Какие ионы содержаться в воде
Природные воды,
содержащие до 0,1% растворенных
веществ, называются пресными, от 0,1
до 2,5% – минерализованными
(солоноватыми), от 2,5 до 5% – водами с
морской соленостью, более 5% –
рассолами (см. Физику растворов).
Из неорганических соединений в воде растворимы большинство солей кислот и оснований. Растворы этих веществ являются электролитами.
К числу главных
растворенных минеральных
компонентов природных вод
принадлежат ионы Na+, К+, Са2+, Mg2+, Н+, Cl-,
НСО3-, СО32-, SO42- и газы O2, N2, СО2 и H2S. В
малых количествах coдepжaтcя ионы Fe2+,
Fe3+, Mn2+, Br-, I-, F-, BO2-, HPO42-, SO32-, HSO4-, S2O32-, HS-,
HSiO3-, HSO3- и газы CH4, Ar, He, Rn. Остальные
вещества находятся в воде в крайне
малых количествах. По содержанию
взвешенных веществ и окрашенных
гумусовых соединений различают
высокомутные и высокоцветные воды.
Кроме окрашенных органических
примесей в природных водах
присутствуют и бесцветные
органические вещества – продукты
жизнедеятельности микроорганизмов
и соединения, поступающие со
сточными водами.
В наибольших количествах в природных подах содержатся гидрокарбонаты, хлориды и сульфаты щелочноземельных и щелочных металлов; в меньших – их нитраты, нитриты, силикаты, фториды, фосфаты и соли других кислот.
Вода – слабый амфолит, и поэтому в ней всегда содержатся в небольших количествах ионы Н+ и ОН-. Активная концентрация водородных ионов в природных и сточных водах обычно характеризуется величиной рН. Результат измерения рН воды очень важен для характеристики ионных равновесий в растворе и биологических факторов среды.
В дистиллированной воде, лишенной растворенных солей, в результате растворения СО2 из воздуха значение рН снижается до 5,7, вода становится слабокислой; наиболее низкое значение рН (около 2,8) наблюдается, если над водой будет находиться лишь СО2. В отдельных случаях рН природных маломинерализованных (особенно болотных) вод ниже 4 вследствие наличия в них органических кислот в основном гумусового происхождения; значения рН низкие и у железистых вод. рН большинства природных вод находится в пределах 6,5-8,5, что объясняется присутствием в них ионов HCO3-. Как правило, рН поверхностных вод вследствие меньшего содержания в них CO2 выше, чем рН подземных вод. рН вод горных озер ниже 6, так как они маломинерализованы и количество ионов НСО3- в них невелико. При летнем интенсивном фотосинтезе, осуществляемом планктоном, в воде открытых водоемов уменьшается и даже исчезает СО2, а рН при этом возрастает до 9 и выше; в зимний период при ослаблении фотосинтеза и накоплении СО2 рН воды понижается. Кроме сезонных колебаний рН воды существенные изменения его значения наблюдаются и в течение суток в связи с прекращением фотосинтеза в ночное время; колебания эти невелики из-за буферного действия ионов НСО3-.
Гидрокарбонатные ионы появляются в природных водах вследствие растворения присутствующей в них углекислотой известняков, содержащихся в осадочных породах. Эти анионы есть во всех водах, кроме мягких вод с рН ниже 4. В пресноводных источниках они доминируют. Значения рН большинства природных вод обусловлены наличием в них именно этих ионов. Содержание гидрокарбонатных ионов в поверхностных водах обычно редко превышает 250 мг/л, а в водах северных водоемов и ряда горных рек концентрация их составляет около 50 мг/л. Такое явление связано с тем, что для устойчивости ионов НСО3- в воде необходимо присутствие соответствующих количеств равновесной СО2, содержание которой лимитируется малым парциальным давлением углекислоты в воздухе.
Карбонатные ионы образуются в природных водах из ионов НСО3- при потере части равновесной CO2 или при усилении щелочной реакции среды. Содержание их в пресных водах при наличии ионов Са2+, как правило, невелико вследствие малой растворимости СаСО3. Обычно значительная часть природных вод находится в состоянии насыщения их карбонатом кальция.
