ГлавнаяПод гидрогенезом понимаются гидрогеохимические процессы, связанные с геологической деятельностью природных вод в земной коре. К процессам гидрогенеза мы относим: гидролиз, растворение, выщелачивание, гидратацию, дегидратацию минералов, перенос минерального и химического вещества в механической, коллоидной и ионной форме, образование первичных и вторичных продуктов в жидкой и твердой фазах. К этим продуктам относятся минеральные химические и органические соединения пресных и минерализованных вод, рассолов, коллоидных систем, гидрогенные минералы и т. д. (рис. 30).
Геохимическим изучением природных вод занимается гидрогеохимия — научная отрасль, принципиальные направления которой впервые разработаны В.И. Вернадским. Развивая гидрогеохимические концепции В.И. Вернадского, К.И. Лукашев сформулировал основные задачи гидрогеохимии: изучение гидрогеохимических типов природных вод, закономерностей сочетания и распределения в них химических элементов, гидрогеохимических провинций в земной коре, условий их формирования; эволюция химического состава воды в океанических и морских бассейнах в связи с общим развитием материков и океанов; разработка гидрогеохимических методов поисков полезных ископаемых. В настоящее время геохимическому изучению природных вод уделяется большое внимание.
Природные воды можно классифицировать по-разному в зависимости от их происхождения и залегания: на поверхностные (метеорные), почвенные, грунтовые, глубинные, морские (океанические). Морскую воду, захороненную в осадках во время их отложения, называют талоссогенной.
По преобладающим анионам природные воды подразделяются на гидрокарбонатные, сульфатные, хлоридные, хлоридно-сульфатные и др. (рис. 31).
По общей солености различают пресные (с содержанием солей до 1%; человек потребляет воду с концентрацией солей до 0,5—0,8%); соленые — от 1 до 3,5% и рассолы — с более высокой концентрацией солей.
Важной составной частью природных вод являются также растворенные в них и свободно выделяющиеся газы: углекислота, кислород, азот, сероводород, аммиак, метан, гелий, радон и во многих случаях органическое вещество, с которым вступают в реакции многие металлы, образуя металлорганические комплексы. В табл. 13 приведено содержание отдельных химических элементов и компонентов в питьевой воде.
В составе природных вод присутствуют, вероятно, все известные химические элементы. Наиболее распространены из них О, Н, Cl, Mg, Ca, К, в малых количествах представлены В, Fe, еще в меньших количествах остальные элементы таблицы Д.И. Менделеева. Более 99% атомов воды состоят из изотопов H1 и O16. Кроме того, существуют изотопы H2, H3, O14, O15, О17, О18, О19. Изотопы H3, О14, О15, О19 являются радиоактивными. Наиболее распространен из них H3, образующийся в атмосфере под воздействием космических лучей. В настоящее время изотопы H2O используются для изучения истории образования природных вод, скорости их циркуляции, процессов испарения и других вопросов.
Специфическими по составу являются нефтяные воды, сопровождающие нефть в нефтеносных и газоносных пластах. Они чаще всего представляют собой метановые солевые воды с повышенным содержанием йода, брома, аммония, борной кислоты. Широким распространением в земной коре пользуются минеральные воды, обогащенные различными металлами. В зонах распространения радиоактивных элементов образуются радиоактивные воды — урановые, радоновые, радиевые. Глубинные воды во многих случаях представлены минерализованными водами, железистыми, мышьяковистыми, йодо-бромными, углекислыми, сероводородными, азотными и др.
В зоне гипергенеза наиболее активную роль в гидрогеохимических процессах играют поверхностные, почвенные и грунтовые воды (первого от поверхности горизонта); в осадочной толще — межпластовые и поровые воды; в магматической и и метаморфической зоне — магматические, метаморфические воды; на поверхность они выходят в виде минеральных источников, горячих гейзеров, водных погонов современного вулканизма.
В нашу задачу не входит рассмотрение генетических и других особенностей природных вод как таковых. Это задача гидрогеологов. Для нас природные воды представляют интерес в гидропроцессах и продуктах гидрогенеза, т. е. деятельности воды как разрушителя, переносчика и аккумулятора основной массы осадочного материала в растворенном или взвешенном состоянии.
Дальнейшее изложение вопросов, относящихся к осадочным процессам гидрогенеза, будет вестись в предлагаемой нами следующей классификации.
I. Процессы и продукты поверхностного (плоскостного) гидрогенеза.
II. Процессы и продукты карстового гидрогенеза.
III. Процессы и продукты глубинного гидрогенеза.
IV. Рудные гидрогеохимические ореолы рассеяния континентального гидрогенеза.
V. Процессы и продукты океанического гидрогенеза.
Каждая выделенная группа процессов и продуктов характеризуется своей гидрогеохимической спецификой и соответственно играет определенную роль в осадочном литогенезе.
1. Процессы и продукты поверхностного гидрогенеза являются наиболее разнообразными по своей специфике в зависимости от природных условий суши, ее рельефа, элементарных ландшафтов, увлажненности и т. п.
Поверхностные воды -— склоновые и русловые потоки — совершают грандиозную эрозионную и транспортную работу. Они переносят миллиарды тонн вещества в растворенном и взвешенном состоянии. В зависимости от рельефа местности, источников питания и формирования стока здесь можно выделить гидрогеохимические типы процессов и продуктов: супераквальных и субаквальных геохимических ландшафтов; влажных, засушливых, внутригорных и равнинных областей и др. В зоне гипергенеза формируется гидрогеохимическая зональность поверхностных и грунтовых вод, обусловленная географическим положением отдельных территорий. Свою специфическую геохимическую роль в процессах гидрогенеза играют почвенные и грунтовые воды, вместе представляющие зону вадозных вод (гравитационной и капиллярной воды).
В аспекте процессов поверхностного гидрогенеза наибольший интерес представляют следующие вопросы: геохимический состав продуктов эрозии и денудации суши; формирование ландшафтной гидрогеохимической зональности; главные закономерности, определяющие гидрогеохимическую миграцию важнейших элементов. По всем этим вопросам опубликовано большое количество работ.
Ф. Кларк в числе первых оценил суммарное количество химического вещества, переносимого реками в растворенном и коллоидном состоянии в объеме 27,35*10в14. В табл. 14 он сопоставил химический состав речных вод отдельных континентов. Эта таблица приводится нами с дополнениями по Ливингстону.
