3. East African rift system lakesTh

3. East African rift system lakes
The sedimentary record of East Africa is rich in lake deposits
(e.g., Gasse, 2000; Tiercelin and Lezzar, 2002; Barker et al., 2004;
Trauth et al., 2005). This is because the southward propagation of
rifting created lake basins along the entire length of the rift valley. A
compiled record of lake occurrence was collated using the initial
work of Trauth et al. (2005, 2007) and updated by Shultz and
Maslin (2013). The collation is based on published geological evidence
for the appearance of either deep ephemeral or shallow
alkaline lakes in seven major basins in 50 kyrs sections over the last
5 Myrs (Tiercelin and Lezzar, 2002; Trauth et al., 2005, 2007, 2010;
Deino et al., 2006; Kingston et al., 2007; Lepre et al., 2007; Joordens
et al., 2011; McDougall et al., 2012; Feibel, 2011 and pers. comm.).
These Basins, shown in Fig. 2, are: Olduvai (Tanzania), MagadiNatron-Olorgesailie
(N. Tanzania and S. Kenya), Central Kenya Rift
(Kenya), Baringo-Bogoria (Kenya), Omo-Turkana-Suguta (N. Kenya),
Ethiopian Rift (South and Central Ethiopia) and Afar (N. Ethiopia).
The following indicators, as defined by Trauth et al. (2007), were
used for large and deep freshwater palaeolakes: 1) the presence of
pure white and frequently laminated diatomite, 2) typical freshwater
diatom assemblages, and 3) a diatom flora clearly dominated
by planktonic species, whereas benthic or epiphytic taxa are less
frequent or absent. Shallow and more alkaline lake were defined
by: 1) a significant clastic component in the diatomites, 2) diatom
indicators for higher alkaline conditions, and 3) a significant
benthic-epiphytic diatom community and the presence of abundant
phytoliths and sponge spicules. Based on these characteristics,
it is possible to classify the palaeoenvironments in the lake basins
(Fig. 3). A deep freshwater lake, characterised by a size of several
100 km2
, water depths in excess of 150 m, and a neutral pH, is
documented by pure white and frequently laminated diatomites,
and planktonic/littoral diatom ratios reaching 10 and 100. In
contrast, shallow and more alkaline lakes are typically less than
150 km2 in size, have water depths much less than 100 m (often
only a few metres), and dry out episodically. The pH of these lakes is
often at around 8, but may reach significantly higher values. The
corresponding sediments are clayey diatomites and silts, containing
a diatom flora with planktonic/littoral diatom ratios of less than
1 (typically between 0.1 and 0.3 and, in some cases, up to 0.8). In
extreme cases, the sediments contain authigenic silicates, such as
zeolites, that document chemical weathering of silicic volcanic
glass in an extremely alkaline lake environment. No lake, however,
indicates the complete absence of lake sediments. Age control for
the lake periods was obtained by published radiometric age determinations
usually of anorthoclase and sanidine phenocryst
concentrates from several tuff beds and lava flows. This compilation
suggests that there were significant late Cenozoic lake periods
between 4.6 and 4.4 Ma, 4.0e3.9 Ma, 3.6e3.3 Ma, 3.1e2.9 Ma,
2.7e2.5 Ma, 2.0e1.7 Ma, 1.1e0.9 Ma and 0.2e0 Ma before present in
East Africa (Fig. 3). These occurrences correlate with the 400- and
800-kyrs components of the eccentricity cycle, suggesting a major
role in lake formation for extreme amplitude fluctuations in precession
(Fig. 4).
