Биокосные системы Земли

Водоносные горизонты

В конце 20-х годов Вернадский приступил к грандиозной работе — составлению монографии по минералогии и геохимии природных вод. Ученый считал воду особым минералом, выделил сотни ее видов. Впервые с единых геохимических позиций были рассмотрены такие различные образования, как льды Арктики, воды черных тропических рек, глубокие подземные рассолы и многие другие воды.

В 1933—1936 гг. были опубликованы три выпуска «Истории природных вод». Вернадский писал, что «История природных вод» на первой части должна прекратиться, так как «годы автора вряд ли дадут ему возможность закончить этот труд». Но и то, что было сделано, оказало огромное влияние на научную мысль, в том числе на развитие науки о подземных водах — гидрогеологии. Постепенно в ней стало оформляться особое направление — гидрогеохимия (геохимия подземных вод).

Зарождение гидрогеохимии А. М. Овчинников датирует 1929 г., когда Вернадский в своем докладе Российскому минералогическому обществу сформулировал задачи нового направления. Термин же «гидрогеохимия» появился лишь через 10 лет, в 1938 г., в трудах коллектива гидрогеологов Центрального института курортологии в Москве. Широкое развитие гидрогеохимических исследований началось в СССР в 50-х годах. Как и другие современные отрасли знания, гидрогеохимия относится к числу «гибридных наук»: она возникла в результате взаимодействия наук, синтеза многих идей и методов. В качестве второго главного ее источника следует назвать советскую гидрогеологическую школу, развитую Ф. П. Саваренским, Г. Н. Каменским, В. А. Приклонским, А. И. Силиным-Бекчуриным и другими выдающимися учеными. Особенно большую роль сыграли представления о зависимости состава подземных вод от их динамики. В исключительно ясной форме эти идеи разработал талантливый гидрогеолог Н. К. Игнатович (1899—1950).

Вертикальная зональность подземных вод. В верхней части земной коры Игнатович выделил три основные зоны по интенсивности водообмена. Самая верхняя — зона интенсивного водообмена, где подземный сток тесно связан с поверхностным, подземные воды дренируются реками, движутся сравнительно быстро, водообмен осуществляется за десятки, сотни, тысячи и сотни тысяч лет. В районах с влажным климатом воды маломинерализованпые (пресные). Мощность этой зоны обычно не превышает 500 м, но в горных районах может быть и более 1000 м. В геологическом смысле это молодые воды, образующиеся за счет инфильтрации атмосферных осадков, часто содержащие растворенный кислород (окислительные). В засушливых районах возможна испарительная концентрация вод в депрессиях рельефа и их концентрация вплоть до рассолов (например, в солончаках).

Глубже расположена зона замедленного водообмена, где водообмен осуществляется приблизительно за 1 млн. лет. Воды здесь более минерализованные, часто нагретые, они длительное время соприкасаются с горными породами и выщелачивают из них растворимые компоненты. Воды не содержат свободного кислорода, характеризуются восстановительными условиями, обогащены сероводородом, метаном, углекислым газом.

Самая глубокая — зона весьма замедленного водообмена, где водообмен осуществляется лишь в масштабе целых геологических периодов, т. е. за миллионы и сотни миллионов лет. Часто это глубинные (местами более 3 км) горячие воды артезианских бассейнов, древние, сильно-минерализованные (вплоть до рассолов) с восстановительной средой.

Дальнейшие исследования показали, что вертикальная зональность подземных вод не столь проста, как казалось вначале, и, например, в некоторых артезианских бассейнах пресные воды залегают под солеными. Много нового в этот вопрос внесли исследования И. К. Зайцева, Ф. А. Макаренко, Е. В. Пиннекера, А. В. Щербакова и других гидрогеологов. Однако основная идея осталась незыблемой, наоборот, она получила еще большее подтверждение — состав подземных вод тесно связан с их динамикой. Именно подвижность определяет химизм вод, а не состав вмещающих пород.

