Хімічний склад води

1. Основні (домінуючі) компоненти
2. Стабілізація pH природної води
3. Органічні речовини
4. Гази в природній воді
5. Мезоелементи
6. Мікроелементи
7. Фактори що впливають на хімічний склад води

Якщо крапельку природної води нанести на скло і почекати, поки вона випарується, то на місці краплини буде видно білі розводи - це кристалізуються розчинні у воді солі. Зміст солей в природних водах різниться в тисячі разів. Наприклад, в літрі дощової води містяться одиниці, максимум десятки міліграмів солей. А в літрі води із затоки Кара-Богаз-Гол (Каспійське море) - 300 г, майже третина від маси розчину.

Основні (домінуючі) компоненти

У водних розчинах переважна більшість солей існує у вигляді іонів. У природних водах переважають три аниона (гідрокарбонат HCO3-, хлорид Cl- і сульфат SO42-) і чотири катіона (кальцій Ca2 +, магній Mg2 +, натрій Na + і калій K +) - їх називають головними іонами. Хлорид-іони надають воді солоний смак, сульфат-іони, іони кальцію і магнію - гіркий, гідрокарбонат-іони несмачні. Вони складають в прісних водах понад 90-95%, а в високомінералізованих - понад 99% всіх розчинених речовин. Зазвичай нижньою межею концентрації для головних іонів вважають 1 мг / л, тому в ряді випадків, наприклад для морських і деяких підземних вод, до головних компонентів можна віднести також Br-, B3 +, Sr3 + і ін. Віднесення іонів K + до числа головних є спірним. У підземних і поверхневих водах ці іони, як правило, займають другорядне становище. Тільки в атмосферних опадах іони K + можуть грати головну роль.

Однак іонна форма головних компонентів властива повною мірою лише маломінералізованих вод. При збільшенні концентрації між іонами посилюється взаємодія, спрямоване на асоціацію, тобто процес, зворотний дисоціації. При цьому утворюються асоційовані іонні пари, наприклад MgHCO3 +, CaHCO3 +.

Під впливом кліматичних та інших умов хімічний склад природних вод змінюється і набуває характерні риси, іноді специфічні для різних видів природних вод (атмосферні опади, річки, озера, підземні води).

Атмосферні опади з усіх природних вод найменш мінералізовані, але за хімічним складом розчинених в них речовин вони не менш різноманітні, ніж інші природні води. Джерелом їх складу є аерозолі атмосфери. Іонний склад їх досить різноманітний. При коливаннях середньої багаторічної мінералізації атмосферних опадів в європейській частині Росії в межах 10-20 мг / л і екстремальних значеннях для всієї території 3-4 і 50-60 мг / л іонний склад характеризується строкатістю, причому серед аніонів здебільшого переважає SO42- або HCO3 -, а серед катіонів в залежності від ступеня віддаленості від узбережжя Ca2 + або Na +. Безпосередньо біля узбережжя при вітрі, що дме з моря, в результаті вітрового механічного виносу солей концентрація хлору в опадах буває підвищеною. У міру віддалення від узбережжя відносна концентрація Cl- падає, а SO42-, Ca2 + і Mg2 +, навпаки, підвищується. Причиною підвищення вмісту SO42- і Ca2 + є збагачення атмосфери аерозолями континентального походження. У міру просування в глиб континенту частина морських аерозолів вимивається. Найбільші зміни відчуває концентрація SO42-. Якщо збільшення вмісту Ca2 + і Na + пов'язано, швидше за все, з мінеральною пилом грунтів і порід, на поверхні яких завжди присутні ці солі, то збільшення вмісту SO42- обумовлено, з одного боку, окисленням SO2 і H2S, з іншого - підняттям сірчанокислих солей з засолених поверхонь.

Не піддаються навіть приблизною оцінкою величезні кількості сольових частинок, що піднімаються з грунтів, солоних озер, поверхні льоду, добрив і, нарешті, що викидаються хімічними та металургійними виробництвами, і викидаються в атмосферу в результаті іншої діяльність людей, а в подальшому вимиваються опадами.