Концентрация ионов SO42- в природных водах, содержащих ионы Са2+, не превышает 1500 мг/л вследствие малой растворимости CaSO4, однако в сильноминерализованных водах в результате уменьшения активности ионов концентрации ионов SО42- часто более высокие. Так, в морской воде с содержанием солей 35 г/кг и Са2+ – 0,0104 моль/кг концентрация SO42- достигает 2,7 г/кг.
Появляются сульфаты в природных водах в основном при растворении гипса (CaSO4 * 2Н2О); имеют место также процессы, связанные с окислением самородной серы и сульфидных соединений до сульфатов. В анаэробных условиях сульфатные ионы восстанавливаются сульфатредуцирующими бактериями до сероводорода. Такие явления наблюдаются в морях, а также в водах нефтяных пластов.
Галогенидные ионы представлены в природных водах главным образом хлорид-ионом. Остальные галогениды находятся в крайне рассеянном состоянии и обычно присутствуют в воде в незначительных количествах.
Содержание хлорид-ионов в воде природных водоемов варьирует в широких пределах. В речной и озерных водах, особенно в северных районах нашей страны, концентрация их невелика. Однако с увеличением минерализации воды абсолютное н относительное количество Сl- возрастает; в морях и большей части соляных озер он является главным анионом; в морской воде хлорид-ионы составляют 87% массы всех анионов. Объясняется это хорошей растворимостью хлоридов кальция, магния, натрия и малой растворимостью CaSO4 и CaCO3.
Появление хлорид-ионов в природных водах связано с нымываннем хлоридов из осадочных пород и колоссальных залежей NaCl, а также из продуктов выветривания магматических пород, в которых хлор содержится в виде хлорапатита; попадает в воду и в результате вулканических выбросов. Наконец, широкому рассеянию ионов хлора способствует промышленная и физиологическая деятельность человека: ион Cl- не усваивается живыми организмами.
Концентрация фтора в поверхностных водах обычно невелика – ниже
санитарной нормы (0,7-1,5 мг/л); в подземных водах содержание фтора иногда значительно превышает эти нормы.
Ионы щелочноземельных металлов – магния и кальция,- как известно, определяют общую жесткость воды.
Жесткость воды принято выражать в
миллиграмм-эквивалентах на литр.
Различают карбонатную и
некарбонатную жесткость, сумма
которых равна общей жесткости воды.
Первая обусловлена растворенными в
воде карбонатами и
гидрокарбонатами Са2+ и Mg2+, вторая –
остальными солями этих катионов
(хлоридами, сульфатами и др.).
Различают также кальциевую к
магниевую жесткость воды. В других
странах жесткость воды выражают в
условных градусах: немецкий градус
соответствует 10 мг СаО в 1 л воды (1
мг MgO эквивалентен 1,4 мг СаО);
французский градус – 10 мг СаСО3 в 1 л
воды; американский градус
соответствует 1 мг СаСО3 в 1 л воды (1
гран в 1 американском галлоне);
английский градус – 10 мг СаСО3 в 0,7 л
воды (1 гран в 1 английском галлоне).
Ион магния очень распространен в природных водах; по общему содержанию в воде он занимает второе место среди катионов, уступая первое иону натрия. Однако мало встречается вод, где доминирующим катионом является Мg2+,- в маломинерализованных водах первое место принадлежит Сa2+, в сильноминерализованных – Na+. Поступают ионы магния в воду при растворении содержащейся в ней углекислотой доломитов (MgCO3 + CaCO3), мергелей и продуктов выветривания таких коренных пород, как биотит, оливин и др.; растворимость MgCO3 значительно выше растворимости СаСО3.
