CC BY
78
О.Е. Лепокурова
ГЕОХИМИЯ УНИКАЛЬНЫХ ПРЕСНЫХ ЩЕЛОЧНЫХ ВОД ЧУЛЫМСКОГО БАССЕЙНА
Работа выполнена при финансовой поддержке гранта №11-05-98016-р_сибирь_а и ФЦП «Исследования и разработки по приоритетным направлениям развития научно-технологического комплекса России
на 2007-2013годы» (ГК 11.519.11.6044от 20.06.2012).
С использованием данных по ионно-солевому, газовому, изотопному составу подземных вод, составу водовмещающих отложений, а также по результатам исследования равновесий в системе вода - порода рассмотрены условия формирования состава пресной щелочной воды «Омега», а также аналогичных вод Чулымского бассейна.
Ключевые слова: геохимия подземных вод; система вода - порода; щелочная минеральная вода «Омега».
Введение. На юго-восточной окраине ЗападноСибирского артезианского бассейна в отложениях мела и юры на глубинах от 100-500 до 800-1 500 м развиты пресные подземные воды содового состава. Уникальность этих вод заключается в резко щелочной реакции среды (рН от 8 до 10) при низкой минерализации вод (до 1 г/л). Между тем известна общая закономерность для подземных вод различных регионов [1]: чем выше соленость, тем выше рН. Отклонения возможны и связаны с локальными факторами (наличие или отсутствие углекислого газа, щелочных магматических пород и др.). Например, слабоминерализованные щелочные радоновые воды в пределах Горного Алтая, Новосибирского Приобья и Колывань-Томской складчатой зоны [2], т.е. горно-складчатых систем. Выявление локальных факторов, предопределяющих формирование подобных вод в пределах Западно-Сибирского артезианского бассейна, представляет научный и практический интерес.
Объект и методы исследования. В геологоструктурном отношении территория исследований находится в зоне прогиба фундамента (Чулымский прогиб) Западно-Сибирской плиты на сочленении с
Алтае-Саянской складчатой системой и Енисейским кряжем. В гидрогеологическом отношении [2] участок приурочен к Чулымо-Енисейскому гидрогеологическому району второго порядка (рис. 1). В строении Западно-Сибирского бассейна обособляются два гидрогеологических этажа, разделенных мощным мел-палеогеновым водоупором (мощность более 1 км). Верхний гидрогеологический этаж включает в себя палеоген-четвертичные и, частично, верхнемеловые водоносные отложения (рис. 2). Заключенные в нем подземные воды находятся в условиях активного, в нижней части - замедленного водообмена. Нижний гидрогеологический этаж объединяет водоносные комплексы палеозойских, юрских и нижнемеловых отложений. Воды находятся в обстановке замедленного и весьма замедленного режима. Питание вод происходит, по всей видимости, с Алтае-Саянского горного обрамления, где распространены пресные трещинножильные воды в гранитах и метаморфических породах. За счет подтока пресных вод и отсутствия выраженных водоупоров в зоне Чулымского прогиба (рис. 2) граница зоны активного водообмена опускается на большую глубину.
Рис. 1. Схема расположения объекта исследования: 1 - граница и область распространения Западно-Сибирского артезианского бассейна; 2 - область распространения Чулымо-Енисейского гидрогеологического района; 3 - границы административных областей; 4 - населенные пункты;
- скважины и их номер; 6 - направление движения подземных вод; 7 - линия гидрогеохимического разреза
Рис. 2. Схематический гидрохимический профиль. Составлен на основе [3]:
1 - площади распространения пресных вод (до 1 г/л) НСО3-№ состава с N2;
2 - глинистые практически неводоносные породы; 3 - стратиграфические границы; 4 - изотермы; 5 - интервалы опробования (в кружке - минерализация воды, г/л);
6 - линия тектонических разломов в фундаменте; 7 - направление движения трещинно-жильных вод Енисейского кряжа; 8 - породы фундамента
Изучаемые воды вскрыты в пределах Тегульдетско-го месторождения питьевой лечебно-столовой воды «Омега» [4] на глубине 1 266-1 271 м. Чулымская скважина (№9 1) находится в 1,5 км от с. Тегульдет и в 200 км от г. Томска. Продуктивный водоносный горизонт приурочен к илекской свите нижнего гидрогеоло-
гического этажа, представленной осадочными обломочными породами (песчаники и алевролиты) нижнемелового возраста (K1iI). Аналогичные по составу воды вскрываются в пределах верхних отложений нижнего гидрогеологического этажа до глубин 8001 500 м (табл. 1).
