.A.، 2009. ترسيب الكالسيت والأراغونيت تحت 725

التشبع اللحظي الخاضع للرقابة: توضيح دور حالة التشبع Caco (3) 726

و Mg / Ca نسبة على تعدد أشكال كربونات الكالسيوم. J الرواسب 79 ، 363-376. 727

دي مينوكال ، بي ، أورتيز ، جيه ، جيلدرسون ، تي ، آدكنز ، جيه ، سارنتين ، إم ، بيكر ، إل ، ياروسينسكي ، إم ، 728

2000. البداية والانتهاء المفاجئ للفترة الأفريقية الرطبة: المناخ السريع 729

الاستجابات للتأثير التشوه التدريجي. كوات سسي القس 19 ، 347-361. 730

Deng، S.C.، Dong، H.L.، Lv، G.، Jiang، HC، Yu، BS، Bishop، ME، 2010. Microbial 731

ترسيب الدولوميت باستخدام البكتيريا المختزلة للكبريتات والبكتيريا المحبة للملوحة: النتائج من 732

بحيرة تشينغهاي ، هضبة التبت ، شمال غرب الصين. كيم جيول 278 ، 151-159. 733

Douarin، M.، Elliot، M.، Noble، SR، Sinclair، D.، Henry، L.-A، Long، D.، Moreton، SG، 734

روبرتس ، جي إم ، 2013. نمو الشعاب المرجانية والتلال في المياه الباردة في شمال شرق المحيط الأطلسي 735

خلال الهولوسين: سلسلة U عالية الدقة و 14 درجة مئوية. كوكب الأرض Sc 736

Dykoski، CA، Edwards، R.L.، Cheng، H.، Yuan، D.X.، Cai، Y.J.، Zhang، ML، Lin، Y.S.، 738

Qing ، JM ، An ، Z.S. ، Revenaugh ، J. ، 2005. هولوسين عالي الدقة ، مؤرخ بالمطلق 739

والرياح الموسمية الآسيوية غير الجليدية من كهف دونغ ، الصين. كوكب الأرض Sc Lett 740

Eastwood، W.J.، Leng، M.J.، Roberts، N.، Davis، B.، 2007. Holocene Climate change in the 742

منطقة شرق البحر الأبيض المتوسط: مقارنة بين النظائر المستقرة وبيانات حبوب اللقاح من بحيرة 743

غول حصار ، جنوب غرب تركيا. J Quat Sci 22، 327-341. 744

Edwards، R.L.، Chen، J.H.، Wasserburg، G.J.، 1987. 238U، 234U، 230Th، 232Th systematics and 745

القياس الدقيق للوقت على مدى 500000 سنة الماضية. كوكب الأرض Sc Lett 81 ، 746

Edwards، R.L.، Gallup، CD، Cheng، H.، 2003. سلسلة تأريخ اليورانيوم البحرية و 748

كربونات لاكوسترين. القس مينرال جيوشيم 52 ، 363-40. 749

إنجلترا ، A. ، Eastwood ، WJ ، Roberts ، CN ، Turner ، R. ، Haldon ، JF ، 2008. Historical 750

تغيير المناظر الطبيعية في كابادوكيا (وسط تركيا): تحقيق علم الأحياء القديمة من 751

رواسب مغلفة سنويًا من بحيرة نار. الهولوسين 18, 1229-1245. 752

Fleitmann، D.، Burns، S.J.، Mangini، A.، Mudelsee، M.، Kramers، J.، Villa، I.، Neff، U.، Al-753

Subbary ، A.A. ، Buettner ، A. ، Hippler ، D. ، Matter ، A. ، 2007. Holocene ITCZ ​​and Indian 754

سجلت ديناميات الرياح الموسمية في الصواعد من عمان واليمن (سقطرى). كوات سسي 755

Fleitmann، D.، Burns، S.J.، Mudelsee، M.، Neff، U.، Kramers، J.، Mangini، A.، Matter، A.، 757

2003. تم تسجيل تأثير الهولوسين للرياح الموسمية الهندية في صواعد من جنوب 758

سلطنة عمان. علم 300، 1737-1739. 759

Fleitmann، D.، Mudelsee، M.، Burns، SJ، Bradley، RS، Kramers، J.، Matter، A.، 2008. 760

دليل على وجود شذوذ مناخي واسع الانتشار عند حوالي 9.2 كيلو كا قبل الوقت الحاضر. 761

علم الحفريات القديمة 23 ، PA1102. 762

Gasse، F.، 2000. التغيرات الهيدرولوجية في المناطق الاستوائية الأفريقية منذ العصر الجليدي الأخير 763

Gevrek، A.I.، Kazanci، N.، 2000. A Pleistocene، pyroclastic-poor maar من وسط الأناضول، 765

تركيا: تأثير الصدع المحلي على الانفجار البركاني. جيه فولكانول جوث ريس 766

Gierlowski-Kordesch، E.، 2010. Lacustrine Carbonates، in: Alonso-Zara، A.M.، Tanner، L.H. 768

(محرران) ، الكربونات في الإعدادات القارية: الأسطح والبيئات والعمليات. 769

إلسفير ، أمستردام ، ص 1-102. 770

Göktürk، O.M.، Fleitmann، D.، Badertscher، S.، Cheng، H.، Edwards، R.L.، Leuenberger، M.، 771

Fankhauser، A.، Tuysuz، O.، Kramers، J.، 2011. المناخ على الساحل الجنوبي للبحر الأسود 772

خلال الهولوسين: الآثار المترتبة على سجل الكهف الصوفي. كوات سسي القس 30 ، 773

Grossman ، E.L. ، Ku ، T.L. ، 1986. تجزئة نظائر الأكسجين والكربون في biogenic 775

أراجونيت - تأثيرات درجة الحرارة. كيم جيول 59 ، 59-74. 776

Gupta ، A.K. ، Das ، M. ، Anderson ، DM ، 2005. التأثير الشمسي على الرياح الموسمية الصيفية الهندية 777

