Процеси формування хімічного складу підземних вод
Перш, ніж почати розгляд власне геологічних процесів формування складу підземних вод, коротко торкнемося основних фізичних аспектів масопереносу в підземній гідросфері. Перенесення речовини підземних вод здійснюється двома шляхами: дифузією і конвекцією.
Дифузія - це перерозподіл речовини в якому-небудь середовищі, викликане тепловим рухом молекул. У підземній гідросфері дифузія призводить до вирівнювання концентрації розчиненого речовини. Залежно від рушійної сили розрізняють бародіффузію, термодифузію і концентрационную дифузію. При будь-якому з названих видів дифузії перенесення речовини відбувається молекулярними потоками. Чисто дифузійні процеси властиві спочиваючим середах.
Сутність бародіффузіі полягає в поділі речовини розчинів за молекулярною вагою, в результаті чого відбувається переміщення більш важких молекул зверху вниз під впливом градієнта геогравітаціонного поля.
При термодифузії рушійною силою служить градієнт температури: частинки дифундують в область менш високих температур. У басейнах підземних вод градієнти геогравітаціонного і геотермічного полів незначні, тому баро і термодифузія не роблять помітного впливу на перенесення речовини підземних вод. Тим більше, що обидва процеси спрямовані протилежно один одному.
Набагато ширше межі зміни градієнтів концентрації, що змушує вважати одним з основних механізмів молекулярно-дифузійного переносу речовини в підземній гідросфері концентрационную дифузію. Переміщення речовини в розчині направлено в бік зниження концентрації і призводить до однорідному розподілу речовини в системі.
Треба відзначити, що в підземних водах, поряд з розчиненим речовиною, можуть дифундувати і частки самої води. Такий вид дифузії називається самодифузії. Процес самодиффузии відбувається за відсутності градієнтів концентрації.
Конвекція - це масоперенос в рухомому потоці. Якщо дифузія відбувається в покояться середовищах, то необхідною умовою конвекції є рухливість самого середовища. Різниться природна і вимушена конвекція.
У разі природної конвекції переміщення речовини відбувається під впливом градієнта температури і викликаного ним відмінності в щільності середовища. Так, за механізмом природної конвекції в зонах тектонічних розломів здійснюються спадний рух важких холодних вод і висхідний потік легких нагрітих струменів з глибоких горизонтів земної кори. Процес природної конвекції типовий для наземних водойм, в яких охолоджують поверхні маси води в зимовий час занурюються на дно, В басейнах підземних вод природна конвекція утруднена наявністю водотривких горизонтів. Вона тут може відігравати суттєву роль тільки в дуже добре проникних однорідно-пористих або трещинних системах. Оскільки такі системи в реальних умовах досить рідкісні, природна конвекція не може розглядатися як регіональний процес масопереносу.
Вирішальне значення в масопереносу в підземній гідросфері має вимушена конвекція, яка відбувається під дією зовнішніх сил і зводиться до добре відомого вам процесу фільтрації, рушійною силою якого є напірний градієнт. Нагадаю, що напір може мати гідростатичну природу (головним чином, при негоризонтального рівнів підземних вод в інфільтраційних системах) і геостатічеських (віджимання розчинів з ущільнюється відкладень в Елізіон системах). Массоперенос, викликаний фільтрацією, поєднує механічне і дифузійне переміщення речовини. Такий вид масопереносу називають або конвективного дифузією, або гідравлічної дисперсією. Гідравлічна дисперсія спостерігається скрізь, де є: 1) градієнти напору, що забезпечують макроскопічні потоки рідини, і 2) градієнти концентрації розчинених речовин, завдяки яким виникають молекулярні потоки. Тому в басейнах підземним вод, де є фільтрація підземних вод і де в розрізі є різні по мінералізації води (а таким умовам відповідає більшість басейнів), перенесення речовини відбувається, головним чином, за механізмом гідравлічної дисперсії. У глибоких зонах басейнів, де фільтрація утруднена, на перший план виходить дифузний массоперенос.