Ион кальция – главный катион в маломниерализованнмх водах. Однако в связи с малой растворимостью СаСО3 и CaSO4 концентрация Са2+ в природных водах очень редко превышает 1 г/л. Обычно она значительно ниже. В гидрокарбонатных водах с минерализацией до 500 мг/л соотношение Са2+/Mg2+ находится в пределах от 4/1 до 2/1, что объясняется большим содержанием в осадочных породах кальция, чем магния. С увеличением минерализации воды до 1000 мг/л это соотношение доходит до 1/1, при дальнейшем повышении минерализации содержание Mg2+ обычно превышает содержание Са2+. Поступают ионы кальция в природные воды при растворении известняков и гипса. Растворение известняков, а также содержащих кальций алюмосиликатов происходит под действием присутствующей в воде углекислоты. Реакция эта обратима, концентрация образующихся гидрокарбонатных ионов зависит, как отмечалось выше, от содержания в воде равновесной углекислоты; при уменьшении ее количества протекает обратный процесс выделения в осадок нерастворимого карбоната кальция. Такие явления наблюдаются при выходе на поверхность богатых Са(НСО3)2 подземных вод с образованием туфов. Огромные количества гидрокарбоната кальция выносятся реками в моря и океаны, где в результате частичной потери углекислоты образуются пересыщенные растворы CaCO3. Карбонат кальция расходуется на построение скелетов морских организмов, которые после отмирания опускаются на дно, образуя мощные отложения известняков.
Из ионов щелочных металлов в природных, особенно в морских, водах находятся в больших количествах ионы натрия, в меньших – калия, а также рубидия (около 0,2 мг/л) и лития (около 0,1 мг/л). По распространенности в природных водах Na+ занимает первое место, составляя более половины всех содержащихся в них катионов. Количество К+ обычно составляет 4-10% числа присутствующих в воде ионов Na+ (в мaлoминepaлизoвaнныx водах – больший процент).
В пресных водах концентрация Na+ + К+ обычно не превышает нескольких миллиграммов на литр; с увеличением минерализации содержание натрия резко возрастает. В водах с солесодержанием несколько граммов на 1 кг Na+ обычно становится доминирующим катионом; в морской воде его содержание составляет почти 84% массы всех присутствующих в ней катионов.
Поступление ионов Na+ и К+ в природные воды обусловлено выщелачиванием их при выветривании коренных пород, содержащих алюмосиликаты натрия (оливина, альбита, нефелина и др.), и кислых пород вулканического происхождения, содержащих калий (ортоклаза, мусковита, плагиоклаза, биотита н др.). Ионы Na+ появляются и в результате растворения NaCl, присутствующего в осадочных породах в виде огромных залежей, а также вследствие обменной адсорбции нз растворов Са2+ в породах: взамен поглощенных ионов кальция в воде появляются эквивалентные количества Nа+. В породах вулканического происхождения содержание натрия и калия примерно одинаковое. Большое значение отношения Na+/К+ в воде объясняется лучшей сорбцией К+ поглощающим комплексом почв и пород, а также тем, что он извлекается растениями в больших количествах, чем натрий.
Соединения азота в природных водах представлены кроме упоминавшегося ранее аммиака, присутствующего обычно в виде нона NН4+, еще нитритами и нитратами, которые являются продуктами его окисления под влиянием физико-химических и биохимических факторов. Процесс распада органических веществ до NH3 протекает значительно быстрее, чем процесс их минерализации до NO2- и NO3-. Во втором процессе наибольшую скорость имеет первая фaзa – превращение NH4+ в NO2-, вторая же фаза – окисление NO2- в NO3- – протекает значительно медленнее. На скорость процесса нитрификации сильно влияет температура – ниже 9 °С он замедляется; оптимальное значение рН среды для нитритных бактерий от 5,5 до 7,3, а для нитратных – от 7,0 до 9,3.
Причиной появления соединений азота в воде кроме биологических загрязнений является и прямая фиксация азота из атмосферы клубеньковыми бактериями. Источником обогащения воды нитратами являются также окислы азота, образующиеся при грозовых разрядах и попадающие в водоемы с дождевыми водами.
Наименьшие количества промежуточного продукта нитрификации NО2- содержатся в поверхностных водах – сотые и тысячные доли, в подземных водах – сотые и десятые доли миллиграмма на литр; концентрация N03- в воде значительно больше, в грунтовых водах верхних горизонтов количество его достигает иногда нескольких десятков миллиграммов на литр.