On very long time scales of 100,000s years, changes in lakes are
primarily determined by tectonics, which initially creates but also
destroys lake basins. However, tectonics also affects conditions in a
lake over shorter time scales, such as through changes to the shape
and size of catchments and drainage networks (e.g. Bergner et al.,
2009; Olaka et al., 2010; Trauth et al., 2010; Feibel, 2011). Furthermore,
tectonics shapes the morphology of lake basins and hence
contributes to the sensitivity of these lakes to changes in the precipitation/evaporation
balance (Olaka et al., 2010; Trauth et al.,
2010). In the EARS many of the lake basin have become very sensitive
to small changes in rainfall and are referred to as amplifier
lakes (Trauth et al., 2010). These amplifier lakes are very sensitive to
moderate climate change. For example, the water level of the Early
Holocene palaeo-Lake Suguta rose to 300 m during a þ25% change
in precipitation during the African Humid Period
(ca 15,000e5000 yr BP) (Garcin et al., 2009; Borchardt and Trauth,
2011; Junginger and Trauth, 2013; Junginger et al., 2014). On the
other hand, as hydrological modelling suggests, large water bodies
buffer rapid shifts in climate due to their delayed response to
changes in the precipitation-evaporation balance (Borchardt and
Trauth, 2012). Thus theoretically, lakes can be very quick to form
but their effect on the local climate will create an inertia resisting its
removal or disappearance.

ผลลัพธ์ (ไทย) 1:

3. ทะเลสาบระบบริฟท์แอฟริกาตะวันออกบันทึกตะกอนของแอฟริกาตะวันออกมีเงินฝากเล(เช่น ชไตน์เฟลเดอร์ 2000 Tiercelin และ Lezzar, 2002 บาร์คเกอร์ et al., 2004Trauth et al., 2005) ทั้งนี้เนื่องจากการเผยแพร่ southwardrifting สร้างทะเลสาบอ่างล่างหน้าทั้งความยาวของริฟท์วัลเลย์ Aรวบรวมบันทึกเหตุการณ์เลถูกรวบรวมโดยใช้ต้นทำงานของ Trauth et al. (2005, 2007) และการปรับปรุง โดย Shultz และMaslin (2013) เปรียบเทียบตามหลักฐานธรณีวิทยาเผยแพร่สำหรับลักษณะที่ปรากฏของข้อมูลแบบชั่วคราวลึกหรือตื้นทะเลสาบด่างในอ่างล่างหน้าหลักเจ็ดใน 50 kyrs ส่วนช่วงสุดท้าย5 Myrs (Tiercelin และ Lezzar, 2002 Trauth et al., 2005, 2007, 2010Deino และ al., 2006 คิงส์ตัน et al., 2007 Lepre et al., 2007 Joordensร้อยเอ็ด al., 2011 McDougall