Води більшості річок належать до гидрокарбонатному класу. По складу катіонів ця вода має майже виключно переважання кальцію; гідрокарбонатні води з переважанням магнію і натрію - вкрай рідкісне явище. З природних вод гідрокарбонатно класу найбільш поширені води малої мінералізації (сумарний вміст солей до 200 мг / л).

Річки з водою, що відноситься до сульфатно класу, порівняно нечисленні. Вони поширені переважно в степовій смузі і частково в напівпустелях. У складі катіонів природних вод сульфатного класу, так само як і в водах гидрокарбонатного класу, переважає кальцій. Однак ряд річок сульфатного класу має переважання натрію. За мінералізацією води сульфатного класу значно перевершують води гідрокарбонатно класу. Річкові сульфатні води з малою (загальна кількість солей до 200 мг / л) і середньої (загальна кількість солей з 200 до 500 мг / л) мінералізацією зустрічаються порівняно рідко. Найбільш характерна для цих річок підвищена (загальна кількість солей з 500 до 1000 мг / л), а іноді і висока (загальна кількість солей більше 1000 мг / л) мінералізація води.

Річки, води яких відносяться до хлоридного класу, зустрічаються майже так само рідко, як і річки, в воді яких переважають сульфати. До цієї території відносяться переважно степові райони і напівпустелі. Переважаючими катіонами природних вод хлоридного класу є головним чином іони натрію. Води хлоридного класу відрізняються високою мінералізацією - понад 1000 мг / л, рідше від 500 до 1000 мг / л.

Наведена характеристика іонного складу річкової води відноситься до періоду літньої межені. До деякої міри вона характеризує склад і в період льодоставу. Істотно інша, значно менша мінералізація води спостерігається в період весняної повені.

У розподілі іонного складу річкової води на території Росії спостерігається певна закономірність. Є загальна тенденція до збільшення мінералізації води на більшій території європейської частини Росії з півночі на південь і з заходу на схід. Зональність іонного складу річкових вод пояснюється не тільки дією кліматичних умов теперішнього часу, але і в значній мірі кліматом минулого. Ступінь Вилужені грунтів і порід, наявність в них легкорозчинних солей або засоленість ґрунтів - це природний результат багатовікового впливу відповідних кліматичних умов. Порушують зональність хімічного складу води річок на території Росії відмінності складу порід і умов їх залягання.

Мінералізація і хімічний склад води озер на відміну від річок змінюється в дуже широких межах. Річки з мінералізацією води понад 100-200 мг / л, в яких би умовах вони не знаходилися, - дуже рідкісне явище, в той час як мінералізація води озер буває від дуже низької, в кілька десятків мг / л (тобто мало відрізняється від дощовому) до дуже високої 3-3,5% (соляні озера з розсолом вщерть насиченого солями). Різниця в мінералізації відбивається і на іонному складі води озер. У ньому спостерігаються закономірності, які властиві і хімічним складом річкової води. Зі збільшенням мінералізації озерної води відбувається відносне зростання іонів в її складі в такій послідовності: HCO3- → SO42- → Cl-; Ca2 + → Mg2 + → Na +. При мінералізації до 500-1000 мг / л у складі озерної води переважають гідрокарбонатні іони, понад 0,1% - найчастіше сульфатні, а після досягнення 0,3-0,5% в залежності від літологічних особливостей водозбірної площі - сульфатні або хлоридні води . У складі катіонів озерних вод переважна роль кальцію зберігається лише до 0,1-0,2%. При подальшому зростанні мінералізації цю роль починають грати іони натрію. Іони магнію, так само як і у всіх інших водах, зберігають при всіх мінералізації проміжне положення. Причина подібного розподілу іонного складу полягає в різній розчинності солей. Переважна частина прісних озер, так само як і річок, за складом вод гідрокарбонатно-кальцієві.

