Равновесно-неравновесное состояние природных вод северной части Колывань-Томской складчатой зоны с ведущими минералами вмещающих горных пород

№ 364

ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА

Ноябрь

2012

НАУКИ О ЗЕМЛЕ

УДК 556.314

Ю.В. Колубаева

РАВНОВЕСНО-НЕРАВНОВЕСНОЕ СОСТОЯНИЕ ПРИРОДНЫХ ВОД СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ КОЛЫВАНЬ-ТОМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ЗОНЫ С ВЕДУЩИМИ МИНЕРАЛАМИ ВМЕЩАЮЩИХ ГОРНЫХ ПОРОД

Рассматриваются геохимические процессы, происходящие в системе вода - порода, на примере природных вод северной части Колывань-Томской складчатой зоны (Томский район Томской области,), где развиты преимущественно слабощелочные воды со средней минерализацией около 500 мг/л. Установлено, что воды района равновесны с кальцитом и одновременно с глинистыми минералами (гиббситом, каолинитом, монтмориллонитом, иллитом), но всегда неравновесны с эндогенными алюмосиликатами (анортитом, альбитом, форстеритом, мусковитом), т.е. система вода - порода носит равновесно-неравновесный характер. Ключевые слова: Колывань-Томская складчатая зона; эндогенные алюмосиликаты; равновесия; глинистые минералы.

Высокий интерес мировой научной общественности к системе вода - порода, привлекающей в последние годы все более пристальное внимание, объясняется тем, что эта система является всеохватывающей на нашей планете и ее геологическая эволюция приводит к формированию многочисленных геохимических типов подземных и поверхностных вод, разнообразных вторичных минеральных новообразований. В.И. Вернадский [1] большое значение придавал равновесиям между основными компонентами окружающего мира (таким, как вода, порода, разнообразные газы, органическое вещество (живое и мертвое), различные минералы, углеводороды и т.д.). Его знаменитое равновесие в системе «вода - порода - газ - органическое вещество» стало общепризнанным, вошло во все учебники по геохимии и гидрогеологии и является базовым для современных наук о земле в целом. В.И. Вернадский рассматривал это равновесие главным образом с динамических позиций, но немалое значение он придавал и физико-химическим равновесиям в рассматриваемой системе.

С.Л. Шварцев, анализируя результаты собственных исследований и многочисленные публикации, еще в 1978 г. пришел к заключению, что в условиях зоны гипергенеза система вода - порода носит равновесно -неравновесный характер [2-5]. Согласно этому положению вода в природных условиях, независимо от глубины залегания и скорости движения, всегда неравновесна с одними минералами, растворяя их (при участии газов и органического вещества), но одновременно равновесна с другими, которые формирует.

В настоящий момент теория взаимодействия воды с горными породами относительно детально разработана с общих геохимических позиций, экспериментального моделирования алюмосиликатов, физико-химического моделирования процессов выветривания и т.д. Физикохимические методы исследований получили свое развитие благодаря работам Х.К. Хелгесона, Р.М. Гаррел-са, Ч.Л. Крайста, Т. Пачеса, И. Тарди, М.Е. Томсона, И.К. Карпова, В.А. Жарикова, С.П. Крайнова, Г.Б. Наумова, Б.П. Рыженко, Ю.В. Шварова [6-9]. Применили же эти методы на практике С. Л. Шварцев, В.П. Зверев, В.Н. Озябкин, С. А. Юшков и др. [2-4].

Нами были проведены расчеты по изучению равновесно-неравновесного состояния системы вода - порода в условиях гумидного климата на примере природных вод северной части Колывань-Томской складчатой зоны. Материалом для проводимых исследований послужили данные, полученные проблемной научноисследовательской гидрогеохимической лабораторией Национального исследовательского Томского политехнического университета в разные годы (1992-1993 гг., 1998-2000 гг. и в 2008 г. с участием автора).

Краткая характеристика района

В административном отношении территория исследований расположена в юго-восточной части Западной Сибири в пределах Томского района Томской области и занимает Томь-Яйское междуречье (рис. 1).