Учение о вертикальной зональности подземных вод связало гидрогеологию с тектоникой, установило огромное влияние на состав вод поднятий и опусканий блоков земной коры, т. е. тектонической истории района. Как подметил А. М. Овчинников, современная наука опровергла казавшееся бесспорным представление античных ученых о том, что вода такова, каковы породы, по которым она протекает. В действительности вода такова, какова геологическая история района, в котором она находится (рис. 17).

Развитие гидрогеохимии в СССР. Становление и развитие гидрогеохимии во многом связано с именем А. М. Овчинникова, которому принадлежит первая монография, систематически излагающая основы этой науки. Овчинников был талантливым исследователем и педагогом — создателем гидрогеохимическй школы Московского геологоразведочного института им. С. Орджоникидзе, в котором он преподавал почти 40 лет (с 1930 г. до конца жизни). Среди многообразных научных интересов ученого важное место занимали вопросы геохимии минеральных вод, образования гидротермальных рудных месторождений, гидрогеохимические методы их поисков, ядерная гидрогеология. Во все эти разделы науки его вклад был значительным.

В последние десятилетия гидрогеохимические исследования в СССР получили большое распространение. Кроме Москвы, Ленинграда, Томска и других научных Центров РСФСР возникли самостоятельные научные школы в Армении, Казахстане, на Украине, в Белоруссии, в Узбекистане и других республиках.

Александр Михайлович ОВЧИННИКОВ (1904—1969)

Внедрение новых методов анализа позволило определить в подземных водах свыше 60 химических элементов, изучить изотопный состав вод, решить на этой основе различные практические задачи, в частности разработать особый гпдрогеохимический метод поисков рудных месторождений.

Водоносные горизонты — биокосные системы. Многие подземные воды относятся к биокосным системам, так как их химизм связан с деятельностью бактерий. Последние широко распространены в грунтовых водах, они обнаружены и в пластовых водах на глубине в несколько тысяч метров.

Первые сведения о бактериях в глубинных нефтяных водах доставил еще в 1901 г. инженер В. Шейко, работавший на нефтяных промыслах Баку. Однако в то время этому факту не придали значения, и только через четверть века, в 1926 г., почти одновременно американский ученый Б. Бастин и советский ученый Т. Л. Гинзбург-Карагичева опубликовали статьи о нахождении сульфатредуцирующих бактерий в пластовых водах нефтяных месторождений.

«Критическая температура» деятельности микроорганизмов близка к 80°, а по некоторым данным даже к 100°. Поэтому нижнюю границу деятельности микроорганизмов обычно проводят по изотерме 100°, которая, по В. А. Покровскому, на Русской платформе расположена на глубине от 2,9 до 5,5 км, в так называемых передовых прогибах (Прикарпатье, Предкавказье и т. д.) — на глубине 1,5—2,9 км. В районах развития кристаллических пород, например на Кольском полуострове, эта граница предположительно находится на глубине 10—15 км. Сравнительно низкие температуры (менее 100°) — только одно из условий, необходимых для деятельности микроорганизмов. Другое не менее важное условие — наличие пищи, преимущественно органических соединений, а также кислорода, необходимого для дыхания, т. е. для окисления соединений.

Почти все подземные воды содержат растворенное органическое вещество. Больше всего его содержится в водах нефтяных и газовых месторождений (сотни миллиграммов в 1 л). Особенно большие исследования в направлении органической гидрогеохимии провели советский гидрогеолог М. Е. Альтовский и его ученик В. М. Швец.

В подземных водах обнаружены органические кислоты, углеводороды, фенолы, спирты и другие соединения. Много подобных веществ растворено и в грунтовых водах тайги и тундры, часто имеющих коричневый цвет. Но даже наиболее бедные «органикой» подземные воды содержат в 1 л доли миллиграмма органического углерода.