et al., 2012 Feibel, 2011 และการสื่อสารอาทิ)มีอ่างล่างหน้าเหล่านี้ แสดงใน Fig. 2 : Olduvai (แทนซาเนีย) MagadiNatron-Olorgesailieริฟท์กลางเคนยา (ตอนเหนือของแทนซาเนียและเคนยา s ได้),(เคนยา), Baringo-Bogoria (เคนยา) โอโม-Turkana-Suguta (ตอนเหนือประเทศเคนยา),เอธิโอเปียริฟท์ (ใต้และเอธิโอเปียเซ็นทรัล) และ Afar (ตอนเหนือประเทศเอธิโอเปีย)ตัวบ่งชี้ต่อไปนี้ ตามที่กำหนดไว้โดย Trauth et al. (2007), ถูกใช้สำหรับขนาดใหญ่ และลึกปลา palaeolakes: 1) ของสีขาวบริสุทธิ์และผู้พิการทางสายตาเคลือบบ่อย 2) โดยทั่วไปปลาไดอะตอม assemblages และ 3) พืชไดอะตอมครอบงำอย่างชัดเจนโดยพันธุ์ planktonic ในขณะที่ธรรมชาติ หรือ epiphytic taxa น้อยบ่อย หรือขาด ทะเลสาบที่ตื้น และด่างมากกำหนดไว้โดย: 1) เป็นส่วนสำคัญ clastic ใน diatomites, 2) ไดอะตอมตัวบ่งชี้สภาพด่างสูงกว่า และ 3) เป็นสำคัญไดอะตอมธรรมชาติ epiphytic ชุมชนและของมากมายspicules phytoliths และฟองน้ำ ลักษณะเหล่านี้สามารถจัดประเภท palaeoenvironments ในอ่างล่างหน้าเล(Fig. 3) ทะเลสาบน้ำจืดลึก รนีหลายขนาด100 km2น้ำลึกเกินกว่า 150 เมตร และ pH เป็นกลางเอกสารสีขาวบริสุทธิ์และมักเคลือบ diatomitesและอัตราส่วนของไดอะตอม planktonic/littoral ถึง 10 และ 100 ในความคมชัด ทะเลสาบตื้นเขิน และเพิ่มเติมด่างโดยทั่วไปจะน้อยกว่าkm2 150 ขนาด มีน้ำลึกน้อยกว่า 100 เมตรกว่าเพียงไม่กี่เมตร), และแห้งออกจาก episodically PH ของทะเลสาบเหล่านี้คือมักจะอยู่ที่ประมาณ 8 แต่อาจเข้าถึงค่าที่สูงกว่าอย่างมีนัยสำคัญ ที่ตะกอนที่สอดคล้องกันคือ diatomites เหนียวและ silts ประกอบด้วยพืชไดอะตอม มีอัตราส่วน planktonic/littoral ไดอะตอมน้อยกว่า1 (โดยปกติจะอยู่ ระหว่าง 0.1 ถึง 0.3 และ ในบาง กรณี ถึง 0.8) ในกรณี ตะกอนประกอบด้วย authigenic silicates เช่นซีโอไลต์ ข้อเคมีสภาพอากาศของ silicic ภูเขาไฟแก้วในสภาพแวดล้อมที่ด่างมากเล ไม่มีสาบ อย่างไรก็ตามระบุการขาดงานที่สมบูรณ์ของตะกอนเล ควบคุมอายุรอบทะเลสาบกล่าว โดยนับอายุเผยแพร่ determinationsปกติของ anorthoclase และ sanidine phenocrystสารสกัดจาก tuff เตียงและลาวาไหลหลาย คอมไพล์นี้แนะนำว่า มีรอบทะเลสาบ Cenozoic สายสำคัญระหว่าง 4.4 และ 4.6 Ma, 4.0e3.9 Ma, 3.6e3.3 Ma, 3.1e2.9 Ma2.7e2.5 Ma, 2.0e1.7 Ma, 1.1e0.9 Ma และ 0.2e0 มาก่อนที่จะนำเสนอในแอฟริกาตะวันออก (Fig. 3) เหตุการณ์เหล่านี้เชื่อมโยงกับ 400 - และ800-kyrs ส่วนประกอบของวงจรความเยื้องศูนย์กลาง แนะนำหลักการบทบาทในทะเลสาบก่อตัวสำหรับการเปลี่ยนแปลงความกว้างมากในการหมุนควง(Fig. 4)ในเวลานานปรับขนาดของ 