Підсумком конвективної дифузії є змішання вод різного складу і різної мінералізації, важливий процес формування складу вод. Як показав А.Н. Огильві ще в 1923 р, при змішуванні прісної і мінералізованої вод виходить серія проміжних по складу вод. Склад виходять вод описується рівняннями прямої: у = ax + b, де х і у - утримання двох будь-яких складових частин в даному об`ємі води, а й b - постійні параметри, загальні для всієї групи вод, одержуваних при змішуванні. Процес змішування змінює склад води і може провокувати як посилення розчинення порід, що вміщають, так і його ослаблення аж до випадання сполук з розчинів. З цим процесом нерідко пов`язана вторинна ізвестковістого, і загіпсованою і засоленість порід водоносного горизонту.
Обговоривши фізичні основи масопереносу в підземних водах, звернемося безпосередньо до процесів формування складу підземних вод. Вони можуть бути поділені на чотири групи: 1) процеси, що переводять речовина в розчин, 2) процеси, які виведуть речовина з розчину, 3) процеси, що поєднують відтворення і поглинання розчиненої речовини, 4) процеси додавання або видалення молекул розчинника.
Ці процеси викликають метаморфізації підземних вод, тобто зміна їх складу. Якщо склад води змінюється від гідрокарбонатно до сульфатному, а потім до хлоридного, така метаморфизация називається прямий. Зміна складу в зворотному напрямку називається зворотної метаморфізаціей.
Процеси, що переводять речовина в розчин. Провідні процеси цього типу - розчинення і вилуговування. Розглянемо ці поняття.
Найбільш простий тип розчинення - конгруентне розчинення. Це процес повного переходу речовини з твердої фази в рідку. Такому процесу схильні добре розчинні природні сполуки: NaCl, KCl, МgSO4, СаSO4, Na2CO3 і ін. Поряд з ними в земній корі широко поширені важкорозчинні сполуки (силікати, борати та ін.) з інконгруентним характером розчинення. При інконгруентном розчиненні відбувається не просто відрив іонів кристалічної решітки твердої фази молекулами води, але хімічну взаємодію твердої фази з водою. Це по суті гідроліз, тобто хімічне розкладання твердого речовини водою. При цьому на поверхні руйнується твердої фази утворюються нові важкорозчинні речовини, а в розчин переходять окремі компоненти розчиняється з`єднання. Так, при розчиненні Галіт NaCl (Конгруентний процес) розчин буде хлоридним натрієвих. Але при розчиненні польового шпату KAlSi3O8 (Інконгруентний процес) розчин не буде в повній мірі відповідати складу мінералу. В останньому випадку йде хімічна реакція:
4 KAlSi3O8+14H2O = Al4[Si4O10] (OH)8+4КОН + 8H2SiO3.
каліевийкаолініт
польовий шпат
На поверхні руйнується калієвого польового шпату утворюється каолинит. Звертаю увагу на те, що в складі польового шпату немає водню, а в каолините він є. Це означає, що в даному процесі відбувається як би розкладання води. Водень із води поглинається постійно змінюваних польовим шпатом. Що залишилися в воді іони гідроксилу ОН- з`єднуються з перехідним в розчин катионом До+. У цьому процесі розчин стає більш лужним.
Тепер визначимо поняття "вилуговування". Вилуговування - це селективне розчинення мінералу або породи. В тому випадку, якщо селективно розчиняється мінерал, процес вилуговування ідентичний процесу інконгруентного розчинення. Дійсно, в розглянутому випадку розчинення польового шпату алюміній не переходить в розчин, тобто польовий шпат розчиняється селективно, Більш часто, однак, термін " `вилуговування" застосовується для позначення вимивання з породи будь-яких легкорозчинних мінералів. Наприклад, піщаник з галітових цементом при взаємодії з водою може перетворитися в пісок після розчинення Галіт (NaCl).
