Teraz radoczynność. Wody podziemne w określonych warunkach mogą zawierać rozpuszczone pierwiastki promieniotwórcze nadające wodzie radoczynność. Radoczynność to zdolność wody podziemnej do wysyłania promieniowania α, β, γ. Naturalnym źródłem pierwiastków są przede wszystkim szeregi uranowo-radowy, torowy i uranowo-aktynowy. Jest to promieniotwórczość naturalna w odróżnieniu od sztucznej wywoływanej przez człowieka. Szczególną rolę w promieniotwórczości naturalnej odgrywają gazy promieniotwórcze Rn, Tn, An powstające w efekcie promieniowania.
Ponieważ mają one krótkie okresy półrozpadu, w związku z tym wyróżnia się tak zwaną promieniotwórczość stałą i czasową. Stała w wodach podziemnych występuje stosunkowo rzadko i ma niewielkie nasilenie. Wynika z obecności izotopów Ra, U i 40K. Mają bardzo długie okresy rozpadu, rzędu setek i tysięcy lat. Promieniotwórczość czasowa jest związana z gazami Rn, Tn, An1. Są one wychwytywane przez wodę przy przejściu przez skały w której zachodzi promieniotwórczość. Promieniotwórczość ta stosunkowo szybko zanika. W wodach podziemnych spośród trzech dominuje Rn, łatwo rozpuszczalny i o stosunkowo najdłuższym okresie półrozpadu, a mianowicie 3,825 dnia w odróżnieniu od Tn (54s ) i An (3,9 s). W związku z tym Tn i An nie odgrywają prawie żadnej roli.
Jednostką aktywności promieniotwórczej historycznie rzecz biorąc jest 1 kiur (1 Ci).
1 Ci = 3,7*1010 Bq. Teraz używa się Bekereli, ale w lecznictwie uzdrowiskowym mamy jeszcze kiury, ponieważ wody z radonem są uznawane za lecznicze. W ciągu jednej sekundy rozpada się 3,78*1010 atomów w 1 g radu. Przed wojną 1 g radu ofiarowała Skłodowska Polsce, który był wykorzystywany wtedy w celach leczniczych.
W odniesieniu do jednostki objętości wody mówimy o radoczynności właściwej. Możemy zapisać 1 Ci/cm3 lub 1 Bq/cm3. W praktyce używa się jednostki znacznie mniejszej bo 1 Ci/l to bardzo dużo. Używamy zatem nCi/l, co jest jedną miliardową częścią Kiura. Jeśli chodzi o radoczynność klasyfikujemy wody podziemne następująco.
| Radoczynność | nCi/l | Bq/l |
|---|---|---|
| Słaba | Do 2 | Do 74 |
| Średnia | 2-10 | 74-370 |
| Silna | 10-100 | 370-3700 |
| Bardzo silna | Pow. 100 | Pow. 3700 |
Najczęściej jest słaba, powyżej 100 nCi/l zdarza się bardzo rzadko. W Polsce przede wszystkim Sudety. Największa jest w źródle Marii Skłodowdskisej – Curie w Świeradowie i wynosi 55 nCi/l czyli 2035 Bq. Wody lecznicze to w Polsce wody o radoczynności pow. 2 nCi/l. Najwyższą radoczynność na świecie wykazują źródła Jachymowskie w Czechach, gdzie jedno ze źródeł ma radoczynność 3182 nCi/l.
Czynnikiem radoczynności jest rodzaj skał przez które przepływa woda. Największa jest w masywach kwaśnych skał magmowych. Najmniejsza w zasadowych skałach magmowych. W skałach osadowych panują warunki pośrednie.
Oprócz radoczynności naturalnej może występować radoczynność sztuczna na którą wpływ mają:
wybuchy bomb atomowych i wodorowych,
reaktory atomowe w przypadku awarii bądź wybuchów,
elektrownie atomowe, zakłady przemysłowe pracujące na energii atomowej, statki z napędem atomowym itp.: w razie awarii lub niedostatecznego zabezpieczenia
duże laboratoria gdzie stosuje się izotopy promieniotwórcze
duże ośrodki badań atomowych pracujące za pomocą wielkich akceleratorów w przypadku niedostatecznej kontroli
ścieki i odpady promieniotwórcze przedostające się do środowiska,
badania terenowe z użyciem radioizotopów.