100,000s ปี มีการเปลี่ยนแปลงในทะเลสาบตามเปลือกโลก การเริ่มต้นสร้างเป็นหลัก แต่ยังทำลายทะเลสาบอ่างล่างหน้า อย่างไรก็ตาม เปลือกโลกยังมีผลต่อสภาพการเลคช่วงเวลาสั้นปรับขนาด เช่นตามที่ผ่านการเปลี่ยนแปลงรูปร่างและขนาดของ catchments และเครือข่ายการระบายน้ำ (เช่น Bergner et al.,2009 Olaka et al., 2010 Trauth et al., 2010 Feibel, 2011) นอกจากนี้ธรณีแปรสัณฐานรูปร่างสัณฐานวิทยาของทะเลสาบอ่างล่างหน้า และดังนั้นสนับสนุนความไวของทะเลสาบเหล่านี้เปลี่ยนแปลงในฝน/ระเหยยอดดุล (Olaka et al., 2010 Trauth et al.,2010. หู ของลุ่มน้ำทะเลสาบได้กลายเป็นมีความสำคัญมากเปลี่ยนแปลงเล็ก ๆ ในปริมาณน้ำฝนและมีที่อ้างอิงถึงเป็นเพาเวอร์แอมป์ทะเลสาบ (Trauth et al., 2010) ทะเลสาบเหล่านี้ขยายได้มากบรรเทาการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ ตัว ระดับน้ำของล่วงหน้าSuguta เล palaeo Holocene โรส 300 เมตรในระหว่างการเปลี่ยนแปลง þ25%ในฝนชื้นช่วงแอฟริกา(15, ca 000e5000 ปี BP) (Garcin et al., 2009 Borchardt และ Trauth2011 Junginger และ Trauth, 2013 Junginger et al., 2014) ในการอีก เป็นการสร้างแบบจำลองอุทกวิทยาแนะนำ แหล่งน้ำขนาดใหญ่เลื่อนบัฟเฟอร์อย่างรวดเร็วในสภาพภูมิอากาศเนื่องจากการตอบสนองล่าช้าเปลี่ยนแปลงในดุลฝนระเหย (Borchardt และTrauth, 2012) ดังนั้น ตามหลักวิชา ทะเลสาบสามารถฟอร์มรวดเร็วมากแต่ผลที่เกิดขึ้นในภูมิอากาศท้องถิ่นจะสร้างการต่อต้านความเฉื่อยของเอาหรือหายตัวไป

ผลลัพธ์ (ไทย) 2:

3.
ระบบความแตกแยกแอฟริกาตะวันออกทะเลสาบบันทึกตะกอนของแอฟริกาตะวันออกที่อุดมไปด้วยเงินฝากทะเลสาบ
(เช่น Gasse 2000; Tiercelin และ Lezzar 2002; บาร์เกอร์, et al, 2004;.
Trauth et al, 2005). เพราะนี่คือการแพร่กระจายไปทางทิศใต้ของ
rifting สร้างแอ่งทะเลสาบตามความยาวทั้งหมดของหุบเขาแตกแยก
บันทึกรวบรวมของการเกิดทะเลสาบรวบรวมใช้เริ่มต้นการทำงานของ Trauth et al,
(2005, 2007) และปรับปรุงโดย Shultz
และมาสลิน(2013) เรียงอยู่บนพื้นฐานของการตีพิมพ์หลักฐานทางธรณีวิทยาสำหรับการปรากฏตัวของทั้งลึกชั่วคราวหรือตื้นทะเลสาบอัลคาไลน์ในเจ็ดอ่างที่สำคัญใน50 ส่วน kyrs ในช่วง5 Myrs (Tiercelin และ Lezzar., 2002; Trauth et al, 2005, 2007, 2010; Deino et al, 2006;. คิงส์ตัน et al, 2007;. Lepre et al, 2007;. Joordens et al, 2011;. McDougall et al, 2012;.... Feibel 2011 และข่าวสารการสื่อสาร) ลุ่มน้ำเหล่านี้แสดงใน รูป 2 เป็น: Olduvai (แทนซาเนีย) MagadiNatron-Olorgesailie (เอ็นเอสแทนซาเนียและเคนยา) เคนยาระแหงกลาง(เคนยา) Baringo-Bogoria (เคนยา), โอโม-Turkana-Suguta (เอ็นเคนยา) ระแหงเอธิโอเปีย ( ภาคใต้และภาคกลางของประเทศเอธิโอเปีย) และไกล (เอ็นเอธิโอเปีย). ตัวชี้วัดต่อไปตามที่กำหนดโดย Trauth et al, (2007) ถูกนำมาใช้เพื่อpalaeolakes น้ำจืดที่มีขนาดใหญ่และลึก 1) การปรากฏตัวของสีขาวและลามิเนตบ่อยบริสุทธิ์ดินเบา2) น้ำจืดทั่วไปassemblages ไดอะตอมและ 3) พืชไดอะตอมที่โดดเด่นอย่างเห็นได้ชัดโดยสายพันธุ์planktonic ในขณะที่แท็กซ่าหน้าดินหรืออิงอาศัยอยู่ น้อยบ่อยหรือขาดหายไป ทะเลสาบตื้นและด่างมากขึ้นถูกกำหนดโดย: 1) เป็นองค์ประกอบที่สำคัญในการ clastic diatomites 2) ไดอะตอมตัวชี้วัดสำหรับสภาพเป็นด่างสูงขึ้นและ3) อย่างมีนัยสำคัญหน้าดิน-อิงอาศัยชุมชนไดอะตอมและการปรากฏตัวของมากมายphytoliths และ spicules ฟองน้ำ ขึ้นอยู่กับลักษณะเหล่านี้ก็เป็นไปได้ที่จะจัด palaeoenvironments ในแอ่งทะเลสาบ (รูปที่. 3) ทะเลสาบน้ำจืดที่ลึกโดดเด่นด้วยขนาดของหลาย100 กิโลเมตร 2, น้ำลึกเกิน 150 เมตรและมีค่า pH เป็นกลางเป็นที่รับรองโดยdiatomites สีขาวบริสุทธิ์และลามิเนตบ่อยและplanktonic / อัตราส่วนไดอะตอมบริเวณถึง 10 และ 100 ในทางตรงกันข้ามทะเลสาบตื้นและด่างมากขึ้นโดยทั่วไปจะมีน้อยกว่า150 กิโลเมตร 2 ในขนาดที่มีความลึกของน้ำน้อยกว่า 100 เมตร (มักเพียงไม่กี่เมตร) และแห้งออก episodically เป็นกรดเป็นด่างของทะเลสาบเหล่านี้มักจะอยู่ที่ประมาณ 8 แต่อาจถึงค่าที่สูงขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ ตะกอนที่สอดคล้องกันเป็น diatomites ดินและตะกอนที่มีพืชไดอะตอมกับplanktonic / อัตราส่วนไดอะตอมบริเวณน้อยกว่า1 (โดยปกติระหว่าง 0.1 และ 0.3 และในบางกรณีถึง 0.8) ในกรณีที่รุนแรงตะกอนมีซิลิเกต authigenic เช่นซีโอไลต์ที่สภาพดินฟ้าอากาศเคมีเอกสารภูเขาไฟsilicic แก้วในสภาพแวดล้อมที่ทะเลสาบอัลคาไลน์มาก ทะเลสาบไม่มี แต่แสดงให้เห็นถึงการขาดสมบูรณ์ของตะกอนทะเลสาบ อายุการควบคุมสำหรับงวดทะเลสาบที่ได้รับจากการหาความอายุ radiometric ตีพิมพ์มักจะanorthoclase และ sanidine phenocryst มุ่งเน้นจากเตียงปอยหลายกระแสลาวา รวบรวมนี้แสดงให้เห็นว่ามีอย่างมีนัยสำคัญในช่วงปลาย Cenozoic ระยะเวลาทะเลสาบระหว่าง4.6 และ 4.4 แม่ 4.0e3.9 แม่ 3.6e3.3 แม่ 3.1e2.9 แม่2.7e2.5 แม่ 2.0e1.7 แม่ 1.1e0 9 Ma Ma 0.2e0 และก่อนที่จะนำเสนอในแอฟริกาตะวันออก(รูปที่. 3) เกิดขึ้นเหล่านี้มีความสัมพันธ์กับ 400 และ800 kyrs ส่วนประกอบของวงจรเล็ก ๆ น้อย ๆ บอกที่สำคัญบทบาทในการสร้างความผันผวนทะเลสาบกว้างมากในprecession (รูปที่. 