Исследуемый район в ландшафтном отношении относится к подтаежной подзоне таежной зоны и характеризуется гумидным климатом. В орографическом отношении район представляет собой слаборасчленен-ную эрозионно-аккумулятивную равнину в западной части и низменную аккумулятивную равнину в восточной части, абсолютные отметки водоразделов колеблются от 190 до 270 м с общим уклоном к северу [1012]. Основными водными артериями района являются реки Томь и Яя. Главные их притоки имеют широтное или близкое к нему направление. Питание всей речной сети района смешанное и осуществляется за счет весеннего снеготаяния, летне-весенних дождей и подземных вод. Роль последних значительна, особенно на участках дренажа зон тектонических нарушений, о чем свидетельствуют многочисленные выходы восходящих источников по долинам рек и сравнительно постоянный расход рек даже в засушливые периоды.

В геологическом отношении территория исследований относится к структурам Колывань-Томской складчатой зоны, особенностью строения которой является наличие двух структурных этажей: нижнего, сложенного палеозойскими образованиями, представленными осадочными, вулканогенными и метаморфическими породами девонского и каменноугольного возраста, и верхнего, представленного рыхлыми, преимуществен-

но песчано-глинистыми осадками мезо-каинозоиского возраста мощностью 0-40, реже до 100 м. Платформенный чехол, перекрывающий дислоцированные образования палеозоя, слагается осадками меловой, палеогеновой и четвертичной систем. На поверхности палеозойских образований широко представлена древняя кора выветривания преимущественно каолинит-гидрослюдистого состава [10, 13].

Подземные воды этого региона характеризуются сложным режимом, разнообразием химического состава и сложными условиями залегания. В рассматриваемом регионе выделяются два геолого-гидрогеологи-ческих структурных этажа. Верхний - мезозойско-

каинозоискии этаж - сложен толщей рыхлых отложений, содержащих пластовые воды. Нижний этаж -складчатый протерозойско-палеозойский фундамент -представлен терригенными породами, известняками, мраморами, амфиболитами, вулканитами, обводненными преимущественно в верхней трещиноватой зоне (трещинные воды) [10, 12]. Подземные воды верхнего и нижнего этажей разделены глинистыми водоупорными породами кор выветривания, имеющими региональное распространение. Однако в долинах рек и на отдельных участках водоразделов глины коры выветривания могут отсутствовать, что обусловливает гидравлическую связь между водоносными комплексами обоих этажей.

Рис. 1. Обзорная карта изучаемого района с нанесением точек фактического материала: 1 - Томский район; 2 - участок исследований; места опробования: 3 - скважин, 4 - колодцев, 5- родников, 6 - рек

Результаты исследований

Химический состав изученных вод представлен в таблице. При интерпретации и обобщении данных использовались химические анализы более чем 1 000 точек опробования: родники, колодцы, скважины и реки (Киргизка, Каменка, Ушайка, Басандайка, Якунина, Тугояковка, Ташма, Щербак, Омутная и их притоки) (рис. 1) [14].

Как можно видеть из таблицы, формирующиеся в этих условиях подземные и поверхностные воды являются близкими по составу, что, вероятно, обусловлено особенностями химического состава подземных вод палеозойского фундамента, выходящего на дневную поверхность и обеспечивающего родниковое питание рек. Так, подземные воды являются нейтральными (pH - 7,1), пресными, со средней минерализацией 523 мг/л, по составу - преимущественно гидрокарбонатными кальциевыми и магниево-кальциевыми. Общая минерализация вод изменяется от 215 до 784 мг/л, pH - от 6,4 до 7,8. Сравнение средних значений элементов с их кларками для провинции умеренно-влажного климата [4] показывает, что в целом они вполне согласуются с последними

как для макрокомпонентов, так и для микроэлементов, хотя гидрокарбонат-ион и кальций, а следовательно, и общая минерализация, имеют более высокие значения. Речные воды по химическому составу являются преимущественно гидрокарбонатными кальциевыми, слабощелочными - среднее значение pH - 7,6, умеренно пресными при средней минерализации 490 мг/л. Общая минерализация вод изменяется от 121 до 775 мг/л, pH -от 6,0 до 8,2.