خلال الهولوسين. جيوفيز ريس ليت 32 ، 17703. 778

هاردينج ، أ. ، بالوتيكوف ، جيه ، هولت ، ت. ، 2009. The Climate System ، في: Woodward ، J. (Ed.) ، The 779

الجغرافيا الطبيعية للبحر الأبيض المتوسط. مطبعة جامعة أكسفورد ، أكسفورد ، ص 69 - 88. 780

هاردي ، آر ، تاكر ، إم ، 1988. حيود مسحوق الأشعة السينية للرواسب ، في: تاكر ، إم. (محرر) ، 781

تقنيات في علم الرواسب. بلاكويل ، أكسفورد. 782

Hasse-Schramm، A.، Goldstein، S.L.، Stein، M.، 2004. U-Th تأريخ بحيرة ليسان (أواخر 783

البحر الميت البليستوسيني) أراجونيت وآثاره على الأنهار الجليدية في شرق البحر الأبيض المتوسط ​​784

تغير المناخ. جيوتشيم كوزموشيم أكتا 68 ، 985-1005. 785

هوفمان ، شبيبة ، كارلسون ، إيه إي ، وينسور ، ك ، كلينكهامر ، جي بي ، ليجراند ، إيه إن ، أندروز ، 786

JT ، Strasser ، JC ، 2012. ربط حدث 8.2 ka وتأثيره في المياه العذبة في 787

Hoogakker ، BA ، Chapman ، M.R. ، McCave ، I.N. ، Hillaire-Marcel ، C. ، Ellison ، C.R.W. ، 789

Hall ، I.R. ، Telford ، R.J. ، 2011. ديناميات كتل المياه العميقة في شمال المحيط الأطلسي خلال 790

الهولوسين. علم الحفريات 26 ، PA4214. 791

Hu، C.Y.، Henderson، GM، Huang، J.H.، Xie، S.، Sun، Y.، Johnson، K.R.، 2008. 792

القياس الكمي لهطول الأمطار الموسمية الآسيوية في الهولوسين من الكهف المنفصل مكانيًا 793

السجلات. كوكب الأرض Sc Lett 266 ، 221-232. 794

Huang، W.، Chen، J.H.، Zhang، X.J.، Feng، S.، Chen، F.H.، 2015. تعريف المنطقة الأساسية 795

من "النظام المناخي الذي يهيمن عليه الغرب" ، والعوامل المسيطرة عليه خلال عام 796

فترة الآلات. Science China: Earth Sciences 58، 676-684. 797

إيسار ، أ ، أدار ، إ. ، 2010. التطوير التدريجي لموارد المياه في الشرق الأوسط لعام 798

إمدادات المياه المستدامة في فترة تغير المناخ. فيل ترانس آر سوك لوند أ 368 ، 799

إيسار ، أ ، زوهار ، م ، 2007. تغير المناخ: البيئة وتاريخ الشرق الأدنى. 801

إيتو ، إي ، 2001. تطبيق تقنيات النظائر المستقرة على المواد غير العضوية والحيوية 803

الكربونات ، في: Last ، W.M. ، Smol ، JP (Eds.) ، تتبع التغير البيئي باستخدام 804

رواسب البحيرة. المجلد 2: الطرق الفيزيائية والجيوكيميائية. كلوير ، دوردريخت ، 805

Jimenez-Lopez، C.، Romanek، CS، Huertas، F.J.، Ohmoto، H.، Caballero، E.، 2004. Oxygen 807

تجزئة النظائر في كالسيت المغنيسيوم الاصطناعي. جيوتشيم كوزموشيم أكتا 68 ، 808

جونز ، دكتوراه في الطب ، 2004. السجلات عالية الدقة لتغير المناخ من Lacustrine Stable 810

النظائر خلال الألفين الأخيرين في غرب تركيا. دكتوراه بليموث. 811

جونز ، دكتوراه في الطب ، روبرتس ، سي إن ، 2008. تفسير سجلات نظائر بحيرة الهولوسين 812

Jones ، M.D. ، Leng ، M.J. ، Roberts ، CN ، Turkes ، M. ، Moyeed ، R. ، 2005. A coupled calibration 814

ونهج النمذجة لفهم سجلات نظائر الأكسجين لبحيرات اليابسة. ي 815

باليوليمنول 34 ، 391-411. 816

جونز ، دكتوراه في الطب ، روبرتس ، سي إن ، لينج ، إم جي ، 2007. قياس التغير المناخي خلال آخر 817

التحول الجليدي بين الجليديين على أساس علم الأحياء القديمة لنظائر البحيرة من وسط 818

ديك رومى. كوات ريس 67، 463-473. 819

جونز ، دكتوراه في الطب ، روبرتس ، سي إن ، لينج ، إم جي ، توركس ، إم ، 2006. دقة عالية متأخرة هولوسين 820

سجل نظير البحيرة من تركيا وروابطه بمناخ شمال المحيط الأطلسي والرياح الموسمية. 821

Kaniewski، D.، Van Campo، E.، Guiot، J.، Le Burel S.، Otto، T.، Baeteman، C.، 2013. 823

الجذور البيئية لأزمة العصر البرونزي المتأخر. بلوس ون 8: e71004. 824

Kelts، K.، Hsu، J.، 1978. ترسيب كربونات المياه العذبة، in: Lerman، A. (Ed.)، Lakes: 825

الجيولوجيا والكيمياء والفيزياء. Springer-Verlag ، نيويورك. 826

Kim، ST، O'Neil، J.R.، Hillaire-Marcel، C.، Mucci، A.، 2007. Oxygen isotope fractionation 827

بين الأراجونيت الاصطناعي والماء: تأثير درجة الحرارة و Mg2 + 828

تركيز. جيوتشيم كوزموشيم أكتا 71 ، 4704-4715. 829

Kitoh، A.، Yatagai، A.، Alpert، P.، 2008. أول نموذج إسقاط فائق الدقة من طراز 830

سوف يختفي "الهلال الخصيب" القديم في هذا القرن. رسائل البحث الهيدرولوجي 831

Kotthoff، U.، Koutsodendris، A.، Pross، J.، Schmiedl، G.، Bornemann، A.، Kaul، C.، Marino، 833

