SiO2-Diagenese in Tiefseesedimenten     

Dr. Ulrich von Rad 《International Journal of Earth Sciences》1979,68(3):1025-1036

Zusammenfassung Im SiO₂-Kreislauf des Weltozeans ist Kieselsäure biogener Herkunft (Skelettopal) der wichtigste SiO₂-Lieferant, während vulkanogene und andere Quellen zurücktreten. Die Erhaltung von biogenem Opal und seine spätere Umbildung in authigenen Opal-CT und Klinoptilolith wird durch hohe Kieselplankton-Produktivität und Sedimentationsraten (z. B. in Auftriebsgebieten) begünstigt. Vulkanglas wird langsamer gelöst und führt zur Ausfällung von authigenem Smektit und Phillipsit, aber nicht zur Hornsteinbildung.Im allgemeinen verläuft die SiO₂-Diagense als ein diskontinuierlicher zeit-, teufen-, temperatur- und faziesabhängiger Reifungsprozeß von instabilem biogenem Opal (Opal-A) über metastabilen Opal-CT (fehlgeordneter Tief-Cristobalit/Tridymit) zu stabilem Quarz. Opal-CT ist also immer die erste (10–65 Ma nach der Ablagerung gefällte) SiO₂-Phase, aus der dann erst später (50–140 Ma nach Ablagerung der ursprünglichen Kieselsedimente) echte Quarzhornsteine entstehen. Unabhängig davon wird akzessorischer Quarz schon frühdiagenetisch in Porzellaniten ausgefällt, wo er Hohlräume füllt oder den Calcit von Fossilien verdrängt.Während die Opal-AOpal-CT-Umwandlung meist über einen Lösungsschritt geht, können Kieselskelette auchin-situ in Opal-CT umgewandelt werden. Das Opal-CT-Gitter erfährt einen teufen- und temperaturabhängige, röntgenographisch nachweisbare strukturelle Reifung. Diese führt später zur Opal-CTQuarz-Umwandlung, die möglicherweise ohne generelle Lösung und Wiederausfällung abläuft.Obwohl Alter/Versenkungstiefen-Diagramme ein weit überlappendes Vorkommen von Opal-A, Opal-CT und Quarz zeigen, läßt sich im allgemeinen eine positive Korrelation der Reife der SiO₂-Phasen mit diesen Parametern feststellen. Die Umwandlung von biogenem Opal in authigenen Opal-CT verläuft allerdings etwas rascher in karbonatischem als in tonigem Milieu, während tonige Fazies die Opal-CTQuarz-Umbildung beträchtlich verlangsamt. Die SiO₂-Transformationen werden allerdings nicht nur durch die Faktoren Zeit, Teufe (Temperatur) und Gastsedimentfazies gesteuert. Weitere, noch weitgehend unbekannte Parameter spielen vermutlich eine bedeutende Rolle.

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Biogenic silica is the most important source for the global oceanic SiO₂ cycle, whereas volcanogenic and other sources are less significant. High silica plankton fertility and sedimentation rates (e. g. in upwelling areas) favour the preservation of skeletal opal and its later transformation into authigenic opal-CT and clinoptilolite. Volcanic glass is less easily dissolved and leads to the precipitation of authigenic smectite and phillipsite, but not to the formation of porcellanites and cherts.In general, silica diagenesis proceeds as a discontinuous age-, burial- and facies-dependant maturation from instable biogenic opal (opal-A) via metastable opal-CT (disordered low-temperature cristobalite/tridymite) to stable quartz. Opal-CT is always the precursor silica phase (precipitated 10–65 m.y. after deposition), followed by the formation of genuine quartz cherts (about 50–140 m.y. after deposition of the original siliceous oozes). Already during early diagenesis, accessory quartz is directly precipitated in porcellanites and fills voids or replaces calcitic fossils.Whereas the opal-Aopal-CT transformation usually involves a solution step, opaline skeletons can also be transformedin situ into opal-CT. A maturation of the opal-CT structure takes place with increasing burial depth, which later leads to an opal-CT quartz transformation, possibly without any major silica mobilization.Altough age/burial depth diagrams show a wide overlap for the distribution of opal-A, opal-CT, and quartz, a general positive correlation of the maturity of the silica phases with these parameters is evident. On the other hand, the rate of the opal-Aopal-CT transformation is slightly faster in calcareous than in clayey sediments, whereas clayey facies retards the opal-CTquartz transformation considerably. However, the silica transformations are not only controlled by the factors time, burial depth (temperature) and host rock facies, but also by additional, largely unknown parameters.

