В этой связи нельзя не вспомнить замечательную работу Б. Б. Полынова
(1953), в которой он писал: «Я полагаю, что это (имеется в виду близость
состава сухого остатка вод и золы растений — С. Ш.) является достаточ-
но ярким доказательством того, что состав природных речных вод обуслов-
ливается не простыми абиотическими реакциями действия воды на мине-
ралы магматических пород, т. е. гидролизом и растворением, как это
придумано в учебниках, а более сложным, хотя и более быстро текущим
процессом извлечения элементов из минералов организмами и растворе-
нием в воде зольной части организмов при их минерализации» (с. 61).
Большую роль, как известно, почвенным водам в общей системе процес-
сов формирования подземных вод отводил и В. И. Вернадский.
Итак, состав почвенных вод различен — от кислых до щелочных и от
ультрапресных до соленых — и определяется общими ландшафтно-геохи-
мическими условиями. Поэтому подпочвенные водоносные горизонты по-
лучают воду различного химического состава. Однако имеются и общие
черты: 1) любые, даже самые соленые почвенные воды термодинамически
неравновесны относительно первичных алюмосиликатов; 2) почвенные
воды содержат значительный резерв угольной кислоты в форме либо не-
диссоциированных молекул или продуктов ее диссоциации, либо пока
еще не окисленных органических соединений, способных в дальнейшем
пополнить ее запасы. Эти две характерные черты почвенных вод опреде-
ляют их непрерывное химическое взаимодействие с практически любыми
вмещающими породами, и в первую очередь с алюмосиликатами.
6.3. ЛИТОГЕННЫЙ ЭТАП ФОРМИРОВАНИЯ
Пройдя почвенный горизонт, подземные воды вступают во взаи-
модействие с подстилающими горными породами. Поэтому дальнейшая
эволюция состава вод контролируется типом водовмещающих пород и
характером водообмена. При этом в силу того, что в подавляющем боль-
шинстве случаев воды уже насыщены относительно глинистых минералов,
последние не являются сколь-либо ваметным источником элементов, хотя
процессы катионного обмена и сорбции в ряде случаев могут существенно
изменять состав вод и в пределах глинистых пород.
В случае карбонатных пород, с которыми в условиях гумидного кли-
мата подземные воды находятся в неравновесном состоянии (см. рис. 4.3 и
4.4), происходит их растворение и формирование гидрокарбонатных каль-
циевых или кальциево-магниевых вод. При этом чем меньше интенсивность
водообмена и больше время нахождения воды в горных породах, тем вы-
ше их минерализация вплоть до полного насыщения воды гидрокарбона-
тами применительно к конкретной обстановке. В условиях лесостепных,
степных и пустынных ландшафтов почвенные воды уже насыщены отно-
сительно кальцита и иногда доломита, и поэтому, за редким исключением,
не способны в дальнейшем к растворению этих минералов.
При наличии в горных породах сульфатных или хлоридных солей
последние растворяются достаточно быстро и контролируют формирова-
ние соответственно сульфатных или хлоридных вод. Однако, поскольку
растворимость гипса не превышает 2,5—2,8 г/л, а галита достигает 300 г/л,
соответственно максимально возможная минерализация подземных вод
не превышает указанных пределов. Если в породах имеются другие раство-
римые соли, то их влияние на состав вод также контролируется степенью
их растворения, интенсивностью водообмена и количеством солей в водо-
вмещающих породах. 
:
Значительно сложнее происходит химическая эволюция подземны
вод в пределах алюмосиликатных пород, так как характер растворения
последних зависит от исходного состава и рН раствора, поступающего
в эти породы (см. гл. 4).
154