دانلود مقاله لایه بندی اب

اختصاصی از فی توو دانلود مقاله لایه بندی اب دانلود با لینک مستقیم و پر سرعت .

2ـ لایه‌بندی آب (water stratification)
یکی از ویژگی‌های اصلی دریاچه‌ها، تمایل آنها به لایه‌بندی شدن است. لایه‌بندی شدن براساس اختلاف چگالی می‌باشد و چگالی در دریاچه‌های لایه‌بندی شده از پایین به بالا کاهش می‌یابد. اختلاف چگالی در اثر درجه حرارت، میزان مواد معلق و شوری به وجود می‌آید. در دریاچه‌ها، لایه‌بندی براساس دما بیشتر از اختلاف در شوری و میزان مواد معلق اهمیت دارد. و در این نوع دریاچه‌ها سرعت کاهش چگالی، با افزایش دما، افزایش می‌یابد، به طوری که به عنوان مثال مقدار نیروی مورد نیاز برای مخلوط کردن دو تودة آب لایه‌بندی شده در 29 و 30 درجة سانتی‌گراد، 40 برابر مقدار نیروی مورد نیاز برای دو تودة مشابه 5 و 4 درجة سانتی‌گراد است. بنابراین دریاچه‌های گرمسیری آسانتر از دریاچه‌های مناطق معتدله لایه‌بندی می‌شوند، اما کاهش دمای جزئی در یک دریاچة گرمسیری باعث ایجاد جریان‌های همرفتی به طرف بالا می‌شود که اگر طولانی مدت باشد، ممکن است سرانجام بر روی تمام جسم آب اثر گذاشته و منجر به مخلوط شدن دو لایه شود.
دانسیته همچنین بستگی به میزان نمک حل شده دارد. در این دریاچه‌های از نظر شیمیایی لایه‌بندی شده، لایة زیرین شورتر بوده و لایه‌بندی بسیار پایدار است و مخلوط شدگی کم یا اصلاً وجود ندارد. هالوکلاین (Haloclin)، لایه‌ای از آب در این دریاچه‌ها است که تغییر میزان شوری سریعتر است و لایة سطحی که شوری کمتری دارد و آزادانه می‌چرخد، میکسوکلاین (mixocline) و لایة زیرین با چگالی بیشتر و شورتر monimolimnion نام دارد. این لایه‌بندی با رقیق شدن لایه‌های سطحی با ورودی‌های آب شیرین، بارش افزایش می‌یابد. (تصویر1)
در دریاچه‌های یخچالی، غلظت رسوبات معلق عامل مؤثر و اصلی بر روی چگالی می‌باشد و اختلاف دما در مقایسه بامیزان مواد معلق کم اهمیت می‌باشد. (Gustavson, 1995)
بیشترین منشأ گرما برای دریاچه‌ها، نور خورشید می‌باشد، جریان ژئوترمال از منابع عمیق حداقل می‌باشد.

تصویر 1: ترموکلاین، هالوکلاین و پاینوکلاین (Pinet, 2006)
کاهش دما با عمق در نتیجة اشعة گرمایی در سطح است. نیمرخ عمودی دما از یک دریاچه، پاسخ مستقیمی به نفوذ نور خورشید است (تصویر2). در دریاچه‌های از نظر گرما لایه‌بندی شده، یک لایة فوقانی گرم و اکسیژن‌دار دارای چرخش که اپی‌لیمنیون (epilimnion) نامیده می‌شود، بر روی مناطق زیرین سرد و نسبتاً ساکن به نام هایپولیمنیون (hypolimnion) کشیده شده است هایپولیمنیون در برخی مواقع احیایی است و اجازة حفظ شدن مواد ارگانیکی بر روی بستر دریاچه‌ای را می‌دهد. منطقة حد واسط متالیمنیون (metalimnion) نامیده می‌شود و سطحی که دما به سرعت با عمق کاهش می‌یابد ترموکلاین (Thermocline) نامیده می‌شود. (E. Tucker & V.wright, 1990)

تصویر 2. پروفیل دمایی دریاچة Tangayika، منطقة اپی‌لیمنیون با چرخش رو به پایین در حدود 80-50 متر در چرخش‌های روزانه، متالیمنیون با چرخش حداقل 200m در چرخش‌های فصلی و هالیپولیمنیون با حالت آنوکسیدی و دمای یکنواخت یا دمای متفاوت (Beadle, 1974)
Ahmad، (j.Ahmad, 2005) لایه‌بندی فصلی را این‌گونه توضیح می‌دهد:
در پاییز دمای هوا در سطح دریاچه سرد است و در نتیجه آب‌های سطحی سرد با چگالی بیشتر به طرف پایین فرو می‌رود. در نهایت دمای کل آب دریاچه به Fْ39 (cْ4، بیشترین چگالی آب در این دماست).در هنگام زمستان سطح آب دریاچه در دمایcْ0 یا Fْ32 یخ می‌زند که چگالی آب سطحی کمتر از آب زیر آن است و پوشش یخی در سطح دریاچه مانع جریان باد و مخلوط شدن آب می‌شود، در نتیجه لایه‌بندی زمستانه (winter stratification) را داریم.
در هنگام بهار، یخ ذوب می‌شود و دمای آب بیشتر از صفر می‌شود. افزایش چگالی آب گرم همراه با عمل باد باعث می‌شود آب سطحی در آب‌های عمیق فرو رود و مخلوط شود. این فرایند تغییر بهاره (spring tamover) نامیده می‌شود. در طول این دورة زمانی، بیشتر آب دریاچه با همان دما می‌باشد و آب سطحی و عمقی آزادانه مخلوط می‌شود. دریاچه‌های با سطح کوچک، به ویژه اگر از باد حفظ شود، در بهار معمولاً فقط برای چند روز کاملاً مخلوط می‌شوند. در برابر این، دریاچه‌های بزرگ اغلب هفته‌ها دارای چرخش آب هستند.
با ادامة گرم شدن سطح دریاچه در اواخر بهار و اوایل تابستان، اختلاف دمای بین آب سطحی و عمقی افزایش می‌یابد. در دریاچه‌های عمیق‌تر از 10 تا 12 فوت، اختلاف دمایی سرانجام نیروی به اندازة کافی قوی برای مقاومت در برابر نیروی مخلوط کنندگی باد ایجاد خواهد کرد (فقط احتیاج به اختلاف چند درجة فارنهایت برای جلوگیری از مخلوط شدن دارد.) هم اکنون آب سرد 3 لایه‌ای (اپی‌لیمنیون و هایپولیمنیون) است و لایه‌بندی تابستانه (summer stratification) نامیده می‌شود. متالیمنیون در مقابل مخلوط شدگی توسط باد به شدت مقاوم است.
مهم‌ترین اعمالی که باعث مخلوط شدگی آب دریاچه می‌شوند، شامل باد، آب‌های ورودی و آب‌های خروجی می‌باشند، در حالی که باد بر روی آب‌های سطحی همة دریاچه‌ها اثر می‌گذارد، توانایی آن برای مخلوط کردن حجم آب ورودی دریاچه‌های با لایه‌بندی تابستانه کاملاً کاهش می‌یابد. این کاهش به علت تغییر سریع در دما و چگالی درون متالیمنیون است که شبیه به یک سد فیزیکی بین اپی‌لیمنیون و هاپیولیمنیون عمل می‌کند. برای قطع کردن سد، انرژی زیادی لازم است.
