Равновесие подземных рассолов западной части Тунгусского артезианского бассейнас минералами вмещающих пород | Вестн. Том. гос. ун-та. 2012. № 364.

Равновесие подземных рассолов западной части Тунгусского артезианского бассейнас минералами вмещающих пород

Приводятся результаты расчета равновесий рассолов западной части Тунгусского артезианского бассейна с наиболее распространенными карбонатными, сульфатными, хлоридными и алюмосиликатными минералами. Построены диаграммы степени насыщения рассолов надсолевой, соленосной и подсолевой формаций минералами вмещающих пород, наиболее часто встречающихся вгеологическом разрезе изучаемой территории. Показано, что даже крепкие рассолы с минерализацией 300-500 г/дм3 неравновесны с первичными (эндогенными) минералами, взаимодействие с которыми протекает и в настоящее время.

Equilibrium of underground brines of western part of Tunguska artesian basinand minerals of enclosing rocks.pdf Формирование крепких рассолов Сибирской плат-формы является одной из интереснейших проблем со-временной геохимии, поскольку они отличаются хло-ридным кальциевым составом, а их генезис вызываетмноголетние споры. Решением этих вопросов занима-лись многие известные ученые, среди которыхЕ.В. Пиннекер, М.Г. Валяшко, А.М. Овчинников,И.К. Зайцев, Е.А. Басков, В.И. Вожов, А.С. Анциферов,А.А. Дзюба, С.Р. Крайнов, Б.Н. Рыженко, С.Л. Швар-цев, М.Б. Букаты, С.В. Алексеев и др. [1-10].Поскольку взаимодействие воды с вмещающими ихгорными породами играет ведущую роль при форми-ровании химического состава этих рассолов [11], товыявление современного состояния их равновесия сведущими минералами является начальным этапом,необходимым для познания условий их формирования.В настоящей работе приводятся результаты расчетаравновесий подземных рассолов западной части Тун-гусского артезианского бассейна с некоторыми карбо-натными, сульфатными, хлоридными и алюмосиликат-ными минералами.Подземные рассолы на изучаемой территории рас-пространены повсеместно и залегают начиная с глубин500 м [8, 12, 13], стратиграфически приурочены к от-ложениям рифея, венда, кембрия, ордовика, силура,перми и триаса. Подробно гидрогеология района рас-смотрена в работах [8, 13-16]. Выборка исходных дан-ных (128 проб) формировалась с учетом качества ана-лизов, наличия в них необходимых для расчета данныхи разнообразия химических типов вод, распространен-ных на изучаемой территории. Размещение скважин, изкоторых были отобраны пробы, показано на рис. 1.Анализы, демонстрирующие наиболее характерныетипы подземных рассолов, приведены в табл. 1. Дан-ные следует считать достоверными, поскольку изуче-ние одних и тех же проб проводилось одновременно вразных лабораториях и были получены схожие анали-тические результаты. При этом в большинстве случаевпробоотбор шел с участием гидрогеологов и непосред-ственно на скважине замерялись быстро изменяющиесякомпоненты, проводилась тщательная пробоподготовкаи т.д. [1].Краткая характеристика химического составарассолов. Среди изученных проб чаще всего встреча-ются рассолы хлоридного натриевого, натриево-кальциевого, кальциево-натриевого, реже кальциевогои натриево-магниевого типов по классификацииС.А. Щукарева с общей минерализацией от 107 до528 г/дм3. Рассолы надсолевой гидрогеологическойформации, как правило, слабые, крепкие, реже весьмакрепкие по классификации Е.