4). บนเครื่องชั่งน้ำหนักเวลานานมากของ 100,000 ปีที่ผ่านมาการเปลี่ยนแปลงในทะเลสาบกำหนดโดยเปลือกโลกซึ่งสมัยก่อนสร้าง แต่ยังทำลายแอ่งทะเลสาบ อย่างไรก็ตามเปลือกโลกยังมีผลต่อสภาพในทะเลสาบมากกว่าเครื่องชั่งน้ำหนักเวลาที่สั้นลงเช่นผ่านการเปลี่ยนแปลงรูปร่างและขนาดของพื้นที่รับน้ําและเครือข่ายการระบายน้ำ(เช่น Bergner, et al. 2009; Olaka et al, 2010;. Trauth et al, 2010. ; Feibel 2011) นอกจากนี้เปลือกโลกรูปร่างสัณฐานวิทยาของแอ่งทะเลสาบและด้วยเหตุนี้ก่อให้เกิดความไวของทะเลสาบเหล่านี้มีการเปลี่ยนแปลงในการเร่งรัด/ ระเหยสมดุล(Olaka et al, 2010;.. Trauth, et ​​al, 2010) ในหูหลายลุ่มน้ำทะเลสาบได้กลายเป็นความสำคัญมากต่อการเปลี่ยนแปลงเล็ก ๆ ในปริมาณน้ำฝนและจะเรียกว่าแอมป์ทะเลสาบ(Trauth et al., 2010) เครื่องขยายเสียงเหล่านี้ทะเลสาบมีความไวต่อการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศในระดับปานกลาง ตัวอย่างเช่นระดับน้ำในเช้าโฮโลซีน Palaeo-Lake Suguta เพิ่มขึ้นถึง 300 เมตรในช่วงการเปลี่ยนแปลง% þ25ในการเร่งรัดในช่วงระยะเวลาแอฟริกันชื้น(ca 15,000e5000 ปี BP) (Garcin et al, 2009;. Borchardt และ Trauth, 2011 ; Junginger และ Trauth 2013; Junginger et al, 2014). บนมืออื่น ๆ เช่นการสร้างแบบจำลองทางอุทกวิทยาแนะนำแหล่งน้ำขนาดใหญ่ buffer เปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วในสภาพภูมิอากาศที่เกิดจากการตอบสนองที่ล่าช้าของพวกเขาเพื่อการเปลี่ยนแปลงในความสมดุลเร่งรัด-ระเหย(Borchardt และTrauth 2012) ดังนั้นในทางทฤษฎีทะเลสาบได้อย่างรวดเร็วในรูปแบบแต่ผลกระทบต่อสภาพภูมิอากาศในท้องถิ่นจะสร้างแรงเฉื่อยของการต่อต้านการกำจัดหรือการหายตัวไป

ผลลัพธ์ (ไทย) 3:

3 . ทะเลสาบระบบรอยแยกแอฟริกาตะวันออก
บันทึกตะกอนของแอฟริกาตะวันออกเป็นมั่งมีในเงินฝากทะเลสาบ
( เช่นกา ซ่ , 2000 ; tiercelin และ lezzar , 2002 ; บาร์เกอร์ et al . , 2004 ;
trauth et al . , 2005 ) นี้เป็นเพราะใต้ขยายพันธุ์
rifting สร้างทะเลสาบแอ่งน้ำตลอดความยาวของรอยแยกของหุบเขา เป็นทะเลสาบที่เกิดขึ้น คือ รวบรวมบันทึก

เรียงการใช้งานเบื้องต้นของ trauth et al .( 2548 , 2550 ) และปรับปรุงโดย ชูลทซ์และ
maslin ( 2013 ) การเปรียบเทียบหลักฐานทางธรณีวิทยาตามหัวข้อ
สำหรับการปรากฏตัวของทั้งลึกหรือตื้นไม่ยั่งยืน
ด่างทะเลสาบในเจ็ดลุ่มน้ำหลักใน 50 kyrs ส่วนช่วง
5 myrs ( และ tiercelin lezzar , 2002 ; trauth et al . , 2005 , 2007 , 2010 ;
ไดโนเ et al . , 2006 ; et al , คิงส์ตัน . , 2007 ; lepre et al . , 2007 ; joordens
et al . , 2011 ;แม็คดูกัล et al . , 2012 ; feibel 2011 และข่าวสาร การสื่อสาร ) .