دریاچه‌هایی که در آب‌های تحتانی خود در زمان سرمای زمستان دارای چرخش کامل هستند، هولومیکتیک (Holomictic) نامیده می‌شوند، دریاچه‌های پلی مکتیک (polymictic) دریاچه‌هایی هستند که هرگز لایه‌بندی نمی‌شوند، یا لایه‌بندی دمائی مقاومی را نشان نمی‌دهند و اغلب فقط به صورت روزانه‌اند. دریاچه‌های الیگومیکتیک بندرت دچار مخلوط شدگی می‌شوند. آنها به طور تیپیک کوچک هستند، اما دریاچه‌های گرمسیری خیلی عمیق به طور مشخص الیگومیکتیک، و با اختلاف دمایی اندکی در همة اعماق گرم هستند.
پایداری لایه‌بندی دریاچه بستگی به عوامل زیادی دارد. مهم‌ترین آن عمق، شکل و اندازة دریاچه است. اگرچه آب و هوا و جهت‌یابی دریاچه به طرف باد، جریانات ورودی / خروجی نقش مهمی دارند. تغییرات فصلی در دمای هوا و جریان‌های توربیدیتی ایجاد شده توسط اختلال در باد باعث از بین رفتن لایه‌بندی در لایه‌های فوقانی و زیرین‌تر وکلاین می‌شود. در دریاچه‌های کم عمق (کمتر از 10 تا 12 فوت عمق) نیروی باد به اندازة کافی قوی برای مخلوط کردن آب‌های سطحی و عمقی است و بنابراین مانع ایجاد لایه‌بندی تابستانه می‌شود. در دریاچه‌های با گردش و ورود مداوم آب، لایه‌بندی گرمایی توسعه پیدا نمی‌کند. در حالی که در چنین دریاچه‌هایی ممکن است، شیب گرمایی از آب‌های گرمتر سطحی به آب‌های سردتر عمقی وجود داشته باشد، متالیمنیون واقعی به طور مشخص تشکیل نمی‌شود. لایه‌بندی تابستانه تا پاییز که آب‌های سردتر عمقی وجود داشته باشد، متالیمنیون واقعی به طور مشخص تشکیل نمی‌شود. لایه‌بندی تابستانه تا پاییز که آب‌های سطحی سرد و فرو رو می‌شوند، ادامه دارد. با سرد شدن آب دریاچه متالیمنیون ضعیف و از بین می‌رود. انرژی باد به اختلاط عمیق‌تر دریاچه کمک می‌کند. در این زمان کل دریاچه به یک دمای مشابه می‌رسد، نیروی باد دوباره قادر به مخلوط کردن آب‌های فوقانی و تحتانی است که تغییر پاییزه (fall turnover) نامیده می‌شود که اگر همراه با باد باشد فقط چند ساعت لایه‌بندی تابستانه به تغییر پاییزه تبدیل می‌شود.
1ـ2ـ اثرات لایه‌بندی آب:
لایه‌بندی آب کاربرد مهمی در مدیریت ماهی‌گیری، اجتماعات فیتوپلانکتون‌ها و کیفیت آب دارد.
میزان اکسیژن: تنها بعد از این که لایه‌بندی تابستانه پایدار شد، هیپولیمنیون از اکسیژن حل شدة حاصل از مخلوط شدگی در ابتدای بهار، غنی می‌شود. اما به علت عمل متالیمنیون به صورت یک سر بین اپی‌لیمنیون و هایپولیمنیون است که اساساً تبادل اکسیژن، هایپولیمنیون با اتمسفر قطع می‌شود، و اغلب به علت رشد و تولید اکسیژن توسط فوتوسنتز تیره از گیاهان و جلبک‌ها می‌باشد. (رزون نوردار دریاچه (غنی از مواد غذایی)، در ادامة تابستان هایپولیمنیون می‌تواند آنوکسید (بدون اکسیژن، یا غیرهوازی) باشد. این کمبود اکسیژن در اثر مصرف شدن توسط باکتری‌ها و دیگر ارگانیسم‌ها ایجاد می‌شود. بنابراین دراثر مخلوط شدگی لایه‌ها در اثر طوفان، مرگ دسته‌جمعی جلبک‌ها و فیتوپلانکتون‌های موجود در سطح دریاچه رخ می‌دهد و چون شرایط غیرهوازی است، مواد آلی حاصل از این موجودات حفظ می‌شوند. علاوه بر این ماهی‌ها در سطوح بالایی دریاچه که اکسیژن به مقدار کافی وجود دارد فراوان‌اند.
فسفرها و نیتروژن‌ها: در شرایط غیرهوازی، مواد غذایی فسفردار و نیتروژن آمونیوم بیشتر حل می‌شوند و از رسوبات بستر به درون هایپولیمنیون آزاد می‌شوند. در طول تابستان، دریاچه‌های لایه‌بندی شده، برخی مواقع می‌توانند به طور ناقص مخلوط شوند (همچون عبور زبانه‌های سرد در اثر نیروی بادهای قوی و باران‌های خیلی سرد). در این صورت مواد غذایی به درون اپی‌‌لیمنیون فرار می‌کنند و باعث افزایش رشد جلبک‌ها می‌شوند. ماهی‌ها حساس به آمنیوم هستند و به سطوح بالای آب نمی‌روند. (J.Ahmad, 2005)
3ـ فرایندهای اصلی عمل کننده در دریاچه:
فرایندهای فیزیکی و شیمیایی و بیوشیمیایی، رسوبگذاری دریاچه‌ای را تحت تأثیر قرار می‌دهند، طبیعت و نقش این عوامل کاملاً متفاوت با محیط‌های دریایی است.
1ـ3ـ فرایندهای فیزیکی :
باد مهم‌ترین فرایند فیزیکی در دریاچه‌هاست. حرکت آب عمدتاً تحت تأثیر باد می‌باشد، با فرایندهای جزر و مدی که حتی در دریاچه‌های بزرگ نیز مهم نمی‌باشد. امواج سطحی تولید شده توسط باد، بر روی حرکت رسوبات مؤثرند و باعث آشفتگی در اپی‌لیمنیون و در نتیجه مخلوط شدگی آب دریاچه می‌شوند. عمل امواج در دریاچه‌های کم عمق تحت تأثیر باید، منجر به ایجاد دریاچه‌های بدون لایه‌بندی یا پلی مکتیک می‌شود. در آب‌های کم عمق، عمل امواج باعث به حرکت درآوردن رسوب می‌شود و از ریشه دواندن گیاهانی همچون کاروفتیا جلوگیری می‌کند، بنابراین این گیاهان در آب‌های عمیق‌تر که کمتر آشفته‌اند، در طول حاشیه‌های دریاچه تشکیل می‌شوند. آلن (Allen, 1981) نشان داده است که ممکن است با استفاده از ساختارهای رسوبی تشکیل شده توسط امواج در دریاچه‌های تحت تأثیر باد، عمق و اندازة دریاچه‌های قدیمه را تخمین زد.