Таким образом, природные воды района имеют минерализацию до 800 мг/л и pH до 8,2 и представляют воды выщелачивания, формирование которых определяется степенью их взаимодействия с вмещающими алюмосиликатами, пользующимися на территории исследований наиболее широким распространением. Вместе с тем нельзя не отметить, что большая часть даже этих пресных вод насыщена кальцитом, что делает невозможным накопление кальция в них и трансформирует его в магний и даже для некоторых вод в натрий. Как видно из рис. 2, на диаграмме насыщения вод относительно кальцита большая часть точек состава вод располагается кучно над линией насыщения, что свидетельствует о достижении в во-

дах пересыщения относительно карбоната кальция и о тинов, образующихся из пресных холодных вод и

возможности его осаждения из вод. Это также под- пользующихся широким распространением на терри-

тверждается многочисленными проявлениями травер- тории Колывань-Томской складчатой зоны [15].

Характеристика состава подземных и поверхностных вод исследуемой территории

Параметр Подземные воды (66 анализов) Поверхностные воды (907 анализов) Кларк провинции умеренно-влажного климата [4]

Минимум Среднее Максимум Минимум Среднее Максимум

рН 6,4 7,14 7,8 6,0 7,64 8,2 6,82

Жесткость, мг-экв/л 2,4 6,15 9,73 1,2 5,68 9,33 -

НСОз-, мг/л 158,6 377,2 565,0 72,0 361,2 580,0 222

8О42- 1,0 5,7 72,0 1,0 3,6 45,0 18,2

С1- 1,4 4,35 64,6 0,5 3,26 46,2 15,9

Са2+ 28,0 101,3 166,0 20,0 88,8 152,0 38,3

М^+ 0,5 13,0 26,8 0,5 13,7 63,4 16,5

Na+ 5,0 10,2 18,0 2,8 11,3 50,0 23,8

К+ 0,2 1,1 4,0 0,3 1,4 23,5 2,74

N02- 0,0015 0,006 0,9 0,0015 0,017 0,9 0,1

N0з- 0,05 0,42 7,91 0,05 0,4 35,0 2,13

NH4+ 0,015 0,36 0,9 0,015 0,53 1,5 0,52

81 3,0 6,58 9,67 0,39 4,78 9,13 6,2

Сумма 214,7 522,9 783,6 120,9 490,5 775,5 354

Рео(!, мкг/л 150 830 6500 150 530 12000 690

Р- 90 250 510 90 210 1180 260

Вг 9,3 33,87 142,0 0,3 36,06 686,6 85,6

Ва 6,0 39,2 210,0 2,5 35,5 280,0 25,3

8г 9,0 417,6 1293,0 9,0 149,7 1597,0 185

Ц 5,0 14,0 27,0 5,0 12,8 110,0 10,7

А1 5,0 180,0 500,0 5,0 83,0 2650,0 165

Т1 0,3 1,03 37,6 0,3 1,59 100,0 8,82

V 0,3 0,63 20,0 0,3 0,8 20,0 1,28

Сг 1,4 5,26 40,0 0,2 5,06 76,0 2,83

Со 0,13 0,33 3,1 0,01 0,32 5,9 0,34

N1 0,3 1,31 23,5 0,3 1,35 100,0 3,45

Си 0,05 0,81 5,8 0,05 0,79 138,0 4,85

2п 0,5 9,9 221,0 0,1 11,64 2830,0 42,8

са 0,05 0,1 2,5 0,05 0,12 15,0 0,15

РЬ 0,05 0,72 9,3 0,05 0,68 30,0 3,1

Аз 2,0 2,84 20,0 2,0 3,98 70,5 1,64

Ag 0,03 0,186 5,0 0,03 0,16 5,0 0,24

Аи 0,001 0,006 0,053 0,001 0,005 0,32 0,006

8Ь 0,01 0,183 6,5 0,01 0,07 10,7 0,55

Ьа 0,05 0,33 2,0 0,05 0,333 4,1 -

Се 0,025 0,91 11,3 0,025 0,79 36,9 -

Ьи 0,0005 0,0036 0,09 0,0005 0,004 0,4 -

Hg 0,005 0,04 1,285 0,002 0,06 4,46 0,044

ТИ 0,005 0,02 0,6 0,005 0,033 1,5 0,11

и 0,085 0,92 19,5 0,061 0,67 11,8 0,51

-5.0 -I-----------1------------1------------1-----------1------

-7.5 -6.5 -5.5 -4:5 -3:5

І8ІСО/]

Рис. 2. Диаграмма степени насыщения вод кальцитом при 25°С с нанесением данных по составу вод Томь-Яйского междуречья: 1 - поверхностные воды; 2 - подземные воды