Таким образом, пищи для бактерий в большинстве подземных вод достаточно. Следовательно, остается решить последний вопрос: где они могут добыть кислород, чтобы окислить органические вещества и получить энергию, необходимую для жизнедеятельности? В верхних горизонтах подземных вод, содержащих растворенный кислород, развиваются аэробные бактерии. В более глубоких горизонтах подземных вод, а местами и в грунтовых водах, в болотах и солончаках, свободного кислорода нет. Там развиваются анаэробные бактерии, способные отнимать кислород у сульфатов, нитратов, гидроокислов железа, марганца и других окисленных соединений. В результате эти соединения восстанавливаются и в водах появляются H₂, H₂S, NH₃, Fe²⁺, Mn²⁺ и прочие восстановленные формы элементов, а кислород расходуется на окисление органических веществ с образованием углекислого газа. Так, в результате жизнедеятельности микроорганизмов происходит глубокое изменение химического состава подземных вод, они становятся химически высокоактивными и совершают в земной коре большую работу — изменяют горные породы. За время геологической истории бактерии окислили в земной коре огромное количество органических веществ, «съели» целые месторождения нефти, изменили состав многих осадочных пород. Для характеристики геохимической деятельности подземных вод, их работы по преобразованию горных пород используют термины «гидрогенез», «катагенез», «эпигенез».

Рис. 17. Схематический разрез Волго-Камского артезианского бассейна (по Б. Н. Архангельскому, 1958).

1 — зона с минерализацией воды до 1 г/л (интенсивного водообмена); 2 — зона с минерализацией воды до 10 г/л (замедленного водообмена?); 3 — зона с минерализацией воды до 50 г/л (замедленного водообмена ?); зона весьма замедленного водообмена: 4 — с минерализацией воды до 100 г/л; 5 — с минерализацией воды до 270 г/л; 6 — с минерализацией воды более 270 г/л; 7 — стратиграфические границы; 8 — граница гидрохимических зон

Подземная гидросфера расчленяется на биокосные системы различного уровня организации. К более высокому уровню относятся артезианские бассейны, к более низкому — водоносные горизонты.

В районах распространения осадочных горных пород обычно наблюдается чередование пластов, плохо проницаемых для подземных вод (как, например, глин) и хорошо проницаемых, к которым относятся пески, трещиноватые известняки и другие породы. Они часто насыщены водой и представляют собой водоносные горизонты.

Для изверженных и других скальных пород характерно размещение подземных вод в трещинах, зонах разломов; такие воды именуются трещинными, жильными и т. д. В этом случае можно говорить о биокосных системах, аналогичных водоносным горизонтам (однако меньшее содержание органического вещества часто определяет и меньшую геохимическую активность бактерий).

Рис. 18. Былой водоносный горизонт в верхнемеловых красноцветах долины реки Сох (Южная Фергана).

Водоупорные породы: I и V — красный алевролит; II в IV — оглеенный алевролит. Водопроницаемые породы: III — трещиноватый известняк

Автор книги показал, что водоносный горизонт представляет собой биокосную систему, по своей сущности и уровню организации близкую к почве, коре выветривания, илам. В результате выявилась необходимость изучения водоносных горизонтов с геохимических и системных позиций. Важная особенность системного подхода состоит в том, что вода и вмещающие породы рассматриваются как равноправные объекты исследования, как жидкая и твердая фазы единой системы. Отсюда следует вывод, что вода и порода должны изучаться с равной степенью детальности.

К водоносному горизонту относятся не только породы с движущейся гравитационной водой, но и прилегающие части водоупоров, в которых развиваются явления диффузии и изменения пород. Таким образом, и водоносные горизонты, аналогично почве, илу и коре выветривания, дифференцированы на подгоризонты по вертикали, т. е. они имеют свой профиль.

Следует различать также былые водоносные горизонты в которых подземные воды отсутствуют, но существовали в прошлом и оставили следы в виде ожелезнения, оглеения, карбонатизации, огипсования и т. д. (рис. 18). Изучая подобные горизонты, можно восстановить химический состав и другие особенности былых подземных вод, т. е. решать задачи палеогидрогеологии и палеогидрогеохимии. Но, пожалуй, еще важнее практическая сторона вопроса — к современным и былым водоносным горизонтам приурочены рудные тела месторождений полезных ископаемых, которые образовались на участках резкого изменения состава вод — так называемых геохимических барьерах. Таковы, например, «медистые песчаники», давно известные в науке о рудных месторождениях.