Из таблицы видно, что в составе речных вод преобладают гидрокарбонаты, в меньших количествах содержатся сульфаты и хлориды. Из катионов на первом месте стоит кальций, за ним следуют натрий и магний. В значительном количестве переносится водами SiO2. В настоящее время установлено, что химический сток поверхностных вод существенно различается в зависимости от географических условий и состава пород. Наименьшая минерализация вод свойственна областям, сложенным массивно-кристаллическими породами, трудноподдающимися выветриванию и выщелачиванию. Она особенно характерна для районов с большим количеством осадков, малым испарением и высоким поверхностным стоком. Наибольшая минерализация поверхностных вод характерна для засушливых районов. Эти особенности речного стока для Советского Союза хорошо описаны О.А. Алекиным. По преобладающему аниону воды большей части рек России (80%), протекающие в лесной и тундровой зонах, принадлежат к гидрокарбонатному классу, т. е. с преобладающим ионом HCO3. В большинстве случаев они слабо минерализованы: от 20—50 мг/л на севере до 500 мг/л и более на юго-западе.
Для степных и полупустынно-пустынных областей характерны сульфатные, хлоридные и хлоридно-сульфатные воды. Минерализация сульфатных вод колеблется в широких пределах — 1000—2000 мг/л, а иногда и выше; хлоридные и хлоридно-сульфатные имеют высокую минерализацию (4000— 5000 мг/л и выше). Бассейны рек сульфатного и хлоридного классов составляют около 9% территории России. К ним относятся Прикаспийская низменность, южная часть Причерноморской низменности, северная часть Крымского полуострова, пустыни и полупустыни Средней Азии, Казахстана и др. Таким образом, в химическом стоке рек России ярко отражается гидрогеохимическая зональность гипергенных процессов, что в свою очередь демонстрирует геохимическую специфику процессов выветривания и седиментогенеза.
Общая интенсивность денудации на территории России в 3,2 раза меньше интенсивности денудации всей суши, так как 70,2% площади занято равнинами, из них 9,8% составляют пустыни и полупустыни, где сток почти отсутствует или происходит в короткие периоды весеннего половодья.
Весьма сложно пока дать количественную оценку участия отдельных элементов в химическом стоке поверхностных вод и сформулировать основные закономерности их миграционных свойств. Дело в том, что выведенные ряды подвижности химических элементов Б.Б. Полынова распространяются главным образом на основные элементы и не во всех случаях отражают ход процессов выветривания и выноса продуктов растворения в сложных природных условиях. Нуждается также в существенных коррективах схема В.М. Гольдшмидта, характеризующая подвижность химических элементов и дифференциацию в осадочном цикле, на основе ионных потенциалов. В весьма гетерогенных природных растворах подвижность химических соединений и их дифференциация в значительной мере определяются коллоидным состоянием вещества, присутствием органического вещества, биогенными процессами и различной способностью к окислению и восстановлению. Эти особенности схемы учитываются не полностью. Поэтому о миграции химических элементов в поверхностных водах можно говорить с большой условностью.
В таком аспекте следует рассматривать группы компонентов разной степени растворимости и подвижности, выделяемые Н.М. Страховым. Первую из них составляют легкорастворимые соли хлористых и сернокислых соединений Na, К, Ca и Mg (NaCl, KCl, MgSO4, MgCl2, CaSO4, CaCl2). Они находятся только в виде истинных ионных растворов и мигрируют на большие расстояния, В растворенном и частью во взвешенном состоянии мигрируют карбонаты щелочных и щелочноземельных металлов (CaCO3, MgCO3, Na2CO3, также алюминий и кремнезем), относимые Н.М. Страховым ко второй группе компонентов речных вод.
Соединения железа, марганца, фосфора и некоторых малых компонентов (V, Cr, Ni, Co, Cu и др.) составляют третью группу. Вследствие слабой растворимости они представлены небольшим количеством в растворах и мигрируют в них в форме коллоидов и в виде механически взвешенного материала. Некоторые из них практически (Cr, Ni, Be, Ge, Zn) переносятся в составе взвесей и лишь редко в форме растворов. Важной формой переноса указанных элементов является адсорбированное состояние, а также состояние примеси в составе решетки минералов. Кварцсиликатные и алюмосиликатные минералы (четвертая группа), растворимость которых в воде ничтожна, переносятся главным образом в виде взвеси и грубозернистого материала.
На основании работ многих авторов мы следующим образом сформулируем некоторые положения, характеризующие особенности супераквального и субаквального гидрогенеза и седиментогенеза, обусловленные комплексом геологических и физико-географических факторов.
1. Перенос и седиментация продуктов гидрогенеза обусловливаются главным образом характером разрушения пород, положением местности в рельефе, гидротермическими условиями, интенсивностью механической и химической денудации. Механический перенос господствует в горных условиях, в областях с активной эрозией почв, в областях господства механического разрушения над химическим выветриванием. Химический перенос господствует в областях интенсивного геохимического выветривания и разрушения пород и поступления в природные воды легкоподвижных химических соединений различных элементов.
Число основных компонентов, растворенных в природных водах, играющих заметную роль в процессах гидрогенного седиментогенеза, в основном ограничено, и их природное многообразие невелико. Наибольшее участие в этих процессах принимают карбонаты, хлориды, сульфаты. Кремний в растворах природных вод наиболее заметно представлен в щелочных водах из минеральных источников и в очень незначительных количествах в метеорных водах. Большая часть железа перемещается в природных водах в виде твердого стока, включая коллоиды и органическое вещество, в небольших количествах переносится в растворах, Алюминий — один из наиболее распространенных элементов в земной коре — является наименее подвижным в природных водах. Лишь кислые воды содержат иногда до 100 ч. на 1 млн. алюминия, но обычно меньше этой величины, концентрация марганца в природных водах составляет менее половины концентрации железа.
Повышенная концентрация таких элементов, как медь, цинк, свинец, никель, кобальт, мышьяк, уран и др., наблюдается в рудничных водах.
2. Ареалы распределения аквальных продуктов гидрогенеза определяются закономерностями, связанными с аллювиальной, делювиальной и пролювиальной деятельностью вод на суше; субаквальными условиями водоемов, гидроморфными условиями заболоченных территорий; ландшафтной подвижностью химических соединений.
3. Распределение подвижных в растворах химических продуктов в ландшафтах подчиняется следующим основным закономерностям.
Географический ареал миграции подвижных химических элементов тем более широк, чем они подвижнее и чем благоприятнее географические, физико-химические и биологические условия для их перемещения. Наиболее широким ареалом аккумуляции в зоне гипергенеза суши характеризуются продукты выветривания типа кремнезема и полуторных окислов железа, алюминия, наиболее узким — нитраты, хлориды и сульфаты, приуроченные главным образом к засушливым областям. Промежуточное положение между ними занимают соединения углекислого кальция, магния и натрия. Аккумуляция подвижных соединений кремния, алюминия и железа в окисной форме в коре выветривания характерна преимущественно для влажных областей суши земного шара. Ареалы накопления соединений углекислого кальция, магния и натрия охватывают преимущественно зону лесостепи, степи и полупустынь, а у хлоридов, нитратов и сульфатов приурочены в основном к полупустыням и пустыням.