Соединения азота являются питательными веществами для растительных организмов, и в период вегетации их количество в поверхностных водах резко снижается. В зимний период после отмирания биологических объектов возобновляется регенерация нитратов в результате минерализации органического вещества. Ион NO3- может распадаться также под действием денитрифицирующих бактерий: процесс этот протекает при недостатке кислорода в воде и наличии безазотистых органических веществ (крахмала, кислот и др.).
Железо в природных водах встречается в виде двух- и трехвалентных ионов, а также в виде органических и неорганических соединений, находящихся в коллоидном состоянии, или в виде тонкодисперсных взвесей (органокомплексы железа, гидроксиды окисного и закисного железа, сульфиды и др.). В поверхностных водах железо, обычно в окисной форме, содержится главным образом в органических комплексах (гуматы), а также в виде коллоидных и тонкодисперсных взвесей. В подземных водах при отсутствии растворенного кислорода железо преимущественно находится в виде двухвалентных ионов. Содержание железа в поверхностных водах доходит иногда до 1 мг/л; в подземных – до 10 мг/л и более. Воды, количество железа в которых велико, обычно имеют кислую реакцию.
Появляется железо в природных водах в результате перехода его из различных горных пород под действием окислителей (кислорода) или кислот (угольной, органических).
Марганец в природных водах содержится, как правило, в меньших концентрациях, чем железо, и встречается реже. В подземных водах, не содержащих растворенного кислорода, он находится в виде двухвалентных ионов, в поверхностных высокоцветных водах – в виде органических соединений, в том числе в коллоидном состоянии.
Другие металлы встречаются в природной воде в очень незначительных концентрациях. Более детальные сведения имеются для морской воды. В водах рек и пресных озер в среднем содержится, мг/л: Со – 0,0048, Ni – 0,001, Zn – 0,02. Сu – от 0,0001 до 0,01; наблюдается некоторое повышение содержания этих металлов в воде вблизи рудных месторождений. Большие концентрации металлов в воде – результат промышленного загрязнения.
Радиоактивные элементы находятся в крайне рассеянном состоянии почти по всех водах, что обусловлено их распространением в горных и осадочных породах. В воде рек содержится около 2*10-8 г/л урана, около 10-9 мг/л радия; при больших концентрациях этих элементов вода считается радиевой.
Радиоактивные воды принято подразделять на радоновые, содержащие только одну эманацию радия, и радиевые, содержащие повышенные концентрации радия с равновесным количеством радона; по содержанию радия различают: слаборадиевые воды – до 10-7 мг/л; радиевые воды средней силы – от 10-7 до 10-6 мг/л, сильнорадиевые воды – выше
10-6 мг/л.
Большинство определений ионных примесей воды может быть выполнено на фотоэлектроколориметре с использованием цветных реакций, а также с помощью различных автоматических лабораторных титрометров фотометрического или электрометрического типа.
Для измерения рН воды широко применяются как лабораторные, так и промышленные рН-метры со стеклянными электродами. В отдельных случаях могут использоваться металлооксидные электроды, например сурьмяный, молибденовый и др. Имеются также стеклянные электроды для определения содержания в растворе натрия и калия;
обычно концентрацию их определяют на пламенном фотометре. Изготовляются электроды с ионселективными мембранами для определения в воде фтора, хлора, брома, иода, сульфидов, сульфатов. Разработаны также электродные системы для измерения концентрации ионов кальция, магния, нитратов и др. Следует, однако, отметить, что с помощью электродов определяется лишь активная концентрация ионов.
Источник
Ионы водорода. Величина концентрации водородных ионов является важнейшей характеристикой природных вод, так как ионы Н+ играют исключительную роль в гидрогеохимических процессах. Многие сложные преобразования химического состава подземных вод проходят при активном участии ионов Н+.
Известные свойства кислот независимо от их анионов будут характеризоваться наличием положительно заряженного иона водорода. Основания же независимо от катионов при электролитической диссоциации воды образуют гидроксильные ионы ОН–, имеющие отрицательные заряды.
Концентрацию водородных ионов выражают в виде логарифмов, взятых с обратным знаком, и обозначают символом рН. При рН=7 реакция воды нейтральная. При рН менее 7 реакции кислая, при рН более 7 — щелочная.