To są wszystko takie zagrożenia które mogą spowodować przedostanie się sztucznych izotopów promieniotwórczych i wywoływać również skażenia wód podziemnych. Natomiast czynnikiem zagrożenia może być również naturalny radon jako gaz, który może wydobywać się z podłoża skalnego. Może być czynnikiem zagrażającym zdrowiu mieszkańców. Może kumulować się w piwnicach i jeżeli osoby przebywające stale w tych budynkach są stale narażone na emisję radonu mogą być podatne na nowotwory. W związku z tym powszechnie w krajach zachodnich wykonuje się badania jaki jest stopień emisji radonu z podłoża skalnego, a także w istniejących budynkach takie badania się wykonuje. Łatwo przedostaje się przez wszystkie pęknięcia, mikroszczeliny. Ważne jest wietrzenie, a może nawet specjalne systemy wentylacji. W szczególności dotyczy to tych rejonów gdzie mamy podłoże ze skał kwaśnych magmowych. W skałach osadowych sytuacja jest pośrednia. W Polsce mało takich badań się wykonuje.
Trzeba wiedzieć co to jest radoczynność stała, czasowa, właściwa.
Teraz powiemy sobie o własnościach organoleptycznych. To jak mówiliśmy wcześniej smak i zapach. Otóż smak ma dość istotne znaczenie jeśli chodzi o wody podziemne. Na ogół charakteryzują się one korzystniejszym smakiem niż wody powierzchniowe. Badania smaku wykonuje się stosunkowo rzadko jako badanie mało precyzyjne. Nieco powszechniejsze są badania zapachu. Smak nadają sole i gazy rozpuszczone w wodzie, przy czym odczucie smaku zależy od:
wrażliwości kubków smakowych danego osobnika ,
temperatury wody oraz
jakości i ilości rozpuszczonych w wodzie substancji.
Generalnie smak ocenia się na podstawie intensywności i jakości odczucia. Wiemy, że w przypadku niektórych substancji, dochodzi do łatwego odczucia smaku. Słony smak jest przy zawartości ponad 165 mg/l HCl. Smak gorzki przy siarczanie magnezu2 (250 mg/l) i chlorku potasu3 (420 mg/l).
Jeśli chodzi o intensywność wrażenia – stopień odczucia smaku, stosuje się skale 6-stopniową. Ta skala wygląda tak :
0 – brak odczucia smaku
1 – bardzo słabe
2 – słabe
3 – wyraźne
4 – silne
5 – bardzo silne
Jeśli chodzi o jakość odczucia to mamy cztery podstawowe rodzaje odczucia smaku: słony, gorzki, słodki, kwaśny4. Wszelkie inne odczucia smaku nazywamy posmakami i mogą być oczywiście bardzo różne. Fenole dają posmak fenolowy, chlorofenole dają charakterystyczny posmak. Możemy wyróżniać przyjemne i nieprzyjemne odczucia smaku. Przyjemne odczucie dają sole wapnia i magnezu. Woda destylowana ma dużo mniej przyjemny smak bo jest ich pozbawiona. Nieprzyjemne odczucie wynika z obecności siarkowodoru – zapachu zgniłych jaj, który uwalnia się przy rozkładzie gnilnym białka, jest to posmak naturalny. Przyjemne wrażenie odczucia smaku nadaje również rozpuszczony CO2 i temperatura 8-12 °C. Mówimy że woda ma wtedy właściwości orzeźwiające. Wykonuje się badania na zimno przy temperaturze pokojowej i na gorąco (60 °C).
Powszechniej wykonuje się badania zapachu, który zależy od podobnych czynników co smak (wrażliwości powonienia, temperatury wody, ilości i jakości substancji). Przy badaniach zapachu bierze się pod uwagę stopień i jakość odczucia.
Stopień odczucia określa się także w skali 6 stopniowej, identycznej jak przy smaku. Jeśli chodzi o jakość odczucia wyróżniamy trzy grupy zapachów. Pierwsza grupa zapach roślinny (R) wywołany obecnością związków organicznych. Mogą być jeszcze określenia dodatkowe: ziemisty, torfiasty, błotny, mszysty.
Druga grupa to zapachy gnilne (G). To zapachy związane również z obecnością substancji organicznej, ale w stanie rozkładu gnilnego. Stęchły, zbutwiały, zgniłych jaj – związany z obecnością H2S.