4. Почва является специфической сферой гидрогеохимической деятельности природных вод. Последняя различна в зависимости от видов почвенных вод: парообразной, гигроскопичной, пленочной, капиллярной, гравитационной. Все виды почвенных вод содержат те или иные химические соединения и принимают участие в питании химическими элементами растений и животных организмов; в минералообразовании — путем гидратации, дегидратации, вхождения в кристаллическую решетку, присоединения к молекулам минералов и др.; в процессах выноса химических элементов и соединений и накоплении их в иллювиальных горизонтах почв; в капиллярных процессах миграции глубинных минерализованных растворов к поверхности.
5. Гидрогеохимические особенности грунтовых вод в каждом конкретном случае определяются количеством атмосферных осадков, вертикальной миграцией (вниз или вверх), выщелачиванием, испарением, засолением (в засушливых областях), обогащением органическим веществом. С грунтовыми водами связаны многие гидрогеохимические ореолы рассеяния химических элементов в осадочной толще.
Основные геохимические типы продуктов поверхностного гидрогенеза очень разнообразны.
В субаквальных условиях, т. е. в озерных водоемах, образуются аквальные аккумуляции механогенеза и химической садки растворенных в воде химических элементов и их соединений. На поверхности суши озера занимают 2,7 млн. кв. км, или 1,8% ее площади. Наибольшее количество озер сосредоточено в областях четвертичного оледенения и в бессточных внутриконтинентальных впадинах. В первом случае озера преобладают во влажных, во втором — в засушливых областях. Многие озера имеют временный сток. Уровни озер зависят от колебаний климата, базиса эрозии и других факторов.
Изучение озерных отложений представляет большой палеогеографический интерес для восстановления физико-географических условий развития земной коры и литогенеза в разные эпохи геологического развития земной коры. В последние годы детальное изучение озерных отложений осуществлено в Белоруссии сотрудниками Института геохимии и геофизики АН Белоруссии и Белорусского государственного университета . Материалы изучения опубликованы во многих статьях, а также в монографиях «Геохимические провинции покровных отложений Белоруссии» и «Геохимия озерно-болотного литогенеза».
Как правило, озера, получающие обильное увлажнение, имеют слабоминерализованную воду. Воды озер с минерализацией от 1 до 35 г/л являются солоноватыми и свыше 35 г/л солеными. Соленые и солоноватые озера образуются в бессточных засушливых областях суши, испарение в них превышает поступление атмосферной воды. Составную часть солевого режима формируют ионы Cl, SO4, HCO3, CO3, Na, Ca, Mg и К, в ряде случаев присутствуют небольшие количества Br, BO3. Известны озера, в которых донные отложения представлены гипсами, галитом, сульфатом кальция и магния, а также содой. Галит — наиболее распространенный минерал в отложениях соленых озер.
Большинство пресных озер богато растительными и животными организмами, за счет которых происходит образование осадков органического вещества, солей, углекислоты, сероводорода и других соединений. Различают олиготрофные озера — бедные питательными веществами (фитопланктоном), эвтрофные — богатые солями и планктоном и дистрофные — бедные солями (особенно углекислым кальцием), но богатые гуминовыми веществами.
В озерах, питаемых водой ручьев и рек, богатой органическими кислотами и соединениями железа, на дне, в местах, где нет течения, отлагаются железистые осадки, образующие железные руды. Часто в озерах происходит выделение кремнезема, в результате образуются опоки, реже кремнистые сланцы и роговики. Иногда на дне озера идет накопление больших количеств раковин моллюсков, образующих толщи известняков и мергелей. В тех случаях, когда в планктоне развивается большое количество диатомей, скелеты которых скопляются на дне озера, формируются диатомиты, иногда называемые инфузорной землей.
На дне мелких озер образуется органический сапропель. При обилии диатомей сапропель становится кремнистым, а при преобладании глинистых или известковистых частиц переходит в глинистый и известковый. С теченем времени сапропели подвергаются битуминизации и дают начало битумным сланцам. Для озер, питаемых ледниковыми водами, характерна ленточная слоистость или преобладание песчано-глинистых обломочных осадков.
Минеральный материал, поступающий с суши в озера, как правило, распределяется следующим образом: грубые осадки отлагаются в устье притоков, образуя дельты; мелкие — уносятся водой дальше и осаждаются постепенно по всему озеру в виде слоев иловатой глины. Вдоль крутых и скалистых берегов, где действует прибой, отлагаются и более грубые осадки — валуны, галька, гравий и песок. В пресных озерах в составе иловатой глины встречаются мергель, озерный мел и органические остатки. Песчаные и галечниковые отложения отмелей и осыпей содержат часто остатки животных и растений (кости, стволы, ветви, стебли и т. д.). Наиболее благоприятными условиями для соленакопления характеризуются соляные озера аридных и полуаридных областей.
Материалы по изучению соляных озер указанных областей показывают, что в химическом и минералогическом составе их обнаруживается зональность. По мере перехода от степей к собственно пустыням увеличивается минерализация озерных вод, седиментация изменяется от карбонатной к сульфатной и хлоридной. В условиях карбонатной седиментации сухих степей и в осадках накапливаются главным образом минералы — кальцит, доломит, силикаты магния; в условиях полупустынь, где минерализация рапы соляных озер возрастает за счет увеличения содержания сульфатов кальция и натрия, в осадках накапливаются преимущественно сульфаты кальция и натрия: гипс, мирабилит, тенардит, глауберит, астраханит. Наконец, в собственно пустынных областях с наиболее минерализованными водами преимущественно хлоридного и сульфатного типов в осадках аккумулируется главным образом галит с большей или меньшей примесью астраханита, эпсомита и др.
На седиментацию соляных отложений большое влияние оказывает периодическое изменение климата, петрографоминералогический состав водосборных площадей, колебательный режим суши и морских побережий. Сочетание этих факторов определяет солевой состав рапы донных и иловых отложений озерных котловин, пестроту в распределении галогенных минералов и фациальные особенности солевых аккумуляций.