Хід процесів розчинення і вилуговування залежить від розчинності порід і мінералів, складу і мінералізації підземних вод, швидкості фільтрації, температури, тиску та інших причин. І розчинення, і вилуговування найбільш активно протікають в рухомому середовищі, так як в цьому випадку легко відводяться продукти розчинення і може забезпечуватися ненасиченість води по відношенню до відповідних сполук, необхідна для перебігу процесу.
Активними стимуляторами процесів вилуговування і розчинення є кисень і вуглекислота, що містяться в підземних водах. Звідси зрозуміла роль газового складу вод в процесах розчинення і вилуговування. Кисень і вуглекислий газ сприяють попередньою розкладанню мінералів, важко доступних простому вилуговування. Кисень, розчинений в підземних водах, викликає, наприклад, окислення сульфідних мінералів, в результаті чого в підземних водах утворюється сірчана кислота, яка викликає сернокислотное вилуговування порід, що вміщають з утворенням сульфатних кальцієвих вод з високим вмістом металів (залізо, мідь, свинець і ін.) , підвищеною мінералізацією (3 г / л і більше) і низьким рН.
Вуглекислота активізує перехід в розчин речовини алюмосиликатов, наприклад, за розглянутою вище реакції гідролізу (вилуговування) польового шпату. У цьому випадку говорять про вуглекислотному вилуговування. Процесом вуглекислотного вилуговування польового шпату пояснюється формування гідрокарбонатних вод в теригенних відкладеннях. Тут при взаємодії з водою польового шпату утворюються, як ми вже відзначали, іони ОН-, які, з`єднуючись з СО2, дають іон бікарбонату НСО3-.
Процеси, які виведуть речовина з розчину. Основними процесами такого роду є кристалізація солей і сорбція.Кристалізація - це процес виділення твердої фази з насичених розчинів. Кристалізації солей з підземних вод сприяє зміна геохимической обстановки, за рахунок чого твір активностей іонів досягає твори розчинності даної солі (див. Вище). До таких змін відносяться змішання вод, їх концентрування, виділення газів, порушення кислотно-лужного та окисно-відновного рівноваги, зміни температури і тиску і ін. В результаті кристалізації солей в порах, кавернах і тріщинах порід водоносного комплексу відбувається гідрогенного, або вторинне мінералообразованіе- при цьому істотно змінюється склад і мінералізація підземних вод. Найбільш яскравим прикладом процесу, що виводить речовина з розчину, є галогенез - послідовне випадання на дно басейну з випаровується морської води карбонатних, сульфатних і хлоридних мінералів. Цей процес протікає не в середовищі підземним вод, а на поверхні землі, проте, як ми вже відзначали, має надзвичайно велике значення для формування підземної гідросфери, тому що утворюються таким чином розсоли згодом захороняются. Разом з тим, досить широкі масштаби процес кристалізації мінералів має і в підземній гідросфері. Так, наприклад, в девонських породах Білорусі встановлені і вивчені вторинні (так звані катагенетіческіе) кальцит, доломіт, кварц, гіпс, ангідрит, кам`яна сіль, які утворилися безпосередньо з підземних розчинів. Цікаво, що провокувати це вторинне мінералообразованіе можуть різні процеси. Наприклад, до кристалізації Галіт призводить падіння пластового тиску в зонах тектонічних розломів, зниження пластових температур, змішання підземних розсолів різного складу.
Сорбція - процес самовільного згущення розчиненого або газоподібної речовини поблизу твердої речовини, або, іншими словами, це поглинання речовини з розчину або газу твердою фазою. Розрізняють адсорбцію, коли поглинання речовини здійснюється лише поверхнею сорбенту, і абсорбцію, коли поглинання здійснюється всієї його масою. До хорошим сорбентам відносяться речовини з великою питомою поверхнею. Це матеріали, складені досить дрібними, так званими колоїдними частинками (питома поверхня деяких природних матеріалів виражається такими величинами, які навіть важко собі уявити: для деяких видів диатомитов вона наближається до 100 м2/ Г). До хорошим сорбентам відносяться глини, органічна речовина, що входить до складу гірських порід (торф, вугілля, гумус і ін.), Гідроксиди заліза, марганцю, алюмінію. Сорбція може бути полярної і неполярний. У разі полярної сорбції твердою фазою поглинаються заряджені частинки - катіони або аніони, при неполярной - молекули, зокрема газів.