Т а б л и ц а 1
Ионно-солевой состав пресных подземных вод меловых и юрских отложений Чулымо--Енисейского района
№ Скважина Глубина, м Возраст Источник Формула ионно-солевого состава pH
1 Чулымская 1266-1277 Кй [4] M 0„ HCO, 69,5 CO, 26,7 SO4 2,3 Cl 1,3 M 0,3 "Na 98,5 Ca 0,8 Mg 0,5 9,3
2 Белоярская (Томская область) 1997-2005 К1И M 17 Cl 87,8 HCO, 12 M 1,7 Na 98,8 Ca 0,5 Mg 0,5 8,3
3 Максимкинярская 2404-2476 J1-2 , . _ . С1 98 HCO, 2 M 5 4 3— M 5,4 Na 84 Ca 11 Mg 3 7,5
4 Касская 640-710 К М 0„ HCO, 61 CO, 24 С1 15 М 0,2 Na 67 Mg 18 Ca 15 9,9
1030-1040 К [2] M HCO3 65 С1 22 CO3 12,5 M 0,6 Na 92,4 Mg 3,5 Ca 3,5 9,5
5 Белогорская 1139-1146 J M HCO3+CO3 87 С1 6,5 SO4 6,5 M 0,8 Na 81 Ca 18,9 -
1840-1853 J M HCO3+CO3 84 SO4 10 С1 6 M 0,7 Na 86 Ca 8 Mg 4 -
6 Мариинская 816-829 J M HCO3+CO3 88,5 С1 11,5 M 2,0 Na 98,7 Ca 1 -
7 Ачинская 500-800 J М 0„ HCO3 85,8 SO4 7,2 CO3 4,3 C1 2,2 М 0,3 "Na 92,5 Ca 5,5 Mg 1 8,1
8, 9 Сухобузимская 500-800 J М 06 HCO3 93 CO3 4,8 C1 1,2 SO40,6 М 0,6 Na 97,9 Ca 1,1 Mg 0,6 8,5
10 Белоярская (Красноярский край) 398 J [5, 6] М HCO3 81 CO3 14 C1 4 SO4 1 М 0,3 Na 93,9 Ca 6 Mg 1 8,6
11 Скв. в с. Ингинка 382 J М 0„ HCO3 88 SO4 6 C1 4 CO3 3 М 0,3 Na 86 Ca 12 K 1 8,3
12 Секретарская 632 J М 0„ HCO3 89 CO3 10 C1 1 М 0,3 Na 89 Ca 7 K 1 8,2
Состав водовмещающих отложений взят из отчетов [7, 8]. Состав подземных вод получен при проведении полевых работ сотрудниками ТФ ИНГГ СО РАН и НИ ТПУ в 2009-2011 гг., а также по данным Томского
НИИ курортологии и физиотерапии (1994-2006 гг.). В каждой точке гидрогеохимического опробования in situ определялись параметры быстроизменяющихся компонентов, таких как Eh, pH, температура, HCO3-,
С02, С032- и др. Стационарно воды исследовались в Проблемной научно-исследовательской гидрогеохимической лаборатории Томского политехнического университета, зарегистрированной в Системе аналитических лабораторий Госстандарта России.
При расчетах равновесий, ввиду вычислительной трудоемкости, использован программный комплекс (ПК)Ну^оСво, разработанный М.Б. Букаты [18] и сертифицированный в Росатомнадзоре. Данный ПК базируется на методе констант равновесий. В систему вводятся результаты химического анализа воды, включая концентрации органических веществ, а также температура, плотность, рН и ЕЬ раствора. В результате трудоемких гидрогеохимических расчетов получают активности химических соединений (то, что реально есть в растворе), при сравнении которых со стандартными значениями (больше или меньше) можно сделать вывод о насыщенности или ненасыщенности раствора относительно какого-либо минерала.
Результаты исследований и их обсуждение. Водовмещающие отложения илекской свиты состоят из темно-серых и зеленоватых песков, песчаников и алевролитов, в основном кварцево-полевошпатовых, часто из-вестковистых, с прослоями мергелей и известняков, реже конгломератов.