G. ، Peyron ، O. ، Schiebel ، R. ، 2011. تأثير أحداث البرد Lateglacial على الشمال 834

منطقة بحر إيجة أعيد بناؤها من بيانات الوكيل البحرية والبرية. J Quat Sci 26، 86-835

Kotthoff، U.، Muller، U.C.، Pross، J.، Schmiedl، G.، Lawson، I.T.، van de Schootbrugge، B.، 837

عرض متكامل يعتمد على بيانات حبوب اللقاح من المحفوظات البحرية والبرية. الهولوسين 839

Kutiel، H.، Türkeş، M.، 2005. دليل جديد على دور نمط بحر الشمال - بحر قزوين في 841

نظم درجات الحرارة وهطول الأمطار في وسط تركيا القاري. 842.جوجرافيسكا

سلسلة Annaler A 87A ، 501-513. 843

Kuzucuoğlu، C.، Dorfler، W.، Kunesch، S.، Goupille، F.، 2011. مناخ منتصف إلى أواخر الهولوسين 844

التغيير في وسط تركيا: سجل بحيرة Tecer. الهولوسين 21 ، 173-188. 845

Kyser، T.K.، James، N.P.، Bone، Y.، 2002. Dolomitization and 846

إزالة الدم من الحجر الجيري في الماء البارد في عصر الحياة الحديثة ، جنوب أستراليا: الكيمياء الجيولوجية 847

والأصل. J الرواسب الدقة 72 ، 146-157. 848

Landmann، G.، Kempe، S.، 2005. إشارة الترسيب السنوية مقابل ديناميات البحيرة: مسبار صغير 849

يكشف تحليل رواسب بحيرة فان (تركيا) عن أنواع مفقودة في الفترة 11.2-10.2 850

كا BP. الوجه 51 ، 135-145. 851

Langgut، D.، Finkelstein، I.، Litt، T.، 2013. المناخ والانهيار البرونزي المتأخر: جديد 852

أدلة من بلاد الشام الجنوبية. تل أبيب: مجلة معهد الآثار لعام 853

جامعة تل أبيب 40 ، 149-175. 854

لينج ، إم جي ، جونز ، دكتور في الطب ، فروجلي ، إم آر ، إيستوود ، دبليو جي ، كيندريك ، سي بي ، روبرتس ، سي إن ، 855

2010. ديتريتال كربونات التأثيرات على كتلة الأكسجين وتركيب نظائر الكربون من 856

رواسب لاكوسترين من البحر الأبيض المتوسط. غلوب بلانيت تشانغ 71 ، 175-182. 857

Leng ، MJ ، Marshall ، J.D. ، 2004. تفسير المناخ القديم لبيانات النظائر المستقرة من بحيرة 858

محفوظات الرواسب. كوات سسي القس 23 ، 811-831. 859

Li، HC، Ku، T.L.، 1997. delta C-13-delta O-18 التغاير كمؤشر باليوهيدرولوجي 860

لبحيرات الحوض المغلق. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol 113 ، 69-80. 861


تشير تركيبات نظائر Hf لحمم قوس لوزون الشمالية إلى تورط رواسب السطح في مصدرها

تحدد التركيبات النظيرية الجديدة Hf لبازلت قوس الجزيرة من قوس لوزون (الفلبين) اتجاهًا شبه أفقيًا ملحوظًا في الفضاء النظيري Hf-Nd مع نطاق صغير من ɛHf (+5 إلى +17) مرتبطة باختلاف كبير في ɛاختصار الثاني (من 7 إلى +8). مخطط البيانات أعلاه وبالكاد يتداخل مع مجموعة الأرض المحددة بواسطة البازلت المحيطي والقشرة القارية. خلط القطع الزائدة التي تمر عبر البيانات تتقاطع مع حقول الوشاح المستنفد والرواسب البحرية مما يشير إلى أن هذين المكونين شكلا مصدر حمم قوس لوزون. الاستثناء هو جزيرة باتان حيث منخفضاختصار الثاني ترتبط النسب بانخفاضHf القيم. يشير خلط القطع الزائد المناسب لعينات باتان إلى أن مصدر الوشاح الخاص بهم قد تم تعديله بواسطة مادة مغمورة قبل التلوث بطين الأرض. بشكل عام ، تُظهر العلاقات الجيوكيميائية في Luzon lavas أن أعضاء الخلط هم مكونات مصدر وليست تذوب. تُظهر العلاقة بين التراكيب النظيرية Nd و Hf في براكين لوزون أن نوع الرواسب المنغمس تحت قوس الجزيرة هو عامل حاسم في التحكم في النظامين النظائريين في بيئات قوس الجزيرة.

هذه معاينة لمحتوى الاشتراك ، والوصول عبر مؤسستك.


الامتصاص السكاني للعناصر الأرضية النادرة بواسطة bioapatite ، مع مثال من conodonts السفلى من العصر الترياسي في جنوب الصين