فعالیت امواج در دریاچه‌ها باعث ایجاد اشکال ساحلی مشخص همچون سدها (bows) می‌شود، اما این اشکال بخوبی در دریاچه‌های کربناته ثبت نشده است. عمل امواج همچنین در تولید انواع مختلف دانه‌های پوشش‌دار (coated grains) مهم می‌باشد.
از انواع جریان‌هایی که در دریاچه‌ها وجود دارد، جریان‌های تحت تأثیر باید مهم‌تر هستند. با ادامة وزش باد، در جهت باد، آب‌ها بالا آمده و حرکت می‌کنند و کمی زیر سطح جریان‌های برگشتی تولید می‌شود. ممکن است جریان‌های در نتیجة گرم شدن آب‌های کم عمق نزدیک ساحل یا تحت تأثیر آب رودخانه ایجاد شوند. این رودخانه‌ها، جریان‌های سنگینتر با بار رسوبی هستند که همیشه با آب‌های دریاچه مخلوط نمی‌شوند، اما ممکن است به صورت جریانهای دانسیته به درون آب‌های دریاچه، جریان یابند. انواع مختلفی از جریان می‌تواند تشکیل شود (تصویر 3)، همچون جریان‌های فوقانی و تحتانی (over flows، under flows، اگر جریان ورودی از هایپولیمنیون چگالتر باشد)، یا حتی به صورت جریان‌های بینابینی (inter flow، اگر جریان چگالتر از اپی‌لیمنیون و سبک‌تر از هایپولیمنیون باشد.)

تصویر 3. نحوة توزیع مکانیسم‌ها و در نتیجه انواع رسوبات حاصل از رسوبگذاری تخریبی در دریاچه‌های الیگومیکتیک با لایه‌بندی گرمایی دائمی. براساس دریاچة Brienz در سوئیس. عرض حوضه و ضخامت رسوبات بدون رعایت مقیاس. (Sturm & Matter, 1998)
در مجاور دلتاهای رودخانه‌ای، مواد تخریبی می‌توانند به رسوبات رودخانه‌ای اضافه شوند. علاوه بر این جریان‌های توربیدیتی، یعنی حرکات ناگهانی بر روی شیب از آب‌های با بار رسوبی، فراوان‌اند. آنها در طول حاشیه‌های پرشیب دریاچه مهم هستند و مواد دوباره پخش شده بر روی شیب رسوب می‌کنند. این جریان‌ها بر روی شیب‌های با زاویه ْ5 درجه می‌توانند رخ می‌دهند و باعث ایجاد لامیناسیون دانه تدریجی به ویژه در منطقه عمیق (profundal zone) می‌شوند.
رسوبات جریان‌های گرادتیر در تشکیل سواحل لیتورال (یلتنوم‌های امواج) اهمیت دارند. پیشروی ساحل به درون دریاچه‌های کم عمق در نتیجة حمل و نقل کربنات‌های لیتورال و عبور از منطقة لیتورال می‌باشد و توسط جریان‌های ثقلی ـ رسوبی بر روی شیب ساحلی پیشرونده، رسوب می‌کنند. در حوضه‌های دریاچه‌ای کوچک مناطق معتدله در میشیگان که توسط تریز و ویلکینسون (Treese & Wilkinson, 1982) توصیف شده است، قطعات بزرگ نابرجا از کربنات‌های لیتورال توسط لغزش به درون بخش‌های عمیق‌تر حوضه انتقال یافته و بخش قابل توجهی از رسوبات عمیق را تشکیل داده است.
جزئیات بیشتر فرایندهای فیزیکی در دریاچه‌ها توسط اسلای (sly, 1978) مرور شده است.
2-3- فرایندهای شیمیایی:
بحث در مورد فرایندهای شیمیایی احتیاج به در نظر گرفتن رسوبگذاری کربنات کلسیم در دریاچه‌های با آب سخت و نیز رسوبگذاری و تکامل شورا به ها در سیستم‌های از نظر هیدرولوژیکی بسته دارد.
به نقل از جونیز و بوسر (Jones & Bowser, 1978)، کربنات کلسیم در رسوبات دریاچه‌ای 4 منبع دارد:
1ـ کربنات‌های تخریبی که توسط رودخانه‌ها از خشکی آورده شده‌اند و یا توسط فرسایش خطوط ساحلی ایجاد شده‌اند. این کربنات‌ها شامل کربنات‌های دریاچة دوباره انتقال یافته هستند، که در هنگام پایین بودن سطح آب دریاچه، رخنمون دارند.
2ـ کربنات‌های بیوژنیک مشتق شده از بقایای اسکلتی ارگانیسم‌های مختلف همچون مالوسک‌ها، کاروفیتا و فیتوپلانکتون‌ها.
3ـ کربنات‌هایی که به طور غیرارگانیکی ته نشین یافته‌اند، که در واقع به صورت بیوژنتیکی تولید شده‌اند.
4ـ کربنات‌های دیاژنزی که در اثر تغییر بعد از رسوبگذاری از دیگر کانی‌های کربناته حاصل شده‌اند.
دما و فشار Co2 از عوامل مهم در رسوبگذاری کربنات کلسیم می‌باشند. افزایش دما یا کاهش فشار Co2 باعث ته‌نشست می‌شود، اما درجة اشباع شدن در نتیجة افزایش دما اندک است، به طوری که خارج شدن گاز Co2، عامل اصلی رسوبگذاری در دریاچه‌هاست. ممکن است رسوبگذاری در اثر افزایش دما در منطقة لیتورال دریاچه‌ها، جایی که نوسانات دمای فصلی و سالانه بیشتر رخ می‌دهد، مهم‌تر باشد. رسوبگذاری در نتیجة فوق اشباع شدن در نتیجة تحول بهاره (spring overtuming) در دریاچه‌های دمایی در زمانی که آب‌های سرد هایپولیمنیون به سطح آورده و به سرعت گرم می‌شود، رخ می‌دهد. (ludlam, 1981). کربنات کلسیم می‌تواند در آب‌های پلاژیک برای تولید "whiting" توسط موجودات شناور، ته‌نشست یابد (Neev & Emery, 1967)
خارج شدن طبیعی گاز Co2 از دریاچه به اتمسفر یک فرایند آهسته است و از اهمیت اندکی در خروج گاز Co2 از دریاچه، برخوردار است. مهم‌ترین فرایند خروج Co2، فوتوسنتز و در نتیجه تولید بیوژنزی CaCo3 است. و به طور مشخص در اواخر بهار و تابستان که فوتوسنتز بالاست، رخ می‌دهد. معمولاً ته‌نشینی کربنات زمانی که آب فوق اشباع است رخ نمی‌دهد، بلکه ته‌نشینی کربنات زمانی است که اشباع شدگی ده مرتبه بیشتر از حد تئوری اشباع شدگی باشد.
ممکن است خروج گاز Co2 در نتیجة آشفتگی در مناطق تحت تأثیر امواج باعث به حرکت درآوردن ذرات رسوبی و ایجاد پوشش‌های کربناته بر روی آنها شود. خروج چشمه‌ها در منطقة لیتورال، ممکن است کربنات را در آب‌های دریاچه‌ای زمانی که گرم هستند و فشار Co2 براثر خروج Co2 پایین است، رسوب دهد. ویسکر و ائوجستر (Risacher & Eugster, 1979)، انواع مختلفی از قشرها را که ممکن است تشکیل شوند را شرح داده‌اند.