С колебаниями климата теснейшим образом связан переход соляных озер от одних гидрохимических типов к другим:
Усыхание
Карбонатный тип — сульфатный тип — хлоридный тип
Увлажнение
Карбонатный тип — сульфатный тип — хлоридный тип
Увлажнение
Наиболее детально эти вопросы рассмотрены в работах М. Г. Валяшко, А.И. Дзенс-Литовского и др.
В зависимости от источников питания соляные озера генетически подразделяются на озера морского и континентального происхождения.
Отличительной чертой континентальных озер является их гидрохимическое разнообразие. Рассолы морского происхождения наследуют тип питающих морских сульфатных вод. Экспериментальные исследования Я.Г. Вант-Гоффа позволили установить основные сочетания солей, которые образуются при испарении морской воды. Наблюдается следующая последовательность кристаллизации: гипс, галит, ангидрит, полигалит, астраханит, эпсомит, гексагидрит, каинит, карналлит, бишофит, причем после образования гипса кристаллизация всех солей идет в сопровождении галита.
В природных условиях часто происходит отклонение от экспериментальных схем Вант-Гоффа, Брайча и других авторов, так как в водной системе часто осаждаются неустойчивые минеральные формы. Это вызвано тем, что кинетические факторы препятствуют осаждению устойчивых фаз в пределах их устойчивости.
Играют роль также фактор времени, необходимого для превращения неустойчивой минералогической формы в устойчивую, концентрации электролитов, химическая природа неустойчивого продукта, температура и давление перекрывающих пластов.
Индикаторами галогенеза являются: состав минералов и их цикличность в разрезе; химический состав включений (жидких, газовых и твердых); типоморфные особенности аутигенных минералов; состав и соотношение солевых макро- и микрокомпонентов. Из последних исследователи уделяют большое внимание щелочным металлам (Li, Rb, Cs) и галофильной группе (F, Br, J, Sr, В),
Как установили В.И. Седлецкий и Е.М. Мельникова, в процессе галогеиеза наряду со сменой минеральных видов карбонатов в сторону более магнезиальных (кальций— доломит—магнезит) происходит эволюция их габитуса от изометрического к пластинчатому. С повышением концентраций рапы остроромбоэдрический кальцит сменяется доломитом, который затем уступает место псевдооктаэдрическому и далее пинакоидальному и призматическому магнезиту.
Интересные данные об изменении физико-химических условий формирования галогенных образований Украины получены О.И. Петриченко и Е.П. Сливко. Эти авторы изучали жидкие, газовые и твердые включения в галите и определили химический состав (К, Mg, Ca, SO4в2-, Cl, Fe2+, Fe3+) и pH—Eh растворов отдельных включений, температуру гомогенизации многофазовых включений, состав газов (N2, H2, CO2, СН4) и их внутреннее давление.
Проведенные исследования позволили установить, что образование солевых осадков в древних эвапоратах на территории Украины происходило вследствие испарения растворов хлоридного (в девоне) и сульфатного (в перми и неогене) типов.
Согласно указанным авторам, присутствие только однофазовых жидких включений в галите из неогеновых отложений показывает, что минерал не подвергался воздействию повышенных температур и давления в период становления штока. Состав растворов жидких включений в перекристаллизованном галите близок к составу исходной рапы эвапоратов.
В то же время образцы из девонских отложений (седиментационный и перекристаллизованный галит) показывают, что во время формирования соленых штоков каменная соль подвергалась процессам метаморфизма при повышенной температуре (90—120 °С) и давлении (150—300 атм).
Особенностью соляных озер является их свойство накапливать некоторые металлы и редкие элементы.
Изучение физико-химической сущности этого процесса показывает, что здесь играют роль ряд факторов. В частности, некоторые элементы (Br, J, As, В, W и Mo) характеризуются повышенной растворимостью соединений с натрием. Поэтому они могут накапливаться в растворе при минерализации щелочных вод. Накопление катионов таких элементов, как Li и Rb, связано со значительной растворимостью их. соединений с анионами вод (Li2CO3, LiCl, RbCl и др.).
Накопление катионогенных элементов в водах озер сдерживается их сорбцией мелкодисперсными (глинистыми) частицами. Сорбция редких щелочных элементов интенсифицируется в щелочных средах. Концентрация металлов распределяется в порядке, обратном их способности сорбироваться. Сила воздействия глинистых частиц и степень метаморфиза-ции рассолов соляных озер зависит от соотношения твердой и жидкой фаз. В условиях повышенной концентрации рапы глины поглощают катионы калия, натрия и в меньшей степени магния с вытеснением в раствор кальция. При низких концентрациях процесс катионного обмена идет в обратную сторону — поглощается кальций и вытесняется натрий и калий.
Ряд элементов (Th, Ti, Nb) может присутствовать в щелочных водах благодаря комплексным соединениям с адендами этих вод — карбонат-ионами, фтором, органическим веществом.
Эти комплексные соединения обладают достаточной растворимостью, поэтому возрастание минерализации вод вследствие испарительной концентрации способствует и накоплению в них элементов-комплексообразователей.
Некоторые соляные озера, например озера Крыма, характеризуются высоким содержанием органического вещества. В иловых отложениях этих озер широко развиты биохимические реакции десульфатизации сульфат-иона с последовательным образованием сульфидов, бикарбонатных и карбонатных соединений. Процесс восстановления сульфат-иона ведет к уменьшению коэффициента MgSO4/MgCl2 и к переходу рапы в хлоридный тип. Согласно данным Крамбейна и Гаррелса, М.С. Баас Беккинга и др., а также ряда других авторов, галогенные толщи обычно накапливаются в слабощелочных условиях (pH 6,5—8,0) с окислительным потенциалом (Eh равно примерно 350 мв) над осадком и восстановительным в донных илистых отложениях.
В ряде случаев соляные озера характеризуются сильнощелочными условиями среды. Например, в соляных озерах Восточного Памира pH вод достигает 10. Согласно указанным авторам, район озер расположен на высоте 3,8—4,2 км. Воды озер представляют собой рассолы Cl—CO3(HCO3)—SO4—Na типа с минерализацией до 100 г/л и более. По классификации М.Г. Валяшко эти озера относятся к карбонатному типу. Формирование их химического состава связано с испарительной концентрацией вод гранитоидных пород, происходящей в условиях резко аридного климата. Воды обогащены многими редкими элементами (W, Li, Rb, В, Th, Ti, As, Mo, Br, J). Ориентировочные формы нахождения элементов, по данным С. Р. Крайнова и др., и коэффициенты их концентрации (К) приведены в табл. 15. Источником редких элементов для вод озер являются метаморфические породы докембрия и граниты мезозойского возраста с околокларковыми концентрациями большинства этих элементов.