كثيرًا ما تستخدم أنماط توزيع العناصر الأرضية النادرة (REEs) كوكلاء لكيمياء مياه البحر القديمة أو الظروف البيئية القديمة. ومع ذلك ، فقد أظهر العمل الأخير أن التعرق يمكن أن يؤدي إلى إعادة التعبئة والتجزئة بين العناصر للكائنات الأرضية النادرة ، وأن هذه التأثيرات تحدث غالبًا بالتزامن مع تفاعلات الأكسدة والاختزال في مياه المسام في الرواسب. هنا ، نقوم بمراجعة الأدبيات الموجودة حول التدفقات التنموية للكائنات الأرضية النادرة في الرواسب البحرية والمياه المسامية من أجل تنظيم المعرفة الموجودة حول هذا الموضوع.تخضع العناصر الأرضية النادرة لعملية إعادة توزيع كبيرة بين مراحل الترسبات خلال كل من التكوُّن المبكر والمتأخر نتيجة لعمليات الامتزاز والامتصاص. تؤدي إعادة تعبئة العناصر الأرضية النادرة عادةً إلى تجزئة بين العناصر ، مما يؤدي بشكل مختلف إلى إثراء أو استنفاد الكسور الخفيفة أو المتوسطة أو الثقيلة من العناصر الأرضية النادرة. علاوة على ذلك ، يمكن تسهيل إعادة تعبئة العناصر الأرضية النادرة من خلال تغييرات الأكسدة والاختزال ، على سبيل المثال ، من خلال الانحلال الاختزالي لمراحل المضيف في المياه المسامية تحت الأكسدة ونقص الأكسجين. تتطور أنماط توزيع العناصر الأرضية النادرة المميزة من خلال هذه العمليات: (1) `` توزيع مسطح '' يشير في الغالب إلى تأثير السيليكلاستيك الأصلي ، (2) `` انتفاخ العناصر الأرضية النادرة الوسطى '' ربما بسبب امتزاز العناصر الأرضية النادرة الخفيفة والثقيلة إلى Mn- و Fe-أوكسي هيدروكسيدات ، على التوالي ، و (3) "التخصيب الثقيل للكهرباء الأرضية" الذي يشير إلى التأثير الهيدروجين (مياه البحر) (ملاحظة: تم تطبيع جميع الأنماط في هذه الورقة لتكوين العناصر الأرضية النادرة لمتوسط ​​القشرة القارية العليا ، أو UCC).

في الجزء الثاني من هذه الدراسة ، أجرينا تحليلًا لتوزيعات العناصر الأرضية النادرة في Conodonts وعينات الصخور الكاملة من West Pingdingshan ، وهو قسم حدودي العصر البرمي الترياسي في جنوب الصين. باستخدام نسب REE / Th و Y / Ho ، نظهر أن جميع عينات conodont تقريبًا لها بصمة متراكبة متداخلة قوية ، وأن جزء العناصر الأرضية النادرة الهيدروجينية صغير وغير قابل للعزل. علاوة على ذلك ، تحتوي المخالفات على مكونين من مكونات العناصر الأرضية النادرة ، أحدهما يتميز بانخفاض REE (100-300 جزء في المليون) ، ونسب ΣREE / Th عالية (& gt 1000) ، وإثراء قوي من العناصر الأرضية النادرة ، ونسب Eu / Eu * من

1.5-2.0 ، والثاني بنسبة عالية ΣREE (300-2000 جزء في المليون) ، منخفضة REE / ث (


محتويات

يمكن تصنيف الرواسب بناءً على حجم حبيباتها وشكلها وتكوينها.

تحرير حجم الحبوب

يتم قياس حجم الرواسب على مقياس لوغاريتمي ذو قاعدة 2 ، يسمى مقياس "Phi" ، والذي يصنف الجسيمات حسب الحجم من "الغروانية" إلى "الصخرة".

φ مقياس نطاق الحجم
(قياس)
نطاق الحجم
(بوصة)
الطبقة الكلية
(وينتورث)
اسماء اخرى
& lt −8 & GT 256 ملم & GT 10.1 بوصة بولدر
6 إلى −8 64-256 ملم 2.5 - 10.1 بوصة رصف
5 إلى −6 32-64 ملم 1.26 - 2.5 بوصة حصى خشن جدا حصاة
4 إلى −5 16 - 32 ملم 0.63 - 1.26 بوصة ألحصى الخشن حصاة
−3 إلى −4 8-16 ملم 0.31 - 0.63 بوصة حصى متوسط حصاة
2 إلى −3 4-8 ملم 0.157 - 0.31 بوصة حصى ناعم حصاة
1 إلى −2 2-4 ملم 0.079 - 0.157 بوصة حصى ناعم جدا حبيبة
من 0 إلى -1 1-2 ملم 0.039 - 0.079 بوصة رمل خشن جدا
من 1 إلى 0 0.5-1 ملم 0.020 - 0.039 بوصة الرمل الخشن
2 إلى 1 0.25 - 0.5 ملم 0.010 - 0.020 بوصة رمل متوسط
3 إلى 2 125-250 ميكرومتر 0.0049 - 0.010 بوصة الرمال الناعمة
4 إلى 3 62.5 - 125 ميكرومتر 0.0025 - 0.0049 بوصة رمل ناعم جدا
8 إلى 4 3.9 - 62.5 ميكرومتر 0.00015–0.0025 بوصة الطمي طين
& GT 8 & lt 3.9 ميكرومتر & lt 0.00015 بوصة فخار طين
& GT 10 & lt 1 ميكرومتر & lt 0.000039 بوصة غرواني طين

تحرير الشكل

يمكن تحديد شكل الجسيمات من حيث ثلاث معلمات. ال شكل هو الشكل العام للجسيم ، مع الأوصاف الشائعة كروية ، أو بلاتية ، أو شبيهة بالقضيب. ال استدارة هو مقياس لمدى حدة زوايا الحبوب. هذا يختلف من الحبوب مستديرة جيدًا بزوايا وحواف ناعمة إلى حبيبات مستديرة بشكل سيئ بزوايا وحواف حادة. أخيرا، نسيج السطح يصف ميزات صغيرة الحجم مثل الخدوش أو الحفر أو النتوءات على سطح الحبوب. [1]

تحرير النموذج

النموذج (يسمى أيضًا كروية) عن طريق قياس حجم الجسيم على محاوره الرئيسية. اقترح ويليام سي كرومبين صيغًا لتحويل هذه الأرقام إلى مقياس واحد للصيغة ، [2] مثل

تم اقتراح إجراء بديل بواسطة Sneed and Folk: [4]

والتي ، مرة أخرى ، تختلف من 0 إلى 1 مع زيادة كروية.