В. Пиннекера, хлоридныенатриево-кальциевые и кальциево-натриевые, характе-ризуются средними значениями генетических коэффи-циентов, которые указывают на смешение рассоловразличных генетических типов. Инфильтрационныеводы смешиваются здесь с крепкими рассолами соле-носной формации, которые поступают в вышележащиекомплексы благодаря межпластовым перетокам. Натакую обстановку и указывает увеличение общей ми-нерализации с глубиной. По величине коэффициентаметаморфизации рассолы надсолевой формации можносчитать средне-, а иногда сильнометаморфизованными(см. табл. 2).Рассолы соленосной формации отличаются от под-солевых и надсолевых более высокими значениямиминерализации, которая в некоторых случаях достига-ет 500-528 г/дм3. Чаще всего здесь встречаются рассо-лы хлоридного кальциевого и кальциево-магниевого,реже натриево-кальциевого состава.По значению хлор-бромного и натрий-хлорного ко-эффициентов они относятся к седиментогенным. Повеличине кальций-хлорного коэффициента рассолысильно-, реже слабометаморфизованные.Минерализация рассолов подсолевой формации ме-няется в пределах от 138 до 433 г/дм3, в среднем со-ставляя 236 г/дм3. По химическому типу доминируютрассолы хлоридные натриево-кальциевые и натриевые,иногда натриево-магниевые и кальциево-натриевые.Разброс значений хлор-бромного коэффициента доста-точно велик. Большинство рассолов по значениям ге-нетических коэффициентов можно отнести к седимен-тогенным, но в нескольких пробах содержания натриянастолько велики, что соотношение Cl/Br становитсязначительно больше 300. Вопрос происхождения рас-солов подсолевой формации остается до конца не раз-гаданным. Для решения этой проблемы требуются до-полнительные геохимические исследования, в первуюочередь изотопного состава.Методика проведения расчетов. Расчет равнове-сий в системе рассол - горная порода невозможен безпривлечения методов численного физико-химическогомоделирования. По многим критериям для выполнениярасчетов в данной работе был выбран программныйкомплекс HydroGeo. Его особенностями являются воз-можность выбора методов расчета активностей компо-нентов водного раствора [17] и наличие среди предло-женных алгоритмов метода К.С. Питцера, разработан-ного специально для высокоминерализованных вод ирассолов. Для наибольшей достоверности расчеты про-водились при пластовых условиях.Рис. 1. Схема размещения мест отбора проб: 1 - скважины;2 - границы структур первого порядка; 3 - реки;4 - граница Сибирской платформы; 5 - границы артезианских бассейновТ а б л и ц а 1Типовые пробы рассолов, использованных при расчетах равновесия с вмещающими породами№п/п ТочкаКровля-подошваинтерва-ла, мВозраст М*,г/дм3 рНКонцентрации, г/дм3Рпл,Мпаtпл,Na K Ca Mg Cl SO4 HCO3 Fe2+ Br Sr SiO2 °C ТипНадсолевая гидрогеологическая формация1 ПВТ-45 491-491 P2 plt 155,4 4,7 41,00 0,09 17,60 0,55 95,35 0,01 0,04 - 0,78 - 0,003 4,3 21 Cl Na-Ca2 Алл-1 390-1 004 P-C, D, О2 261,5 7,0 34,90 0,52 60,60 0,79 162,96 0,15 0,07 - 1,47 0,68 - 43,7 9 Cl Ca-Na3 НТ-1 806-845 S1 236,9 7,6 41,58 2,65 41,48 2,80 145,59 0,31 0,02 - 2,49 2,47 - 9,6 8 Cl Ca-Na4 Алл-2 1 178-2 700 О2 nr, bкt 330,0 6,0 60,50 0,63 61,80 0,62 203,97 0,24 0,07 - 2,20 0,27 - 45,0 14 Cl Ca-NaСоленосная гидрогеологическая формация5 СТ-8 775-789 Є2 кst3 