Склад морської води характеризується великим вмістом солей. Якщо в водах материкового стоку найчастіше спостерігається співвідношення концентрацій: HCO3-> SO42-> Cl- і Ca2 +> Mg2 +> Na + або Ca2 +> Na +> Mg2 +, то для солонуватих і морських вод, починаючи з загальної мінералізації 1 г / кг, співвідношення міняються :: Cl-> SO42-> HCO3- і Na +> Mg2 +> Ca2 +. Зміна співвідношень між нонами від річкових до морських вод пояснюється послідовним досягненням межі розчинності слаборозчинних солей у міру підвищення мінералізації води. В сумі іони і з'єднання головних компонентів складають по масі 99,99% маси всіх розчинених в океанській воді мінеральних речовин.

Між елементами основного сольового складу океанської води, між кожним з них і їх сумою існує практичне сталість співвідношень концентрацій. Остаточно його довів У. Дітмар, який виконав повний хімічний аналіз (хлориди, сульфати, кальцій, магній, натрій) 77 проб води, доставлених з усіх океанів з різних глибин експедицією на "Челленджера": у воді відкритого океану незалежно від абсолютної концентрації кількісні співвідношення між головними компонентами основного сольового складу завжди постійні (закон Дітмара). Під впливом випаровування, атмосферних опадів, освіти і танення льодів змінюється лише загальна кількість солей, що містяться в морській воді, але їх співвідношення в межах похибок визначень практично не змінюються. Таким чином, якщо відома точна відношення загальної кількості солей і концентрацій всіх основних компонентів в 1 кг води до концентрації будь-якого одного інгредієнта, то лише по одному визначенню можна обчислити повний сольовий склад океанської води. В якості такого "реперного" інгредієнта обрано "хлорность", що представляє собою кількість грамів іонів хлору, еквівалентну сумі галогенів (крім фторидів, які не осідають азотнокислим сріблом), що містяться в 1 кг морської води (визначення Серенсена). Сталість складу океанської води злегка порушується під опріснюються впливом материкового стоку в пригирлових ділянках і у внутрішніх морях при утрудненому водообмене з океаном. У складі головних компонентів концентрації катіонів кальцію і магнію, а також сума концентрацій аніонів слабких кислот (HCO3-, CO32-, H2BO3-) схильні до більш ніж на 1% відхилень від сталості співвідношенні в зв'язку з отриманням карбонату кальцію з води в поверхневих шарах і розчиненням його на глибинах.

Концентрації мікроелементів настільки малі, що в сумі вони не перевищують 0,01% маси всіх розчинених солей. З узагальнюючої зведення В.В. Гордєєва і А.П. Лісіцина слід, що в найбільших концентраціях зустрічаються літій (180 мкг / л), рубідій (120 мкг / л), барій (18 мкг / л), в найменших - золото (0,004 мкг / л), рідкоземельні елементи (менше 0,001 мкг / л), радій (10-7 мкг / л).

Чим більше ізольовано море від океану, тим помітніше відрізняється склад його води від складу води в океані. Першорядне значення мають умови водообміну з океаном, співвідношення обсягу материкового стоку з об'ємом моря, глибина моря і характер хімічного складу вод впадають річок.

Підземні води відрізняються винятковою різноманітністю хімічного складу, в тому числі і іонного. Склад води буває всіх класів, груп і типів. Іонний склад підземних вод насамперед залежить від умов їх формування і залягання.

Стабілізація pH природної води

Природна вода здатна зберігати значення рН більш-менш постійним, навіть якщо в неї ззовні потрапляє певна кількість кислоти або підстави. Якщо в літр дистильованої води внести краплю концентрованої соляної кислоти, то рН знизиться з 7 до 4. А якщо краплю соляної кислоти додати в літр річкової води з рН = 7, показник майже не зміниться. Кислоти і підстави, що потрапляють в природну воду, нейтралізуються розчиненими в ній вуглекислим газом і гідрокарбонат-іонами: H + + HCO3- ↔ H2O + CO2 ↑
OH- + CO2 ↔ HCO3-

Гідрокарбонат-іони нейтралізують кислоти, що потрапляють у водойму з атмосферними опадами або утворюються в результаті життєдіяльності організмів. З концентрацією гідрокарбонат-іонів безпосередньо пов'язана стійкість водойм до кислотних дощів. Найбільш чутливі до них річки та озера Карелії, Фінляндії, Скандинавії, в водах яких цих іонів практично немає.