Trzecia grupa to zapachy specyficzne (S). Są związane z obecnością jakiś specyficznych substancji, najczęściej zanieczyszczeń, np.. benzyna, fenol, chlorofenol, chlor. W przypadku zapachów specyficznych, jeżeli uda się zidentyfikować substancję, która wywołuje zapach, podajemy rodzaj tej substancji.
Badania na zimno oznacza się literką z, a na gorąco literką g. Wynik podaje się w trójczłonowym kodzie. Na pierwszym miejscu temperatura badań, dalej intensywność (0-5) i na końcu jakość (R, G, S). Na przykład Z1R. Jeżeli będzie podane G2S(Cl). Oznacza że badania na gorąco wykazało słaby zapach chloru.
Badania zapachu najlepiej wykonywać bezpośrednio w terenie albo w laboratorium w krótkim czasie po przewiezieniu próby do laboratorium. Badania ma określić cechy wody w miejscu występowania, więc trzeba uważać żeby ich nie zmienić po pobraniu próbki.
Wody podziemne zawierają rozpuszczone w nich gazy, substancje mineralne jako rozwory rzeczywiste, roztwory koloidalne, zawiesiny. Ponadto mogą występować bakterie, wirusy oraz w określonych warunkach drobne organizmy wyższe. Na 88 pierwiastków występujących w przyrodzie, w wodach podziemnych wykryto 50. Pierwiastki te ze względu na stosunki ilościowe dzielimy na:
Główne czyli makroelementy występują w stężeniach powyżej 10 mg/l z reguły. Zaliczamy do tej grupy H, C, N, O, Na, Mg, S, Cl, K, Ca, Mn, Br, Fe, I
Rzadkie czyli mikroelementy o stężeniach 0,01 -10 mg/l to Li, B5, F, Al, Si P, Cu, Zn, Ti, V, As, Cr, Co, Ni, Ag, Sr, Ba, Pb.
Śladowe w niższych stężeniach – Rb, Au, Hg i in.
Promieniotwórcze Rn, (w tym Tn i An), Ra, U, Th, 40K.
Taki jest podział jeżeli rozpatrujemy pierwiastki, ale jak wiemy najczęściej występują one w związkach6. Biorąc pod uwagę formy występowania pierwiastków w postaci związków chemicznych, dzielimy te składniki rozpuszczone w wodzie i decydujące o mineralizacji na makroskładniki, składniki podrzędne i mikroskładniki.
Do makroskładników decydujących o mineralizacji wód podziemnych zaliczamy cztery kationy i trzy aniony, które występują w wodzie. O mineralizacji decydują związki chemiczne występujące najczęściej w formie jonowej. Mamy dwa kationy dwuwartościowe (Ca2+, Mg2+) i dwa jednowartościowe, (Na+, K+). Do anionów zaliczamy Cl-, HCO3- i SO42-.
Do podrzędnych zaliczamy związki azotu, żelaza i glinu oraz substancje organiczne. Do mikroskładników zaliczamy pierwiastki rzadkie, śladowe i promieniotwórcze. Chemizm jest związany głównie z rozpuszczaniem naturalnych składników środowiska geologicznego, ale mogą też pojawiać się substancje antropogeniczne, zbliżone do naturalnych lub zupełnie sztuczne (detergenty, fenole, pestycydy), które są typowe dla działalności człowieka.
Jeśli chodzi o własności chemiczne wód podziemnych, zaliczamy do nich:
mineralizację,
twardość,
odczyn pH,
potencjał redukcyjno – oksydacyjny Eh,
zasadowość i
kwasowość
Te własności chemiczne mają istotne znaczenie ponieważ często decydują o możliwości i warunkach występowania określonych pierwiastków i składników i decydują o warunkach migracji. Szczególne znaczenie ma tutaj potencjał Eh i pH.
Mineralizacja wody wynika z zawartości rozpuszczonych w wodzie składników stałych. Ażeby określać mineralizację trzeba zsumować na podstawie analizy fizyczno-chemicznej wszystkie składniki rozpuszczone w wodzie. Trzeba wykonać pełną analizę fizyczno-chemiczną. Takie analizy wykonuje się najczęściej tylko w przypadku wód leczniczych. W związku z tym w hydrogeologii w celu określenia mineralizacji stosuje się metody przybliżone: np. na podstawie przewodnictwa elektrycznego czy suchej pozostałości.