ลุ่มน้ำเหล่านี้ แสดงในรูปที่ 2 : Olduvai ( แทนซาเนีย ) , magadinatron olorgesailie
, S . เคนยาแทนซาเนียและเคนยาระแหง
) , กลาง ( เคนยา ) Baringo โบโกเรีย ( เคนยา ) , โอ Turkana suguta , เคนยา , เอธิโอเปีย ( ระแหง )
ใต้และกลาง ( เอธิโอเปีย ) และระยะไกล ( เอธิโอเปีย ) .
บ่งชี้ต่อไปนี้ที่กำหนดโดย trauth et al . ( 2007 ) ,
ใช้สำหรับ palaeolakes น้ำจืดขนาดใหญ่และลึก : 1 ) การปรากฏตัวของ
สีขาวบริสุทธิ์และมักเคลือบไดอะทอไมต์ , 2 ) จืด
ไดอะตอมทะเลของทะเลโดยทั่วไปและ 3 ) จากพืชอย่างชัดเจนครอบงำ
เอาน่ะ ชนิด และสัตว์ หรืออิงอาศัย และมีน้อย
บ่อยหรือขาด ทะเลสาบตื้น และด่างมากขึ้นกำหนด
โดย : 1 ) ส่วนประกอบที่สำคัญใน clastic diatomites ไดอะตอม
2 )ตัวบ่งชี้สภาวะด่างสูง และ 3 ) พบสัตว์หน้าดินไดอะตอม
อิงอาศัยชุมชนและการแสดงตนของ phytoliths มากมาย
และ ฟองน้ำสปิคุล . บนพื้นฐานของลักษณะเหล่านี้ ,
มันเป็นไปได้ที่จะแยก palaeoenvironments ในทะเลสาบอ่าง
( รูปที่ 3 ) ทะเลสาบน้ำจืดลึกลักษณะโดยขนาดของหลาย

100 ตารางกิโลเมตร ความลึกของน้ำเกิน 150 เมตร และมี pH เป็นกลาง คือ
เอกสารโดยสีขาวบริสุทธิ์และบ่อย diatomites ลามิเนต , และไดอะตอมต่อสิ่งมีชีวิตขนาดเล็กมากในน้ำ /
ประเทศถึง 10 และ 100 ใน
ความคมชัดตื้นและทะเลสาบอัลคาไลน์มากขึ้นมักจะน้อยกว่า
150 ตารางกิโลเมตรในขนาดที่มีน้ำที่ความลึกน้อยกว่า 100 เมตร ( มักจะ
เพียงไม่กี่เมตร และแห้งออก episodically . pH ของทะเลสาบเหล่านี้เป็น
บ่อยๆ ประมาณ 2 ทุ่ม แต่อาจถึงสูงกว่าค่า
ที่เป็นตะกอนดินเหนียวและ diatomites silts ที่มี
flora ไดอะตอมกับสิ่งมีชีวิตขนาดเล็กมากในน้ำ / ด่างจากอัตราส่วนน้อยกว่า
1 ( ปกติระหว่าง 0.1 และ 0.3 และในบางกรณีถึง 0.8 ) ใน
กรณีสุดโต่ง ตะกอนประกอบด้วย authigenic ซิลิเกต เช่น
ซีโอไลต์ที่เอกสารสภาพอากาศเคมีของแก้วภูเขาไฟ
silicic ในสภาพแวดล้อมที่ทะเลสาบด่างมาก ไม่มีทะเลสาบอย่างไรก็ตาม การขาดที่สมบูรณ์ของทะเลสาบ
แสดงว่าตะกอน อายุควบคุม
ทะเลสาบระยะเวลาได้จากหัวข้อข้างต้น