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Résumé Dans le cycle SiO₂ des océans les organismes siliceux sont les fournisseurs principaux de SiO₂. Les autres sources de silice, volcanogénes ou autres, sont de moindre importance. Une haute productivité de plancton siliceux alliée à un taux d'accumulation élevé (par exemple, dans les zones des upwellings) favorisent la conservation de l'opale biogène et sa transformation subséquente en opale-CT et en clinoptilolite. Les verres volcaniques se dissolvent plus lentement et donnent des smectites authigènes et des phillipsites, mais pas de cherts.En général, la diagénèse de la silice se poursuit comme un processus des maturation discontinu, dépendant des facteurs temps, profondeur, température et faciès: au cours de ce cycle, l'opale biogène instable (»opale-A«) se transforme en opale-CT métastable (-cristobalite/tridymite avec désordre unidimensionnel), puis en quartz stable. L'opale-CT est donc toujours la première phase SiO₂ (précipité 10–65 Ma après le dépÔt du sédiment), suivi plus tard (50–140 Ma après le dépÔt des sédiments biosiliceux originaux) par des cherts à quartz. Indépendamment, du quartz accessoire peut Être précipité au cours d'un stade précoce de la diagénèse dans les porcellanites, ou il remplit les vacoules ou remplace la calcite des fossiles.Alors que la transformation de l'opale-A en opale-CT s'opère, de manière générale, par l'intermédiaire d'une phase de dissolution, les restes des organismes siliceux peuvent Être transformésin situ en opale-CT. La grille de l'opale-CT subit un processus de maturation structurale en relation avec la profondeur et la température, visible par l'analyse aux rayons X. C'est cette maturation de la grille qui conduira plus tard à la transformation de l'opale-CT en quartz, cette étape pouvant avoir lieu sans dissolution totale ni reprécipitation.Bien que les diagrammes âges-profondeurs montrent des recouvrements importants de l'opale-A, de l'opale-CT et du quartz, on peut remarquer souvent une corrélation positive entre la maturité des phases de silice et ces paramètres. La transformation de l'opale biogène en opale-CT authigène se poursuit toutefois un peu plus rapidement en milieu carbonatique qu'en milieu argileux, alors que les faciès argileux freinent considérablement la transformation d'opale-CT en quartz. Cependant les transformations de SiO₂ ne sont pas uniquement dirigées par les facteurs temps, profondeur (température) et faciès du sédiment-hÔte. D'autres paramètres encore mal connus semblent jouer un rÔle important au cours de ces phénomènes.

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Geringfügig erweiterte Fassung eines auf der 69. Jahrestagung der Geologischen Vereinigung in Heidelberg gehaltenen übersichtsreferates.  相似文献   

Brines and evaporites of the Lake Chad basin,Africa     

Hans P. Eugster  Gilbert Maglione 《Geochimica et cosmochimica acta》1979,43(7):973-981

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Turbulence characteristics in a near neutrally stratified urban atmosphere   总被引：4，自引：1，他引：4  

Ulf Högström  Hans Bergström  Hans Alexandersson 《Boundary-Layer Meteorology》1982,23(4):449-472