Часть вод все же остается недонасыщенной относительно этого минерала и способна выщелачивать его из водовмещающих пород. Последнее можно объяснить, например, разбавлением исследуемых вод дождевыми ультрапресными водами, которые не успевают долго взаимодействовать с горными породами. Это подтверждается тем, что у вод, ненасыщенных по отношению к кальциту, среднее значение минерализации составляет 365 мг/л, содержание гидрокарбонат-иона - 260 мг/л, кальция - 65 мг/л; рН - 7,0, тогда как у вод, насыщенных кальцитом, средняя минерализация равна 505 мг/л, содержание гидрокарбонат-иона - 372 мг/л и кальция -92 мг/л; рН - 7,6, т.е. все параметры отличаются более высокими значениями. Мы полагаем, что и в тех точках, которые в момент опробования оказались неравновесными с кальцитом, в течение года равновесие все же могло наступить.

Также для выяснения степени изменения насыщенности природных вод исследуемой территории относительно кальцита с изменением степени их солености и щелочности нами был использован индекс неравновес-ности (А), равный

X 1 К А = 1й—,

О

где К - термодинамическая константа реакции растворения породы или минерала; О - квотант реакции, представляющий собой фактическое значение произведения активностей продуктов реакции, отнесенного к произведению активностей исходных веществ [4, 6, 16].

По мере насыщения вод относительно какого-либо соединения индекс неравновесности уменьшается, стремясь к нулю, при пересыщении вод его значения становятся отрицательными; нулевое значение характеризует равновесное состояние.

В случае кальцита равновесие воды с минералом контролируется реакцией

СаСОз + ^0 + СО2 = Са2+ + 2HCOз-, константа которой при 25°С равна 10-5,8, тогда как среднее значение квотанта этой реакции в разных ландшафтных зонах изменяется от 10-5,1 до 10-10,1, а индекс неравновесности - соответственно от -0,5 до +4,5.

Существует четкая обратная пропорциональная зависимость, имеющая место между индексом неравно-весности и общей минерализацией воды.

В общем случае по мере увеличения солености раствора степень его насыщения относительно кальцита возрастает, и при минерализации 0,6 г/л индекс неравновесности становится равным нулю, т.е. достигается равновесие. Аналогичная зависимость рассматриваемого индекса устанавливается и с величиной pH: по мере увеличения щелочности раствора индекс неравновесности уменьшается и при pH 7,4 становится равным нулю, т.е. достигается равновесие воды с кальцитом.

Таким образом, подземные воды, имеющие минерализацию более 0,6 г/л и одновременно pH более 7,4, как правило, насыщены карбонатом кальция, который в этих условиях не только не растворяется, но, наоборот, высаживается из раствора [2, 4].

На диаграммах зависимости индекса неравновесности от минерализации и pH применительно к условиям данной территории (рис. 3) видно, что индекс неравно-

весности становится равным нулю (т.е. достигается равновесие) при минерализации более 0,4 г/л и pH 7,4.

Переходя к вопросу равновесия природных вод исследуемой территории с алюмосиликатами (рис. 4), отметим, что система вода - алюмосиликатные минералы является многокомпонентной, насыщенность которой отдельными элементами может быть понята только в совокупности. Не вдаваясь в детали механизмов инко-груэнтного растворения алюмосиликатов, следует отметить, что такое растворение при всей его сложности обязано главным образом явлениям гидролиза. Гидролиз алюмосиликатов протекает путем полного перевода в раствор химических элементов с последующим их осаждением в виде вторичных минеральных фаз, растворимость которых ниже исходных. Это крайне важное обстоятельство определяет постоянную ненасыщенность вод относительно исходных минералов, которые поэтому могут растворяться в течение всего времени их взаимодействия с подземными водами [2, 4].

Термодинамические пересчеты результатов химических анализов природных вод Томь-Яйского междуречья с минералами алюмосиликатных пород показаны на рис. 4. На диаграмме равновесия вод с Са-алюмосиликатами (рис. 4, а) видно, что подавляющее число точек расположено в области устойчивости каолинита, меньшее - в области Са-монтмориллонита и небольшое число - в области гиббсита, с которыми воды равновесны. Кроме того, необходимо отметить, что на всех диаграммах насыщения в поле гиббсита попадает минимальное количество точек, что характерно для вод исследуемого региона. Это точки только поверхностных вод с минимальными значениями всех показателей. На определенной стадии взаимодействия этой системы достигается насыщенность вод по отношению к вторичному кальциту при парциальных давлениях С02 от 102,5 до 101,5 Па (в тех же пределах давлений, которые характерны для реальных условий), пользующемуся широким распространением среди вторичных минералов.