تحرير الاستدارة

يصف الاستدارة مدى حدة حواف وزوايا الجسيمات. صُممت الصيغ الرياضية المعقدة لقياسها الدقيق ، ولكن يصعب تطبيقها ، ويقدر معظم الجيولوجيين الاستدارة من مخططات المقارنة. تتراوح المصطلحات الوصفية الشائعة من الزاوية جدًا إلى الزاوية إلى شبه المستطيلة إلى الفرعية إلى المقربة إلى المستديرة للغاية ، مع زيادة درجة الاستدارة. [5]

تحرير نسيج السطح

يصف نسيج السطح السمات الصغيرة الحجم للحبوب ، مثل الحفر والكسور والتلال والخدوش. يتم تقييمها بشكل شائع على حبيبات الكوارتز ، لأنها تحتفظ بعلامات سطحها لفترات طويلة من الزمن. يختلف نسيج السطح من المصقول إلى المتجمد ، ويمكن أن يكشف عن تاريخ نقل الحبوب على سبيل المثال ، تعتبر الحبوب المتجمدة سمة خاصة للرواسب الإيولية التي تنقلها الرياح. غالبًا ما يتطلب تقييم هذه الميزات استخدام المجهر الإلكتروني الماسح. [6]

تحرير التكوين

يمكن قياس تكوين الرواسب من حيث:

يؤدي هذا إلى الغموض الذي يمكن فيه استخدام الطين كمجال للحجم والتكوين (انظر معادن الطين).

يتم نقل الرواسب بناءً على قوة التدفق الذي يحملها وحجمها وحجمها وكثافتها وشكلها. ستؤدي التدفقات الأقوى إلى زيادة الرفع والسحب على الجسيم ، مما يؤدي إلى ارتفاعه ، بينما من المرجح أن تسقط الجسيمات الأكبر أو الأكثر كثافة خلال التدفق.

عمليات الانزلاق: الأنهار والجداول والتدفق البري تحرير

تحرير حركة الجسيمات

الأنهار والجداول تحمل الرواسب في تدفقاتها. يمكن أن تكون هذه الرواسب في مواقع مختلفة داخل التدفق ، اعتمادًا على التوازن بين السرعة الصعودية للجسيم (قوى السحب والرفع) ، وسرعة الاستقرار للجسيم. تظهر هذه العلاقات في الجدول التالي لرقم Rouse ، وهو نسبة سرعة سقوط الرواسب إلى السرعة الصعودية.

إذا كانت السرعة الصاعدة مساوية تقريبًا لسرعة الاستقرار ، فسيتم نقل الرواسب إلى أسفل المصب بالكامل كحمل معلق. إذا كانت السرعة الصاعدة أقل بكثير من سرعة الاستقرار ، لكنها لا تزال عالية بما يكفي لتحرك الرواسب (انظر بدء الحركة) ، فسوف تتحرك على طول السرير كحمل السرير عن طريق التدحرج والانزلاق والملوحة (القفز لأعلى في التدفق ، يتم نقلها لمسافة قصيرة ثم الاستقرار مرة أخرى). إذا كانت السرعة الصاعدة أعلى من سرعة الاستقرار ، فسيتم نقل الرواسب عالياً في التدفق كحمل غسيل.

نظرًا لوجود مجموعة من أحجام الجسيمات المختلفة في التدفق بشكل عام ، فمن الشائع أن تتحرك المواد ذات الأحجام المختلفة عبر جميع مناطق التدفق لظروف تيار معينة.

تحرير أشكال السرير المفلطح

يمكن أن تخلق حركة الرواسب هياكل ذاتية التنظيم مثل التموجات أو الكثبان الرملية أو الكثبان المضادة على النهر أو مجرى النهر. غالبًا ما يتم حفظ هذه الأشكال في الصخور الرسوبية ويمكن استخدامها لتقدير اتجاه وحجم التدفق الذي أدى إلى ترسب الرواسب.

تحرير الجريان السطحي

يمكن أن يؤدي التدفق البري إلى تآكل جزيئات التربة ونقلها إلى أسفل. قد يحدث التآكل المرتبط بالتدفق البري من خلال طرق مختلفة اعتمادًا على ظروف الأرصاد الجوية وظروف التدفق.

  • إذا أدى التأثير الأولي لقطرات المطر إلى إزاحة التربة ، فإن هذه الظاهرة تسمى تآكل المطر.
  • إذا كان التدفق البري مسؤولاً بشكل مباشر عن احتجاز الرواسب ولكنه لا يشكل أخاديد ، فإنه يسمى "تآكل الصفيحة".
  • إذا سمح التدفق والركيزة بالتوجيه ، فقد تشكل الأخاديد هذا يسمى "تآكل الأخاديد".

بيئات الترسيب الفلورية الرئيسية تحرير

تشمل البيئات النهرية الرئيسية (النهر والجداول) لترسب الرواسب ما يلي:

العمليات الإيولية: تحرير الرياح

ينتج عن الرياح نقل الرواسب الدقيقة وتكوين حقول الكثبان الرملية والتربة من الغبار المحمول جواً.

تحرير العمليات الجليدية

تحمل الأنهار الجليدية مجموعة كبيرة من أحجام الرواسب ، وتودعها في الأحراش.

تحرير التوازن الشامل

يتم إعطاء التوازن العام بين الرواسب في النقل والرواسب التي يتم ترسيبها على السرير بواسطة معادلة Exner. يوضح هذا التعبير أن معدل الزيادة في ارتفاع السرير بسبب الترسب يتناسب مع كمية الرواسب التي تخرج من التدفق. هذه المعادلة مهمة لأن التغيرات في قوة التدفق تغير من قدرة التدفق على حمل الرواسب ، وهذا ينعكس في أنماط التعرية والترسب التي لوحظت خلال مجرى مائي. يمكن تحديد موقع هذا ، وببساطة بسبب العوائق الصغيرة ، فإن الأمثلة هي حفر ثقوب خلف الصخور ، حيث يتسارع التدفق ، وترسب داخل الانحناءات المتعرجة. يمكن أن يكون التآكل والترسب أيضًا بمثابة تآكل إقليمي يمكن أن يحدث بسبب إزالة السدود وانخفاض مستوى القاعدة. يمكن أن يحدث الترسب بسبب وضع السد الذي يتسبب في تجمع النهر وإيداع حمولته بالكامل ، أو بسبب ارتفاع مستوى القاعدة.