Среди водоносных горизонтов выделяются те же ряды и классы, что и среди почв, илов, кор выветривания. И для водоносных горизонтов основные различия связаны с окислительно-восстановительными условиями, что позволяет выделить три основных ряда водоносных горизонтов — с окислительной средой (кислородные), глеевые и сероводородные.

В этом вопросе подход автора отличается от многих классификаций, принятых в гидрогеологии и гидрохимии, где в основу выделения типов и классов вод кладется степень минерализации и ионный состав вод (ультрапресные, пресные, солоноватые и т. д.). Развивая идеи В. И. Вернадского и А. М. Овчинникова, автор полагает, что газовый состав вод, определяющий окислительно-восстановительные условия, имеет большее таксономическое значение, чем их ионный состав.

В водоносном горизонте могут наблюдаться различные условия, например в примыкающих частях водоупоров, где происходит застаивание капиллярной воды, физикохимическая обстановка часто более восстановительна, чем в средней части горизонта, сложенной водопроницаемыми породами. Согласно принципу централизации, классифицируя водоносные горизонты, следует учитывать особенности той его части, где наиболее энергично работают микроорганизмы, определяющие геохимическое своеобразие данной биокосной системы в целом.

Водоносные горизонты с окислительной средой (кислородные) первого ряда. Они обычно имеют рыжий или желтый цвет от пленок гидроокислов железа, покрывающих частицы пород. Поэтому водоносные горизонты первого ряда легко диагностировать по цвету пород. Это относится как к современным, так и к былым водоносным горизонтам. Кислородный состав вод определяет присутствие аэробных бактерий, энергично окисляющих органические вещества.

Ранее полагали, что свободный кислород в основном характерен для грунтовых вод, в то время как в подземных водах господствует восстановительная бескислородная среда. Гидрогеохимик А. И. Германов в начале 50-х годов показал, что в складчатых областях в районах развития горного рельефа кислород по трещинам проникает на многие сотни метров. Еще более интересные факты обнаружили Я. Б. Смирнов и известный исследователь подземных вод Средней Азии Б. А. Бедер. Оказалось, что в Приташкентском артезианском бассейне кислородные подземные воды проникают на глубину до 2 км. Все эти данные были обобщены на Газогидрогеохимической карте СССР, составленной под редакцией А. В. Щербакова и изданной в 1975 г. (на ней впервые показаны границы распространения свободного кислорода в подземных водах).

С другой стороны, на заболоченных равнинах Севера, например, в тундре и северной тайге, кислород отсутствует и в грунтовых водах.

В последние десятилетия было доказано, что кислородные воды на приподнятых крыльях артезианских бассейнов местами глубоко проникают в толщи восстановленных (сероцветных) пород, формируя зоны пластового окисления (ЗПО) рыжего цвета (рис. 19).

Большое влияние на кислородные грунтовые воды оказывает климат, и воды полярных стран отличаются от вод тропиков. Поэтому и среди грунтовых вод, вероятно, следует выделять типы, аналогичные типам почв и илов. Однако вопрос этот недостаточно ясен, и ниже сразу будут рассмотрены геохимические классы водоносных горизонтов. Что же касается пластовых водоносных горизонтов, то, хотя здесь влияние климата, по некоторым данным, сказывается до глубины в несколько тысяч метров, все же оно не столь велико. Поэтому для глубоких вод кислородный ряд можно подразделить на классы по щелочно-кислотным и прочим условиям. Это сернокислые, кислые, слабокислые частично нейтральные, нейтральные и слабощелочные (пресные), соленосные и содовые водоносные горизонты. Для каждого класса характерны определенные парагенные и запрещенные ассоциации элементов, а также изменения в горных породах.

Рис. 19. Схема формирования зональности водоносных горизонтов.

1 — пути инфильтрации кислородных вод; 2 — граница между зонами с окислительными условиями (О) и восстановительными условиями (В); 3 — песчаные водоносные горизонты; 4 — водоупорные глины; 5 — области питания артезианских вод, сложенные скальными трещиноватыми породами

Глеевые водоносные горизонты второго ряда. Глеевые грунтовые воды широко распространены на равнинах с влажным климатом (тундра, тайга, влажные тропики) и гораздо меньше — в аридных районах. В глубоких пластовых и трещинных водах глеевая среда встречается очень часто. Особенно удачным объектом для изучения пластового оглеения оказались породы красноцветной формации, с которыми читатель уже познакомился на страницах книги.