В составе песков и супесей до 50% кварца и до 40% суммы К-полевых шпатов и кислых и основных плагио-
клазов. Песчаники ожелезненные (присутствуют окислы железа 2% и сидерит 2,8%), карбонатность варьирует от 4 до 29%. Из акцессорных минералов широко распространены минералы группы эпидота (до 70% от содержания тяжелой фракции), зеленая роговая обманка (до 45%) и ильменит с магнетитом (до 25%). Из глин представлена гидрослюда с примесью монтмориллонита. Присутствует хлорит до 2%.
Нами детально изучен химический, газовый и изотопный состав минеральной воды «Омега». По полученным данным вода является теплой (на устье температура равна 21-23°С), слабоминерализованной, с общей минерализацией 0,2-0,4 г/л, щелочной (рН 9,110,3) и с ЕЬ 86 мВ. По химическому составу вода относится к гидрокарбонатному натриевому (содовому) типу. Из специфических компонентов в воде содержатся метакремневая кислота в количестве 27-35 мг/л. Как подмечено в [1], при высоких значениях рН (>7) содержание кремния в водах всегда высокое. Водорастворимые органические вещества присутствуют до 10 мг/л по Сорг, что не характерно для вод такой глубины. В целом, в разные годы и по отдельным сезонам года изменения состава незначительные (табл. 2).
В газовом составе преобладает азот (76-77%), затем кислород (18-19%), в небольших количествах присутствует метан (0,5%). До 1994 г. в воде отмечалось присутствие сероводорода, но в дальнейшем он не обнаруживался.
Т а б л и ц а 2
Химический состав воды «Омега» с 1994 по 2010 г., скважина Чулымская (№ 1)
Дата отбора pH I* нсо3- со32- 3042- С1- Са2+ Мд2+ К+ Рбобщ Н23103 Н3Б03 Сорг
мг/л мг О/л
26.12.1994 9,5 364 177 45 - 7,1 2,0 - 85,0 0,2 0,11 34,6 - -
28.04.1995 9,5 358 159 60 4,4 7,1 2,0 - 87,0 0,2 0,11 34,3 1,5 6,5
29.09.1995 9,6 372 134 33 20,4 7,1 2,0 - 94,5 0,4 0,11 26,8 1,5 5,8
21.11.1995 9,8 385 177 8 14,8 10,6 3,0 - 95,4 0,3 0,11 34,3 1,5 9,8
23.02.2000 9,1 371 220 54 6,0 4,9 2,0 2,0 85,4 0,2 0,18 - - -
24.02.2000 10,3 280 110 66 2,0 4,9 4,0 2,0 89,0 0,2 0,66 - - -
28.06.2000 9,8 261 91 67 2,5 4,2 2,0 1,0 92,0 0,3 0,05 - - 4,1
23.08.2000 9,5 268 104 60 8,8 4,2 2,0 2,0 87,8 0,1 0,10 - - -
7.10.2000 9,0 404 232 8 13,2 17,7 5,0 0,2 99,3 0,1 0,27 34,0 3,1 -
28.09.2006 9,6 309 171 32 9,6 1,5 0,4 0,1 94,0 0,1 0,05 20,9 0,02 -
11.08.2010 9,3 316 159 119 8,3 1,8 1,2 0,5 85,0 0,3 0,05 28,7 - 5,6
Низкая минерализация вод на глубине более 1 км может быть вызвана различными причинами: влиянием инфильтрационных вод, поступлением дегидратацион-ных, ювенильных вод или развитием конденсационных вод. Многие авторы указывают в качестве причины влияние на воды терригенно-осадочных отложений данного участка длительного опреснительного бескислородного гидролитического воздействия метеоин-фильтрационных вод [9-11]. По зоне глубинных разломов осуществляется концентрированный сток метеорных пресных трещинно-жильных вод Алтае-Саянского горного обрамления в сторону артезианского бассейна (см. рис. 2). Для подтверждения этой гипотезы рассмотрим результаты изотопного анализа воды.
Полученные данные по значениям ЪБ и Ъ180 (табл. 3) указывают на то, что вода по своему генезису, как и другие пресные [12] и содовые воды региона [13, 14], является инфильтрационной, т.е. формируется за счет местных атмосферных осадков. Этот вывод подтверждается расположением фигуративных точек в непосредственной близости от локальной прямой соот-
ношений д180 и дБ метеорных вод региона (рис. 3), по данным В.А. Полякова с соавт. [15]. Воды, залегающие ниже, в юрских и доюрских образованиях, уже имеют смешанный генезис - до 50% седиментогенных (морских) вод [16].