تتراكم الرواسب في البحار والمحيطات والبحيرات بمرور الوقت. يمكن أن تتكون الرواسب من محلي المواد التي تنشأ على اليابسة ، ولكنها قد تترسب في البيئات الأرضية أو البحرية أو البحيرات (البحيرات) ، أو من الرواسب (غالبًا ما تكون بيولوجية) التي تنشأ في الجسم المائي. غالبًا ما يتم توفير المواد الأرضية عن طريق الأنهار والجداول القريبة أو الرواسب البحرية المعاد تشكيلها (مثل الرمال). في وسط المحيط ، تكون الهياكل الخارجية للكائنات الميتة مسؤولة بشكل أساسي عن تراكم الرواسب.

الرواسب المترسبة هي مصدر الصخور الرسوبية ، والتي يمكن أن تحتوي على أحافير لسكان المياه التي كانت ، عند الموت ، مغطاة بالرواسب المتراكمة. يمكن استخدام رواسب قاع البحيرة التي لم تتصلب في الصخور لتحديد الظروف المناخية السابقة.

بيئات الترسيب البحرية الرئيسية تحرير

تشمل المناطق الرئيسية لترسب الرواسب في البيئة البحرية ما يلي:

    الرمال (على سبيل المثال رمال الشاطئ ، رمال الأنهار الجريان السطحي ، القضبان الساحلية والبصاق ، إلى حد كبير clastic مع القليل من المحتوى الحيواني)
  • الجرف القاري (الطين الغريني ، زيادة محتوى الحيوانات البحرية).
  • هامش الرف (إمداد أرضي منخفض ، معظمها هياكل عظمية جيرية)
  • منحدر الرف (الطمي والطين الحبيبات الدقيقة)
  • أسرة مصبات الأنهار مع الترسبات الناتجة تسمى "طين الخليج".

أحد البيئات الترسيبية الأخرى التي هي مزيج من الأنهار والبحرية هو نظام التوربيد ، وهو مصدر رئيسي للرواسب في الأحواض الرسوبية العميقة والأحواض السحيقة وكذلك الخنادق المحيطية العميقة.

يُعرف أي انخفاض في البيئة البحرية حيث تتراكم الرواسب بمرور الوقت باسم مصيدة الرواسب.

تشرح نظرية النقطة الفارغة كيف يخضع ترسب الرواسب لعملية الفرز الهيدروديناميكي داخل البيئة البحرية مما يؤدي إلى زعانف حجم حبيبات الرواسب باتجاه البحر.

التعرية وتسليم الرواسب الزراعية إلى الأنهار تحرير

أحد أسباب ارتفاع أحمال الرواسب هو القطع والحرق وتغيير الزراعة في الغابات الاستوائية. عندما يتم تجريد سطح الأرض من الغطاء النباتي ثم حرقه من جميع الكائنات الحية ، تكون التربة العلوية عرضة للتآكل بفعل الرياح والمياه. في عدد من مناطق الأرض ، أصبحت قطاعات بأكملها في بلد ما قابلة للتآكل. على سبيل المثال ، في الهضبة الوسطى المرتفعة في مدغشقر ، والتي تشكل ما يقرب من عشرة بالمائة من مساحة أراضي ذلك البلد ، فإن معظم مساحة الأرض خالية من الغطاء النباتي ، وتآكلت الأخاديد في التربة الأساسية في أخاديد يزيد عمقها عن 50 مترًا وعرضها كيلومتر واحد. . [ بحاجة لمصدر ] يؤدي هذا الطمي إلى تغير لون الأنهار إلى لون بني أحمر غامق ويؤدي إلى نفوق الأسماك.

يعتبر التآكل أيضًا مشكلة في مناطق الزراعة الحديثة ، حيث أدت إزالة الغطاء النباتي المحلي لزراعة وحصاد نوع واحد من المحاصيل إلى ترك التربة غير مدعومة. العديد من هذه المناطق قريبة من الأنهار والمصارف. يزيل فقدان التربة بسبب التعرية الأراضي الزراعية المفيدة ، ويضيف إلى أحمال الرواسب ، ويمكن أن يساعد في نقل الأسمدة البشرية إلى نظام النهر ، مما يؤدي إلى التخثث.

نسبة تسليم الرواسب (SDR) هي جزء من التآكل الإجمالي (الانجراف والجدار والأخدود وتآكل التيار) المتوقع تسليمه إلى مخرج النهر. [7] يمكن نمذجة نقل وترسيب الرواسب باستخدام نماذج توزيع الرواسب مثل WaTEM / SEDEM. [8] في أوروبا ، وفقًا لنموذج WaTEM / SEDEM ، تقدر نسبة توصيل الرواسب بحوالي 15٪. [9]

التنمية الساحلية والترسيب بالقرب من الشعاب المرجانية

يعد تطور مستجمعات المياه بالقرب من الشعاب المرجانية سببًا رئيسيًا للإجهاد المرجاني المرتبط بالرواسب. يؤدي تجريد الغطاء النباتي الطبيعي في مستجمعات المياه من أجل التنمية إلى تعريض التربة لزيادة الرياح والأمطار ، ونتيجة لذلك ، يمكن أن يتسبب في زيادة تعرض الرواسب للتعرية وتوصيلها إلى البيئة البحرية أثناء أحداث هطول الأمطار. يمكن أن تؤثر الرواسب سلبًا على الشعاب المرجانية بعدة طرق ، مثل خنقها جسديًا ، وكشط أسطحها ، والتسبب في استهلاك الشعاب المرجانية للطاقة أثناء إزالة الرواسب ، والتسبب في تكاثر الطحالب التي يمكن أن تؤدي في النهاية إلى مساحة أقل في قاع البحر حيث يمكن للشعاب المرجانية اليافعة (البوليبات) تسوية.