В красноцветах глеевые подземные воды изменили красную окраску пород на зеленую, сизую, серую, в связи с чем былую деятельность подземных вод легко диагностировать непосредственно в поле — у обнажения, рассматривая керн буровой скважины.

Впервые с этими явлениями я познакомился в 1938 г. в хребте Кунгей-Алатау в Северной Киргизии. Многое тогда казалось загадочным, и в частности происхождение зеленых полос среди красных глин и песчаников. Позднее в пустынных районах Гоби (Монгольская Народная Республика) и особенно в Средней Азии на пути маршрутов постоянно встречались красные горы и обрывы, чередование красных и зеленых полос в разрезе. Мысль невольно возвращалась к загадке их происхождения.

Однажды при наблюдении красноцветов у меня возникло предположение, что зеленые полосы на красном фоне — это следы процессов оглеения, которое могло быть вызвано подземными водами. Сопоставляя наблюдения (пригодились и воспоминания о монгольских обнажениях Гоби), я убедился в исключительно широком развитии оглеения в красноцветной формации, в большом геохимическом значении данного процесса.

В красноцветах, мощность которых достигает сотен и даже тысяч метров, многократно переслаиваются песчаники и алевролиты, реже среди них встречаются прослои галечников, гравелитов, глин и известняков. Напомним, что в красный цвет эти породы окрашены окислами и гидроокислами железа, облекающими в виде тонкой пленки пылеватые, песчаные и глинистые частицы.

Полосы и зоны пятнистой красно-зеленой или однородной синевато-зеленой, светло-серой или белесой окраски обычно представляют собой песчаники, гравелиты, конгломераты. Мощность таких полос колеблется от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров. Края их неровные: как правило, такие горизонты через пятнистую сизо-красную зону переходят в преобладающие красные породы.

Ранее некоторые ученые полагали, что при осадкообразовании в условиях восстановительной среды откладывались зеленоватые (серые, сизые) пески, а в условиях окислительной — красные алевролиты. Нетрудно убедиться, что при осадкообразовании возникли бы обратные соотношения — пески, откладывающиеся из быстротекущих и, следовательно, богатых кислородом вод, имели бы красно-бурую окраску, а алевролиты и глины, осаждающиеся в более застойных условиях, — зеленоватую, сизую и т. д. Однако это противоречие не привлекало должного внимания.

Изучая сизые, зеленоватые и белесые горизонты и слои красноцветов, я пришел к выводу, что они представляют собой былые водоносные горизонты, окраска которых изначально была красной. Подземные воды, естественно, двигались по более проницаемым горизонтам — пескам и гравелитам, а также по трещиноватым известнякам. Если воды залегали глубоко, то они могли не содержать свободного кислорода и восстанавливать соединения железа, т. е. переводить Fe³⁺ в Fe²⁺. В результате соединения Fe³⁺ восстанавливались и переходили в раствор, мигрируя вместе с подземными водами. Частицы пород, лишаясь «железистой рубашки», приобретали светло-серую, белую, сизую или зеленоватую окраску. Иногда железо только переходило из одной формы в другую, не мигрируя. При этом красная окраска заменялась зеленой.

Глины и алевролиты, примыкающие к водоносному горизонту вследствие капиллярного впитывания, также содержали воду, и в них развивались восстановительные процессы. В результате и эти слои приобретали сизозеленую или пятнистую окраску, которая распространялась на десятки сантиметров от контакта глины с песками.