Важливе значення сорбції полягає в тому, що таким чином з підземних вод виводяться багато рідкісні елементи, висновок яких з розчинів за допомогою кристалізації утруднений через те, що рідко утворюються насичені розчини відповідних з`єднань. До таких елементів відносяться калій, літій, рубідій, барій, мідь, свинець, цинк, кобальт, уран і ін.
Процеси, сочетающіее відтворення і поглинання розчиненої речовини. До цих процесів належать іонний обмін, метасоматичні заміщення, окислювально-відновні і біогеохімічні реакції і радіоактивний розпад.
Іонний обмін полягає в сорбції з води одних іонів і заміні їх іншими, що знаходяться в породі. Іонний обмін може бути інакше названий обмінної сорбції. Розрізняють обмінну адсорбцію і обмінну абсорбцію.
Почнемо з обмінної адсорбції. Обмінні іони, що знаходяться на поверхні адсорбенту, називаються поглинутим комплексом. Найбільш поширені адсорбенти - глини. У різних глинистих мінералів, що складають глинисті породи, обмінна здатність різна: найбільша - у монтмориллонита, вельми низька - у каолініту. Оскільки природні адсорбенти мають переважно негативний заряд, між підземними водами і породами відбувається, головним чином, обмін катіонами. Тому, кажучи про іонному обміні, мають на увазі, перш за все, катіонний обмін. Здатність катіонів поглинатися породами залежить від їх валентності і радіусу і змінюється в рядах: До+ gt; Na+ gt; Li+ і Sr2+ gt; Са2+ gt; Мg2+. Кількість поглинених іонів характеризує ємність поглинання порід і виражається в мг-екв / 100 г породи. Найчастіше, при вивченні поглиненого комплексу, або комплексу поглинених катіонів, звертають увагу на співвідношення Na і Са. Кажуть про "континентальному" і "морському" вигляді поглиненого комплексу. Перший властивий породам, що утворився на суші, і характеризується переважанням поглиненого кальцію (Са gt; Na). У морських відкладеннях на перше місце виступає поглинений натрій (Na gt; Са). Найбільш енергійно обмінно-адсорбційні процеси протікають, якщо підземні води впроваджуються в породи з іншим поглинутим комплексом, ніж розчинені катіони.
Наведемо конкретний приклад впливу катіонного обміну на формування складу вод. У четвертинних континентальних відкладеннях Білорусі підземні води, як правило, гідрокарбонатні кальцієві. У деяких районах республіки прісні підземні води зустрічаються в морських піщаних породах верхньопротерозойського віку. Тут ці води гідрокарбонатні натрієві. Це наслідок обміну кальцію води на катіони натрію морського поглиненого комплексу.
На формування складу підземних вод істотно впливає процес метасоматичні заміщення, який іноді називають ще обмінної абсорбцією. Це процес заміщення катіонів породи (мінералу) іншими катіонами з розчину, причому при цьому відбувається кардинальна перебудова структури мінералу або породи, на відміну від обмінної адсорбції, коли мінералогічної перебудови не відбувається. Найбільш яскравий приклад метасоматичні заміщення - процес доломітізація вапняку:
СаСО3 + Мg2+ СаМg(СО3)2+Са2+.
кальцит р-р доломіт р-р
Частина іонів Са2+ в кальциті, доданків вапняк, переходить в розчин, а їх місце займають іони Мg2+ з розчину- при цьому кальцит перетворюється в доломіт. Цей процес широко поширений в надрах, причому в умовах широкого діапазону мінералізації.