Sucha pozostałość to osad jaki pozostaje po odparowaniu 1 l wody w temperaturze 105 °C i wysuszeniu go do stałej masy w tej samej temperaturze. Nie odpowiada jednak rzeczywistej mineralizacji ponieważ zawiera dodatkowo koloidy. Poza tym może następować częściowy rozkład węglanów, boranów i związków azotu. Może zachodzić też hydroliza soli i uwadnianie gipsu i innych kryształów. Przy czym najważniejszym procesem jest tu rozkład węglanów, który zazwyczaj powoduje zaniżenie masy suchej pozostałości. Mianowicie.
Ca(HCO3)2 CaCO3 + CO2 (uwalnia się do atmosfery) + H2O. Część masy zatem tracimy.
Dlatego do określenia mineralizacji zaleca się stosowanie wzoru:
M= S1 – Z + 0,5 HCO3
S1 – sucha pozostałość
Z – zawiesiny mineralne
HCO3 – zawartość wodorowęglanów w gramach na litr – musi być oznaczona przed suszeniem
Można też oznaczać pozostałość po prażeniu w temperaturze 600 °C. Spalają się substancje organiczne, a niektóre nieorganiczne utlenieniu (siarczki, sole amonowe, sole boru) i paruje woda . Strata prażenia od 105 do 600 °C może być traktowana przede wszystkim jako orientacyjne oznaczenie substancji organicznej w wodzie.
Generalnie w hydrogeologii wyróżnia wody słodkie (zwykłe) i mineralne – powyżej 1 g/l. Dalej dzielimy na:
ultrasłodkie o mineralizacji poniżej 0,1 g/l,
słodkie 0,1 – 0,5 g/l,
akratopegi (gr. wody słonawe) 0,5 -1 g/l.
Mineralizacja wód podziemnych może maksymalnie wynosić ponad 300 i sięgać do 400 g/l. Wody mineralne dzielimy na:
słabo zmineralizowane 1-3 g/l,
średnio zmineralizowane 3-10 g/l,
silnie zmineralizowane 10-35 g/l,
solanki powyżej 35 g/l. Ta ostatnia granica wynika ze średniego zasolenia wód morskich, które wynosi 35 g/l.
To klasyfikacja dla klimatu umiarkowanego. W krajach suchych często do picia i podlewania używa się wody o wyższej mineralizacji niż 1 g/l - nawet do 3 g/l, a do podlewania palmy kokosowej nawet do 5 g/l. Inne rośliny podlewane taką wodą dawno by padły. Palma kokosowa to wytrzymuje i ma słodkie owoce.
W powszechnym mniemaniu za wody mineralne uważa się wszystkie wody podziemne. Inaczej też klasyfikuje się wody do picia. Tam naturalna woda mineralna to woda która charakteryzuje się pewnymi cechami, smakowymi i składowymi. Naturalna woda źródlana to każda woda podziemna, czyli również kranówka.
Na każdej butelce musi być podany skład wody. Jeśli chodzi o poziom mineralizacji, może być on różny. Maksymalnie mineralizacja niektórych wód dochodzi do 3 g/l. Na ogół jest to mineralizacja niewiele przekraczająca 1 g/l. Muszyna i Piwniczna mogą mieć wyższą (szczawy).
Nie powinno się pić wody o bardzo niskiej mineralizacji bo wypłukuje ona wszystkie niezbędne składniki. Najlepszy jest jak zwykle złoty środek. Woda powyżej 500 mg/l ma cechy smakowe. Do pożądanych składników należy magnez, do niepożądanych sód. Uważa się że bardziej zdrowa jest woda, która ma wyższą mineralizację. Na terenach górskich gdzie woda ma niska mineralizację i twardość to taka woda jest niekorzystna dla zdrowia. Głównie chodzi o układ krwionośny. Nie do końca jest to jasne, ale możliwą przyczyną jest to że wody te mają niższe wyraźnie pH i mogą też zawierać więcej mikroskładników a zwłaszcza metali ciężkich.