Геохимическая деятельность подземных вод местами была столь интенсивной, а число водоносных горизонтов столь велико, что породы красноцветной формации чрезвычайно сильно изменились: почти все «пленочное» железо было перераспределено. Лишь средние части алевролитовых и глинистых горизонтов сохранили свою первоначальную окраску, местами она проявлена только в форме пятен. Породы в таких районах приобрели пеструю окраску, создающую впечатление хаоса красных, белых, охристо-ржавых полос и пятен. И только внимательное рассмотрение позволяет установить строгую закономерность в распределении окраски: чередование в разрезе былых водоносных и водоупорных горизонтов. Подобные породы нередко именуются пестроцветными. Следовательно, некоторые пестроцветы образовались из красноцветов в результате их переработки подземными водами (рис. 20).

Оглеение пермских красноцветов установлено автором и Е. Н. Борисенко во многих районах Приуралья и Заволжья: в Татарской, Удмуртской и Башкирской АССР, Пермской и Оренбургской областях. Широко распространены эти явления в меловых и палеогеновых красноцветах Средней Азии. Это преимущественно карбонатное, но местами также содовое оглеение. Возможны и другие классы. Е. Н. Борисенко доказала, что при карбонатном оглеении красноцветов мигрируют медь, свинец и другие рудные элементы.

Оглеение под воздействием подземных вод было широко распространено в прошлые геологические эпохи, многочисленные его следы обнаружены и в других формациях — меловых песках Подмосковья (Клинско-Дмитровская гряда и др.), Средне-Русской возвышенности (район Курской магнитной аномалии), Окско-Донской низменности и т. д. Сильно оглеены плиоценовые и миоценовые пески Молдавии, олигоценовые пески Приташкентского района, породы юрской угленосной формации Средней Азии и Забайкалья.

Рис. 20. Оглеенные красноцветы.

I — красноцветные алевролиты; II — оглеенные алевролиты (зеленые, изначально красные); III — оглеенные песчаники (серые, зеленые, изначально красные)

Глеевые водоносные горизонты характерны также для участков нефтяных и газовых залежей (в водах много органических веществ — пищи для микробов, работающих энергично). Особо благоприятные условия для деятельности микробов создаются на водонефтяных контактах, где микроорганизмы, окисляя органическое вещество нефти, продуцируют CO₂, органические кислоты[9]. В результате на контакте pH вод понижается и карбонаты водовмещающих пород растворяются по известной схеме (кислый глеевый класс):

Гидрокарбонатные растворы, содержащие повышенное количество Са²⁺, Mg²⁺, Fe²⁺, Mn²⁺, мигрируют в сторону от водонефтяного контакта, где в водоносных горизонтах микробиологическая деятельность развивается слабее и pH выше. В результате происходит осаждение вторичных эпигенетических карбонатов, цементирующих пласт. Эти явления были описаны на нефтяных месторождениях Среднего Поволжья, Кубани, Средней Азии.

Новые интересные данные доставило изучение нефтегазоносных бассейнов Сибири. Б. А. Лебедев, А. А. Розин, З. Я. Сердюк и др. установили широкое распространение в Западной Сибири эпигенетической каолинизации и карбонатизации. Так, в Межовском районе в юрских отложениях на глубине 2500 м полевые шпаты, слюды, хлориты превращены в каолинит. Здесь же развиваются и вторичные карбонаты. Эпигенетические изменения носят «игольчатый» характер, часто они приурочены к зонам разломов. Аналогичные явления установлены в районе Шаима, Сургута, Чебачья, Мельджино. Изменения происходили в восстановительных условиях, так как среди вторичных карбонатов присутствует не только кальцит, но и сидерит, анкерит. Следовательно, железо мигрировало и среда была глеевой. Каолинизация возможна только в кислой среде, а осаждение карбонатов — в нейтральной и щелочной. Это однозначно решает вопрос о последовательности процессов — сперва кислая глеевая каолинизация, потом окарбоначивание каолинизированных горизонтов.