Ион Н , как таковой, не существует в водном растворе. Присоединяя одну молекулу воды, он гидратируется, образуя ион гидроксония Н О . Размеры гидроксония (1,35 ) по сравнению с другими гидратированными ионами (например, Са=10 ) очень малы. В этом заключается причина высокой активности водорода. Ионы водорода способны внедряться в кристаллическую решетку минералов, вытесняя из нее другие катионы. Кроме того, водород адсорбируется коллоидами сильнее всех одновалентных и даже двухвалентных ионов.
Величина рН в подземных водах зависит от содержания в них различных форм угольной кислоты, от присутствия органических кислот, газов, микроорганизмов, от гидролиза солеи и т.д.
Для большинства природных вод величина рН определяется главным образом соотношением концентрации угольной кислоты и ее ионов. Угольная кислота в воде диссоциирует с образованием ионов Н+: .
Н2СО3↔Н++НСО3-↔2Н++СО3–
Угольная кислота является слабой кислотой и в нормальных условиях диссоцирует незначительно.
Для поверхностных вод, в которых содержание двуокисн углерода небольшое, характерна слабо щелочная реакция. Однако в случае наличия больших количеств двуокиси углерода и сравнительно небольших количеств НСО3– рН может быть ниже 7,0. Гумусовые кислоты, присутствующие в кислых почвах, в перегное лесной подстилки и, особенно, в болотных водах, являются источником обогащения вод ионами водорода. Поэтому грунтовые воды лесной зоны имеют слабокислую реакцию.
Кислые воды образуются в результате гидролиза солей тяжелых металлов. При окислении сульфидов получаются сульфаты железа, меди, свинца и других металлов, которые гидролитически расщепляются. Например, гидролиз сульфата железа совершается по следующей схеме:
FeSO4+ 2Н2О=Fe(OН)2+2H++SО4–
Подобный процесс развивается в зоне окисления сульфидов металлов и особенно характерен для шахтных и рудничных вод. Экспериментальными исследованиями доказано, что процессы окисления при участии тионовых бактерии идут в 10—20 раз быстрее, чем в стерильной среде. Поэтому образование сильнокислых шахтных вод обязано деятельности кислот производящих бактерии.
Значения рН для подземных вод колеблются, от 0,45—1,0 до 8—11,5 Большинство природных вод имеет рН в пределах от 6 до 8,5. Наиболее низкие значения рН (0,45—3,0) связаны обычно с присутствием свободной серной, реже соляной кислоты. Понижения рН от 3,0 до 6,5 могут быть обусловлены, кроме присутствия серной кислоты, влиянием органических кислот и углекислого газа. Для нейтральных н слабощелочных вод (рН 6,5—8,5) характерно наличие в водах Са(НСО3)2 Мg(НСО3)2. Повышение рН до 8,5—10,5 в большинстве случаев связано с присутствием соды (Na2CO или NаНСО3). Наиболее высокие значения рН (до 11,5) характерны для термальных вод,
Подземные воды по величине рН рационально делить на семь групп.:
1. Сильнокислые воды с рН менее 3;
2. Кислые воды с рН от 3 до 5;
3. Слабокислые воды с рН от 5 до 6,5;
4. Нейтральные воды с рН от 6,5 до 7,5;
5. Слабощелочные воды с рН от 7,5 до 8,5;
6. Шелочные воды с рН от 8,5 до 9,5;
7. Сильнощелочные воды с рН более 9,5.
Кремнекислота. Кремний — второй по распространенности (после кислорода) элемент в земной коре. Он является постоянным компонентом состава природных вод. Однако из-за очень низкой растворимости силикатных минералов, а также благодаря тому, что кремнекислые соли являются питательным веществом для многих организмов, находящихся в воде, содержание кремния в водах очень невелико.