С Са-монтмориллонитом равновесны воды, которые содержат наиболее высокие концентрации Са и Б1 одновременно и характеризуются высокими значениями pH. В поле же устойчивости каолинита попадают точки состава вод, который характеризуется более низкими концентрациями кальция и недостаточно высокими значениями pH. Важно также обратить внимание на принципиальную неравновесность вод с эндогенными кальциевыми минералами, в частности с анортитом, равновесное поле которого располагается значительно выше.

Диаграмма равновесия природных вод исследуемой территории с Ыа-алюмосиликатами (альбитом) (рис. 4, б) показывает, что подавляющая часть точек находится в поле устойчивости каолинита, небольшая часть точек - в поле гиббсита и только несколько точек - на границе устойчивости каолинита с Ыа-монтмо-риллонитом. Неравновесность вод исследуемой территории с Ыа-монтмориллонитом в целом характерна для вод изучаемой территории, поскольку для достижения равновесия с этим минералом необходимы более высокая минерализация и щелочность. Все воды находятся далеко от поля устойчивости альбита.

8.?

«,5

о эо о / 1

.-1дИЮЫЕо < 8 *2

Ф о

Зд&о о о

ііА.дХ «т а

° °

АА А. о

с \ в 1 1 1 1

-1.5 -1.0 -0.5 о.с- о.; і.о 1.5 :.о

Индекс керавновескостн, А

Рис. 3. Зависимость значений индекса неравновесности от общей минерализации (а) и pH (б) природных вод Томь-Яйского междуречья: 1 - поверхностные воды; 2 - подземные воды

_ 7

Дезльшш

о Ал БОНГ Ма-моншорил

0ОООг

Зо о

О О О о ІЇУ

Гооосвг КаслсЕсх \

«№310,1

- 1, О - 2

Рис. 4. Диаграммы степени насыщения вод алюмосиликатными минералами при стандартных условиях с нанесением данных по составу вод Томь-Яйского междуречья: а - система НСІ-НгО-АЬОз-СОг-СаО^іОг; б - система НСІ-НгО-АІгОз-СОг-^гО—мОг; в - система HCl-H2O-Al2Oз-CO2-MgO-SiO2; г - система НСІ-НгО-АІгОз-СОг-КгО^іОг; 1 - подземные воды, 2 - поверхностные воды

Аналогичная картина характерна для равновесия воды с Mg-алюмосиликатами (рис. 4, в), так как в этом случае, как и в случае с Са-алюмосиликатами, большая часть точек ложится в поле каолинита, меньшая -Mg-монтмориллонита и несколько точек - в поле гибб-сита. В поле Mg-хлорита не попадает ни одна точка. Подчеркнем, что с первичными Mg-алюмосиликатами, в частности с форстеритом, как с анортитом и альбитом, все воды далеки от равновесия. На рис. 4, в поле форстерита располагается за его пределами выше равновесных значений ^ [Mg2+]/[H+]2 = 16,26.

Наконец, анализ диаграммы равновесия вод (рис. 4, г) с К-алюмосиликатами (мусковитом) показывает, что большая часть точек расположена в полях устойчивости каолинита и иллита. Решающее влияние на результат гидролиза алюмосиликатов оказывает содержание соединений кремния. Более низкие концентрации Н^Ю4 приводят к образованию иллита. Вместе с тем все эти воды неравновесны не только с мусковитом, поле которого изображено на рис. 4, но и с К-полевым шпатом, поле которого располагается еще выше за пределами рисунка.

Из вышесказанного видно, что все первичные алюмосиликаты (анортит, альбит, форстерит, мусковит, К-полевой шпат и др.) неравновесны с природными водами северной части Колвань-Томской складчатой зоны и способны растворяться в этих условиях с образованием вторичных минералов (гиббсит, каолинит, монтмориллонит, иллит, кальцит и др.). При этом значительная часть химических элементов, поступающая в раствор за счет инконгруэнтного растворения первичных минералов, связывается вторичными продуктами, а другая (подвижные элементы) - концентрируется в растворе.