Окислювально-відновні і біогеохімічні реакції - дуже важливі процеси перетворення складу підземних вод. Вони взаємопов`язані, так як окислення або відновлення дуже часто відбувається за участю органічної речовини і, навпаки, біогеохімічні процеси мають в своїй основі окислювально-відновні реакції, багато хто з яких протікають при активній участі мікроорганізмів, живильним середовищем для яких є органічна речовина. Не будемо довго зупинятися на окисно-відновних процесах, досить докладно розглянутих раніше. Звернемо лише увагу на поширену в підземній гідросфері реакцію відновлення сульфату кальцію, яка одночасно є і біогеохімічної:
CaSO4 + 2 Сорг + 2 H2O Са (НСО3)2+Н2S.
Процес супроводжується видаленням з розчину сульфатних іонів і появою в ньому гідрокарбонатних іонів.
Радіоактивний розпад відноситься до числа процесів, що викликають появу або видалення з підземних вод радіоактивних продуктів. Як відомо, мимовільним поділом мають елементи сімейств актиния, торію, урану і нептунію, а також деякі ізотопи інших елементів. Велика роль радіоактивного розпаду в формуванні газового складу підземних вод. Таким чином потрапляють у воду радон, гелій, аргон. Цікаво, що під впливом -випромінювання молекула води розкладається на кисень і водень. Таким чином, в процесі радіолізу води в підземних водах глибоких зон з`являється кисень, наявність якого іноді змушує деяких дослідників помилково допускати проникнення інфільтраційних вод з поверхні на дуже великі глибини.
Процеси додавання або видалення молекул розчинника. Процеси, пов`язані з переміщенням і зміною концентрації речовини розчинника, також, звичайно, впливають на загальний склад підземних вод. Найважливішими з цих процесів є гідратація і дегідратація мінералів, підземне випаровування і виморожування, мембранні ефекти.
Гідратація і дегідратація мінералів. Коли ми говорили на початку цього лекції про генетичні типах вод, а саме про петрогенних водах, ми торкалися питання дегідратації мінералів. Йшлося про виділення при певних температурах з мінералів кристаллизационной і конституційної, тобто хімічно зв`язаної води, що призводить до зниження мінералізації підземних вод. Не будемо довго зупинятися на цьому питанні. Підкреслю лише, що в верхніх частинах геологічного розрізу може йти зворотний процес гідратації мінералів, і нагадаю, скільки води може міститися в мінералах. У гіпсі - 21%, в Монтморилоніт - до 24%, в соді - 64%. В осадовому розрізі Білорусі досить широко поширені сульфатні породи, що відносяться до середнього і верхнього девону. Цікаво, що нижче за глибину приблизно 1-1,5 км вони представлені ангідритом (СaSO4), А вище - гіпсом (СаSO4· 2Н2О). Оскільки спірним є питання, в якому вигляді відбувалося осадження сульфату кальцію в басейні седиментації (у вигляді гіпсу або ангідриту), важко сказати, чи відбулася дегідратація гіпсу в нижній частині розрізу, або гідратація ангідриту - у верхній. У будь-якому випадку вплив процесу на склад підземних вод повинно було бути істотним.
Процес виділення або поглинання води мінералами може бути набагато складніше, ніж, скажімо, просто втрата води мінералом і перетворення його в безводний аналог. Наприклад, в земній корі можливі перетворення одних глинистих мінералів в інші, зокрема каолинита в хлорит і назад. Для перетворення кожних 100 г каолинита в хлорит по реакції:
3 Al2Si2O5(OH)4+3,9Fe2++3,5Мg2++9Н2О Fe3,5Мg3,5Al6Si6O20(OH)16+14Н+,
каолінітхлоріт
необхідний 21г води. У зворотному процесі таку кількість води, очевидно, має виділитися.