Агенты привноса смешанные и различны для отдельных элементов. Привнос элементов в озера надо связывать не только с поверхностными и грунтовыми водами, роль которых в питании озер очевидна, но и с глубинными трещинно-жильными водами.
Район озер расположен в области интенсивного вулканизма, характеризующейся разгрузкой глубинных вод (углекислых и азотно-термальных), многие из которых обогащены W, Mo, Nb и другими элементами.
Яркими примерами гидроморфного седиментогенеза в засушливых зонах являются аккумуляции солей на поверхности почвы в результате испарительных процессов. Эти вопросы наиболее детально изучены В.А. Ковдой. Глубина, с которой может идти интенсивное испарение, определяется климатическими условиями. Испарение практически прекращается при глубине 140 см в Западной Сибири и при глубине 270—300 см в Средней Азии. С ним в тесной связи находится минерализация грунтовых вод. Она увеличивается по мере возрастания интенсивности расхода грунтовых вод на испарение, т. е. по мере приближения уровня их к поверхности. В Сибири максимум минерализации достигает 40—50 г/л, в Нижнем Поволжье и Приаралье — 100—150, в Узбекистане, Таджикистане и Азербайджане — 200—220 г/л. Процесс соленакопления в грунтовых водах распространяется на глубину до 3,5, а иногда и до 20 ж в толщу водоносного горизонта. Испарение сопровождается стадийной сменой качественного состава солей.
В.А. Ковда различает следующие четыре стадии формирования минерализации грунтовых вод по мере увеличения концентрации солей.
1. Силикатно-щелочные воды с малой минерализацией (1—3 г/л) и заметным преобладанием в составе ионов HCO3, CO3, Mg, Na и силикатов. При насыщении воды некоторыми из этих ионов происходит выпадение из раствора в осадок соединений карбонатов и силикатов.
2. Карбонатно-кальциевые малосульфатные воды с минерализацией 3—5 г/л. При насыщении воды происходит выпадение в осадок карбонатов и сульфатов кальция совместно с соединениями кремния.
3. Хлоридно-сульфатные воды с минерализацией 5—10—20 г/л, а в отдельных случаях 70—100 г/л. Для этой стадии характерно непрерывное совместное выпадение в осадок соединений кремния, CaCO3, CaSO4, MgCO3 и частично Na2SO4.
4. Сульфатно-хлоридные, наиболее концентрированные воды с минерализацией выше 35—50 г/л, в отдельных случаях 100—150—200 г/л. Эта стадия характеризуется насыщенностью раствора силикатами, карбонатами Ca и Mg, сульфатами Ca и Na, которые выпадают в осадок. При сильно возрастающей минерализации растворов большое значение для этих вод имеют процессы катионного обмена Na, Ca и Mg в породах, в результате чего в воде часто накапливаются повышенные количества Ca и особенно Mg.
Как отмечает В.А. Ковда, существенным отличием соленакопления в почвенных растворах, по сравнению с соленакоплением в грунтовых водах, является большая растворимость сульфатов вследствие более высокой температуры почвенных горизонтов; поэтому при одинаковых концентрациях почвенные растворы являются более сульфатными, чем исходные грунтовые воды. Максимальные концентрации солей в почвенных растворах достигают 300—400 г/л; при этом абсолютная и относительная концентрация солей обычно значительно ниже, чем в грунтовых водах. Степень засоленности почв при одинаковой глубине залегания грунтовых вод возрастает с увеличением их минерализации. Наряду с накоплением легкорастворимых солей идет еще более интенсивное накопление гипса, что ведет к нейтрализации карбонатов щелочей и сульфатному засолению с высоким содержанием гипса и углекислого кальция.
Установлено, что в засушливых районах засолению способствует растительность. В погоне за влагой растения простирают свою корневую систему на большие глубины (5—7 м), впитывают там влагу и испаряют ее через листву. Происходит повышение минерализации почвенных растворов и в то же время дифференциация в ионном составе, вызываемая потреблением только определенных ионов К, Ca, HPO4, CO3 и др. В результате такого избирательного действия растений извлекается из глубины на поверхность большое количество ионов, которые после отмирания растений и минерализации их остатков способствуют засолению почво-грунтов. Рис. 32, 33 иллюстрируют накопление солей в почве в зависимости от концентрации, глубины грунтовых вод, испарения и других факторов.
Главнейшими представителями почвенного засоления являются солончаки, содержащие в поверхностном или более глубоких горизонтах растворимые в воде минеральные соли. Солончаки содержат в своем составе легкорастворимые натриевые соли, в основном хлориды, сульфаты, карбонаты, вместе с которыми присутствуют также соли кальция. Среди них по
морфологическому строению выделяются корковые, пухлые, такыровидные, луговые, а по химическому составу хлоридные, сульфатно-хлоридные, хлоридно-сульфатные, сульфатные, натриевые или натриево-кальциевые и др.
Среди продуктов супераквального седиментогенеза широким распространением пользуются торфяно-болотные отложения.
Генетическую и химическую характеристику их можно найти во многих учебниках и других работах. Большой вклад в изучение торфа внесли В.Н. Сукачев, В.С. Доктуровский, Н.Я. Кац, С.Н. Тюремнов, В.Е. Раковский и др. В 1969 г. при участии и под редакцией М.И. Нейштадта издан «Атлас торфяных месторождений России», в котором исследуется генезис торфа, его запасы и распространение в биосфере. Геохимическое изучение торфяно-болотных отложений началось лишь недавно. Ряд работ в этой области опубликован сотрудниками Института геохимии и геофизики АН Белоруссии.
Здесь мы приведем лишь наиболее важные сведения о геохимических особенностях торфообразования. Накопление торфа происходит двумя путями: в болотах и при зарастании водоемов. Геохимические условия торфообразования в них различны. Геохимические особенности торфа зависят также от того, где он образуется, т. е. в условиях верховых, низинных или переходных болот.
Верховые болота развиваются на более приподнятых элементах рельефа (на водоразделах, террасах рек), поверхность их обычно выпуклая. Главный торфообразователь таких болот — сфагнум — развивается преимущественно на субстратах, бедных основаниями, и питается водой, бедной минеральными солями. Поэтому торфы этих болот имеют небольшую зольность (от 1,5 до 5%), состоящую преимущественно из двуокиси кремния. Кроме того, в них содержится 0,8—1,5% азота, 0,1—0,2% серы. В тех случаях, когда в составе торфообразователей верхового торфа содержатся кустарники, они богаты битумами — до 4% восков, 4—5% парафинов, до 10% смол. Воски верхового торфа по составу ближе к монтан-воску землистых углей. Малоразложившиеся верховые торфы содержат много углеводов.