Значения коэффициента Нв/Аг = 0,007, приведенного еще З.Н. Поярковой и др. (1956), указывают на интенсивный водообмен в отложениях илекской свиты и возраст подземных вод - менее 1 млн лет. Данный метод применяется только для вод, время нахождения которых в недрах Земли более 1 млн лет.
Исследовался также изотопный состав углерода растворенного иона НСО3- (Ъ13СНСО3 ). Полученный Ъ13СНСО3- (см. табл. 3) имеет резко облегченное значение (-30,3%о), что объясняется биогенным генезисом СО2 в составе НСО3-, формирующимся за счет окисления органического вещества почв, углей, рассеянного в горных породах.
Для того чтобы разобраться в механизмах формирования данных вод, необходимо знать состояние их равновесия с вмещающими горными породами.
Рис. 3. Распределение изотопов водорода и кислорода в подземных водах:
1 - минеральная вода «Омега»; 2 - пресные воды Алтае-Саянской складчатой области;
3 - содовые воды Кузбасса [12]; 4 - локальная прямая метеорных вод региона [15];
5 - ореол подземных вод юрских и доюрских образований юго-восточных районов Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна [16]; 6 - ореол подземных вод преимущественно морского происхождения в закрытых бассейнах [17]
Т а б л и ц а 3
Изотопный состав водорода, кислорода и углерода подземных вод юго-восточной части Западной Сибири
Объект Кол-во анализов Ъ13С, % (РББ) ЪБ, % рМ0Ш) Ъ180, % ^М0Ш)
Вода «Омега» 1 -30,3 -130,8 -16,8
Содовые воды Кузбасса [13, 14] 11 -13.2-(-8.0) -10.8 -132-(-124) -129 -18.0-(-17.1) -17.6
Воды юрских и доюрских образований [15] 47 -1,7...-23,1 -9,3 -61.-132 -95 -1,6...-15,5 -7,9
Пресные воды Алтае-Саянской складчатой области [12] 6 -18.-25,7 -20,2 -135,7.-111,4 -121,7 -17,4.-14,9 -15,9
Примечание. В числителе - средние величины, в знаменателе - интервал распределения изотопов.
На рис. 4 и 5 представлены термодинамические расчеты состояния равновесия вод с основными породообразующими минералами: различными карбонатами и алюмосиликатами. Взаимодействие данных типов пород с водными растворами носит различный характер: карбонаты растворяются в воде конгруэнтно (все компоненты переводятся в раствор, реакция обратима), алюмосиликаты - инконгруэнтно (растворяется только часть компонентов, реакция необратима). Поэтому графики на рис. 4 и 5 выглядят по-разному. В случае с карбонатами - это линия (линия насыщения), в случае с алюмосиликатами - поля устойчивости. Например, на рис. 4, а линия насыщения кальцитом проводится исходя из реакции
СаС03 = Са2+ + СО32-, (1)
константа которой при температуре 25°С равна 10-8,34 [19].
Точки, расположенные выше линии, указывают на насыщенность вод относительно данного минерала. Поля устойчивости алюмосиликатных минералов имеют более сложную соподчиненность и контролируются сразу несколькими реакциями. Если точки попадают в область устойчивости определенного минерала, то воды насыщены относительно этого минерала.
Исследуемые воды Чулымского бассейна равновесны (насыщенны) или пересыщены относительно кальцита, доломита, сидерита и частично родохрозита (рис. 4), также гидрослюды, монтмориллонита, альбита, хлорита (рис. 5). Следовательно, в данных условиях эти минералы образуются, и это геологически подтверждается
(см. выше состав вмещающих пород). Неравновесны воды со всеми первичными алюмосиликатами водовмещающих пород: полевыми шпатами (кроме альбита), мусковитом, биотитом, пироксенами, роговыми обманками, эпидотом и многими другими, поля устойчивости которых расположены значительно выше и не представлены на графиках. Эти минералы вода растворяет.
Как показал С. Л. Шварцев [1, 20], равновесие воды с горными породами носит двоякий характер: система вода - порода неравновесна относительно первичных алюмосиликатов, но в определенных геохимических условиях равновесна относительно вторичных.
Вода непрерывно разрушает вмещающие коренные породы с образованием продуктов выветривания, равновесных с ней. Состав подземных вод определяется разностью между растворяемыми горными породами и образующимися вторичными минералами.