Turbulence measurements from the city of Uppsala, Sweden, are analysed. Measurements were taken at two sites: one in the central area, ca. 6 m above roof level, the average building height being ca. 15 m; the other at ca. 8 and 50 m above the ground on a tower situated 100 m downwind of a sharp discontinuity between the densely built-up urban area and flat grass-covered land. The average stability was close to neutral, the range being -0.2 < z/L < 0.2. The main emphasis of the study is on the non-dimensional standard deviations of the velocity components _i /u _*t and on the corresponding non-dimensional energy spectra, u _*t being a local velocity scale defined as _i /( _l is the local momentum flux). Comparison with results obtained from surface-layer measurements at ideal sites (with u _*, being the ordinary friction velocity) shows good general agreement. The most complete agreement is found for the tower 50 m measurements, a result which is notable as this measurement point is found to be within a distinctly transitional zone between the urban and post-urban boundary layers. The results from the central city measurement point are also fairly close to the ideal results, the deviations found being small in view of the fact that the site is probably inside the layer in which the roughness elements (the buildings) have direct influence. The measurements at the tower 8 m level show certain distinct deviations from ideal results: all three _i /u _*l , are higher by ca. 10%, the excessive energy being found at the low frequency end of the spectrum. Arguments are presented for this feature to be due to a spectral lag effect.  相似文献   

Radiological investigations in the western Baltic Sea and the Baltic Proper,including the Danish straits,during 1981     

Dr. Hans Kautsky  Hans-Friedrich Eicke 《Ocean Dynamics》1982,35(5):211-221

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Investigations of cosmic-ray-produced nuclides in iron meteorites, 4. Identification of noble gas abundance anomalies     

Hans Voshage 《Earth and Planetary Science Letters》1982,61(1):32-40

The literature on cosmic-ray-produced nuclides in iron meteorites occasionally reports unusual (“anomalous”) abundance proportions for the associated noble gases. The anomalies are in some cases ascribed to excesses of⁴He, caused by the presence of primordial or radiogenic components; in other cases to abundance deficiencies of³He, caused by partial loss of cosmogenic tritium. The arguments and data used previously for the recognition, identification and determination of anomalies are, however, imperfect or incorrect. New procedures are here proposed. They are based on more reliable data on the abundance patterns of the cosmogenic component and on a novel system of test correlations which describes these patterns. In most cases in which anomalies are recognised, the system allows an unequivocal identification of the nuclide which is the cause of the anomaly. This is a prerequisite for the quantitative determination of excesses and deficiencies. The procedures are applied to evaluate anomalous noble gas data reported in the literature for about 15 samples of various iron meteorites. In some cases, previous identifications of³He deficiencies and of⁴He excesses prove to be correct. However, guesses that⁴He excesses were present in certain specimens from Arispe, Cranbourne, El Taco, Hoba, Pin?on, Pitts and Sandia Mountains are invalidated by the present investigation.⁴He excesses are more exceptional than heretofore believed.  相似文献   

Secular non-random variations of cosmogenic carbon-14 in the terrestrial atmosphere     

Albrecht Neftel  Hans Oeschger  Hans E. Suess 《Earth and Planetary Science Letters》1981

The time dependence of the¹⁴C content of bristlecone pine wood samples dated by their tree rings and grown during the last 8000 years was examined. The¹⁴C values as measured by the La Jolla Radiocarbon Laboratory were used for the investigation.Two different smoothing techniques were used for constructing values for equal time intervals. In this manner the introduction of regularities, that could have resulted from applied mathematical techniques, could be excluded.There is good evidence for non-random features in the power spectrum, in particular for a 200-year periodicity.The regularities in the power spectrum are further indications supporting the assumption that the¹⁴C variations reflect a property of the sun.  相似文献   

Spectroscopic studies on natural chloritoids     

Ulf Hålenius  Hans Annersten  Klaus Langer 《Physics and Chemistry of Minerals》1981,7(3):117-123

Room temperature and low temperature Mössbauer and optical absorption spectroscopic data on six natural chloritoids characterized by means of electron microprobe and X-ray powder diffraction techniques are presented. Two narrow quadrupole doublets with widths of 0.25–0.29 mm/s assigned to Fe²⁺ in a relatively large octahedral site and Fe³⁺ in a smaller octahedral site, are observed in the Mössbauer spectra. Polarized optical absorption spectra reveal three main absorption bands. A broad absorption band at 16,300 cm^?1, which is strongly polarized in E‖X and E‖Y and shows a linear increase in integral absorption with increasing [Fe²⁺] [Fe³⁺] concentration product, is assigned to a Fe²⁺+Fe³⁺→Fe³⁺+Fe²⁺ charge transfer transition. This band displays also a temperature dependence different from that of single ion d?d transitions. Two absorption bands at 10,900 cm^?1 and 8,000 cm^?1 are, on the basis of compositional dependence and energy, assigned to Fe²⁺ in the large M(1B) octahedra of the brucite-type layer in chloritoid. Combined spectroscopic evidence and structural and chemical considerations support a distribution scheme for ferrous and ferric iron which orders the Fe²⁺ ions in the M(1B) octahedra and the Fe³⁺ ions in the small M(1A) octahedral sites. Both types of octahedra are found in the brucite type layer of chloritoid.  相似文献   

