щи слабопроницаемых пород происходит водообмен и их непрерыв
обновление. Об этом свидетельствует, в частности, возраст подзем
рассолов, который в различных горизонтах и участках района в 3
и иногда в 20—25 раз меньше возраста соответствующих водовмещ
щих пород. В таких условиях не может быть и речи о полном сохра
нии погребенных (седиментационных) вод в 
основных 
— водонос
пластах, даже и в глубоких.
Если водообменом охвачена вся осадочная толща района (в со
родном бассейне — надсолевая), то 
ведущая 
роль в 
формирова
концентрированных рассолов должна принадлежать инфильтраци
ным (древним и современным) водам, которые постоянно и непреры
на протяжении длительного геологического времени 
внедрялись
водоносные пласты и вытесняли первичные погребенные воды. По
му, подобно изверженным и осадочным 
породам, 
превращенны
гнейсы в результате глубокого метаморфизма, в подземных рассо
при их длительном нахождении под землей не сохранился облик «п
вичных» вод. Существенно изменился также облик инфильтрацион
(постседиментационных) вод, где седиментационные воды в той 
иной мере (особенно в глубоких частях Прикаспийсксй 
впадины 
более глинистых водоносных пластах) являются лишь «соучастни
ми» вод преимущественно инфильтрационного генезиса.
Дальнейшее преобразование состава подземных вод и их конц
трирование происходили при значительной закрытости 
водонос
плаетов, высоких давлениях и температурах под воздействием мно
причин. При длительном взаимодействии вод и пород в условиях в
ма слабого водообмена и замедленной 
миграции 
инфильтрацион
воды первостепенное значение приобретают литология, 
количеств
ный и качественный состав воднорастворимых комплексов самих 
довмещающих пород. Так, в Прикаспийской впадине наличие мощ
толщи соли в кунгурских отложениях и изоморфных галогенных п
месей в молодых водоносных пластах, являющихся неограниченны
поставщиками солевой массы, обусловливает очень высокую конц
трацию подземных рассолов зоны Г (особенно в ее нижних слоях
до 300—350 г/л и более. О том, что здесь выщелачивание солевой м
сы играло основную роль в повышении концентрации подземных 
солов, свидетельствует то, что почти повсеместно отношение гМNo : 
в воде близко к единице (0,99—0,94). 
'
На Мангышлаке и Устюрте, где в геологическом разрезе нет 
леносных фаций, концентрация подземных рассолов даже в глубо
слоях зоны Г не превышает 180—200 г/л, а в Севернсм Приараль
описываемой части Тургайского прогиба подземные воды с минера
зацией 50 г/л почти не встречаются:
Одновременно с процессом выщелачивания водовмещающих 
род в различных бассейнах с той или иной интенсивностью прои
дят другие процессы метаморфизации и концентрирования подзем
рассолов, из которых главным, определяющим, в частности, повы
ние содержания элементов щелочных земель и формирование хлор
ных кальциево-натриевых рассолов, является катионный обмен меж