W związku z zapotrzebowaniem organizmu na makroskładniki nie należy również stosować domowych urządzeń do oczyszczania wody, w szczególności urządzenia odwróconej osmozy. Przy domowych urządzeniach tego typu mineralizacja jest ograniczona do 40 mg/l. Po fali krytyki zaczęto oferować te urządzenia z wtórną mineralizacją.
Następna własność chemiczna to twardość wody. Powszechnie twardość wody jest oceniana na podstawie pienienia się z mydłem. Generalnie rzecz biorąc wody miękkie to takie, które łatwo się pienią, a twarde wymagają zużycia większej ilości mydła. Wynika to z rozpuszczonych kationów Ca, Mg, a także Al, Fe, Mn, Sr, Zn i innych dwuwartościowych kationów.
Wyróżniamy twardość węglanową i niewęglanową. Ich suma daje twardość ogólną. W wodach zwykłych twardość związana jest z obecnością soli wapnia i magnezu. Mówimy, że jest to twardość węglanowa. Wynika ona z obecności węglanów wapnia i magnezu. Twardość niewęglanowa wynika z obecności rozpuszczonych w wodzie innych soli wapnia i magnezu – siarczanów, chlorków, azotanów.
Twardość węglanowa jest nazywana również przemijającą. Wynika to z tego, że zanika ona w trakcie gotowania wody. Rozpuszczone w wodzie kwaśne węglany wapnia i magnezu, w trakcie gotowania następuje ich przekształcanie – tworzy się węglan wapnia, zwany tu kamieniem kotłowym, wydziela się dwutlenek węgla i twardość ta zanika, dlatego nazywana jest przemijającą.
Twardość wody może być podawana w różnych jednostkach – tradycyjnie w stopniach niemieckich, później w milivalach na litr, jest to jeden miligramorównoważnik jonów Ca2+ w litrze wody. Jeden stopień niemiecki to 0,3566 mval/l. 1 mval /l = 2,804 °n. W ostatnich latach podaje się również w mgCaCO3/l. 1 mval/l = 50 mg CaCO3/l.
Ze względu na twardość wody dzielimy na bardzo miękkie poniżej 1,5 mval/l miękkie 1,5-3 mval/l, średnie 3-6 mval/l, twarde 6-10 mval/l, bardzo twarde pow. 10 mval/l. Wody pitne nie powinny mieć więcej niż 10 mval/l.
Twardość zależy od obecności skał węglanowych, ale także obecności dwutlenku węgla, który warunkuje rozpuszczanie węglanów.
Wody miękkie występują w Polsce południowej (Karpaty, Sudety, obszary podgórskie) oraz piaskach i piaskowcach kredy dolnej, jury dolnej i miocenu, gdzie mamy drobnoziarniste piaski kwarcowe pozbawione węglanów. Twardość wysoka jest w czwartorzędowych utworach polodowcowych.
Wody miękkie są mniej zdrowe. Są przydatne do mycia, bo mało mydła się zużywa. Panie zbierały deszczówkę do mycia włosów, teraz może być zanieczyszczona. Dla celów przemysłowych są raczej lepsze wody miękkie, szczególnie dla celów kotłowych, bo nie osadza się kamień. W tej chwili wodę dla celów kotłowych się sztucznie zmiękcza. Przed wojną poszukiwano dla celów kotłowych takiej wody miękkiej. Znany jest przykład krochmalni, gdzie mając dobre źródło wody w czwartorzędzie wykonano studnię do miocenu bo tam jest woda miękka. Natomiast woda do picia lepiej że jest twardsza. Zwykle mają 6-8 mval/l.
Niska twardość wód wynika również z tego że jak wiemy w niewielkim stopniu występują tam węglany. Przedgórze Karpackie to głównie flisze. Jeżeli obserwujemy utwory czwartorzędu w kierunku południowym w coraz mniejszym stopniu zawierają węglany. Węglany występują głównie w glinach zwałowych, ewentualnie w żwirach. Im dłuższa przeróbka osadu tym węglanów jest mniej.
O odczynie wody pH uczyliśmy się w szkole. Wszyscy wiedza co to jest pH, badało się papierkiem lakmusowym. pH ma duże znaczenie również jeśli chodzi o hydrogeochemię wód podziemnych. pH to ujemny logarytm ze stężenia jonów H+.
pH = -lg[H+].