اندازه و شکل نهشته‌ها تحت تأثیر وجة اشباع است. تحقیقاتی که توسط کلتز وسو (Kelts & Hsu, 1978) بر روی دریاچة زور یخ (Zurich) انجام شده است، نشان می‌دهد که بلورهای بزرگ در اشباع شدگی پایین و بلورهای ریز در اشباع شدگی بالا تشکیل شده‌اند.
مولر و دیگران (Muller et al, 1982) بیان کردند که در سیستم‌های دریاچه‌ای باز با شوری پایین، رایج‌ترین کانی ته نشست شده، کلسیت LMC می‌باشد. حضور سایرکربنات‌های کلسیم بستگی به نسبت mg/ca دارد. دولومیت زمانی نه نشست می‌شود که نسبت mg/ca بین 12-7 است. آراگونیت با نسبت mg/ca بیش از 12 ته‌نشست می‌یابد.
در سیستم‌های از نظر هیدرولوژیکی بسته، آب دریاچه از نظر میزان یونها غلیظ‌تر و شورتر می‌شود. در نهایت ترکیب شورابه‌ها و نهشته‌های آن بستگی به طبیعت سنگ بستر حوضة دریاچه و نوع هوازدگی دارد. سنگ بستر هرچه باشد، با اشباع شدن آب دریاچه، اولین نهشته‌ها، کربناته‌های قلیایی خاکی، کلسیت و آراگونیت‌اند. ماهیت نهشته‌ها بستگی به نسبت mg/ca دارد و ته‌نشینی کربنات‌های mg,caدار تکامل بعدی شورابه‌ها را تحت تأثیر قرار می‌دهد.
Na فراوان‌ترین کاتیون در دریاچه‌های شور است. با تخلیه شدن mg, ca بعد از آن کربنات سدیم ته‌نشین می‌شود. کانی‌هایی مثل ترونا، ناکرولیت و ناترونیت تشکیل خواهند شد، در این صورت شورابه‌ها آلکالین هستند. این قبیل کانی‌های سدیم‌دار منحصر به محیط‌های غیر دریایی هستند. اگر آب‌های اولیه حاوی mg, ca خیلی بیشتر از Hco3 باشند، بعد از رسوبگذاری اولیه، شورابه‌ها غنی از قلیایی خاکی می‌شوند ولی از Co-23 و Hco-3 تخلیه می‌شوند. اگر نسبت Hco-3/ca,mg کم باشد، کربنات کمی می‌تواند ته‌نشین شود. و منجر به تشکیل سولفات‌ها (ژیپس) می‌شود. اگر نسبت Hco-3/ca,mg حدود 1 باشد، ته‌نشینی کربنات‌ها می‌تواند گسترده باشد: ابتدا ca خارج و منجر به افزایش نسبت mg/ca می‌شود تا اینکه کلیت HMC، دولومیت و حتی منیزیت ته‌نشین شوند.
ته‌نشست‌های آب‌های شور می‌توانند در 4 موقعیت نهشته شوند: 1ـ در دریاچه‌های شور دائمی که نهشته‌ها در کف بستر دریاچه رسوب می‌کنند. 2ـ در تشک‌های نمکی موقت 3ـ به صورت قشرهای رشدی روی لبه‌های اجسام نمکی. 4ـ به صورت رشد جایگزینی (displasive) در پهنه‌های گلی شود.
کربنات‌های آهن‌دار در دریاچه‌های قدیمه فراوان هستند اما ظاهراً در دریاچه‌های عهد حاضر کمتر دیده شده است. مهم‌ترین کانی‌های این دسته سیدریت و آنکریت هستند. سیدریت‌های منیزیم‌دار و کربنات‌های mmدار نیز از ته نشست‌های دریاچه‌ای گزارش شده‌اند. برای ته‌نشست سیدریت، غلظت پایین سولفید و Co+2 لازم است و اگر این شرایط فراهم نباشد، Fe2+ وارد شبکة پیریت می‌شود و Ca2+ و Co3-2 تشکیل کربنات کلسیم می‌دهند. توضیح مفصل‌تر دیگر کانی‌های کربناته در نوشته‌های دین و فوک (Dean & Fouch, 1983) یافت می‌شود.
3-3- فرایندهای بیولوژیکی:
تأثیر بایوتا (Biota) بر روی رسوبات دریاچه حتی مهم‌تر از کربنات‌های محیط‌های دریایی است. به ویژه گیاهان از طریق بیولوژیکی، کلیتی شدن و القاء ته‌نشینی را کنترل می‌کنند. علاوه بر این آنها مواد ارگانیکی لازم برای تشکیل سنگ نشأ مواد هیدروکربنی را فراهم می‌کنند. بقایای کاروفیتا در بسیاری از رسوبات دریاچه‌ای هم به صورت ساختارهای تولید مثلی و هم به صورت قشرهای ساقه مانند گیاه وجود دارند. اندام تولید مثلی ماده یعنی تخمدان دارای یک پوشش کلیتی بیرونی به نام ژیرو گونیت است. جنس این پوشش از کلیت LMC است ولی در دریاچه‌های باشوری بالا کلیت HMC می‌باشد، (Burne et al., 1980). کاروفیتا بیشتر بستر گلی را ترجیح می‌دهد و در بسترهای دانه درشت و تحت تأثیری موج کمتر دیده می‌شود. کاروفیتاها به همراه علف‌های دریایی گل‌ها را به دام می‌اندازند و نیز مقدار قابل توجهی کربنات تولید می‌کنند. دین (Dean, 1981) میزان تولید کاروفیتاها را چندصد گرم در m2 در سال، کربنات دانه‌ریز محاسبه کرده است. کاروفیتا معمولاً بسته به میزان انرژی در اعماق 10-15m یافت می‌شود.
برن و دیگران (Burne et al., 1980) نقل کرده‌اند که کاروفیتا در سنگ‌های رسوبی به عنوان شاهد خوبی از محیط‌های آب شیرین می‌باشد، ولی برخی از فرم‌های زنده در محیط‌های لب شور می‌توانند زنده، بمانند.
میکروفلورا نقش کلیدی در ته‌نشست بیوژنیک کربنات کلسیم دارند. گیاهان و مواد ارگانیکی می‌توانند تجمع یابند و تشکیل پیت یا رسوبات غنیاز مواد ارگانیکی را دهند. لایه‌های غنی از sapropel می‌توانند در زون‌های عمیق گسترش یابند. در دریاچه‌های کم عمق الکالن ـ شور توده‌های میکروبی بنتیک و پلانکتونیک بسیار متداول است و غالباً سطح تولید بالایی دارند و می‌توانند پتانسیل تشکیل سنگ منشأ مواد هیدروکربنی را داشته باشند.