Органічні речовини

Органічною речовиною природних вод називають комплекс істинно розчинених і колоїдних речовин органічних сполук. За походженням органічні речовини природних вод можуть бути розділені на надходять ззовні (з водозбірної площі) і утворюються в самому водному об'єкті. До першої групи належать переважно гумусові речовини, що вимиваються водою з грунтів, торфовищ, лісового перегною і інших видів природних утворень, що включають залишки рослин, і органічні речовини, що надходять з промисловими і господарсько-побутовими стічними водами. З гумусових речовин для гідрохімії найбільший інтерес представляють гумінові і фульвокислоти. Обидві ці кислоти характерні для гумусу (гумусові кислоти), вони не містяться в живих рослинних і тваринних тканинах. Співвідношення між ними в різних торфу і грунтах неоднаково. У чорноземних грунтах переважають гумінові, а в підзолистих - фульвокіслоги.

Загальна концентрація органічної речовини в природних водах, змінюючись в широких межах, буває найбільшою в болотних водах (в яких при великій концентрації гумусових речовин вона іноді досягає 500 мг / л і більше) і річках з болотним харчуванням, причому болотна вода буває пофарбованої в жовтий і коричневий колір до 300 ° і вище по платиново-кобальтової шкалою кольоровості (забарвлення природній воді надають гумінові кислоти). Висока концентрація органічної речовини іноді зустрічається в підземних водах, пов'язаних з нафтоносними родовищами. Ще більша концентрація може бути в природних водах, забруднених промисловими і господарсько-побутовими стічними водами. Незабруднені природні води зазвичай містять мало органічних речовин. Наприклад, по Б.А. Скопинцева, в воді океанів концентрація органічної речовини становить тільки 2,0-5,4 мг / л (в середньому 3,0 мг / л, а в воді річок в середньому 20 мг / л).

У деяких поверхневих водах, особливо в річках з болотним харчуванням, речовини гумусового походження є основною частиною хімічного складу води. Після надходження в добре аеріруемие річки, а потім озера і моря органічні речовини води піддаються зміни, і розпочатий в грунтах процес окислення завершується для більшої їх частини переходом в прості мінеральні сполуки. Інша, більш стійка частина залишається і накопичується в водних об'єктах.

У холодних кліматичних зонах (тундрі) дуже мало органічних залишків, і там водойми майже не містять гумінових кислот. А в зоні лісів, особливо хвойних, де органічних залишків утворюється багато і вони не встигають повністю розкластися, зміст гуміноних кислот становить кілька десятків міліграмів на літр. Гумінові кислоти не тільки подкисляют воду у водоймі, але ще і пов'язують практично всі важкі метали в міцні комплексні сполуки.

Гази в природній воді

Якщо налити в стакан холодну воду з-під крана і поставити в тепле місце, на стінках з'являться бульбашки газу. Гази були розчинені в холодній воді і виділилися при нагріванні (оскільки розчинність газів при нагріванні зменшується). Це кисень, азот і вуглекислий газ. Розчинність газу у воді зазвичай падає з підвищенням температури, що пов'язано з підвищенням кінетичної енергії молекул газу, що сприяє подоланню сил тяжіння молекул води. Всі природні води представляють газові розчини. Найбільш широко поширені в поверхневих водах кисень O2 і двоокис вуглецю CO2, а в підземних - сірководень H2S і метан CH4. Іноді CO2 в значних кількостях може насичувати також води глибоких горизонтів. Крім того, у всіх природних водах постійно присутній азот N2.