Кремний присутствует в водах в истинно растворенном состоянии в виде кремневой и поликремневых кислот, а также содержится в виде коллоидов типа хSiO2∙∙уН2О. Предполагают, что кремневая кислота имеет строение ортокремневой кислоты Н4SiO4. При диссоциации она образует ряд производных, из которых значение для природных вод может иметь лишь ион Н3SiO4-:
Н4SiO4↔Н++ Н3SiO4-
Повсеместное распространение в природе кремния обеспечивает и непрерывное поступление небольших количеств этого элемента в природные воды. Содержание кремнекислоты в подземных водах составляет обычно десятые доли, реже — несколько миллиграммов в литре. Относительно обогащены кремнекислотой сверхпресные воды северных районов, SiO2-нередко становится преобладающим компонентом в водах. К.В.Филатов выделяет класс силикатных грунтовых вод, которые являются устойчивыми в гипергенной зоне при самых слабых концентрациях (до 100 мг/л.) При повышении минерализации кремневая кислота вытесняется из раствора более сильной угольной кислотой:
Na4SiO4+4CO2+4H2O=4NaSiHCO3.
Реакция грунтовой воды при этом постепенно переходит от слабокислой к нейтральной и щелочной.
Лучше кремнекислота растворяется в щелочных термальных водах, в которых содержание ее достигает 100 и более миллиграммов в литре. Очень большие количества SiO2 обнаружены в гейзерах. При выходе воды гейзера на поверхность земли вследствие понижения температуры происходит выпадение SiO2 и образование мощных кремнистых туфов вблизи гейзера.
Сульфидные соединения. К сульфидным относятся соединения сероводорода, присутствующие в водах в виде молекулярно растворенного газа Н2S, а также в виде ионов сероводородной кислоты к ее солей (сульфидов). В природных водах Н S может присутствовать в виде растворенного газа и в виде солей диссоциированной сероводородной кислоты.
Н2S↔Н++НS-↔2Н++ S–
Б природных водах сульфиды, по сравнению с другими ингредиентами, находятся в малых количествах, однако содержание их в несколько мг/л придает воде специфические свойства (запах, вкус). В подземных водах Н2S — нередкое явление. В повышенных количествах, иногда до нескольких сотен миллиграммов на литр, он содержится в водах нефтяных месторождений и в минеральных источниках вулканических областей.
Появление сероводорода в природных водах обусловлено причинами органического и неорганического характера. Сероводород является одним из продуктов распада белкового вещества, содержащего в своем составе серу, и поэтому появление его часто наблюдается, в придонных слоях водоемов вследствие гниения различных органических остатков. Кроме того, сероводород может быть выделен из сульфатов восстановлением их в анаэробных условиях. Большие количества Н2S выделяются с вулканическими газами.
Соединения азота. Из соединений азота в подземных водах встречаются ионы аммония (NH4+), нитритный (NO2-) и нитратный (NO3-) ионы. Эти ионы генетически взаимосвязаны и могут переходить друг в друга. Содержание NH4+ в водах обычно выражается в сотых, реже — в десятых долях миллиграмма на литр. Повышенные количества NH4+, доходящие до нескольких миллиграммов на литр, в неглубоких подземных водах свидетельствуют о наличии органического загрязнения воды, так как аммоний образуется, главным образом, при процессах бактериального разложения органических веществ растительного и животного происхождения, содержащих в своем составе белок.
В очень больших количествах (до 100 мг/л н более) NH4+встречается в некоторых водах нефтяных месторождений. Столь значительные количества NH4+ образовались в результате анаэробного разложения некогда погребенного органического вещества. Вследствие закрытости нефтеносных структур ноны NH4+ в застойных условиях не подверглись нитрификации и сохранились до настоящего времени.
В обычных условиях ион аммония довольно неустойчив. В верхних зонах земной коры в присутствии свободного кислорода под влиянием бактерий, называемых нитрификаторами, аммоний переходит в нитриты по следующей реакции:
NH4++2О2→NО2-+2Н2O
На этом процесс нитрификации не заканчивается. Нитритные ионы весьма неустойчивы. В присутствии кислорода они окисляются до нитратов по реакции:
2NО2-+О2→2NО3-
Содержание NО2- в подземных водах не поднимается выше сотых или десятых долей миллиграмма на литр. Подобно аммонию ионы указывают на загрязнение подземных вод, причем, в отличие от 2NО3-, ноны 2NО3-, и NH4+ свидетельствуют о свежем загрязнении. Ион NО3+,являющийся конечным продуктом окисления азотистых соединений, указывает на старое загрязнение или на дальний источник загрязнении вод.