سیانوباکتریا در تشکیل بیوهرم‌ها مهم هستند (استروماتولیت‌ها و آنکوئیدها). آنها رسوبات گسترده‌ای را در دریاچه‌های معتدله با آب سخت و سیستم‌های شور الکابن تشکیل می‌دهند. این بیوهرم‌ها از چند سانتی‌متر تا چندین متر ضخامت می‌تواند تغییر کند و مساحت زیادی را می‌پوشانند و یا ممکن است برآمدگی‌هایی را بر روی حاشیه‌های شیب‌دار دریاچه تشکیل دهد. این قبیل بیوهرم‌ها معمولاً در مناطق لیتورال و ساب لیتورال وجود دارند و ممکن است تا عمق 10 متر یا بیشتر گسترش یابند. گو (Gow, 1981) رشد فعال استروماتولیت‌ها را در عمق 60 متری ثبت کرده است. معمولاً بیوهرم‌ها در آب‌های کمی عمیق‌تر گسترش می‌یابند و در سواحلی که بیشتر در معرض نور خورشید قرار دارند، گسترش یافته‌اند. فرایند سازنده در بیوهرم‌ها شامل به تله انداختن و چسباندن کربنات‌ها می‌شود و این بدلیل رشد رشته‌ای آنها و خاصیت لزج بودن آن است. فابریک‌های حاصله به طور مشخص دارای خلل و فرج زیاد هستند و این بستگی به ماهیت لایه‌لایه بودن آن دارد.
4ـ مدل‌های رخساره‌ای
دریاچه‌ها سیستم‌های دینامیکی هستند، که به ویژه حساس به نوسانات آب و هوایی می‌باشند و اختلاف زیادی در موقعیت‌های تکتونیکی و رسوب‌شناسی نشان می‌دهند. تغییرات ناگهانی در رخساره‌های رسوبی در مقطع عمودی به خاطر تغییرات خط ساحلی و تغییرات بیوشیمیایی در آب دریاچه است. سطح آب دریاچه توسط بارش، تغذیه سطحی، ورود آب زیرزمینی، تبخیر و جریان‌های خروجی کنترل می‌شود. آب و هوا این فاکتورها را که شامل شیمی و چرخش آب است، کنترل می‌کند. عمق آب توسط آب و هوا (به طور مستقیم روی آب ورودی و به طور غیر مستقیم بر روی رسوب نهشته‌ها مؤثر است.)، در دریاچه‌های دائمی یا موقتی کنترل می‌شود. در دریاچه‌های واقع شده در عرض‌های پایین تبخیر غالب است، بنابراین میزان جریان رودخانه به درون آن و تغییر سطح آب تحت تأثیر آب و هواست، مثلاً در دریاچة مالاوی در رنیت شرق آفریقا. در دریاچه‌های واقع شده در عرض‌های بالا، ورود و بارش غالب است که تبخیر و یا خروج آب و مرز سکانس‌ها به طور عمده تحت تأثیر تکتونیک است، مثلاً دریاچة بایکال در سیبری. (J.Ahmad, 2005)
ایجستر و کلتز (Eugster & Kelts, 1983) دریاچه‌ها را از نظر هیدرولوژیکی به 3 دسته تقسیم کردند: سیستم‌های باز، سیستم‌های بسته دائمی و سیستم‌های بسته موقتی، اما ممکن است با توسعة سیستم‌های دریاچه‌ای و تغییرات آب و هوا و زهکشی، تعادل هیدرولوژیکی دریاچه‌ها تغییر کند. بخصوص در طول زمان زمین‌شناسی، مثلاً براساس تحقیقات ولز (Wells, 1983)، دریاچة Flagstaff باسن پلیوسن رائوس در یوتای مرکزی، با یک دریاچة آب شیرین کم عمق شروع شده است، سپس به یک سیستم پلایا تبدیل شده و بعد به یکباره به یک دریاچة آب شیرین مبدل شده است. بنابراین در هنگام تفسیر رسوبات دریاچه‌ای قدیمه، اغلب به استفاده از چندین مدل‌های رخساره‌ای نیاز است. علاوه بر این، دریاچه‌ها براساس انواع لایه‌بندی آب طبقه‌بندی می‌شوند، اما استفاده از این طبقه‌بندی می‌تواند برای رسوبات دریاچه‌های قدیمه، مشکل باشد. اغلب فقط تشخیص بین شرایط اکسیدی و غیراکسیدی بستر امکان دارد که منعکس کنندة حضور یا عدم حضور گرمای طولانی مدت یا لایه بندی شیمیایی آب می‌باشد.
1-4- دریاچه‌های از نظر هیدرولوژیکی باز
دریاچه‌هایی هستند که یک خروجی دارند و در نتیجه خطوط ساحلی نسبتاً پایداری دارند. تبخیر و خروج آب با ورود آب و بارش در تعادل هستند و شیمی آب دریاچه، توسط آب‌های متائوریکی غالب باقی مانده است و آب رقیق می‌باشد. رخساره‌های عمیق دریاچه توسط لایه‌بندی آب کنترل می‌شود. اگر ستون آب لایه‌بندی نباشد یا اگر شرایط غیرهوازی دائمی نباشد، رسوبات بستر درجات متفاوتی از اجتماعات موجودات بنتیک و آشفتگی زیستی نشان خواهند داد. (M. Tucker & V.wright, 1990)
1-1-4- رسوب‌گذاری مواد آواری
اکثر رسوبات تخریبی رسوب داده شده توسط رودخانه‌ها و نیز به فرم معلق یا بار بستری به دریاچه‌ها انتقال یافته‌اند. وزش باد، یخ‌های شناور و مواد آتشفشانی ممکن است به طور محلی مهم باشد. ماهیت اندازة شبکه‌های زهکشی اطراف حوضه‌ها، تأثیر عمده‌ای بر روی ورود رسوبات دارد. اغلب تأمین رسوب به طور فصلی کنترل می‌شود. تفاوت فصلی در تأمین تخریبی‌ها به ویژه در دریاچه‌های با عرض‌های جغرافیایی بالا که تماماً یا به طور بخشی توسط آب‌های ناشی از ذوب یخچال‌ها تغذیه می‌شوند، مشخص می‌باشد. رسوبات آواری در حاشیة دریاچه به طور کلی در اطراف زبانه‌های رودخانه‌ها متمرکز شده است. سواحل و سدها توسط عمل موج تشکیل می‌شوند. جایی که سرعت جریان بالا است، انرژی حوضه پایین و شیب بستر دریاچه در نزدیک ساحل نسبتاً پرشیب است. دلتاهای نوع گیلبرت در دریاچه‌های آب شیرین نسبتاً عمیق با شیب بالای رودخانه‌های ورودی یافت می‌شود. جوپلینگ و والکر (Jopling & walker, 1968) این نوع دلتاها را در دلتای رودخانه راین در دریاچة Constance بررسی کرده‌اند. دلتاهای دریاچه‌های یخچالی همچون دریاچة Hitchcock به سن پلیوستوسن در ماساچوست توسط فورست‌های پرشیب متشکل از لایه‌های منجر موازی یا لامینه‌بندی مورب ریپلی مشخص می‌شود.