Кисень (O2) знаходиться в природній воді у вигляді розчинених молекул. Кисень, будучи потужним окислювачем, відіграє особливу роль у формуванні хімічного складу природних вод. Кисень надходить в воду в результаті відбуваються в природі процесів фотосинтезу і з атмосфери. Витрачається кисень на окислення органічних речовин, а також в процесі дихання організмів. Концентрація розчиненого кисню в природних водах коливається в обмежених межах (від 0 до 14 мг / л, при інтенсивному фотосинтезі, в полудень, можлива і більш висока концентрація). Внаслідок залежності концентрації кисню в поверхневих водах від цілого ряду чинників його концентрація значно змінюється протягом доби, сезону і року. Оскільки споживання кисню порівняно мало залежить від добових змін сонячної радіації, а фотосинтез цілком визначається нею, то протягом дня відбувається накопичення кисню, а в темний час доби витрачання його. Кисень необхідний для існування більшості організмів, що населяють водойми. Як сильний окислювач кисень відіграє важливу санітарно-гігієнічну роль, сприяючи швидкої мінералізації органічних залишків.

Діоксид вуглецю (CO2) знаходиться у воді головним чином у вигляді розчинених молекул газу CO2. Однак частина їх (близько 1%) вступає у взаємодію з водою, утворюючи вугільну кислоту:

CO2 + H2O ↔ H2CO3

Зазвічай само не поділяють CO2 и H2CO3 и під діоксидом вуглецю на увазі їх суму (CO2 + H2CO3). У природних водах джерелом діоксиду вуглецю є перш за все процеси окислення органічних речовин, що відбуваються з виділенням CO2 як безпосередньо у воді, так і в грунтах і мулах, з якими стикається вода. До них відносяться дихання водних організмів і різні види біохімічного розпаду і окислення органічних залишків. У деяких підземних водах важливим джерелом діоксиду вуглецю є вулканічні гази, які виділяють з надр землі, походження яких пов'язане з дегазацією мантії і зі складними процесами метаморфизации осадових порід, що протікають в глибинах під впливом високої температури. Тому часто в підземних водах і джерелах глибинного походження спостерігається високий вміст діоксиду вуглецю. Поглинання водою діоксиду вуглецю з атмосфери має більш важливе значення для води морів і океану і менш значуще для вод суші. Зменшення вмісту діоксиду вуглецю насамперед відбувається при фотосинтезі. При дуже інтенсивному фотосинтезі, коли відзначається повне споживання газоподібного CO2, останній може бути виділений з іонів HCO3-:

HCO3- ↔ CO32- + CO2

Діоксид вуглецю витрачається також на розчинення карбонатів:

CaCO3 + CO2 + H2O ↔ Ca (HCO3) 2

Також витрачається на хімічне вивітрювання алюмосилікатів. Зменшення вмісту CO2 в воді, особливо в поверхневих водах суші, відбувається також при виділенні його в атмосферу. Взагалі CO2 атмосфери має велике значення для CO2 міститься в поверхневих водах, регулюючи його зміст там. Між CO2 атмосфери і CO2 поверхневих вод існує безперервний обмін, спрямований на встановлення між ними рівноваги, відповідно до закону Генрі-Дальтона. Оскільки парціальний тиск діоксиду вуглецю в атмосфері дуже невелика (33 Па), то, незважаючи на велику розчинність його (при тиску 1013 гПа і температурі 12 ° С до 2166 мг / л), рівновагу між водою і атмосферою досягається при дуже малому вмісті CO2 в воді. При парціальному тиску CO2 в атмосфері 33 Па розчинність його у воді буде 2166 • 0,00033 = 0,715 мг / л (при 12 ° С). Зазвичай же поверхневі води суші, в яких протікають різні процеси розкладання органічної речовини і які пов'язані з грунтами, мають більший вміст CO2 і тому виділяють його в атмосферу. Лише при дуже сильному фотосинтезі, коли CO2 практично зникає, може відбуватися поглинання CO2 з атмосфери. Вміст діоксиду вуглецю в природних водах надзвичайно різноманітно - від декількох десятих долей до 3000-4000 мг / л. Найменша концентрація CO2 спостерігається в поверхневих водах, особливо мінералізованих (моря, солоні озера), найбільша - у підземних та забруднених стічних водах. У річках і озерах концентрація CO2 рідко перевищує 20-30 мг / л.