350,5 4,0 34,20 20,40 64,10 11,40 215,82 0,11 0,04 - 4,39 2,64 - 10,8 12 Cl Ca6 CТ-4 1 119-1 270 Є1 кst2 405,5 6,8 50,00 22,50 68,20 10,40 249,48 0,02 0,26 - 4,66 3,50 - 12,9 16 Cl Ca-Na7 Тнч-4 1 902-1 946 Є2 let, tn(kst) 527,5 5,6 95,00 17,50 64,10 18,20 326,06 0,05 0,46 0,005 6,16 2,41 0,04 21,0 24 Cl Na-Ca8 Нмр-277 1 997-2 085 Є2 tn 420,7 7,4 64,20 13,00 68,50 10,70 262,72 0,07 1,14 0,001 0,03 - 0,02 23,6 23 Cl Ca-Na9 Пм-2 2 505-2 582 Є1 bel 346,1 6,0 34,40 16,30 67,40 9,83 213,30 0,21 0,21 - - - 31,9 22 Cl Ca10 Бур-201 3 375-3 460 Є1 bel1 371,2 5,3 57,80 - 64,90 10,30 233,97 0,01 0,06 0,016 4,20 0,73 - 44,1 38 Cl Ca-Na11 Мд-156 1 965-1 977 Є1 us (оs) 404,8 6,5 29,90 14,50 90,00 11,20 251,16 0,16 1,46 0,170 6,44 2,44 0,09 22,1 25 Cl Ca12 Ог-132 2 074-2 179 Є1 us (оs) 493,4 6,2 11,40 24,30 125,50 17,50 309,78 0,06 1,10 0,004 4,25 0,11 - 24,9 22 Cl Ca13 НТ-6 3 623-3 700 Є1 us 346,5 5,5 54,80 - 62,80 6,70 217,20 0,19 0,50 - 4,36 2,02 - 44,7 45 Сl Ca-NaПодсолевая гидрогеологическая формация14 Юр-20 2 314-2 404 V osk, vn 222,1 5,3 51,45 - 23,07 7,00 140,18 0,44 0,02 - 2,30 0,67 0,003 25,0 27 Cl Na-Ca15 Ом-3 2 391-2 521 V ktg, osk 205,6 6,5 46,00 3,75 12,00 12,20 129,97 1,08 0,32 0,005 0,30 0,27 0,03 24,3 34 Cl Na-Mg16 Ом-1 2 438-2 571 V osk, vn 286,6 4,0 79,40 - 17,40 9,29 179,73 0,54 0,11 0,001 0,17 - 0,002 24,7 36 Cl Na17 Cб-33 2 663-2 680 V vn 248,2 5,5 60,00 0,90 15,00 13,10 157,40 0,91 0,07 0,007 0,30 0,47 0,04 31,7 32 Cl Na18 Км-9 2 228-2 304 R kmb 213,6 5,3 41,40 3,70 29,10 4,74 132,23 0,001 0,06 - 2,36 1,19 - 21,5 26 Cl Na-Ca19 Юр-34 2 374-2 380 R 168,1 4,8 27,80 2,75 14,23 12,65 106,36 1,35 0,10 0,125 2,11 - 0,01 23,3 22 Ca Na-Mg20 Юр-30 2 550-2 557 R 220,6 4,6 42,75 3,75 22,24 6,81 128,70 0,73 0,06 0,010 0,02 - 0,01 23,1 29 Cl Na-CaПримечание. Площади: ПВТ - Профиль Виви-Тутончана, Алл - Аллюнская, НТ - Нижнетунгусская, СТ - Сухотунгусская, Тнч - Таначинская,Нмр - Намурская, Пм - Пойменная, Бур - Бурусская, Мд - Мадринская, Ог - Огневская, Юр - Юрубченская, Ом - Оморинская, Сб - Собин-ская, Км - Куюмбинская; свиты: plt - пеляткинская, nr - нерудчанская, bkt - байкитская, kst - костинская, let - летнинская, tn - таначинская,bel - бельская, us - усольская, osk - оскобинская, vn - ванаварская, ktg - катангская, kmb - куюмбинская. * Общая минерализация.Т а б л и ц а 2Генетические коэффициенты и коэффициенты метаморфизации подземных рассоловГидрогеологическаяформацияМинерализация,г/дм3 Cl/Br Br/Cl*10-3 rNa/rCl Ca/Cl Sr/Cl·10-3Надсолевая 108 - 364257 (12)52 - 1046125 (14)0,9 - 19,412,0 (14)0,05 - 0,770,38 (15)0,11 - 0,520,33 (15)0,8 - 24,07,0 (12)Соленосная 213 - 528362 (74)33 - 23433 (63)4,3 - 30,618,6 (63)0,06 - 0,710,32 (74)0,08 - 0,420,29 (74)0,2 - 39,18,6 (55)Подсолевая 138 - 433236 (39)18 - 1057122 (35)0,9 - 55,318,4 (35)0,10 - 0,850,51 (39)0,03 - 0,390,17 (39)0,1 - 9,43,0 (26)Примечание. В числителе - пределы значений, в знаменателе - средние значения, в скобках - число проб.Основные результаты. В исследовании при калиб-ровке системы были выбраны те минералы, которыенаиболее часто встречаются в горных породах, слага-ющих изучаемый разрез [18-20]: карбонатные (каль-цит, магнезит, доломит, стронцианит, сидерит), суль-фатные (гипс, целестин), хлоридные (галит, сильвин) инекоторые алюмосиликаты.