ется также влияние молекулярно-диффузионных процессов, преобразо-
вания органического вещества пород и иногда поступление разнообраз-
ных продуктов из отложений фундамента.
Состав захороняющихся вод определяется стадией и условиями их
формирования на поверхности земли (см. раздел 7.1). Поэтому исходный
состав вод геологического круговорота различен. Несмотря на это; в си-
лу неравновесности системы вода — порода (см. раздел 7.4) с момента
захоронения растворы любого состава активно вовлекаются в сложный
процесс литогенетического преобразования осадочных отложений, кото-
рые с этого момента выступают основным источником растворенных ве-
ществ. В самом общем виде различают следующие литологические фации:
1) 
низкой солености — пресноводные 
(песчано-глинистые отложения);
2) нормальной солености — морские (карбонатные породы); 3) высокой
солености — соленосные (галогенные толщи или формации). Литолого-
фациальные особенности уже на стадии седиментогенеза обусловливают
минерализацию и состав подвемных вод: чем больше засолены породы,
тем выше при прочих равных условиях минерализация подземных вод.
При сопоставлении максимальной минерализации пластовых вод глу-
боких горизонтов с литолого-фациальными особенностями пород установ-
лена зависимость, выведенная из статистической обработки огромного
фактического материала по артезианским бассейнам 
[Смирнов, 
19741.
В резервуарах ‘пластовых вод, 
сложенных пресноводными 
фациями,
минерализация подземных вод не превышает 10—35 г/л. Когда в разрезе
встречаются карбонатные породы, она достигает 100—120 г/л, при нали-
чии гипсов и ангидритов — 200—250 г/л, маломощных пластов каменной
соли 
— 320 г/л. Наиболее концентрированные рассолы (500—700 г/л)
обнаружены только в бассейнах с мощными толщами каменной или ка-
лийных солей.
Степень подвижности подземных вод определяется главным образом
коллекторскими свойствами пород. Она изменяется в процессе геологиче-
ской истории. С нею непосредственно связаны преобразование ионно-со-
левого комплекса вод седиментационного цикла и степень смешения их ©
инфильтрогенными. В зоне интенсивного водообмена господствует фильтра-
ционный массоперенос, а с глубиной все большее значение приобретает
перенос веществ по механизму молекулярной диффузии. Чем выше дина-
мичность бассейна, тем сильнее преобразуются породы. Погружение на
значительные глубины вод приводит к усилению роли температуры в
преобразовании рассеянного органического вещества, водных растворов и
пород, интенсивному отжатию поровых вод, дегидратации и изменению со-
става глинистых минералов.
Влияние термодинамической обстановки сказывается через фазовое
состояние воды и скорость ее взаимодействия с породами. С нею же связан
порог существования микроорганизмов. Давление сильнее сказывается
при газовых превращениях. Его действие на состав подземных вод наибо-
лее отчетливо проявляется в отжатии связанной воды из пород.
Охарактеризованные основные условия, в которых формируется сос-
тав напорных вод, действуют постоянно на протяжении геологической ис-
тории, вызывая коренные преобразования состава пластовых вод.
Зона пестрых по составу вод постепенно сменяется достаточно хорошо
выраженной зоной гидрокарбонатных натриевых вод, которая на больших
тлубинах сменяется зоной соленых вод и рассолов хлоридного натриевого
состава, за исключением случаев гидрогеохимической инверсии.
Зона гидрокарбонатных натриевых вод отмечается во многих плат-
форменных и межгорных впадинах с пресноводными фациями (Северный
Кавказ, Казахстан, Западная Сибирь, Прибайкалье, `Сахалин). В глубо-
ких горизонтах (часто до 1000—2000 м) гидрокарбонатные натриевые воды
по ряду 'показателей (повышенная температура, наличие углекислоты,
192