عندما يتم إدخال الرواسب في المناطق الساحلية للمحيطات ، تتغير نسبة الرواسب البرية والبحرية والعضوية التي تميز قاع البحر بالقرب من مصادر مخرجات الرواسب. بالإضافة إلى ذلك ، نظرًا لأن مصدر الرواسب (أي اليابسة أو المحيط أو العضو) غالبًا ما يرتبط بمدى حجم حبيبات الرواسب الخشنة أو الدقيقة التي تميز منطقة ما في المتوسط ​​، فإن توزيع حجم الحبوب للرواسب سيتغير وفقًا للإدخال النسبي للأرض ( الرواسب البحرية (الخشنة عادة) والمشتقة عضويًا (المتغيرة مع العمر). تميز هذه التغييرات في الرواسب البحرية كمية الرواسب المعلقة في عمود الماء في أي وقت والإجهاد المرجاني المرتبط بالرواسب.

الاعتبارات البيولوجية

في يوليو 2020 ، أفاد علماء الأحياء البحرية أن الكائنات الحية الدقيقة الهوائية (بشكل أساسي) ، في "الرسوم المتحركة شبه المعلقة" ، تم العثور عليها في رواسب فقيرة عضويًا ، يصل عمرها إلى 101.5 مليون سنة ، 250 قدمًا تحت قاع البحر في جنوب المحيط الهادئ Gyre (SPG) ("أخطر بقعة في المحيط") ، ويمكن أن تكون أطول أشكال الحياة التي تم العثور عليها على الإطلاق. [10] [11]


عواقب نقل وترسيب الرواسب

في حين أن الرواسب ضرورية لبناء موائل مائية وإعادة إدخال العناصر الغذائية للنباتات المغمورة ، فإن الكثير أو القليل جدًا من الرواسب يمكن أن يسبب بسهولة مشاكل في النظام البيئي والسلامة. سواء كانت المخاوف ناتجة عن الندبة أو التعرية أو التراكم أو ببساطة التعكر المفرط ، فإن معدل نقل الرواسب هو عامل بيئي مهم 35. بالإضافة إلى المشاكل التي تسببها كمية الحمولة ، يمكن أن تؤدي الرواسب بسهولة إلى التلوث والملوثات الأخرى في مجرى مائي ، مما يؤدي إلى نشر الملوثات في اتجاه مجرى النهر 40.

الكثير من الرواسب

تعتبر أحمال الرواسب الكبيرة هي أكثر المشكلات شيوعًا فيما يتعلق بمعدلات نقل الرواسب. يمكن أن يتسبب الكثير من الرواسب في رداءة نوعية المياه وتكاثر الطحالب وتراكم الترسبات. بالنسبة للحياة المائية ، يمكن أن تؤدي الرواسب المعلقة المفرطة إلى تعطيل الهجرات المائية الطبيعية ، وكذلك إتلاف الخياشيم والأعضاء الأخرى 8 ، 37.

يمكن أن تكون الرواسب المنقولة عبر نهر الرون إلى بحيرة جنيف ضارة بجودة البحيرة. (مصدر الصورة: راما ، 2007 ، عبر ويكيميديا)

يحدث تدني جودة المياه مع ارتفاع غير عادي في معدلات نقل الرواسب. يمكن أن يتسبب التعكر في ارتفاع درجات حرارة الماء (تمتص الرواسب حرارة شمسية أكثر من الماء) 1. سيؤدي ارتفاع درجات حرارة الماء إلى انخفاض مستويات الأكسجين المذاب ، لأن الماء الدافئ لا يمكن أن يحتفظ بنفس القدر من الأكسجين مثل الماء البارد 37. يمكن أن تمنع الرواسب المعلقة ضوء الشمس من الوصول إلى النباتات المغمورة ، مما يقلل من معدلات التمثيل الضوئي ويقلل من مستويات الأكسجين المذاب أكثر من ذلك. إذا كانت الزيادة في حمل الرواسب ناتجة عن الجريان السطحي الزراعي والحضري ، يمكن أن تحدث تكاثر الطحالب من زيادة حمل المغذيات المنقولة إلى الجسم المائي 36.

يمكن أن يؤدي الترسب المنتظم للرواسب إلى بناء قضبان للموائل المائية ، لكن زيادة الترسيب يمكن أن تدمر موائل أكثر مما تخلقه. يحدث الترسيب ، وهو اسم ترسب الرواسب الدقيقة ، عندما تنخفض معدلات تدفق المياه بشكل كبير. يمكن بعد ذلك لهذه الرواسب الدقيقة أن تخنق يرقات الحشرات وبيض السمك وكائنات القاع الأخرى عندما تستقر خارج عمود الماء 1 ، 37. يمكن أن يغير الترسب أيضًا ضفاف المجرى المائي واتجاهه حيث يستقر حمل الرواسب المرتفع بشكل غير عادي 35. يعتبر ترسب الرواسب مسؤولاً عن تكوين مراوح طينية ودلتا ، لكن التراكم المفرط للرواسب يمكن أن يؤدي إلى بناء سدادات القناة والسدود. ثم تمنع هذه الرواسب النهر من الوصول إلى خيوط المجاري الأخرى أو السهول الفيضية 35. تعتبر زيادة الترسيب أحد الأسباب الرئيسية لتدهور الموائل 36. اعتمادًا على الجيولوجيا والتضاريس المحلية ، يمكن أن يؤدي تراكم الرواسب إلى إتلاف النظم البيئية المائية ليس فقط في مواقع المصب ، ولكن في منابع المنبع حيث تنمو الرواسب 35.

يعتبر ترسب الرواسب شديدًا عندما يتجاوز الحد الأقصى الموصى به أو المحدد للحمل اليومي (TMDL). تحدد TMDL حدًا للملوثات القابلة للقياس والمعلمات لجسم مائي 35. وهذا يعني أنه يمكن إنشاء TMDLs للعديد من العناصر المختلفة لحمل الرواسب ، بما في ذلك إجمالي المواد الصلبة العالقة ، وتلف المغذيات ، ومسببات الأمراض ، والطمي. تحميل طبيعي ، كقناة تيار غير مستقرة 36.