Р. В. Королева и Б. А. Лебедев описали подобную кислотно-щелочную зональность в триасовых песчаниках Лено-Вилюйской нефтеносной области. Так, на Средне-Вилюйском газовом месторождении в водоносных горизонтах на глубине 2,5—3,5 км в песчаниках наблюдается следующая эпигенетическая зональность:

Как и в Западной Сибири, вторичные минералы представлены кальцитом, анкеритом и сидеритом, что указывает на глеевый характер вод. Эпигенетическая каолинизация в нефтеносных породах известна также в Предкавказье, Мангышлаке, Волго-Уральской области, Прибалханском районе, во многих районах США, Северной Африки. С этим процессом связано формирование коллекторов для нефти и газа, так как при каолинизации пористость песчаников увеличивается. В карбонатных породах коллекторы образуются за счет растворения CaCO₃ под влиянием углекислых вод. Вторичные карбонаты откладываются по периферии коллекторов, т. е. и здесь имеет место щелочно-кислотная зональность.

Хотя причины кислотно-щелочной глеевой зональности в осадочных породах трактуются по-разному, в геохимическом аспекте главным виновником является один элемент — углерод, точнее, углекислый газ.

Одним из универсальных источников углекислого газа служит окисление микробами органических веществ битумного (нефтяного) или угольного ряда. Эти процессы протекают везде, где имеются вода и органическое вещество и температура не слишком высока. Естественно, что наиболее энергично они развиваются в местах скопления органического вещества, например на водонефтяных контактах.

Вторым источником углекислого газа служит разложение карбонатов. Термическая диссоциация CaCO₃ требует многих сотен градусов и может развиваться лишь в зонах магматизма и метаморфизма. Такой метаморфогенный и магматогенный углекислый газ мог играть роль в рассматриваемых процессах, однако доказать его участие довольно трудно.

В процессах кислого глеевого выщелачивания и каолинизации, вероятно, определенную роль играют органические кислоты, весьма характерные для вод, связанных с нефтяными месторождениями.

Водоносные горизонты сероводородного (сульфидного), третьего ряда. Одним из источников сероводорода служит десульфуризация. Именно поэтому «нефтяные воды» часто являются бессульфатными. Однако биохимическое образование сероводорода за счет восстановления сульфатов характерно для более высоких горизонтов нефтяных и газовых месторождений. Вместе с тем содержание сероводорода в нефтяных газах во многих районах возрастает с глубиной, что указывает на другой источник его. Такой глубинный сероводород был обнаружен в больших количествах на многих газовых месторождениях. Он предъявляет большой интерес как серное сырье: в СССР — в Оренбургской области, в США (в Техасе некоторые газы содержат до 80—97% сероводорода), Канаде, Франции, ФРГ. Сероводород поступает с больших глубин, где господствует высокая температура и невозможна десульфуризация. Л. А. Анисимов предполагает, что этот газ образовался в результате термокаталитического разложения сернистых нефтей и других сероорганических соединений.

Рис. 21. Изменения красноцветных пород под влиянием нефтяной залежи в Куйбышевском Заволжье (по Л. Н. Задову и С. Я. Вайнбауму, 1952).

1 — красноцветные отложения; 2 — сероцветные измененные породы; 3 — нефтяная залежь

Сероводородные (сульфидные) водоносные горизонты формируются также и вне нефтегазоносных провинций — везде, где в подземных водах много сульфатов, есть органическое вещество и нет свободного кислорода. Нередко такие воды имеют важное бальнеологическое значение, к районам их распространения приурочены курорты типа Мацесты, Пятигорска и др.

Былые водоносные горизонты третьего ряда легко диагностируются по окраске — часто они имеют серый или черный цвет за счет тонкорассеянного пирита (рис. 21). К таким горизонтам приурочены рудные тела сульфидных месторождений, особенно медных (некоторые «медистые песчаники»). Преобладает здесь нейтральный карбонатный сульфидный класс, хотя известны и соленосно-сульфидные и содовые сероводородные водоносные горизонты.

Геохимические классы грунтовых вод СССР. Еще в начале XX в. П. В. Отоцкий показал, что грунтовые воды подчиняются зональности. Эти представления в конце 20-х годов подробно развил В. С. Ильин. Ныне горизонтальная зональность грунтовых вод изучена очень хорошо (О. К. Ланге, Г. Н. Каменский, И. В. Гарманов и др.). Среди грунтовых год СССР известны все 15 классов; наиболее распространенные из них показаны на рис. 22.