โดยปกติของอะนอร์โทเคลสของอายุและฟิโนคริสซานีดีน
เข้มข้นจากเตียงปอยหลายและลาวาไหล นี้รวบรวม
บ่งบอกอย่างมีนัยสำคัญ
โรทะเลสาบช่วงสายระหว่าง 4.6 และ 4.4 มา 4.0e3.9 มา 3.6e3.3 มา 3.1e2.9 มา
2.7e2 .5 มา 2.0e1.7 มา 1.1e0.9 MA และ 0.2e0 มาก่อนปัจจุบันใน
แอฟริกาตะวันออก ( รูปที่ 3 ) เหตุการณ์เหล่านี้มีความสัมพันธ์กับ 400 - 800 kyrs
ส่วนประกอบของวัฏจักรความาสำคัญในทะเลสาบก่อตัวมาก

( รูปของความผันผวนในการหมุนควง 4 ) .
เมื่อนานมาก เกล็ด 100000s ปี , การเปลี่ยนแปลงในทะเลสาบเป็นหลัก โดยเปลือกโลก
กำหนด ,ซึ่งตอนแรกที่สร้างแต่ยัง
ทำลายทะเลสาบอ่าง . อย่างไรก็ตาม การเคลื่อนตัวยังมีผลต่อเงื่อนไขใน
ทะเลสาบกว่าช่วงเวลาสั้น ระดับ เช่นผ่านการเปลี่ยนแปลงรูปร่างและขนาดของ catchments
น้ำและเครือข่าย ( เช่นเบิร์กเนอร์ et al . ,
2009 olaka et al . , 2010 ; trauth et al . , 2010 ; feibel , 2011 ) นอกจากนี้ รูปร่างลักษณะของผิว

ทะเลสาบอ่าง และดังนั้นก่อให้เกิดความไวของทะเลสาบเหล่านี้มีการเปลี่ยนแปลงในการตกตะกอน / การระเหย
สมดุล ( olaka et al . , 2010 ; trauth et al . ,
2010 ) ในหูหลายของลุ่มน้ำมีอ่อนไหวมาก
การเปลี่ยนแปลงขนาดเล็กในฝนและจะเรียกว่าทะเลสาบเครื่องขยายเสียง
( trauth et al . , 2010 ) ทะเลสาบเครื่องขยายเสียงเหล่านี้มีความไวต่อ
การเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศปานกลาง ตัวอย่างเช่นระดับน้ำก่อนถึงทะเลสาบ suguta
palaeo เพิ่มขึ้นถึง 300 เมตรในช่วงþ 25% ในการตกตะกอนในแอฟริกาเปลี่ยน

ช่วงชื้น ( CA 15000e5000 ปี BP ) ( garcin et al . , 2009 ; เบอร์ชาดต์ และ trauth
2011 ; junginger trauth , และ , 2013 ; junginger et al . , 2010 ) . บนมืออื่น ๆเป็นแบบจำลองอุทกวิทยา
,
บ่งบอกแหล่งน้ำขนาดใหญ่บัฟเฟอร์อย่างรวดเร็วกะในสภาพภูมิอากาศจากของการตอบสนองที่ช้า

เปลี่ยนฝนการระเหยดุล ( เบอร์ชาดต์และ
trauth , 2012 ) ดังนั้นในทางทฤษฎี , ทะเลสาบได้อย่างรวดเร็วไปยังแบบฟอร์ม
แต่ผลกระทบที่มีต่อภูมิอากาศท้องถิ่นจะสร้างโมเมนต์ความเฉื่อยของการต่อต้าน
หรือหายตัวไป