W wodach podziemnych dominują wody obojętne. pH w wodach podziemnych zależy od dysocjacji słabych kwasów takich jak kwas węglowy oraz siarkowodór i kwasy organiczne. Przede wszystkim istotnym czynnikiem jest kwas węglowy – słaby kwas który dysocjuje na jony H+ + HCO3-. HCO3-. Dysocjuje ponownie na H+ i CO32-
Siarkowodór dysocjuje na H+ i HS- , a dalej HS- na H plus i S 2-
Duży wpływ mają również procesy utleniania siarczków i procesy organiczne. Także kwaśne deszcze w których występuje kwas siarkowy i azotowy, które są wynikiem spalania emisji tlenków siarki i tlenków azotu. W naturalnych warunkach również powstaje kwas azotowy w wyniku procesów syntezy naturalnego tlenu i azotu w łuku elektrycznym. Powstają wtedy azotany i mówimy że rok jest urodzajny jak jest dużo burz bo jest wtedy naturalny nawóz.
pH zależy również od zdolności buforujących środowiska skalnego i wód podziemnych. Czynnikiem buforującym są przede wszystkim węglany oraz procesy sorpcji jonów H+, które zachodzą w szczególności na drobnych cząstkach minerałów ilastych. Skrajnie niskie wartości pH obserwujemy w strefach utleniania siarczków, gdzie pH może obniżać się do 2-3, podczas gdy przeciętnie jest słabo alkaliczne 7-8. Warunki alkaliczne spotyka się głównie na terenach pustynnych, gdzie dochodzi do wytrącania się wodorotlenków metali alkalicznych Na, K.
PH oznaczamy stosując metody wskaźnikowe, kolorymetryczne i potencjałometryczne (pHmetryczne). Wskaźnikowe to papierki lakmusowe, wskaźniki do badania gleb. Do kolorymetrycznych są wzorce i porównuje się je. Teraz najczęstszą metodą są pH metry, musi być zaopatrzony w odpowiednio wykalibrowaną elektrodę szklaną. Przy pomiarze powinno się uwzględniać również temperaturę. Wymagana dokładność to 0,1.
Wartość pH jest ważny parametrem, decyduje o migracji wielu składników. Generalnie im większe pH tym większa zdolność rozpuszczania składników w wodzie i ich migracja. W geologii inżynierskiej określa się agresywność wody w stosunku do betonu i stali.
Na pH wpływ ma otoczenie skalne, jak również własności samej wody. Jeśli występują jony HCO3-. i dodamy jony H+, pH się nie zmieni bo połączą się one z jonami HCO3-, tworząc H2CO3.
Następnym parametrem jest potencjał redukcyjno oksydacyjnym (zwany Eh). Potencjał redukcyjno oksydacyjny, mimo że mniej znany jako parametr, jest bardzo ważny w hydrogeochemii wód podziemnych, ponieważ również decyduje o formach występowania pierwiastków. Forma występowania z kolei decyduje o tym czy one migrują czy nie.
Generalnie określamy go jako miarę zdolności układu do utleniania bądź redukcji. Wyróżniamy grupę tak zwanych reakcji utleniająco redukcyjnych, czyli tych które przebiegają ze zmianą wartościowości pierwiastków.
O przebiegu tych reakcji decyduje wartość Eh. Potencjał redukcyjno – oksydacyjny wyraża się w voltach albo miliwoltach w stosunku do potencjału normalnego elektrody wodorowej który przyjmuje się za zero. Wartość potencjału jest to siłą elektromotoryczna pomiędzy elektrodą wodorową i elektrodą platynową zanurzoną w badanym roztworze. Przy pomiarach używa się elektrody platynowej i ponieważ trudno sobie wyobrazić w praktyce użycie elektrody wodorowej co byłoby niebezpieczne, w praktyce stosuje się nasyconą elektrodę kalomelową. Trzeba wtedy wprowadzić odpowiednią poprawkę.