Розчинений молекулярний азот (N2) - найбільш постійний газ в природних водах. Надзвичайно хімічно стійкий і біологічно важко засвоюваний, азот, будучи занесений в глибинні шари океану або підземні води, змінюється головним чином лише під впливом фізичних умов (температура і тиск). Розчинений в поверхневих водах азот має переважно повітряне походження. Поряд з цим в природі широко поширений азот біогенного походження, що виникає в результаті денітрифікації.

Газ метан (CH4) відноситься до числа найбільш поширених газів і підземних водах. У газовій фазі підземних вод майже завжди кількісно переважає азот, двоокис вуглецю або метан. Основним джерелом утворення метану служать дисперсні органічні речовини в породах. Метан і важкі вуглеводні, нерідко зустрічаються в значних концентраціях в глибинних підземних водах закритих структур, пов'язаних з нафтоносними родовищами. У невеликій концентрації метан спостерігається в природних шарах озер, де він виділяється з мулу при розкладанні рослинних залишків, а також в океанічних донних відкладеннях в районах високої біологічної продуктивності.

Газ сірководень (H2S) є одним з продуктів розпаду білкової речовини, що містить в своєму складі сірку, і тому скупчення його часто спостерігається в придонних шарах водойм внаслідок гниття різних органічних залишків. У нижніх частинах глибоких озер і морів, де відсутня водообмін, часто утворюється сірководнева зона. При парціальному тиску сірководню в атмосфері, що дорівнює нулю, тривала присутність його в поверхневих водах неможливо. Крім того, він окислюється киснем, розчиненим у воді. У річках сірководень спостерігається лише в придонних шарах, головним чином в зимовий період, коли утруднена аерація водної товщі. Присутність сірководню в природних незабруднених поверхневих водах - порівняно рідкісне явище. Набагато частіше сірководень присутній в підземних водах, ізольованих від поверхні і в сильно забруднених поверхневих водах, в яких він служить показником сильного забруднення і анаеробних умови.

Мезоелементи

Крім головних іонів, вміст яких у воді дуже багато, ряд елементів: азот, фосфор, кремній, алюміній, залізо, фтор - присутні в ній в концентраціях від 0,1 до 10 мг / л. Вони називаються мезоелементамі (від грец. "Мезос" - "середній", "проміжний").

Азот у формі нітратів NO3- потрапляє у водойми з дощовою водою, а в формі амінокислот, сечовини (NH2) 2CO і солей амонію NH4 + - при розкладанні органічних залишків.

Фосфор існує в воді в формі гидрофосфата HPO32- і дигідрофосфат H2PO3-, що утворюються в результаті розкладання органічних залишків.

Кремній є постійним компонентом хімічного складу природних вод. Цьому сприяє на відміну від інших компонентів поширеність сполук кремнію в гірських породах, і тільки мала розчинність останніх пояснює малий вміст кремнію в воді. Концентрація кремнію в природних водах зазвичай становить кілька міліграмів в 1 л. У підземних водах вона підвищується і часто досягає десятків міліграмів в 1 л, а в гарячих термальних водах - навіть сотень. На розчинність кремнію, крім температури сильно впливає підвищення pH розчину. Порівняно малий вміст кремнію в поверхневих водах, що поступаються розчинності діоксиду кремнію (125 мг / л при 26 ° С, 170 мг / л при 38 ° С), вказує на наявність у воді процесів зменшують його концентрацію. До них треба віднести споживання кремнію водяними організмами, багато з яких, наприклад діатомові водорості, будують свій скелет із кремнію. Крім того, кремнієва кислота як більш слабка витісняється з розчину вугільною кислотою:

Na4SiO4 + 4CO2 + 4H2O = H4SiO4 + 4NaHCO3

Сприяє нестійкості кремнію в розчині і схильність кремнієвої кислоти за певних умов переходити в гель. У дуже мало мінералізованих водах кремній становить істотну, а іноді і переважну частину хімічного складу води, незважаючи на його малу абсолютний зміст. Присутність кремнію у воді є серйозною перешкодою в техніці, так як при тривалому кип'ятінні води кремній утворює в котлах дуже тверду силікатну накип.