Степень равновесия рассолов с карбонатными мине-ралами приведена на рис. 2. Большая часть рассолов рав-новесна с кальцитом и доломитом. Точки, лежащие внезоны насыщения, относятся к рассолам с минерализациейне более 300 г/дм3 и низкой величиной рН (3,2-5,3). При-чиной таких низких значений рН является восстановлениесульфат-иона до сероводорода в растворе, при которомнеминуемо образуется соляная кислота [5].Большинство точек, относящихся к рассолам соле-носной формации, лежат в поле равновесия с кальци-том и доломитом. Объясняется это тем, что рассолысоленосной формации обладают большей по отноше-нию к подсолевым рассолам минерализацией и соот-ветственно содержаниям кальция. Как видно из рис. 2,б и в, рассолы в большей степени насыщены доломи-том, чем магнезитом. Это происходит потому, что про-изведение растворимости доломита (lgПР° = -17,39)значительно ниже, чем магнезита (lgПР° = -8,03).На диаграмме степени насыщения стронцианитом(рис. 2, д) наблюдается значительное количество точек,лежащих в зоне равновесия, что связано с высокимиконцентрациями стронция в рассолах (в среднем1,5 г/дм3 во всех изученных пробах). На рис. 2, гнаблюдается больший разброс точек, чем на другихдиаграммах равновесия рассолов с карбонатными ми-нералами. Здесь, возможно, имела место некотораяпогрешность в определении содержания Fe2+.Рис. 2. Диаграммы степени насыщения рассолов надсолевой (1), соленосной (2) и подсолевой (3)гидрогеологических формаций: а - кальцитом, б - магнезитом, в - доломитом, г - сидеритом, д - стронцианитомпри температурах 25 и 50°С и давлении 0,1 МпаСреди сульфатных минералов наиболее яркимипредставителями являются гипс и целестин (рис. 3).Наблюдаемая недонасыщенность сульфатными минера-лами обусловлена низким содержанием сульфат-иона врассоле. По мере увеличения минерализации концентра-ция SO42- падает. Крепкие хлоридные кальциевые рассо-лы чрезвычайно обеднены этим компонентом вплоть доего полного отсутствия. Недонасыщенные рассолы рас-творяют гипс, поступающий в воды сульфат-ион окис-ляется в водах до сероводорода [5], вследствие чего иподдерживается наблюдаемая на графиках картина. По-лоса точек вытянута вдоль линии насыщения, что свиде-тельствует о пограничном состоянии степени равнове-сия рассолов по отношению к гипсу.Рис. 3. Диаграммы степени насыщения рассолов надсолевой (1), соленосной (2) и подсолевой (3)гидрогеологических формаций: а - гипсом, б - целестином при температурах 25 и 50°С и давлении 0,1 МпаСтепень равновесия рассолов с хлоридными минера-лами показана на рис. 4. Хлор является основным ком-понентом соленых вод и рассолов. Его количество уве-личивается пропорционально степени минерализации.Максимальная концентрация хлора отмечается в рассо-лах соленосной формации, где водообмен наиболее за-труднен. На диаграмме степени насыщения рассола га-литом (рис. 4, а) видно, что равновесие с данным мине-ралом наблюдается только в нескольких пробах, отне-сенных по классификации С.А. Щукарева к хлоридномунатриево-кальциевому и кальциево-натриевому типам.По данным М.Б. Букаты [4, 21], практически все рассо-лы с минерализацией более 350 г/дм3 равновесны с гали-том. Нашими исследованиями установлено, что степеньравновесия рассолов с галитом растет с увеличениемминерализации. Насыщенными по отношению к галитуоказались рассолы с минералицией 377-527 г/дм3 и вы-сокими содержаниями хлора и натрия. В пробах с высо-кой минерализацией, где кальций в значительной степе-ни доминирует над натрием, равновесия с галитом ненаблюдается. Равновесия с сильвином (рис. 4, б) в ис-следуемых пробах не обнаружено.