Основные выводы:

1. Система вода - порода по своему состоянию является равновесно-неравновесной, предопределяющей концентрацию химических элементов в воде, а следовательно, и минерализацию. В данном случае подтверждается принцип, обоснованный С.Л. Шварцевым, о равновесно-неравновесном характере системы вода -порода. Это принципиальное положение, свидетель-

ствующее о том, что вода независимо от глубины залегания, рН, температуры, геохимической среды, состава вмещающих пород растворяет одни минералы и формирует другие, которые выпадают из раствора. К последним относятся в подавляющем большинстве глинистые минералы и кальцит.

2. При формировании как подземных, так и поверхностных вод кальциевая составляющая формируется как за счет выщелачивания карбонатов, так и за счет Са-содержащих полевых шпатов (анортит). Формирование доминирующей в условиях исследуемой территории кальциевой, а не натриевой компоненты обусловлено временем взаимодействия в системе вода -порода (т.е. интенсивностью водообмена).

3. Равновесие природных вод рассматриваемой территории с эндогенными минералами принципиально невозможно, поскольку образующиеся в этой системе вторичные минералы выступают геохимическим барьером на пути установления такого равновесия.

ЛИТЕРАТУРА

1. Вернадский В.И. История природных вод. М. : Наука, 2003. 751 с.

2. Геологическая эволюция и самоорганизация системы вода - порода. Т. 1: Система вода - порода в земной коре: взаимодействие, кинетика,

равновесие, моделирование / В. А. Алексеев и др. Новосибирск : Изд-во СО РАН, 2005. 244 с.

3. Геологическая эволюция и самоорганизация системы вода-порода. Т. 2: Система вода-порода в условиях зоны гипергенеза / С.Л. Шварцев и

др. Новосибирск : Изд-во СО РАН, 2007. 389 с.

4. Шварцев С.Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. 2-е изд. исправл. и доп. М. : Недра, 1998. 366 с.

5. Шварцев С.Л. Фундаментальные механизмы взаимодействия в системе вода - горная порода и ее внутренняя эволюция // Литосфера. 2008.

№ 6. С. 3-24.

6. ГаррелсРМ., Крайст Ч.Л. Растворы, минералы, равновесия : пер. с англ. М. : Мир, 1968. 368 с.

7. Крайнов СРРыженко БН, Швец ВМ. Геохимия подземных вод. Теоретические, прикладные и экологические аспекты. М. : Наука, 2004.

677 с.

8. Gislason S.R., Arnorsson S. Dissolution primary basaltic minerals in natural waters: saturation state and kinetics // Chem. Geol. 1993. Vol. 105.

Р. 117-135.

9. Helgeson H.C. Kinetics of mass transfer among silicates and aqueous solutions // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1971. Vol. 35, № 5. Р. 421-469.

10. Гидрогеология СССР. Т. XVI: Западно-Сибирская равнина (Тюменская, Омская, Новосибирская и Томская области). М. : Недра, 1970. 368 с.

11. Удодов ПА, Матусевич ВМ, Григорьев Н.В. Гидрогеохимические поиски в условиях полузакрытых геологических структур Томь-Яйского междуречья. Томск : Изд-во ТГУ, 1965. 202 с.

12. Удодов ПА, Паршин ПН, Левашов БМ. и др. Гидрогеохимические исследования Колывань-Томской складчатой зоны. Томск : Изд-во ТГУ, 1971. 283 с.

13. Врублевский В А, Нагорский МП, Рубцов А.Ф., Эрвье ЮЮ. Геологическое строение области сопряжения Кузнецкого Алатау и Колывань-

Томской складчатой зоны. Томск : Изд-во Том. ун-та, 1987. 96 с.

14. Колубаева ЮВ, Шварцев С.Л, Копылова Ю.Г. Геохимия вод северной части Колывань-Томской складчатой зоны // Известия вузов. Геология и разведка. 2010. № 2. С. 50-58.

15. Лепокурова ОЕ. Геохимия подземных вод севера Алтае-Саянского горного обрамления, формирующих травертины : дис. ... канд. геол.-минерал. наук. Томск, 2005. 151 с.

16. Кирюхин ВА, Коротков АИ, Шварцев С.Л. Гидрогеохимия : учеб. для вузов. М. : Недра, 1993. 384 с.

Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 15 мая 2012 г.