Glendonite — Indikatoren des polarmarinen Ablagerungsmilieus     

Dr. Edwin Kemper  Dr. Hans Hermann Schmitz 《International Journal of Earth Sciences》1981,70(2):759-773

Zusammenfassung Glendonite sind Pseudomorphosen von überwiegend Calcit (in mehreren Generationen) nach Thenardit (Na₂SO₄). Die meistens sternförmigen Kristallaggregate von Walnuß- bis Faustgröße bildeten sich im unterkühlten Meereswasser (cold salinity currents) in oder auf der oberen Lage des Meeresbodens. Sie sind an marine Tonsteine gebunden und kommen in ihrem Verbreitungsgebiet in großer Zahl vor. Rezente Glendonite treten nur im Arktischen Ozean und seinen Nebenmeeren (Weißes Meer) auf. Fossile gibt es in Perm und Kreide Australiens (permisches Vereisungsgebiet) und in den jeweils hohen Breiten der Nordhalbkugel im Domerium, mittleren Jura, Valangin, Ober-Apt/Unter-Alb, Oligozän/Miozän und Pleistozän/Holozän. Für diese Zeiten ist eine erhebliche Abkühlung zu postulieren.Beim Vergleich mit den entsprechenden Schichtenfolgen Mitteleuropas fällt auf, daß in den Zeiten der Glendonit-Vorkommen der arktischen Gebiete im borealen Europa dunkle Tonsteine abgelagert wurden. In Zeiten starker Kalksedimentation (Ober-Oxford, Kimmeridge, Ober-Kreide) und arider oder subtropischer Klimate in Mitteleuropa (Tithon: Münder Mergel-Fazies und Berrias: Wealden-Fazies) fehlen Glendonite auch im hohen Norden.Alle diese Befunde verweisen auf ausgeprägte, langfristige Klimaschwankungen vom Lias ab. Zur Zeit der kälteren Phasen müssen in den hohen Breiten mit den heutigen Verhältnissen vergleichbare polare Klimate geherrscht haben.

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Glendonites are pseudomorphs of mainly calcite (in several generations) after Thenardit (Na₂SO₄). The crystal aggregates are preponderantly star shaped and range in size between walnut and fist dimensions. They were formed by cold salinity currents in the uppermost layer of the ocean floor. They are restricted to marine shales and mudstones and occur in great quantities in their area of distribution. Recent glendonites are known only from the Arctic Ocean and adjacent seas (e. g. the White Sea). Fossil glendonites occur in the Permian and Cretaceous of Australia (Permian area of glaciation) and in high latitudes of the Northern hemisphere in the Domerian, middle Jurassic, Valanginian, late Aptian — early Albian, Oligocene — Miocene, and Pleistocene — Holocene. For these periods a considerable cooling has to be postulated.If the sediments of these periods are compared with the corresponding ones of central Europe it is obvious that in those periods during which glendonites were formed in high latitudes dark shales were deposited in the boreal part of Europe. In periods of high lime accumulation (Upper Oxfordian, Kimmeridgian, Upper Cretaceous) and arid or subtropical climates in central Europe (e. g. the Münder Mergel facies of the Tithonian and the Purbeck and Wealden facies of the Berriasian) glendonites are absent from the high latitudes.All these observations point to intensive and long term variations of climate from the early Jurassic on. During the cold phases, comparable polar climates must have predominated in the high latitudes as exist today.