Рис. 4. Диаграммы степени насыщения рассолов надсолевойминералы выступают геохимическим барьером на путиустановления равновесия с альбитом [24, 25], но в дан-ном случае барьер преодолен и мы наблюдаем равно-весие с альбитом в нескольких точках. К ним относятсярассолы с высокими pH и концентрациями натрия икремния.Рис. 5. Диаграммы стабильности в системах: Si - Al - Ca - H2O (a), Si - Al - Na - H2O (б),Si - Al - Mg - H2O (в), Si - Al - K - H2O (г) при 25°С и давлении 0,1 МпаВ системе Si - Al - Mg - H2O показана степеньнасыщения подземных рассолов магниевыми минера-лами (рис. 5, в). Большинство точек располагается вполях устойчивости каолинита и Mg-монтморил-лонита, меньшее количество точек - в поле гиббсита.Равновесия с Mg-хлоритом не наблюдается ни в однойпробе.Исследование равновесия подземных рассолов скалиевыми минералами показано на диаграмме ста-бильности в системе Si - Al - К - H2O. Большаячасть точек попадает в поле устойчивости мусковитаи иллита, в меньшей части проб достигается равно-весие только с гиббситом и каолинитом, и всего водной пробе наблюдается равновесие с К-монтмо-риллонитом.На равновесие рассолов с алюмосиликатными мине-ралами влияет их минерализация, концентрации каль-ция, натрия, магния, калия, кремния и величина рН.Выводы. Изучение степени равновесия подземныхрассолов западной части Тунгусского артезианскогобассейна с карбонатными минералами показало, чторассолы наиболее равновесны с кальцитом и доломи-том. Недонасыщение рассолов карбонатами, как пра-вило, связано с низкими значениями рН. Равновесиерассолов с гипсом наблюдается не часто ввиду низкихсодержаний SO42- в пробах, связанных с восстановле-нием его до сероводорода. Насыщение рассолов гали-том до степени равновесия наблюдается только в про-бах с минерализацией более 370 г/дм3 и высокими со-держаниями натрия и хлора. Изучаемые рассолы рав-новесны с гидроксидами (гиббсит), слюдами (муско-вит) и глинами (каолинит, иллит, монтмориллонит), нонеравновесны с первичными алюмосиликатными ми-нералами.Проведенный анализ подтверждает выводы, сде-ланные М.Б. Букаты [4], который считал, что основнымфактором, контролирующим степень насыщения рас-солов первичными алюмосиликатами, является щелоч-ной резерв, определяемый в данных условиях степеньюобогащения раствора СО2 и текущим состоянием кар-бонатной системы.Таким образом, система подземный рассол - гор-ная порода является равновесно-неравновесной, чтоопределяет непрерывность взаимодействия горныхпород с водой, осаждение одних минералов и раство-рение других. Аутигенное минералообразование кон-тролирует рост концентрации катионов в растворе,поэтому рассолы продолжают растворять первичныеалюмосиликатные минералы. Установлено, что, не-смотря на высокие концентрации растворенных ве-ществ, длительное время контактирования рассолов сгорными породами, они никогда не достигают равно-весия с первичными алюмосиликатами. Главнымипричинами этого являются вторичное минералообра-зование и нейтрализация щелочности минеральнымии органическими кислотами.