دلتاهای نوع گیلبرت، تنها الگوی رسوبی ممکن در نزدیک ساحل هستند. انواع دیگر خطوط ساحلی بسته به ورود رسوب و مورفولوژی دریاچه تشکیل می‌شود. فرایندهای اصطکاکی در جایی که رودخانه‌های با بار بستری بالا به درون دریاچه‌های کم عمق فرو می‌روند، غالبند (Allen & Collinson)
در دریاچه‌ها جریان‌های هیپوپیکنال (Hypopycnal) خیلی کمتر به ته‌نشست‌های سواحل دریایی شبیه است، زیرا آب‌های رودخانه و آب‌های دریاچه اغلب چگالی‌های مشابهی دارند. اما اختلاف چگالی می‌تواند توسط اختلاف دمایی یا توسط حضور بارهای معلق بالا در آب‌های رودخانه ایجاد شود.
عدم حضور رسوبات در اندازة‌ماسه در رسوبات عمیق دریاچه‌های بزرگ در آمریکای شمالی نشاندهندة تغییر خط ساحلی و عمل امواج در یک سیستم اساساً بسته در نزدیک ساحل است. سیستم سواحل باریک، پیچیده و متغیر است. رسوبگذاری رسوبات آزادی در منطقة دور از ساحل توسط فرایند جریان‌های توربیدیتی، رسوبات پلاژیک و جریان‌های توده‌ای ایجاد می‌شوند. به طور کلی نرخ رسوبگذاری پایین می‌باشد. برطبق گزارش توماس و دیگران (thomas et al., 1972) نرخ رسوبگذاری در دریاچة انتاریو 100g/m2/year تا 300g/m2/year مشابه رخ رسوبگذاری در دریای خزر 360g/m2/year می‌باشد. حتی چرخش ملایم و بالا آمدگی در برخی دریاچه‌ها ممکن است مانع ته نشست ذرات فوق‌العاده ریز شود. اما رسوبگذاری توسط حضور عوامل مولکولی کننده به جلو رانده می‌شود. پراکندگی و رسوبگذاری مواد معلق ریزدانه توسط الگوهای چرخش دریاچه تعیین می‌شود، که بشدت توسط ورود جریان‌های رودخانه‌ای در تغییر است. جریان‌های تحتانی توربیدیتی سرچشمه گرفته از کانال‌های دلتایی، لایه‌های با دانه‌بندی تدریجی با ضخامت بیش از m104 نزدیک منشأ دلتا در حوادث نسبتاً نادر، شاید یک بار در هر قرن ایجاد می‌کند. لایه‌های ماسه‌ای یاسیلیتی نازک دانه تدریجی در ارتباط با سیلاب‌های رودخانه‌ای فراوان‌ترند.
3 نوع ریتمیک توسط اشلی (Ashley, 1975) در دریاچة یخچالی Hitchcock یافت می‌شود. هر نوع شامل یک لایة سیلت یا تابستانه و یک لایة گل یا زمستانه می‌باشد، اما خصوصیات این تشکیلات اختلاف مشخصی دارند. لایه‌های سیلت (یا گهگاهی ماسه ریزدانه) توسط جریان‌های توربیدیتی رسوب کرده‌اند و لایه‌های گلی نشاندهندة ریزش دانه‌های ریز رسوبات معلق‌اند. ریتمیک نوع (1) در مناطق دور از جریان رودخانه یافت می‌شود و حاوی سیلت‌های نازک لایة مشخص‌اند. ریتمیک نوع (2) از لایه‌های سیلت و گل با ضخامت‌های مساوی تشکیل شده‌اند و در موقعیت‌های مکانی مختلفی رسوب داده شده‌اند. انواع لامینه‌های ضخیم‌تر در حوضه‌های بستة کم عمق تا دلتایی تجمع می‌یابند در حالی که مکانی مختلفی رسوب‌ داده شده‌اند. انواع لامینه‌های ضخیم‌تر در حوضه‌های بستة کم عمق تا دلتایی تجمع می‌یابند در حالی که انواع لامینه‌بندی خیلی ریزدانه در طول مراحل کمبود رسوب در دریاچه تشکیل می‌شوند. ریتمیک نوع(3) که از لایه‌های سیلتی ضخیم‌تر از لایه‌های رسی تشکیل شده، بر روی شیب دلتاهای زیرآبی یافت می‌شود. سیلت از منشأ جریان‌های تحتانی بوده است. بنابراین تغییر تدریجی جانبی واضح در ریتمیت‌ها یا انواع وارو از زوج‌های با لایة سیلت ضخیم تا زوج‌های با لایة نازک گلی با افزایش فاصله از ورودی رودخانه‌ها وجود دارد. تصویر شماره 6 عناصر رسوبگذاری در دریاچه‌های باز را نشان می‌دهد.

تصویر 4- عوامل رسوبگذاری در دریاچه‌های باز با آب شیرین. (Eugster & Kelts, 1983)
2-1-4- رسوبگذاری شیمیایی و بیوشیمیایی
در دریاچه‌هایی که ورود مواد تخریبی کم است، رسوبات آهکی تحت تأثیر 4 فرایندی که قبلاً ذکر شد، تشکیل می‌شوند. لامینه‌های غنی از کربنات روشن، همچون رسوبات حاصل از رسوبگذاری اواخر بهار و تابستان از کربنات‌های جلبکی می‌باشد، در حالی که لامینه‌های فقیر از کربنات، تیره و نشاندهندة ته نشست مواد ارگانیکی زمستانه، دیاتومه‌های سیلیسی و اجزاء تخریبی‌اند.
لاییدها در دریاچه‌های رقیق کنونی متداول نیستند، اما از یلتفرم‌های کم عمق حاشیة دریاچه در دریاچه‌های مارلی کوچک توسط ویلکینسون و دیگران (Wilkinson et al., 1980) توصیف شده‌اند. گسترش آنها محدود به مرزهای باریک با عمق کمتر از 6 متر است. آنها متفاوت از ابیدهای دریایی در داشتن سطوح بسیار نامنظم و از لاییدهای دریاچه‌های شور در داشتن پوشش کلیستی بدون جهت‌یابی ترجیحی و در عوض دارای موزائیک‌های مساوی آنهدرال هستند.
تصویر شماره 5 یک توالی ایده آل از دریاچه‌های باز و با رسوبگذاری ذرات آواری را نشان می‌دهد.

تصویر 5- توالی عمودی ایده‌آل حاصل از پسر وی دریاچه‌های باز با رسوبگذاری غالب موادآواری، شرق حوضة کرو در آفریقای جنوبی (Hobday & Tankard, 1978)
همانطور که نشان داده شده است، تغییرات اندازة دانه‌ها به طرف بالا و ساختمانهای رسوبی موجود در این توالی خود مؤید کاهش عمق و رسوبگذاری ذرات دانه درشت‌تر است. رسوبات شیلی قسمت تحتانی در یک محیط آرام رسوب کرده است و رسوبات دانه درشت‌تر قسمت فوقانی با لایه‌بندی گردد خود مؤید ورود ناگهانی مقدار زیادی رسوب آواری توسط رودخانه به دریاچه می‌باشد که موجب تشکیل لایه‌بندی گردید شده است. طبقه‌بندی مورب پشته‌ای نیز کاهش عمق آب را نشان می‌دهد که در مواقع طوفانی تحت تأثیر امواج تشکیل گردیده است. سپس ریپل مارک‌های متقارن درون رسوبات ماسه‌ای دیده می‌شود که بر اثر حرکت امواج در هوای آرام ساخته شده‌اند. در خاتمه رسوبات ماسه‌ای همراه با ریپل مارک‌های جریانی و رسوبات رودخانه‌ای قرار دارد که مراحل نهایی پر شدن دریاچه را نشان می‌دهد. این مطالعات براساس رسوبات برموتریاس شرق حوضة کرد و در آفریقای جنوبی ارائه شده است. بنابراین در یک توالی عمودی از رسوبات پرکنندة دریاچه اندازة دانه‌ها به طرف بالا افزایش می‌یابد. (1383 وحرمی)
(تصویر 6): دریاچه‌های از نظر هیدرولوژیکی باز کربناته، بسته به شیب ساحلی و انرژی امواج، به 4 دسته تقسیم می‌شوند.