Несмотря на высокую растворимость нитратных солей, подвижность NО3-, весьма ограниченная вследствие усвоенния их растениями н процессов денитрификации, в пути. В верхних горизонтах подземных вод NО3- может содержаться в количестве до нескольких миллиграммов на литр. Только в специфических условиях (пустыни, крупные населенные пункты) нитраты способны скапливаться в грунтовых водах. В пустынях Средней Азии с подобными водами связаны нитратные солончаки. Наиболее глубоких водоносных горизонтах нитраты либо отсутствуют, либо количества их выражаются сотыми долями миллиграмма на литр.
В зонах затрудненного водообмена и застойного режима процессы нитрификации резко сокращаются и денитрификаторы разлагают нитриты и нитраты с выделением свободного азота по следующей схеме:
2НNО3→2НNО2→2НNО→ N2.
Железо и алюминий. Железо и алюминий относятся к числу наиболее распространенных элементов в литосфере. Среднее содержание железа в земной коре составляет 4,65%, алюминия—8,05%. Содержание железа в отдельных группах пород колеблется очень резко: глинистые породы содержат значительно больше железа (5,5—8,Б”‘»), чем пески (~1%): очень мало железа в известняках (0,5%). В природных водах концентрация железа и алюминия настолько незначительна, что их принято относить к числу микрокомпонентов.
Валентность железа различная, в водах оно присутствует в виде закисного (Fe++) и окисного (Fe+++), состояния. Двухвалентноt железо мигрирует в кислых (рН<5,5), слабее – в нейтральных и слабо — в щелочных водах.
При наличии свободного кислорода закисное железо неустойчиво и легко переходит в окисное, характеризующееся меньшей миграционной способностью. Реакция Fe++↔ Fe широко распространена в природе и имеет огромное гидрогеохимическое значение. Процесс окисления Fe++ во многих случаях протекает при участии микроорганизмов, называемых железобактериями. Образующийся при окислении Fe(ОН)3, очень мало растворим (при рН=4 около 0,05 мг/л, а при высоких рН — в тысячных и еще меньших долях мг/л), но может присутствовать в растворе в коллоидном состоянии. Для Fe+++ свойственна коллоидная миграция (с органическими соединениями). Коллоидное железо характерно для поверхностных вод (коллоиды Fe(ОН)3). По миграционным способностям Fe+++ аналогичен А1+++.
Закисное железо более типично для подземных вод, содержание его в них может доходить до 1 мг/л. Однако известны воды, в которых количество закисного железа доходит до нескольких десятков и сотен мг/л. Это воды кислые с рН<4, образующиеся преимущественно путем окисления сульфидов железа.
Источниками железа сложат самые различные горные породы, в которых железо распространено очень широко, хотя иногда и в малых количествах. Переход железа из пород в воду осуществляется либо под влиянием окислителей (кислород и др.), либо при действии кислот — органических, угольной и т. д.
Отличительная черта алюминия — его постоянная валентность. Содержание алюминия в водах крайне мало. Природные соединения алюминия имеют очень низкую растворимость.
Алюминий может присутствовать в водах в ионной и коллоидной формах. Ионный алюминий становится неустойчивым уже при рН=4,1. Несколько более устойчивы коллоидные растворы алюминия (коллоиды А1(ОН)3). Содержание алюминия в водах выражается сотыми и тысячными долями миллиграмма на литр, достигая десятков долей миллиграмма на литр в сильно кислых водах. Источниками алюминия служат продукты выветривания различных алюмосиликатов.
Органическое вещество. Природные воды почти всегда содержат в себе то или иное количество органического вещества. Органические соединения, несмотря на разнообразие их форм, состоят в основном из углерода, кислорода и водорода, составляющих 98,5% их веса. Кроме того, в малых количествах в них присутствуют азот, фосфор, сера, калий, кальций и многие другие элементы.