Таким образом, пресная инфильтрационная вода, поступающая за счет стока трещинно-жильных вод Алтае-Саянского горного обрамления, попадает в Чулымский бассейн на большую глубину и начинает интенсивно растворять вмещающие отложения, с которыми она неравновесна. Прежде всего, она растворяет калиевые полевые шпаты (микроклин) и анортит, до 40% представленные в отложениях илекской свиты с образованием гидрослюды и Са-монтмориллонита по реакциям 2,38КА1Б1308 + Н2О = К0.38А12.38$13.62010(0Н)2 +
+ 2К+ + 20Н- + 3,52Н4БЮ4; (2)
2СаА12Б1208 + 6Н20 = А14Б14010(0Н)8 +
+ 2Са2+ + 40Н-. (3)
2ІКІСО,'
Рис. 4. Равновесие подземных вод с кальцитом (а), сидеритом (б), доломитом (в) и родохрозитом (г) при температуре 25°С (средняя для данных вод): 1 - минеральная вода «Омега»;
2 - другие подземные воды Чулымского бассейна аналогичного состава
Рис. 5. Равновесие кальциевых (а), магниевых (б), натриевых (в), калиевых (г), кальциево-натриевых (д) и железосодержащих (е) алюмосиликатных минералов при температуре 25°С с нанесением данных по составу подземных вод. Условные обозначения см. на рис. 4
Аналогично вода растворяет магниевые и лишь частично - натриевые полевые шпаты. С альбитом вода в основном равновесна (рис. 5) из-за высокого значения рН, следовательно, его она не растворяет. Благодаря этому факту и наличию активного водообмена минерализация воды остается достаточно низкой.
Следовательно, источником химических элементов в водах являются алюмосиликатные минералы. Карбонатные минералы представлены здесь как вторичные.
При растворении алюмосиликатов в воду переходят подвижные катионы К, Са, М§, Ыа, кремнезем и ОН. При гидролизе, как известно, молекула воды также подвергается химическому разложению. Ионы Н+ связываются с
глинами, как видно из реакций (2, 3), а ионы ОН- подщелачивают раствор. При наличии углекислоты щелочь нейтрализуется, как это характерно для неглубоких вод: ОН + СО2 = НСО3-. (4)
В нашем случае СО2 отсутствует и раствор постоянно подщелачивается. Соответственно рН раствора растет. В воде в значительных количествах присутствует С032- и, несмотря на относительно низкие содержания Са2+, Mg2+ и Ре2+, достигаются равновесия с карбонатами. Сначала достигается равновесие с кальцитом, поскольку он наименее растворим:
Са2+ + СО32- = СаСО3. (5)
Равновесие с карбонатом кальция наступает, когда произведение активностей
[Са2+ИС032-] > 8,34 (при 25°С). (6)
Даже если кальция мало, а карбоната много, будет удовлетворяться неравенство, высаживаться кальцит.
С. Л. Шварцевым [1, 20] сделан вывод, что карбона-тообразование и содообразование - два тесно связанные и взаимообусловленные явления единого процесса выветривания горных пород в условиях насыщения водного раствора кальцитом [12]. Карбонаты забирают из воды Са, Mg, Ре. Также часть Mg, К и Б1 связывается образующимися глинистыми минералами. Поэтому рост этих элементов в растворе затруднен. Из всех элементов в растворе продолжает концентрироваться Ыа, хотя и не в больших количествах, поскольку, как говорилось выше, натриевые полевые шпаты растворялись меньше. Все вышесказанное приводит к формированию щелочных пресных гидрокарбонатных натриевых вод, которые принято называть содовыми.
Выводы. В Чулымском бассейне на границе Западно-Сибирского бассейна и Енисейской гидрогеологической складчатой области в отложениях мела и юры на глубинах до 500-1 500 м сложились благоприятные гидрогеологические условия для формирования пресных подземных вод: наличие стока пресных трещинножильных вод Алтае-Саянского горного обрамления по зоне глубинных разломов в сторону бассейна, большие мощности песчаников с высокими значениями пористости, отсутствии выраженных водоупоров. Это воды инфильтрационные и циркулируют в зоне активного водообмена, что подтверждается данными химического, газового и изотопного состава.
Состав вод определяется разностью между растворяемыми горными породами и образующимися вторичными минералами. Термодинамические расчеты показали, что воды растворяют первичные алюмосиликаты водовмещающих пород: полевые шпаты (кроме альбита), мусковит, биотит, пироксен, роговые обманки, эпидот и многие другие. Соответственно в раствор переходят такие элементы, как Са, Mg, К, Ыа, Б1, А1 и др.