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Résumé Les glendonites sont des pseudomorphoses, principalement de calcite (en plusieurs générations), de thénardite (Na₂SO₄). Les agrégats, le plus souvent de forme radiée, de la taille d'une noix à celle du poing, se sont formés dans de l'eau marine surrefroidie (»courants de salinité froide«) dans la couches supérieure des fonds marins ou à sa surface. Ils sont liés à des argiles marines et se présentent en grande quantité dans leur aire d'extension. Les glendonites récentes se rencontrent seulement dans l'Océan arctique et dans les mers annexes (Mer blanche). Elles existent à l'état fossile dans le Permien et le Crétacique de l'Australie (région de la glaciation permienne) et dans les hautes latitudes de l'époque de l'hémisphère nord dans le Domérien, le Jurassique moyen, le Valanginien, l'Aptien supérieur/inférieur, l'Oligocène/Miocène, et le Pleistocène/Holocène. Pour ces périodes il y a lieu de postuler un net refroidissement.Par comparaison avec les séries correspondantes de l'Europe centrale, il apparaît que des argiles foncées ont été déposées, lors des occurrences de Glendonites des régions arctique, dans l'Europe boréale. Lors de sédimentations calcaires intenses (Oxfordien supérieur, Kimméridgien, Crétacique supérieur) et dans les climats arides ou subtropicaux dans l'Europe centrale (Tithonique: facies marneux de Münder, et Berriasien: facies wealdien) les glendonites sont absentes également dans les hautes latitudes septentrionales.Toutes ces occurrences indiquent des modifications climatiques bien marquées, de longue durée à partir du Lias. Au moment des phases plus froides, il a dû régner dans les hautes latitudes un climat polaire comparable à celui de nos jours.

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Zur Geologie des Ortsteins     

Kurd von Bülow 《International Journal of Earth Sciences》1934,25(4):247-255

Zusammenfassung WährendBeijerinck in seinem Schlußsatz aus den zehn Beweispunkten das im Titel seiner Arbeit ausgesprochene Ergebnis ableitet und in Humusortstein und Bleichsand zwei sehr prägnante und dauerhafte Farbspuren des Klimawechsels erkennt, möchte ich folgern:Beijerincks Beweisführung ist in keinem einzigen Punkte wirklich schlüssig, im ganzen sogar abwegig. Ein stichhaltiger Beweis für diese Auffassung wurde, soweit mir bekannt, nie geliefert — um ein Wort B.s anzuwenden (1934).Bleichsand kann wohl ohne Ortstein entstehen, Ort aber nicht ohne Bleichung der hangenden Schicht. Wo beide zusammen — im Ortsteinprofil — auftreten, sind sie deutlich als Funktion einer bestimmten Pflanzendecke zu erkennen. Ortprofile und reine Bleichungen entstanden und entstehen zu jeder Zeit und unter Umständen in kurzer Zeit, sobald Heide oder ein entsprechender Pflanzenverein vorhanden ist. Stratigraphischer Wert kommt demnach solchen Profilen im allgemeinen nicht zu, ein paläoklimatologischer nur insofern, als das Gesamtprofil etwas über die Daseinsmöglichkeit atlantischer Heidevegetation aussagt.Die einzelnen Horizonte des Profiles jedoch, jeden für sich, für ein bestimmtes Klima in Anspruch zu nehmen, ist vorläufig durch nichts gerechtfertigt.Humusortstein ist keine Tundrabank bzw. arktische Hinterlassenschaft und Bleichsand kein Erzeugnis milderer, feuchterer Klimate, wieBeijerinck will; wohl aber sind beide zusammen, Ort+Bleichsand, im weiteren Mitteleuropa — und wahrscheinlich weit darüber hinaus — das Zeichen eines der Heide günstigen, feuchtmilden Klimas, bzw. der Beweis für das ehemalige Vorhandensein von Heide.  相似文献   

Der Salzstock von Cardona in Nordostspanien     

Gerold Wagner  Dr. Friedrich Mauthe  Prof. Dr. Hans Mensink 《International Journal of Earth Sciences》1971,60(3):970-996