القليل من الرواسب

يمكن ربط تآكل السواحل بجوع الرواسب & # 8211 عندما لا تجلب الأنهار ما يكفي من الرواسب لتترسب على الشاطئ.

على الرغم من أن الكثير من الرواسب هو الشاغل الأكثر شيوعًا ، إلا أن نقص نقل الرواسب سيؤدي أيضًا إلى مشاكل بيئية. غالبًا ما يحدث تجويع الرواسب بسبب الهياكل التي من صنع الإنسان مثل السدود ، على الرغم من أن الحواجز الطبيعية يمكن أن تحد أيضًا من نقل الرواسب 8. بدون نقل الرواسب وترسبها ، لا يمكن تكوين موائل جديدة ، وبدون بعض الإثراء الغذائي (مع الرواسب في الماء) ، لا يمكن للنباتات المغمورة أن تنمو 8. يمكن للقليل جدًا من الرواسب أن يغير النظام البيئي لدرجة أن الأنواع المحلية لا تستطيع البقاء على قيد الحياة.

بالإضافة إلى التأثير على الحياة المائية ، يمكن أن يتسبب فقدان نقل الرواسب وترسبها في تغيرات فيزيائية للتضاريس. في اتجاه مجرى الأنهار المحاطة بالسدود ، من الشائع رؤية مناطق مشاطئة وأراضي رطبة تتراجع بسبب فقدان الرواسب المنقولة 8. يعد تآكل الحاجز في اتجاه مجرى النهر أمرًا شائعًا ، كما هو الحال مع تآكل الساحل عندما لا يكون هناك حمولة كبيرة بما يكفي من الرواسب التي يحملها الماء حاليًا 32. ستلتقط المياه المتدفقة رواسب جديدة من قاع وضفاف مجرى مائي (تتآكل بدلاً من الموائل المنعشة) بينما تحاول التكيف مع معدل تدفق منتظم 11.

الرواسب الملوثة

يمكن أن تلوث أحواض بناء السفن والمصادر النقطية الأخرى جسمًا مائيًا. قد تستقر هذه الملوثات في القاع ويتم إطلاقها ببطء بمرور الوقت ، أو يتم نقلها بعيدًا مع الرواسب الأخرى.

الرواسب الملوثة هي مواد قاع النهر المتراكمة التي تحتوي على مواد سامة أو خطرة ضارة بالصحة المائية أو البشرية أو البيئية 39. غالبًا ما تأتي هذه الملوثات من مصدر التلوث النقطي (مثل مياه الصرف الصناعي أو مصادر النفايات السائلة الأخرى) ، على الرغم من أنها يمكن أن تدخل المياه أيضًا من خلال الجريان السطحي فوق التربة الملوثة (نفايات المناجم ومدافن النفايات والمناطق الحضرية) ، أو الانسكابات الكيميائية ، أو الرواسب من تلوث الهواء 39.

نظرًا لأن الملوثات لا تتحلل (أو تتحلل ببطء شديد) ، فإنها يمكن أن تكون مصدرًا لمشاكل بيئية لفترات طويلة من الزمن ، حتى لو لم يتم تعليقها بشكل متكرر 39. أكثر الملوثات إشكالية في كل من الرواسب المعلقة والفراشية هي المعادن والسموم المتراكمة الأحيائية الثابتة (PBTs) ، مثل مبيدات الآفات وميثيل الزئبق 39.

قد تتضمن معالجة الرواسب التجريف لإزالة الرواسب الملوثة من المجرى المائي 40.

نظف

يحدث النظف المحلي عندما يؤدي تدفق المياه إلى تآكل الرواسب بعيدًا عن هيكل مثل رصيف الجسر ، مما قد يتسبب في فشل الهيكل.

عندما يزيل نقل الرواسب مادة من مجرى مجرى أو بنك ، فإن عملية التآكل تسمى scour 41. يمكن أن يحدث النظف في أي مكان يوجد فيه تدفق مائي ومواد قابلة للتآكل. النظف المحلي هو المصطلح الهندسي لإزالة الرواسب المعزولة في مكان واحد ، مثل قاعدة الهياكل تحت الماء ، بما في ذلك أرصفة الجسور والدعامات 42. يمكن أن يتسبب هذا التآكل الموضعي في حدوث فشل هيكلي ، حيث تعتمد الجسور والمنشآت فوق الماء على رواسب الطبقة لدعمها.

في حين يمكن أن يحدث النظيف في أي مكان ، فمن المرجح أن يحدث في المجاري المائية الغرينية (طبقة وضفاف قابلة للتآكل) ، على عكس القناة القائمة على الصخور (غير الغرينية) 41. نظرًا لأن تدفق المياه هو المسؤول عن إجراء نقل الرواسب ، يمكن أن يحدث النظف حتى أثناء ظروف التدفق المنخفض. ومع ذلك ، تحدث ظروف الجسر الحرجة عادةً خلال فترات التدفق العالي ، مثل أثناء حدث الفيضان 41. يمكن لمعدل التدفق الأعلى التقاط المزيد من الرواسب ، وغالبًا ما يحدث الاضطراب عند قاعدة الرصيف حيث يقطع التدفق ويسرعه. سيؤدي هذا الاضطراب بدوره إلى زيادة القوى المؤثرة على مجرى النهر ، مما يؤدي إلى تعليق الجسيمات الإضافية وبدء نقل أكبر للرواسب 41. إذا تمت إزالة الكثير من الرواسب ، يمكن أن ينهار الهيكل. يعد النظف الناتج عن نقل الرواسب الناتج عن الفيضانات هو السبب الأكثر شيوعًا لفشل الجسر في الولايات المتحدة 42.


شاهد الفيديو: الخزان الجوفي. المسامية. علوم ارض تاسع