Підземне випаровування і виморожування - процеси, що викликають концентрування підземних вод аж до випадання розчиненої речовини в осад. Підземне випаровування в аридних умовах може відігравати важливу роль у формуванні складу дуже неглибоко залягають підземних вод. Деякі дослідники припускають можливість підземного випаровування в глибоких водоносних горизонтів. Однак питання це дискусійне. Роль підземного виморожування аналогічна випаровуванню і супроводжується кристалізацією солей при зниженні температури. Комплекс процесів, пов`язаний з впливом низьких температур на склад вод (кріогенна метаморфизация складу вод) має місце в районах багаторічномерзлих порід.
Мембранні ефекти. При фільтрації мінералізованих підземних вод через породи з різною проникністю іноді звертається увага на можливість концентрування розчиненої речовини шляхом так званих мембранних - фільтраційного і осмотичного ефектів. Сенс фільтраційного ефекту полягає в тому, що тонкодисперсні породи здатні пропускати через себе розчинник, а розчинена речовина такий "фільтр" затримує або пропускає частково. Концентрація профільтрована розчину при цьому зменшується. Поки немає ясності щодо ролі фільтраційного ефекту у формуванні складу і мінералізації підземних вод.
Інший різновид мембранний ефектів - осмос. Він проявляється, коли в зіткнення приходять два розчину різної концентрації, які розділені напівпроникною перегородкою, що пропускає молекули розчинника, але перешкоджає проходженню частинок розчиненої речовини. Розчинник переміщається в напрямку вирівнювання концентрацій. Питання про значення осмотичного ефекту, як і фільтраційного, в формуванні складу підземних вод вимагає подальшого вивчення.
При гидрогеохимических дослідженнях, при з`ясуванні особливостей формування складу підземних вод велике значення мають уявлення про водної міграції хімічних елементів. Основи теорії міграції елементів закладені А.Є. Ферсманом і В.І. Вернадським, в подальшому ці питання розвивалися Б.Б. Полинова, А.І. Перельманом і ін. Коротко торкнемося цього питання. Розрізняються внутрішні і зовнішні чинники міграції. Внутрішні чинники - властивості хімічних елементів, що визначаються будовою атомів. Зовнішні фактори - температура, тиск, рН і Eh, характеристики розчинів, тобто параметри обстановки. ементов в природних розчинах. Використання коефіцієнта водної міграції дозволяє порівнювати інтенсивність міграції поширених і рідкісних елементів.
Коефіцієнт водної міграції може розраховуватися для різних типів вод, різних геохімічних обстановок (наприклад, окисної і відновної), для Землі в цілому. Дуже сильна рухливість в різних ситуаціях властива хлору, бору, іоду- сильна - кальцію, магнію, натрію, фтору, стронцію- середня - кремнію, калію, фосфору- слабка і дуже слабка - алюмінію, титану, цирконію, рідкісним землям і багатьом іншим.
Отже, ми побачили, яке складне явище - формування складу підземних вод, яке безліч різноманітних процесів цей склад формують. А тепер підкреслимо, що ці процеси можуть неодноразово змінювати один одного в геологічній історії, і склад вод, який ми спостерігаємо сьогодні в водоносному горизонті, може радикально відрізнятися від складу води, яка насичувала ці ж породи мільйони років тому. Можна навести простий приклад, У Вітебську і його околицях на невеликих глибинах залягають Верхнедевонскіе карбонатні породи. Це морські освіти і спочатку в них перебувала похованих морська вода. Але тепер ці породи є основним об`єктом водопостачання м Вітебська, тобто в них залягають прісні води.
Одним словом, важливим завданням є відновлення історії формування складу підземних вод, тобто палеогідрогеохіміческіе реконструкції. Серйозне вивчення цього питання виходить далеко за межі нашого маленького курсу. Тут ми розглянемо лише кілька штрихів до питання, присвячених, головним чином, палеогідрогеохіміческой інтерпретації іонно-сольового комплексу порід, який, як ми вже говорили, включає тверді мінерали, порові розчини і сорбованих іони.