حاشیه‌های ساحلی (شیب زیاد) ـ کم انرژی (تصویر A.6): تولید کربنات توسط گیاهان در منطقة لیتورال در مقایسه با منطقة پلاژیک بالا می‌باشد. در نتیجه سواحل دریاچه می‌تواند به درون حوضة دریاچه پیشروی کند. شیب سواحل

تصویر 6. مدل‌های رخساره‌ای شماتیک برای دریاچه‌های کربناته‌ای که از نظر هیدرولوژیکی باز با لایه‌بندی دائمی هستند. (A) حاشیة سواحل، توالی پیشروندة کم انرژی برساحل دریاچه‌های مارلی موقت. (B) تغییرات امواج شدید، توالی پیشروندة حاشیة ساحلی براساس لاسیت shoofly مربوط به پلیوسن (c) توالی رمپ و کم انرژی. درجة شیب پایین، سیستم‌های حساس به نوسانات کوچک در سطوح دریاچه‌ای مشخص شده توسط رسوبات آبرفتی و خاکزایی، ایجاد می‌کند. (D) توالی کم شیب با انرژی بالا. (Cohen & Thouion, 1987)

در اطراف دریاچه می‌تواند خیلی‌تند (بالای ْ30) تا اعماق 25 یا بیشتر باشد. در حاشیة بسیاری از دریاچه‌های موقتی کوچک با انرژی پایین، مارل‌های کاروفیت‌دار، رسوبات مهمی می‌باشد. مورفی و ویلکینسون (myrphy & wilkinson, 1980) رخساره‌های حاشیة دریاچة لیتل فیلد در میشگان را توصیف کرده‌اند (تصویر 7). شیب ساحلی در تصویر 7-B دارای دولیتوفاسیس می‌باشد. دولومیت‌های میکریتی گاستروپوددار بخش بالایی، به میکریت‌های استراکود دار دار پایین تبدیل می‌شوند، که این بخش لامینه‌بندی نازکی دارد و حاوی پیریت می‌باشد. بقایای دوکفه‌ای‌ها و استراکودا حضور دارند، اما ساقه‌های کاروفیتا وجود ندارد. شواهدی از ریزش در سراسر این منطقه که منطبق با منطقة ساب لیتورال می‌باشد، دیده می‌شود. بخش

تصویر 7- (A) یک نمونه از رخسارة کربناته در یک حاشیة ساحلی کم انرژی، دریاچة غنی از کربنات. (B) سواحل مارنی موقتی در دریاچة میشیگان کرتوالی پیشروی ساحل را نشان می‌دهد. (murphy & wilkinson, 1980)
بالایی ساحل یک لیتوفاسیس میکریتی ماسه‌دار حاوی قطعات در اندازة ماسه از ساقه‌های قشری کاروفیت‌ها می‌باشد که تجمع آنها با عمق کاهش می‌یابد. یلتفرم ساحلی حاوی دولیتوفاسیس است. در بخش زیرین گراول پیزولیتی، قطعات پوششی کاروفیت‌دار و صدف‌های نرم‌تنان می‌باشد. وجود پیزوئیدها، در مناطق با آب‌های آشفته و آب‌های کم عمق با پوشش کاروفیتی، یک شکل متداول در دریاچه‌های با آب سخت است (schnieder et al., 1983). لیتوفاسیس نهایی یک پیت آهکی پوشیده شده با پیت می‌باشد.
حاشیه‌های پرشیب با نوسانات شدید امواج (تصویر 6.B): بهترین مثال ثبت شده توسط سویردسزاک و دیگران (swirydczuk et al., 1980) از لالیت‌های شوفلای از سازند آهن‌دار Glenns باسن پلیوسن در شمال غرب آمریکا می‌باشد. این لالیت‌ها به عنوان یک ساحل لالیتی تحت تأثیر امواج، با واحدهای ساحلی منفرد با ضخامت بالای R متر تفسیر شده‌اند و هرکدام حاوی 2 بخش رسوبات شیب ساحلی و یلتفرم ساحلی می‌باشد.
واحد اول که ضخیم‌تر است، حاوی فورست‌های به طرف دریاچه بامیانگین شیب ْ26 می‌باشد. رسوبات شامل لالیت‌های با پوشش نازک و در اندازة ماسة متوسط می‌باشد. بخش بالایی رسوبات شیب ساحلی، دانه‌بندی تدریجی معکوس را نشان می‌دهد. بخش زیرین توسط ریزش‌ها، ساختارهای بشقابی و لامینرهای دانه تدریجی نرمال مشخص می‌شود.
یلتفرم ساحلی، مجموعه‌های مورب با زاویة کوچک، با شیب 10 درجه به طرف دریاچه که به طور تدریجی به فورست‌های اصلی ختم می‌شود. در قاعدة هر توالی پیشرونده یک واحد با آشفتگی زیستی، بالای یک متر ضخامت وجود دارد.
حاشیه‌های رمپ کم انرژی (تصویر 6.C): این مدل با درجة شیب خیلی ملایم از منطقة حقیقی لیتورال به درون حوضة دریاچه تصورمی‌شود. در نتیجه منطقة لیتورال خیلی وسیع خواهد بود و حتی نوسانات کوچک مقیاس باعث تغییرات وسیع خواهد شد.

تصویر 8. ارتباط رخساره‌های lacustrine - palastrine. مارل‌ها همراه با مناطق نزدیک به سیستم توزیع (Freytet & Ploziat)
پایین رفتن سطح آب دریاچه باعث رخنمون مناطق وسیعی از حاشیه‌های دریاچه‌ای، با تغییرات خشک شدگی و خاک‌زایی خواهد شد. افزایش رسوبات آبرفتی در چنین توالی‌هایی چشمگیر خواهد بود. فریتدت و پلزیات (Freytet & Plaziat, 1982) به زیبایی، چنین توالی را (تصویر 8) از جنوب فرانسه ثبت کرده‌اند. آنها در این سنگ آهک‌های دریاچه‌ای می‌لیتوفاسیس اصلی تشخیص دادند:
1ـ سنگ آهک‌های میکریتی (موستون تاپکستون آهکی)، که هرگز بیوکلاست‌های بالایی ندارد. و حاوی خرده‌های مولوسک و کاروفیا می‌باشد. سنگ آهک‌های دچار آشفتگی زیستی شده، نشاندهندة عدم حضور لایه‌بندی دائمی و غیرهوازی می‌باشد.