Часть элементов сразу уходит из раствора во вторичные отложения: глины (гидрослюда и Са-
монтмориллонит) и карбонаты (кальцит, доломит, сидерит). Ыа менее всех связывается во вторичные отложения, поэтому продолжает накапливаться в воде. Кроме того, из-за отсутствия углекислоты в воде продолжает накапливаться группа ОН-, образующаяся при гидролизе. Таким образом, формируются пресные щелочные гидрокарбонатные натриевые воды.
ЛИТЕРАТУРА
1. Шварцев С Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. М. : Недра, 1998. 366 с.
2. Гидрогеология СССР. Т. 18: Красноярский край и Тувинская АССР / под ред. И.К. Зайцева. М. : Недра, 1972. 479 с.
3. УчителеваЛ.Г. Минеральные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна. М. : Недра, 1974. 167 с.
4. Лепокурова ОЕ., Зятева О.Ф. Химический состав минеральной воды «Омега» (Томская область) // Известия Томского политехнического
университета. 2011. Т. 319, № 1. С. 172-177.
5. Озерский АЮ. Гидрогеохимические условия глубоких горизонтов юго-восточной окраины Западно-Сибирского артезианского бассейна //
Гидрогеохимия осадочных бассейнов. Томск : НТЛ, 2007. С. 125-131.
6. Панов ЕА. Состояние и перспективы изучения и освоения Чулымо-Енисейской провинции питьевых подземных вод // Подземная гидросфе-
ра. Иркутск : Географ, 2012. С. 369-373.
7. Пояркова ЗН,Розин АА, Шевченко СА. Сводный отчет по Чулымской опорной скважине. Л. : ВНИГРИ, 1957. 154 с.
8. Ермашова НА, Никонов Б.С. Отчет гидрогеохимической партии за 1976-1982 гг. ОФТГГП. 1982. 490 с.
9. Ресурсы пресных и маломинерализованных подземных вод южной части Западно-Сибирского артезианского бассейна / под ред. Е.В. Пинне-
кера и др. М. : Наука, 1991. 262 с.
10. Назаров А.Д. Нефтегазовая гидрогеохимия юго-восточной части Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции. М. : Идея-Пресс, 2004. 288 с.
11. Розин А А. Подземные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна и их формирование. Новосибирск : Наука, 1977. 102 с.
12. Шварцев СЛ, Копылова Ю.Г., Лепокурова ОЕ. Геохимические механизмы образования травертинов из пресных вод на юге Западной Сибири // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 8. С. 852-861.
13. Шварцев СЛ, Хрюкин В.Т., Домрочева ЕВ. и др. Гидрогеология Ерунаковского района в связи с проблемой добычи угольного метана // Геология и геофизика. 2006. № 7. С. 882-891.
14. Копылова ЮГ, Лепокурова ОЕ, Токаренко О.Г., Шварцев С.Л. Химический состав и генезис углекислых минеральных вод Терсинского месторождения (Кузбасс) // Доклады Академии наук. 2011. Т. 436, № 6. С. 1-5.
15. Поляков В А, Дубинчук В.Т, Голубкова ЕВ. и др. Изотопные исследования подземных вод на полигоне «Томский» // Разведка и охрана недр. 2008. № 11. С. 47-52.
16. Голышев СИ, Иванов В.Г. Изотопный состав водорода, кислорода, углерода подземных вод юго-восточной части Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна // Геохимия. 1983. С. 1024-1028.
17. CraigH. Standart for Reporting Concentrations of Deuterium and Oxygen-18 in Natural Waters // Sci. 1961. Vol. 133, № 3467. P. 1833-1834.
18. Букаты М.Б. Разработка программного обеспечения для решения гидрогеологических задач // Известия Томского политехнического университета. 2002. Т. 305, № 6. С. 348-365.
19. Гаррельс РМ, Крайст ЧЛ. Растворы, минералы, равновесия : пер. с англ. М. : Мир, 1968. 368 с.
20. Шварцев СЛ, Рыженко БН, Алексеев В А. и др. Геологическая эволюция и самоорганизация системы вода - порода. Т. 2: Система вода -порода в условиях зоны гипергенеза. Новосибирск : СО РАН, 2007. 389 с.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 21 сентября 2012 г.