Алюміній надходить у водойми в результаті дії кислот на глини (каолін):

Al2 [Si2O5] (OH) 4 + 6H + = 2SiO2 + 5H2O + 2Al3 +

Основне джерело заліза - залізовмісні глини. Органічні залишки (нижче позначаються як "С"), що знаходяться в контакті з ними, відновлюють залізо до двовалентного, яке повільно вимивається в формі гідрокарбонату або солей гумінових кислот:

2Fe2O3 + "C" + 4H2O + 7CO2 = 4Fe (HCO3) 2

Коли вода з розчиненими в ній іонами Fe2 + вступає в контакт з повітрям, залізо швидко окислюється, утворюючи коричневий осад гідроксиду Fe (OH) 3. Згодом він перетворюється в болотяну руду - бурий залізняк (лимонит) FeO (OH). Карельська болотна руда використовувалася в XVIII-XIX століттях для отримання заліза.

Синювата плівка на поверхні води - це Fe (OH) 3, що утворюється, коли підземні води, що містили іони Fe2 +, вступають в контакт з повітрям. Її часто плутають з масляною плівкою, проте розрізнити їх дуже легко: у плівки гідроксиду заліза рвані краї. Якщо поверхня води злегка схвилювати, гідроксидні плівка, на відміну від масляної, що не буде переливатися.

Мікроелементи

До цієї групи належать елементи, з'єднання яких зустрічаються в природних водах в дуже малих концентраціях, тому їх і називають мікроелементами. Їх концентрація вимірюється мікрограма в 1 л (мкг / л), а часто має і менші значення. Мікроелементи є найбільшу групу елементів хімічного складу природних вод, в неї входять всі елементи періодичної системи, не включені в попередні групи розглянутих компонентів. Умовно їх можна розділити на п'ять підгруп: 1) типові катіони (Li +, Rb +, Cs +, Be2 +, Sr2 +, Ba2 + і ін.); 2) іони важких металів (Cu2 +, Ag +, Au +, Pb2 +, Fe2 +, Ni2 +, Co2 + та ін); 3) амфотерні комплексообразователи (Cr, Mo, V, Mn); 4) типові аніони (Br-, I-, F-); 5) радіоактивні елементи. Мікроелементи необхідні для нормальної життєдіяльності рослин, тварин і людини. Однак при підвищеній концентрації багато мікроелементів шкідливі і навіть отруйні для живих організмів. Тому часто вони стають забруднюючими речовинами і концентрація їх контролюється. Успішне вивчення мікроелементів утруднено не тільки їх малим вмістом в природних водах, а й в сильній мірі неясністю форми їх присутності в розчині. Останнє не тільки ускладнює з'ясування закономірностей їх міграції і режиму але і створює труднощі при хімічному аналізі. Наприклад, багато важкі метали мігрують у великих концентраціях саме в підвішеному, а не в розчиненому стані. Розчинені органічні комплекси утворюють більшість металів, перш за все двох-і тривалентні метали з гуміновими і фульвокислот. Концентрація закомплексованих металів визначається насамперед концентрацією органічних кислот. У вигляді колоїдних сполук присутні багато гідроксиди металів. Можливо, відбувається адсорбція органічних речовин на поверхні колоїдів, що надає їм більшу стабільність в розчині.