Главные торфообразователи низинных болот, т. е. болот, образующихся в большинстве случаев в котловинах, — осоки, камыши, тростники, мхи и т. д. Рассматриваемые болота питаются грунтовыми водами, часто содержащими разнообразные минеральные соли, поэтому и торфы отличаются гораздо большей зольностью (5—20, иногда 50%). В низинном торфе содержится 2—3,8% азота, 0,3—0,5, реже до 1% серы; в золе преобладают окиси кальция и магния. Встречаются разности торфа, богатые фосфором (вивианиты).
Переходные (или мезотрофные) болота — это промежуточный тип между верховыми и низинными болотами. Они характеризуются умеренным минеральным питанием и смешанным древесным, древесно-осоковым, древесно-сфагновым, осоково-сфагновым и другим переходным составом торфов. Зольность этих торфов колеблется в пределах 3—8%, содержание азота — 1—2,6%.
Лигнин, воски и природные производные фенатриенового ряда — наиболее устойчивая часть торфообразователей. Интенсивнее разрушаются белки растений и целлюлозы. Азотные вещества в торфе представлены смесью легкогидролизуемых соединений и вовсе негидролизуемых. В малоразложившихся торфах и мхах содержатся фенолы, с которыми связана высокая стойкость углеводов и антисептические свойства мхов и отдельных видов торфов. Зольность особенно высока у низинных торфов, они богаты также азотом, кальцием и фосфором. Для них характерна меньшая кислотность. В верховом торфе азота почти в два раза меньше, чем в низинном, кальция и фосфора в несколько раз меньше, кислотность их почти в два раза больше.
В настоящее время уже выяснено, что степень разложения торфа возрастает в пределах каждого вида торфа в зависимости от роста содержания золы; увеличение содержания целлюлозы приводит к увеличению степени разложения. Вместе с тем наличие в растениях фенолов (во мхах, сосне и др.) тормозит разложение их органического вещества.
Заметим, что типы болот и торфяников изменяются не только в пространстве, но и во времени. Нередко можно наблюдать, как толщи торфа сохраняют следы последовательной смены одного типа другим, т. е. низинные сменяются верховыми или переходными и наоборот.
Наиболее крупные залежи торфа связаны с лесной и лесотундровой зонами, в меньшей мере с тундровой и в небольшой степени со степной и полупустынной зонами.
В России изучению торфяных болот уделяется большое внимание. Согласно данным М.И. Нейштадта, разными видами разведки исследовано более 60 000 отдельных болот общей площадью около 60 млн. га. В России общая площадь торфяных залежей составляет 71,5 млн. га с общегеологическими запасами 158 млн. т воздушно-сухого торфа, или около 60% мировых запасов. Суммарные мировые ресурсы торфа составляют 277 000 млн. т.
В результате поверхностного гидрогенеза образуется большое разнообразие аллювиальных, делювиальных и пролювиальиых отложений, обязанных деятельности речных и склоновых вод. С гляциальным гидрогенезом связано образование ледниковых и водноледниковых отложений, весьма характерных для четвертичной толщи северного полушария. Эти вопросы детально характеризуются в работах Е.В. Шанцера, К.И. Лукашева и др. В аспекте геохимических поисков элементов в зоне гипергенеза эти отложения рассмотрены также в работе «Геохимические поиски элементов в зоне гинергенеза». Ценные материалы геохимического изучения аллювиальных, флювио-гляциальных и моренных отложений четвертичной толщи Белоруссии содержатся в монографии «Геохимические провинции покровных отложений Белоруссии», в работе «Геохимия четвертичного литогенеза» и в монографии «Геохимия моренного литогенеза».
II. Процессы и продукты карстового гидрогенеза. Изучению карстовых процессов уделяется большое внимание, однако в геохимическом отношении они еще исследованы мало. Карстовый гидрогенез — это совокупность геохимических и механических процессов, обусловленных воздействием подземных и поверхностных вод на горные породы. Проникая в литосферу по трещинам и жилам, они вызывают растворение горных пород, изменение их состава и новообразования. Наиболее ярко карстовый гидрогенез проявляется там, где состав горных пород, условия их залегания и гидрогеологические условия благоприятствуют развитию этих процессов. В результате образуется комплекс специфических поверхностных и глубинных форм (подземные пустоты, пещеры, воронки, заполненные водой и другие формы микрорельефа), получивших название карста.
По подсчетам Г.А. Максимовича, площадь, занятая на земном шаре растворимыми породами, исчисляется: для карбонатных пород около 40 млн. кв. км, для гипсов и ангидритов — около 7 млн. кв. км, для каменной соли и других галитов — до 4 млн. кв. км. Карстовые процессы активно протекают в лессовых породах, богатых карбонатами с образованием просадочных воронок. В ряде случаев карстовые явления получают развитие в песчаниках, конгломератах с известковым и гипсовым цементом, который при благоприятных условиях растворяется и выносится; известен также карст в глинистых породах, образующийся в условиях аридного климата. В районах вечной мерзлоты широко развит термокарст, обусловленный таянием льда в почво-грунтах. Изучение карстовых областей позволяет считать, что в зависимости от условий залегания легкорастворимых пород карстовый гидрогенез развивается как на поверхности Земли (поверхностный карст), так и в ее глубоких горизонтах (покрытый карст).
Общепризнанная классификация карстов пока отсутствует. Г.А. Максимович выделяет их по разным признакам: внешним — обнаженность рельефа и др.; внутренним — литология, химический состав пород, условия залегания и др.; времени и активности карста — современные, древние, унаследованные, омоложенные, активные, пассивные; морфометрии — размеры карстовых форм; по комплексу признаков — геотектоническим условиям, относительной мощности карстующего массива, положению карстующего массива относительно базиса эрозии, степени закрытости карстующего массива, литологическому характеру карстующейся породы, по химическому характеру агрессивного фактора, степени однородности карстующего массива, степени развития подземной гидрографии и др.
В России карстообразование активно протекает в Крыму, на Кавказе, в Поволжье, на Урале, в предгорьях Копет-Дага и в других районах. В большинстве случаев эти процессы связаны с широким распространением гипсов, известняков, доломитов и меловых пород.
Некоторые рудные, минералогические и геохимические вопросы, связанные с карстообразованием, освещаются в работах А.Е. Ферсмана, И.И. Гинзбурга, К.И. Лукашева, а процессы формирования соляного карста — в работах А.И. Дзенс-Литовского, А. Е. Ходькова, И.К. Зайцева.