Порові розчини почали вивчатися в 40-х роках ХХ століття, коли П.А. Крюковим були за допомогою спеціальних пресів відтиснуті під великим тиском (500-1000 кг / см2 і вище) розчини з сухих за зовнішнім виглядом порід. Порові розчини являють собою фізично пов`язану в породах воду. Найбільша кількість порових розчинів віджимається з глин, що пов`язано з їх високою мікропористої. Бувають різні співвідношення між складом порових розчинів порід водоносного горизонту і вільної (гравітаційної) води цього горизонту. Порові розчин і вільна вода можуть мати близькі состави- порові розчин може бути більш концентрованим, ніж вільна водо- порові розчин може бути менш концентрованим, ніж вільна вода. Як можна інтерпретувати ці співвідношення?
Основою інтерпретації є те, що порові розчин більш консервативний, менш рухливий, ніж вільна вода, тобто вільна вода може бути заміщена іншою водою, а порові розчин може майже не змінитися. Таким чином, за складом порових розчинів можна здогадатися про минулі гидрогеохимических етапах, які переживала ця осадова товща.
Важливим прийомом палеогідрогеохіміческіх реконструкцій служить вивчення вторинних мінералів, тобто тих, які утворилися вже після утворення породи, а значить в середовищі підземних вод. Як це робиться, найкраще показати на простих прикладах.
Ордовикские породи північного заходу Білорусі, наприклад, в районі Браслава часто представлені органогенних вапняками, складеними залишками мшанок, брахіопод, тобто організмів, що живуть у морській воді нормальної солоності. Таким чином, абсолютно ясно, що при накопиченні ордовикских відкладень в них захоронялись нормально морські води з мінералізацією приблизно 35 г / л. У порах і невеликих кавернах цих порід зустрічаються виділення гіпсу. Гіпс не може утворитися з нормально морської води-щоб він почав випадати, цю воду треба згущувати, по крайней мере, в 4 рази. Таким чином, ми приходимо до висновку, що на певному етапі нормально морська вода в ордовикских вапняках змінилася розсолом, згущеним до стадії садки гіпсу (приблизно 140 г / л). Звідки він міг взятися? Якщо подивитися геологічний розріз цього району, ми побачимо, що вище відкладень ордовика залягають середньодевонські породи, серед яких є пласт гіпсу. Тобто в середньодевонські час тут існував евапорітових басейн, концентровані розсоли якого могли просочуватися крізь дно в ордовикских товщу і обумовлювати кристалізацію тут вторинного гіпсу. Таким чином, ми побачили в гідрогеологічної (або гідрогеохімічній) історії ордовикской товщі вже два етапи: етап морської води і етап евапорітових розсолу. Якщо ж я вам скажу, що зараз в цих відкладень знаходиться майже прісна вода, то, я думаю, стане ясно, яку складну гідрогеохімічну історію може пережити осадова товща.
Не менш складна гідрогеохімічних історія переживалася межсолевимі і подсолевих відкладеннями Прип`ятського прогину. Нормально морські води, про наявність яких тут можна судити по набору фауністичних залишків в породах і по вторинному кальциту в тріщинах, змінювалися розсолами різної мінералізації, про зростання якої свідчить зональність вторинних мінералів в кавернах і тріщинах: периферійна частина пустот заповнена ангідритом (СаSO4), А центральна - Галіт (NaCl).
З метою "вилучення" з порід палеогідрогеохіміческой інформації користуються також даними водних витяжок з порід. Подрібнена порода поміщається на певний час в воду, отриманий розчин аналізується. Треба мати на увазі, що в водну витяжку може потрапити речовина порових розчинів, легкорозчинних мінералів порід і адсорбовані іони. Існують і інші методи палеогідрогеохіміческіх досліджень. Одним з перспективних є вивчення складу рідких і газово-рідких включень у вторинних мінералах. Вважається, що р створ в цих включеннях - релікт розчину, з якого утворився даний мінерал.