2ـ لیتوفاسیس دوم حاوی گرینستون و پکستون‌های پلت ـ اینتراکلاست‌دار می‌باشد. گرنسیتون‌ها حاوی قطعات در اندازة ماسه تا در اندازة گراول ریز، آنکوئیدها و ساختمان‌های استروماتولیتی می‌باشند.
3ـ سنگ آهک‌های پالئوسترین شامل سنگ آهک‌های از نظر خاکزایی تغییر یافته می‌باشد. بیرون زدگی گل‌های آهکی دریاچه در نتیجة توسعة خاک‌های آهکی، چنین اشکالی را به صورت برشی شدن، لوله‌های ریشه‌ای، میکروکارست‌ها، حفره‌ها و رسوبات داخلی متفاوت، رنگریزه‌های اکسیدآهن و حلزون‌های خشکی نشان می‌دهد.
رمپ (حاشیه‌های با شیب ملایم ـ تحت تأثیر امواج) (تصویر 6.D): در این مدل یک منطقة ساحلی گسترده، بشدت تحت تأثیر عمل امواج وجود دارد. خط ساحلی توسط ماسه‌های شسته شده توسط امواج مشخص می‌شود.
سایر رو دیگران (Ryder et al., 1976) در رسوبات سازند Green river در شمال شرق یوتا دو رخسارة اصلی دریاچه‌ای مرتبط با هم تشخیص داده‌اند: قسمت مرکزی دریاچه و حاشیة دریاچه، زبانه‌های پیچیده‌ای بین این رو تشکیل می‌شود. رخسارة بخش مرکزی در قسمت وسط به ضخامت 900m می‌رسد و حاوی مدستون‌های غنی از مواد ارگانیکی تیره و رس سنگ‌های آهکی با لامیناسیون نازک افقی می‌باشد. لامینه‌های ارگانیکی به صورت لجن‌های میکروبی تفسیر شده‌اند. اجزاء بخش مرکزی دریاچه شامل مدیستون‌های کروژن‌دار با استراکودا می‌باشد که توسط بیوکلاس‌های با لایه‌بندی متوسط، گرینستون‌های پیرولیتی ـ لالیتی با لایه‌بندی مورب با زاویه کوچک پوشیده شده است. ریپل‌های موجی و جریانی در بخش فوقانی تشکیل می‌شوند.
به عنوان نتیجه‌گیری، توالی دریاچه‌های باز قدیمه درون دو محدودة وسیع قرار می‌گیرند: 1ـ حوضه‌های غالباً با رسوبات تخریبی با ماسه سنگ‌های بالامینه‌بندی مورب ریپلی در منطقة نزدیک ساحل، ماسه سنگ‌های با لایه‌بندی مورب نشاندهندة سدهای زبانه‌ای نزدیک جریان‌های آبرفتی و ماسه سنگ‌های با لایه‌بندی دانه تدریجی نازک یا کربنات‌های لامینه‌بندی شده به عنوان رسوبات دور از ساحل 2- حوضه‌های به طور عمده پرشده با کربنات‌ها توسط بیوهرم‌ها و رخساره‌های با دانه‌های پوشش دارد ماسه سنگ‌های آهکی کاروفیت و صدف‌دار، با ورودی‌های‌های محدود ذرات آواری به مناطق نزدیک زبانه‌های سیستم‌های توزیع.
2-4- دریاچه‌های از نظر هیدرولوژیکی بسته:
ویژگی اصلی این دریاچه‌ها این است که تبخیر ورودی‌ها افزایش می‌یابد و هیچ خروجی ایجاد نمی‌شود. در نتیجه دو حالت وجود دارد. نخست، تغییرات سریع در سطح آب دریاچه به علت تغییرات در بارش و جریان. دوم، مقدار مواد محلول آب به ویژه نسبت mg/ca افزایش می‌یابد و به همان نحو Ca توسط رسوبگذاری‌ها در مراحل اولیه کاهش می‌یابد. روند دوم بخوبی در رسوبات پلیوستوس پسین ـ هولوسن دریاچة تانگانیکا و دریاچة کیوی در سیستم ریفتی شرق آفریقا، توسط استوفرز وهکی (stoffers & Hecky, 1978) نشان داده شده است. دوباره تأکید می‌شود که بسیاری از رسوبات دریاچه‌ای قدیمه، شواهدی از چنین تغییرات هیدرولوژیکی را نشان می‌دهند.
1-2-4- رسوبگذاری موادآ‎واری
در دریاچه‌های با سیستم زهکشی بسته، نوسان سطح دریاچه باعث انتقال دوبازة رسوب در منطقة نزدیک به ساحل می‌شود. مخروط‌افکنه‌ها در مناطق داخلی‌تر زهکشی، توسط پهنه‌های ماسه‌ای محدود شده‌اند. اینها توسط سیلاب‌های ورقه‌ای با رژیم بالای جریان با لامینه‌بندی افقی تشکیل شده‌اند و به ماسه‌های با لامینه‌های موجی محدود می‌شوند. اشکال خط ساحلی همچون دلتاها، سواحل، رشته‌های ساحلی، دماغه‌ها و سدها به طور گسترده از دریاچه‌های نمکی گزارش نشده‌اند. عدم حضور آنها احتمالاً به خاطر انرژی پایین امواج در دریاچه‌های شور کوچک موجود عهد حاضر است. کینگ (king, 1956) یک استثناء را در دریاچة Eyre در استرالیا گزارش داده است که دون‌ها و رسوبات جریان‌های موقتی به صورت دماغه‌‌ها، سدهای در طول ساحل و رشته‌های ساحلی از سال 1949 تا 1950 دوباره نهشته شده‌اند.
دریاچه‌های شور به ویژه آنهایی که مشخصاً موقتی هستند، توسط پهنه‌های گلی در سوپرالتیورال به ساحل چسبیده‌اند، معمولاً پلایا یا سبخاهای قاره‌ای نامیده می‌شوند. سطح پهنه‌های گلی توسط ترک‌های گلی چند ضلعی و قشرهای نازک کربنات میکریتی نزدیک پلایا و قرهای متخلخل ضخیم‌تر کانی‌های قابل حل همچون هالیت، نزدیک مرکز حوضه پوشیده شده است. شستشوهای ورقه‌ای پهنه‌ها در اثر طوفان، ماسه‌های عدسی شکل یا پوشش‌های لامینه‌ای سیلتی را به صورت پراکنده ایجاد می‌کند.
تصویر شماره 9 محیط رسوبی دریاچه‌های بسته را نشان می‌دهد.

تصویر 9. زیر محیط‌های رسوبی حوضه‌های از نظر هیدرولوژیکی بسته (A) حوضه‌های دریاچه‌ای شور دائمی (B) حوضه‌های کوچک نمکی موقتی (Eugster & Kelts, 1983)

2-2-4- رسوبگذاری شیمیایی و بیوشیمیایی
بخش‌های گستردهای از سیستم‌های باز و بسته شبیه هم است. ممکن است لایه‌بندی در نتیجة تغییرات شیمی آب ایجاد شود و در دریاچه‌های با شوری بالا، تبخیری‌هایی همچون ژیپس می‌تواند از آب‌های سطحی رسوب کند و برای تشکیل لامینه‌ها در منطقة عمیق‌تر نهشته می‌شود. همچنین رسوبات خط ساحلی، درجة شوری را منعکس خواهند کرد