Основные геохимические продукты карстового гидрогенеза. С карстовым гидрогенезом связано образование самых разнообразных геохимических продуктов, в частности остаточных и аккумулятивных, в результате выщелачивания пород и химической садки из водных растворов. Попадающий в пустоты, трещины и жилы в растворенной или коллоидной форме материал может осаждаться в результате взаимодействия химических соединений между собой, коагуляции коллоидов или в виде механических взвесей. Растворы, содержащие железо, встречаясь с карбонатными породами, образуют водную окись железа, переходящую затем в бурые железняки. Часто накапливаются кальцит, халцедон, опал, горный хрусталь, барит, флюорит и др.
Натечные образования характерны для пещер. Они чаще всего состоят из карбоната кальция и нередко образуют целые системы сталактитов и сталагмитов.
В верхней части рудных месторождений растворение и выщелачивание сульфидов тяжелых металлов, карбонатов и ряда других минералов ведут к образованию и обогащению первичной руды остающимися на месте труднорастворимыми ценными металлами: золотом, медью и др.
Известны месторождения карстового происхождения каолинитов, скопления барита, свинцово-цинковых руд, сернокислого стронция, флюорита.
В сухих районах, например в пустыне Атакама, отмечаются пещеры со скоплением чистой селитры, образование которой связано с азотной кислотой.
В Крыму, в пещерах меловых известняков, встречаются скопления волокнистых масс калиевой и натриевой селитр).
С карстами Урала связаны железные, никелевые и марганцевые руды, каолины, бокситы, фосфориты, россыпи благородных металлов и другие полезные ископаемые.
Развитие соляного карста сопровождается разрушением месторождений солей, выносом в больших количествах солей натрия, калия, магния, соединений брома, бора и прочих элементов. Длительное карстование и выщелачивание солей вызывает изменение соляных залежей вплоть до полного их исчезновения.
Развитию соляного карстового процесса способствуют раскрытые и хорошо проточные соляные структуры; постоянный приток пресных вод и отток рассолов (в насыщенных рассолах не происходит растворение солей); соляная полосчатость, обусловленная присутствием в солях прослоев гипса, ангидрита, доломита, глин; изменения температурных условий (повышение температуры увеличивает растворимость солей, понижение — способствует кристаллизации солей).
Знание закономерностей развития карстового процесса можно использовать для его регулирования и получения рассолов для соляной и химической промышленности.
Большое практическое значение представляют, в частности, карстовые соляные озера. Наиболее изученными из них являются озера Илецкого соляного купола, Бахтумской котловины (группа Славянских озер) и др.
Карстовые воды характеризуются различной минерализацией, зависящей от состава и концентрации растворенных химических соединений, состава карстующихся пород и других факторов. Наименее минерализованными являются воды известнякового карста, большую минерализацию имеют воды гипсового карста и наибольшую — соляного карста. Для известнякового карста характерна преимущественно гидрокарбонатно-кальциевая (магниевая) минерализация, для гипсового — сульфатно-гидрокарбонатно-хлоридная; для соляного карста — хлоридно-натриево-сульфатная и хлоридно-натриево-калиевая минерализация.
Разнообразие гидрохимических фаций карстовых вод в общем определяется соотношением главных катионов (Ca, Mg, К, Na) и анионов (HCO3 и SO4), участвующих в карстовой минерализации.
Из сказанного видно, что геологическое, гидрогеологическое и геохимическое изучение карстового гидрогенеза представляет не только научный, но и большой практический интерес. В геохимическом отношении особого внимания заслуживает изучение минеральных образований карстового гидрогенеза, поверхностной и подземной карстовой денудации, гидрохимических фаций карстовых вод и рассолов и др.
Автором совместно с сотрудниками проводятся исследования карстовых явлений на мергельно-меловых отложениях ту-рона Восточной Белоруссии с целью выявления геохимических различий между карстовыми процессами третичного (олиго-цен-миоцен) и четвертичного периодов. Установлено, что гипергенные процессы наложили отпечаток как на морфологические черты карста отдельных эпох, так и на продукты выветривания, которыми выполнены карстовые воронки и полости. На рис. 34, б приведен пример карстовой воронки, заполненной материалом четвертичного возраста, которая расположена в карьере № 2 цементного завода около Кричева (Могилевская область, Белорусь).
Горизонт А1 представляет собой плотный серый мел. Горизонт A2 является переходным и состоит из мергеля серого и темно-серого с черными точечными Mn—Fe новообразованиями, с трещинами, заполненными песком из вышележащего горизонта. Трещины расширяются книзу. Нижняя часть воронки заполнена буровато-коричневым разнозернистым песком с окатышами мергеля и крупной галькой изверженных пород (Б). Встречаются небольшие линзочки — включения органического вещества (до 10 см). Горизонт В представляет собой чередование серых песчанистых и глинистых прослоев. Выше залегают желтые, среднезернистые флювиогляциальные пески с хорошо выраженной косой слоистостью (Г).
Моренный горизонт внизу темно-коричневый с кусками захваченного ледником мергельно-мелового материала (Д). Верхняя часть (E) морены красно-бурая. Габитус моренный.
На рис. 35 приведены примеры более мелких по размеру карстовых проявлений. Изображена мелкая карстовая полость и валун, принесенный ледником (рис. 35, а). В процессе волочения в донной части морены валуи оказывал механическое воздействие на ложе. Кроме того, выветриваясь под действием грунтовых вод, он, вероятно, оказывает действие как «катализатор» на развитие карстовых процессов. Так как реакции на его поверхности, по всей видимости, вызывают также растворение мергельно-меловых пород, снизу он окружен оболочкой из выветрелого материала.
Наряду с небольшими полостями (до 1 м) четвертичного возраста (в ПНР делались попытки датировать их методом пыльцевого анализа) встречаются и более крупные — до 3 м. Возможно, что это обновленные в четвертичный период более древние полости (рис. 35, б).
Воздействие ледника не было одинаковым на всех участках меловой поверхности (рис. 35, в). В некоторых впадинах сохранились маломощные элювиальные глины. Карстовые полости третичного возраста достигают более крупного размера.
На карьере цементного завода в районе Климовичей (Могилевская область, Белоруссия) эти образования под местным названием «свечи» достигают глубины до 20 м и более при ширине порядка 30—50 м. На рис. 34, а приведен пример такой воронки. Согласно нашему описанию, материал, заполняющий ее, представляет собой в нижней части песок крупнозернистый серый с примесью глинистого зеленоватого песка (Б), очень плотный. Выше он сменяется серым мелкозернистым песком (В) и далее темно-серой буроватой глиной (Г) мощностью около 30 см. В песке отмечена слоистость волнистая с микросбросами в горизонте Б и слабо волнистая, близкая к горизонтальной в горизонте В. Указанная пачка несколько напоминает аллювиальную циклотему. По краям воронки глины горизонта Г сливаются с элювиальными глинами на мелу (ГI). Эти глины (ГI) имеют зеленовато-бурую окраску, мощность порядка 0,3—0,4 м и залегают в небольших карманах (карстовых полостях). Между глинами и нижележащим мелом наблюдается небольшой переходный горизонт (около 10 см), который представляет собой выветрелый палево-бурый мел.