Ключевые слова

подземные рассолы, равновесие, взаимодействие, горная порода, геохимия, underground brines, equilibrium, interaction, rock, geochemistry

Авторы

ФИООрганизацияДополнительноE-mail
Сидкина Евгения СергеевнаТомский филиал Института нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. ТрофимукаСибирского отделения Российской академии наук; Национальный исследовательский Томский политехнический университетмнс; аспирант кафедры гидрогеологии, инженерной геологии и гидрогеоэкологииSidkinaES@yandex.ru
Новиков Дмитрий АнатольевичИнститут нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. ТрофимукаСибирского отделения Российской академии наук (г. Новосибирск); Новосибирский государственный университетканд. геол.-минерал. наук, снс, зав. лабораторией гидрогеологии осадочных бассейновСибири; доцент кафедры геологии месторождений нефти и газаNovikovDA@ipgg.nsc.ru
Шварцев Степан ЛьвовичНациональный исследовательский Томский политехнический университет;Томский филиал Института нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. ТрофимукаСибирского отделения Российской академии наукд-р геол.-минерал. наук, профессор, зав. кафедрой гидрогеологии, инженерной геологии игидрогеоэкологии; директорtomsk@igng.tsc.ru
Всего: 3

Ссылки

Пиннекер Е.В. Рассолы Ангаро-Ленского артезианского бассейна. М. : Наука, 1966. 332 с.
Валяшко М.Г. Геохимические закономерности формирования месторождений калийных солей. М. : Изд-во МГУ, 1962. 397 с.
Крайнов С.Р., Рыженко Б.Н., Швец В.М. Геохимия подземных вод (Теоретические, прикладные и экологические аспекты). М. : Наука, 2004. 677 с.
Букаты М.Б. Равновесие подземных рассолов Тунгусского бассейна с минералами эвапоритовых и терригенных фаций // Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 5. С. 750-763.
Шварцев С.Л. Источники кальция, стронция и бария крепких и сверхкрепких рассолов хлоридно-кальциевого типа // Геология и геофизика. 1973. № 6. С. 23-30.
Шварцев С.Л. Химический состав и изотопы стронция рассолов Тунгусского бассейна в связи с проблемой их формирования // Геохимия. 2000. № 11. С. 1170-1184.
Алексеев С.В. Криогидрогеологические системы Якутской алмазоносной провинции. Новосибирск : Гео, 2009. 319 с.
Вожов В.И. Подземные воды и гидроминеральное сырье Лено-Тунгусской нефтегазоносной провинции. Новосибирск : СНИИГГиМС, 2006. 209 с.
Басков Е.А. Минеральные воды и палеогидрогеология Сибирской платформы // Труды ВСЕГЕИ. Новая серия. Т. 254. М. : Недра, 1977. 148 с.
Анциферов А.С. Гидрогеология древнейших толщ Сибирской платформы. М. : Недра, 1989. 176 с.
Шварцев С.Л., Пиннекер Е.В., Перельман А.И. и др. Основы гидрогеологии. Т. 3: Гидрогеохимия. Новосибирск : Наука, 1982. 286 с.
Вожов В.И. Гидрогеологические условия месторождений нефти и газа Сибирской платформы. М. : Недра, 1987. 204 с.
Гидрогеология нефтегазоносных областей Сибирской платформы / под ред. В.И. Вожова. Новосибирск, 1982. 136 с.
Вожов В.И. Подземные воды Тунгусского бассейна. М. : Недра, 1977. 104 с.
Букаты М.Б. Гидрогеологическое строение западной части Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2009. № 11. С. 1201-1217.
Сидкина Е.С. Гидрогеологические условия юго-западной части Тунгусского бассейна // Известия ТПУ. 2011. № 1, т. 319. С. 183-186.
Букаты М.Б. Рекламно-техническое описание программного комплекса HydroGeo. Номер гос. регистрации алгоритмов и программ во Всероссийском научно-техническом информационном центре (ВНТИЦ) № 50200500605. М. : ВНТИЦ, 2005. 7 c.
Мельников Н.В., Килина Л.И., Воробьев В.Н. и др. Геология и нефтегазоносность Лено-Тунгусской провинции // Труды СНИИГГиМСа. М. : Недра, 1977. Вып. 228. 205 с.
Конторович А.Э., Сурков В.С., Трофимук А.А. Геология нефти и газа Сибирской платформы. М. : Недра, 1981. 552 с.
Филипцов Ю.А. Геологическое строение рифейских прогибов западной части Сибирской платформы // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Сибири. 2011. № 4. С. 30-47.
Букаты М.Б., Шварцев С.Л. Равновесие высокоминерализованных подземных рассолов с эвапоритовыми минералами // Советская геоло- гия. 1983. № 8. С. 114-123.
Гаррелс Р.М., Крайст Ч.Л. Растворы, минералы, равновесия. М. : Мир, 1968. 368 с.
Дривер Дж. Геохимия природных вод. М. : Мир, 1985. 440 с.
Геологическая эволюция и самоорганизация системы вода - порода : в 5 т. Т. 1: Система вода - порода в земной коре: взаимодействие, кинетика, равновесие, моделирование / под ред. С.Л. Шварцева. Новосибирск : Изд-во СО РАН, 2005. 244 с.
Шварцев С.Л. Взаимодействие воды с алюмосиликатными горными породами. Обзор // Геология и геофизика. 1991. № 12. С. 16-50.
 Равновесие подземных рассолов западной части Тунгусского артезианского бассейнас минералами вмещающих пород | Вестн. Том. гос. ун-та. 2012. № 364.

Равновесие подземных рассолов западной части Тунгусского артезианского бассейнас минералами вмещающих пород | Вестн. Том. гос. ун-та. 2012. № 364.

Полнотекстовая версия