Zusammenfassung Der Salzstock von Cardona liegt in dem von den SüdpyrenÄen und dem Katalonischen Küstengebirge begrenzten tertiÄren Ampurdanbecken. Die Beckenfüllung besteht aus vorwiegend marinem AlttertiÄr, obereozÄnem Salinar und dem mÄchtigen kontinentalen Abtragsschutt der Randgebirge.Der Salzstock von Cardona gehört der nördlichen von zwei NE-streichenden Antiklinalen an und tritt als langgestreckter Salzaufbruch (Montana de Sal) bei Cardona zutage. Der Salzkörper ist insgesamt südvergent und bricht nördlich neben dem Antiklinalscheitel über Tage aus.Das Deckgebirge der Nordflanke ist bis 40 aufgebogen, das der Südflanke in einer schmalen, langerstreckten Zone steilgestellt und zum Teil eng verfaltet. Im Westteil des Aufbruchs liegt auf dem Salzhut steilgestelltes, einen Aufstiegsstillstand markierendes PliopleistozÄn.Die Tektonik im zentralen Ampurdanbecken wird auf Halokinese zurückgeführt. Der Salzaufstieg erscheint als kontinuierlicher, durch Zeiten intensiver Salzlösung unterbrochener Vorgang.

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The Cardona salt dome in NE Spain is situated in the Tertiary Ampurdan Basin which is framed in the N by the Southern Pyrenees and in the SW by the Cataluña coastal ranges. The sediments of the Ampurdan Basin consist of predominantly marine early Tertiary, of Upper Eocene evaporitic series, and of thick detrital continental material derived from the surrounding mountain ranges.The Cardona salt dome belongs to the northern of two parallel anticlines striking SW-NE. Near the Cardona village, there is a salt uprise (2 km in length and about 0.5 km in width) with the famous Montaña de Sal (salt mountain) in its western part. As a whole the salt plug is asymmetric with the movement directed to the south. It crops out little north of the crest line.At its northern flank the covering strata are uptilted to 40, whereas at the southern flank in a narrow long zone, the cover dips steeply and locally is narrowly folded. In the western part of the salt uprise, the cap rock is overlain by steeply dipping deposits of Plio-Pleistocene age, which indicate a standstill in the rise of the salt.The tectonic movements in the central Ampurdan Basin seem to result from the salt movement caused by overburden (Trusheim, 1957). The upward movement of the salt probably was a continous process, interrupted only by times of intensive salt solution.

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Resumen El domo salino de Cardona se encuentra en el NW de la Península Ibérica, situado en la cuenca terciaria del Ampurdan, que está bordeada al N por los Pirineos meridionales y al SW por la Cordillera Litoral Catalana.En el presente trabajo, primeramente se describe la tectónica de la cuenca del Ampurdan, expresada de modo esquematico por médio de un mapa tectónico y un corte geológico general. Lbs afloramientos superficiales del domo salino de Cardona (montaña de sal) y los terrenos posteriores de recubrimiento sedimentario, están expresados tectónicamente, en detalle, por mapas y cortes geológicos. Acompaña al presente trabajo un breve itinerario, Útil para él que desee visitar tan interesante lugar geológico, universalmente conocido.En los depósitos sedimentarios basales de la cuenca terciaria predominan los depósitos marinos del terciario antiguo; sigue encima el eoceno superior salino; estos terrenos están recubiertos por los potentes depósitos continentales resultantes de la demolición subaérea.En la cuenca del Ampurdan afloran dos anticlinales de rumbo SW-NE, cuyos nÚcleos están constituidos por materiales salinos. El domo salino de Cardona pertenece al anticlinal nórdico. En conjunto, el domo salino muestra una vergencia sur y aflora por el norte, immediate a la cresta divisoria del anticlinal.Los terrenos de recubrimiento del flanco norte está abombado, con un buzamiento que llega hasta los 40. Los del flanco sur son, en una zona larga y estrecha, casi verticales y, en parte, se presentan estrechamente replegados. Por la parte oeste del diapiro, los depósitos pliopleistocenos están en posición vertical e indican un período de quietud en el ascenso del diapiro. La tectónica del centro de la cuenca del Ampurdan se atribuye a la halocinesis (Trusheim, 1957). El ascenso del domo salino es un fenómeno continuo, interrumpido de vez en cuando por periodos de mayor intensidad de a disolución salina.

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Cardona Ampurdan . , . Cardona (Montana de sal). . 40, — , . -. . , , .

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