Горизонт Д является ритмичным чередованием песчаных и глинистых прослоев. Выше (горизонт Е) залегает толща (7—10 м) сильно ожелезненных грубозернистых и гравийных флювиогляциальных песков и сильно опесчаненная морена. В табл. 16 приведены данные по величинам pH, содержанию Fe в солянокислой вытяжке и аморфного SiO2 в щелочной вытяжке, а также содержание малых элементов. Величина pH изменяется в глинистых породах в пределах 7,5—8,6, а в подстилающих меловых породах достигает 9,34. В песчаных прослоях в карстовых полостях его значение опускается до 6.6.
Содержание аморфного SiO2 в глинистых породах изменяется в пределах 0,06—0,13%. Наибольшее количество обнаружено в глине четвертичного возраста. Более значительно изменяются концентрации Fe2O3 в солянокислых вытяжках: от 0,07 до 0,78%. Отношение FeO/Fe2O3, которое позволяет в некоторой степени судить об окислительно-восстановительных условиях, также указывает на довольно разнообразную фациальную обстановку.
Выполнен также спектральный анализ содержаний некоторых малых элементов во фракции меньше 0,001 мм. Судя по ним, в четвертичных глинах, вероятно, несколько больше Mn. Колебания в содержаниях других малых элементов указывают на существование фациальных различий, но ввиду небольшого количества данных пока трудно дать заключение о возрастных особенностях.
Дальнейшее изучение карстовых явлений разных геологических периодов на одном исходном карбонатном материале позволит лучше понять гипергенные процессы этих периодов. При этом приходится учитывать следующие положения:
1. Материал, заполняющий карстовые полости и воронки, представляет собой сочетание местного элювиального и даль-непринесениого материала, который отличается по генезису, форме и дальности переноса, способу осаждения, составу исходных пород.
2. Роль карста сводится к созданию специфической геохимической обстановки: а) резкий pH барьер; б) физико-химический барьер, на котором происходит коагуляция взвеси глинистых минералов из фильтрующихся вод; в) обстановка, благоприятная для циркуляции вод и промывного режима с выносом растворимых продуктов, причем в условиях усиленного дренажа наблюдаются высокие Eh и относительно низкие pH. В то же время в более глубоких частях ниже уровня грунтовых вод отмечаются низкие Eh и относительно высокие значения pH.
3. Очевидно, также необходимо обращать больше внимания на органическое вещество, попадающее в карстовые полости, как геохимический фактор.
В процессе выветривания материала в карстовых воронках происходит постепенно вынос Si и относительное накопление Al, Fe и Ti. Среди малых элементов более интенсивно выносятся Co, Ni, Cu и накапливаются V, Cr, Zr, Ga. Интенсивность развития этих процессов контролируется гипергенными факторами. В условиях теплого гумидного климата олигоцена-миоцена Белоруссии (в конце миоцена он несколько напоминал современный климат Атлантического побережья США, судя по растительным остаткам) развитие глинистых продуктов в элювиальной коре мела и карстовых воронках достигло монтмориллонитовой стадии. В ряде случаев эти глины могут быть использованы как бентониты. В условиях тропиков и субтропиков происходит развитие карстовых бокситов, глинистые продукты которых в зависимости от pH—Eh условий и других факторов представлены бёмитом, гиббситом, каолинитом, гётитом и гематитом.
В последние годы усилился интерес к изучению и использованию карстовых бокситов, особенно в средиземноморских странах.
Кроме интенсивности процессов выветривания (в Венгрии доломиты превращены в доломитовую муку на глубине до 150—200 м ниже бокситов), большую роль в процессах образования карстовых бокситов играют геотектонические условия.
III. Процессы и продукты глубинного гидрогенеза связаны с гидрогеохимической деятельностью глубинных вод, миграцией их в осадочной толще, участием в минералообразовании, диагенезе и других геохимических реакциях.
Химический состав глубинных вод отражает палеогидро-геохимические условия области их образования и захоронения, а также источники их происхождения. Различают погребенные (седиментационные) воды, магматические, выделившиеся из магмы, метаморфические, выделившиеся в процессе метаморфизма, ювенильные, образующиеся в результате эндогенных процессов и др. За исключением погребенных седиментационных вод, другие типы подземных вод изучены мало.
Седиментационные воды залегают на разных глубинах в водоносных пластах между водонепроницаемыми горными породами. Находясь нередко под напором, при вскрытии они часто изливаются на поверхность или фонтанируют. Геологические условия их залегания — краевые части поднятий и более глубокие части полураскрытых структур или впадин. Для них характерна вертикальная гидрогеохимическая зональность, выражающаяся в увеличении с глубиной залегания их общей минерализации и изменении химического состава от пресных гидрокарбонатных вод до рассолов хлоридно-натриево-кальциевого состава.
Выделяются в основном три гидродинамические зоны — активного, замедленного и весьма замедленного водообмена с характерными для них гидрогеохимическими типами вод.
Пресные безнапорные подземные воды в основном гидрокарбонатного типа характерны для зоны активного водообмена; более минерализованные сульфатные и хлоридно-натриевые воды — для зоны замедленного водообмена, высококонцентрируемые рассолы хлоридно-натриевого и хлоридно-натриево-кальциевого состава глубокой метаморфизации — для весьма замедленного водообмена с гидрогеологическими закрытыми структурами. В целом минерализация вод с глубиной увеличивается, хотя в ряде случаев отмечаются и исключения из этого правила. Формирование геохимических типов природных вод в значительной мере определяется составом пород, с которыми они взаимодействуют.
Глубинный гидрогенез, связанный с геохимической деятельностью подземных вод, формирует три основные группы продуктов. Одна из них представлена геохимическими типами пресных и минерализованных вод; другая — минералами и горными породами седиментогенеза — диагенеза; третья — газами самого разнообразного состава. В нашу задачу не входит подробное рассмотрение указанных групп продуктов глубинного гидрогенеза. Наиболее распространенными среди них являются пресные и минерализованные воды, формирующиеся в результате взаимодействия воды с горными породами, газами и биовеществом земной коры, с ее круговоротом в природе.