Органическое вещество по своей природе может быть подразделено на входящее в состав живых организмов, населяющих воду, и на органическое вещество, являющееся продуктом жизнедеятельности и распада отмерших организмов. Следует различать еще биогенные вещества, к которым принадлежат вещества, в той или иной мере связанные своим происхождением с жизнедеятельностью водных организмов. К последним относятся соединения азота
(NН4+,NО2-,NО3-, РО4— и другие.
С санитарно-гигиенической точки зрения присутствующие в водах органические вещества делят на две группы:
1. Продукты распада растительных и животных остатков, дающие начало главным образом различным органическим кислотам и другим сложным органическим соединениям (соединения эти не ядовиты и в гигиеническом отношении безвредный).
2. Продукты разложения разнообразных отходов, попадающих в воду вместе со сточными водами. Эти вещества являются благоприятной средой для развития некоторых болезнетворных микроорганизмов и поэтому в питьевых водах недопустимы. Косвенными показателями присутствия таких соединений служат азотистая и азотная кислоты, аммиак, сероводород и пр.
Химический состав органических веществ весьма сложен и зависит от их происхождения. Большая часть их находится в растворе в коллоидном состоянии, часть — в истинном растворе и часть — во взвешенном состоянии. Суммарное количество содержащегося в воде органического вещества определяют по разности между сухим остатком и потерей при прокаливании (с учетом изменения ионного состава воды). Наиболее же распространенным методом является метод характеристики содержания органического вещества по количеству кислорода, расходуемого на его окисление. Это — так называемая величина окисляемости воды.
Для более точной оценки количества органического вещества в воде определяют суммарное содержание в ней органического углерода. Среди природных вод более высокой величиной окисляемости отличаются поверхностные воды по сравнению с подземными”. Чистые горные реки и озера имеют окисляемость в 2—3 мг О2 на литр. Реки равнинные — 5—12, реки с болотным питанием — десятки мг О2 на литр. Окисляемость в подземных водах измеряется десятыми и сотыми долями миллиграммов О2 на литр. Исключение представляют воды нефтяных месторождений, для которых характерна сравнительно высокая окисляемость, достигающая десятков и сотен миллиграммов О2 на литр воды. Довольно высокую окисляемость имеют также грунтовые воды, загрязненные сточными водами или питающиеся за счет болот (десятки мг О2 на литр).
Можно назвать два источника обогащения подземных вод органическим веществом. 1) органическое вещество, привносимое сверху поверхностными водами; 2) органическое вещество, заключенное в породах водоносных горизонтов.
Поверхностные воды, инфильтруясь через почвенный покров, вымывают из него часть гумусовых веществ и других промежуточных продуктов распада и гумификации. Особенно легко это протекает в тех почвах, поглощенный комплекс которых насыщен водородом (кислые почвы), поэтому грунтовые воды, залегающие под такими почвами, содержат много органического вещества. Вообще концентрация органического вещества в водах верхнего водоносного горизонта определяется величиной содержания его в почвах и зоне аэрации.
Захваченное сверху инфильтрующимися водами органическое вещество по мере погружения вод в недра земли постепенно расходуется на окислительные и другие процессы. Поэтому воды нижних горизонтов артезианских бассейнов обычно содержат меньше органического вещества, чем воды горизонтов лежащих выше. Однако такое распределение органического вещества в водах артезианских бассейнов может бьггь нарушено, если в нижних водоносных горизонтах имеются собственные местные источники органического вещества. К категории пород, богатых органическим веществом, относятся битуминозные известняки и сланцы, угленосные породы и пласты угля, а также нефтеносные отложения. Подземные воды, связанные с такими породами и отложениями, будут выделяться высокой насыщенностью органическим веществом.
Основная литература:ОЛ 1 [38], 3 [27-44].
Дополнительная литература:ДЛ 1 [28 – 32] .
Контрольные вопросы:
1. Какие подземные воды обогащаются органическими веществами?
2. Какие ионы определяют химический тип воды?
3. Какие отличительные особенности алюминия от железо?
4. Какая классификация предложена для систематизации рассолов соленых озер?
Источник