Reakcja utlenienie polega na utracie elektronów walencyjnych, a redukcja na przyłączaniu elektronów walencyjnych co obniża wartościowość. Eh możemy wyznaczyć za pomocą wzoru który ma postać:
Eh = E0 + $\frac{\mathbf{\text{RT}}}{\mathbf{\text{nF}}}\mathbf{\ln}\frac{\mathbf{\lbrack Oks\rbrack}}{\mathbf{\lbrack Red\rbrack}}\mathbf{,}$ gdzie
E0 – normalny potencjał redoks danego układu przy jednakowym stężeniu form utlenionych i zredukowanych
R – stała gazowa
T – temperatura w K
n – liczba elektronów biorących udział w reakcjach
F – stała Faradaya
Oks i red – stężenia molowe utleniacza i reduktora, są wyrażone w molach
Po wstawieniu odpowiednich wartości liczbowych i przejściu na logarytmy dziesiętne otrzymujemy:
Eh= E0 + 0,06 lg$\ \frac{\mathbf{\lbrack Oks\rbrack}}{\mathbf{\lbrack Red\rbrack}}$
Eh należy od -0,4 do 0,8. Najczęściej wynosi około 0,2 V. Jeżeli następuje natlenienie wody wzrasta on powyżej + 0,4. Potencjały poniżej + 0,2 V wskazują na środowisko redukcyjne. Szczególnie wartości ujemne.
O potencjale oksydacyjno redukcyjnym decydują głównie czynniki potenjcałotwórcze do których zaliczamy tlen jako utleniacz i substancję organiczną jako reduktor. Tlen jest generalnie słabym utleniaczem jeżeli występuje jako O2. Jeżeli występuje jako O (tlen atomowy), który uwalania się z ozonu lub nadtlenku wodoru, jest silnie utleniający. W warunkach rozkładu substancji organicznej mamy warunki redukcyjne.
W zależności od tego występują różne formy pierwiastków tak ważnych z punktu wiedzenia wód podziemnych jak Fe, Mn, S, H, N. W środowisku utleniającym żelazo przechodzi w formy utlenione i występuje jako żelazo trójwartościowe nierozpuszczalne w wodzie w normalnym pH. To samo dotyczy manganu. Natomiast siarka występuje w postaci dobrze rozpuszczalnych siarczanów, a azot azotanów – dobrze migrują.
W środowiskach skrajnie redukcyjnych dochodzi do redukcji N i S. Azot występuje wtedy w formie jonu amonowego NH3-. Ma wtedy gorsze własności migracyjne jest silnie sorbowany, a siarka łączy się w siarczki z metalami. Najpierw z sześciowartościowej do dwuwartościowej ujemnej, nierozpuszczalne. Fe i Mn także w skrajnie redukcyjnym łączą się w siarczki i są nierozpuszczalne. Natomiast Fe bardzo dobrze migruje w warunkach pośrednich.
Jest to ważne przy zaawansowanych metodach obliczeniowych w hydrogeochemii. Pomiar wartości tego parametru nie jest łatwy w odróżnieniu od pH. Pomiar Eh pomimo że dokonuje się podobnym urządzeniem typu pehametr ale jest to znacznie trudniejsze Specjalny pehametr który ma dużą oporność wejścia. Ponieważ mierzy się bardzo niskie prądy – urządzenie pomiarowe jest podatne na wszelkiego typu uszkodzenia. Musi to być urządzenie ekranowane od wpływu różnych prądów błądzących. Czasami trzeba odczeka pół godziny lub godzinę na ustabilizowanie się pomiaru. Kiedyś wykonywało się niewiele, ale teraz trochę więcej. Mają istotne znaczenie w balneochemii.
Zasadowość (alkaliczność) jest to zdolność wody do zobojętniania kwasów w określonych warunkach. Własność ta wynika z obecności węglanów, wodorowęglanów i wodorotlenków oraz boranów, krzemianów metali alkalicznych oraz wapnia i magnezu. Również sole. Przede wszystkim zależy jednak od wodorowęglanów.
Generalnie możemy wyróżnić zasadowość wodorowęglanową (HCO3-), węglanową (jon CO32-), wodorotlenową (OH-). Oprócz tego wyróżniamy zasadowość ogólną, która stanowi sumę tych trzech zasadowości.
Oznaczenie polega na miareczkowania 0,1 – normalnym kwasem solnym HCl., przy zastosowaniu wskaźników pH to jest oranżu metylowego (4,5) i fenoloftaleiny (8,3).
Najczęściej występuje zasadowość ogólna, a więc powyżej 4,5, czasami również mineralna jeżeli pH jest powyżej 8,3. Na podstawie tych badań określa się zasadowość. Podajemy ją w mval/l. Na podstawie zasadowości ustalamy również zawartość jonu wodorowęglanowego HCO3-.