Фактори що впливають на хімічний склад води

Хімічний склад природної води визначає попередня йому історія, тобто шлях, досконалий водою в процесі свого кругообігу. Кількість розчинених речовин в такій воді буде залежати, з одного боку, від складу тих речовин, з якими вона стикалася, з іншого - від умов, в яких відбувалися ці взаємодії. Впливати на хімічний склад води можуть наступні фактори: гірські породи, грунту, живі організми, діяльність людини, клімат, рельєф, водний режим, рослинність, гідрогеологічні та гідродинамічні умови тощо. Розглянемо лише деякі фактори, що впливають на склад води.

Грунтовий розчин і фільтруються через грунт атмосферні опади здатні посилювати розчинення порід і мінералів. Це одне з найважливіших властивостей грунту, що впливає на формування складу природних вод, є результатом збільшення концентрації діоксиду вуглецю в грунтовому розчині, що виділяється при диханні живих організмів і кореневої системи в грунтах і біохімічному розпаді органічних залишків. Внаслідок цього концентрація CO2 в грунтовому повітрі зростає від 0,033%, властивих атмосферному повітрю, до 1% і більше в грунтовому повітрі (в важких глинистих ґрунтах концентрація CO2 в грунтовому повітрі досягає іноді 5-10%, надаючи тим самим розчину сильне агресивна дія по відношенню до порід). Іншим фактором, що підсилює агресивна дія фільтрується через грунт води, є органічна речовина - грунтовий гумус, що утворюється в грунтах при трансформації рослинних залишків. У складі гумусу в якості активних реагентів насамперед слід назвати гумінові і фульвокислоти і більш прості з'єднання, наприклад органічні кислоти (лимонна, щавлева, оцтова, яблучна і ін.), Аміни і т.п. Грунтовий розчин, збагачуючись органічними кислотами і CO2, у багато разів прискорює хімічне вивітрювання алюмосилікатів, що містяться в грунтах. Аналогічно вода, фільтруються через грунт, прискорює хімічне вивітрювання алюмосилікатів і карбонатних порід, що підстилають ґрунт. Вапняк легко утворює розчинний (до 1,6 г / л) гідрокарбонат кальцію:

CaCO3 + H2O + CO2 ↔ Ca (HCO3) 2

Майже на всій європейській частині Росії (крім Карелії і Мурманської області) вапняки, а також доломіт MgCO3 • CaCO3 залягають досить близько до поверхні. Тому вода тут містить переважно гідрокарбонати кальцію і магнію. У таких річках, як Волга, Дон, Північна Двіна, і основних їх притоках гідрокарбонати кальцію і магнію складають від 3/4 до 9/10 всіх розчинених солей.

Солі потрапляють у водойми і в результаті діяльності людини. Так, хлоридами натрію і кальцію взимку посипають дороги, щоб розтоплювати лід. Навесні разом з талою водою хлориди стікають в річки. Третина хлоридів в річках європейської частини Росії привнесена туди людиною. У річках, на яких стоять великі міста, ця частка набагато більше.

Рельєф місцевості побічно впливає на склад води, сприяючи вимивання солей з товщі порід. Глибина ерозійного врізу річки полегшує надходження в річку більш мінералізованих грунтових вод нижніх горизонтів. Цьому ж сприяють і інші види депресій (річкові долини, балки, яри), що поліпшують дренування водозбору.

Клімат ж, створює загальний фон, на якому відбувається більшість процесів, що впливають на формування хімічного складу природних вод. Клімат насамперед визначає баланс тепла і вологи, від якого залежить зволоженість місцевості і обсяг водного стоку, а отже, і розведення або концентрування природних розчинів і можливість розчинення речовин або випадання їх в осад.

Величезний вплив на хімічний склад води і його зміна з плином часу надають джерела живлення водного об'єкта і їх співвідношення. У період танення снігу вода в річках, озерах і водосховищах має нижчу мінералізацію, ніж в період, коли більша частина харчування здійснюється за рахунок грунтових і підземних вод. Ця обставина використовують при регулюванні наповнення водосховищ і скидання з них води. Як правило, водосховища наповнюють в період весняної повені, коли припливна вода має меншу мінералізацію.