1. Rola wody w tworzeniu klimatu ziemskiego.
Woda:
jest jednym z podstawowych elementów przyrody, jest ważnym czynnikiem geologicznym i klimatologicznym decydującym o życiu na Ziemi (dominujący składnik tkanek roœlinnych i zwierzęcych, œrodowiskiem bytowania licznych gatunków, œrodowiskiem zachodzenia różnych przemian chemicznych)
jest noœnikiem ciepła w przyrodzie
powoduje wietrzenie i korozję skał (rozpuszcza ona duże iloœci związków chemicznych, zwłaszcza soli z górnych warstw skorupy ziemskiej, przenosząc je z jednego miejsca na drugie ułatwiając przebieg różnych reakcji chemicznych i procesów fizjologicznych
spełnia ważną rolę w tworzeniu klimatu w różnych częœciach œwiata, przez mieszanie i wymianę, duże ciepło właœciwe sprawia, że zbiorniki wodne nagrzewają się bardzo powoli latem, a zimą powoli to ciepło tracą, przez co zmniejszają się różnice temperatur pomiędzy porami roku (łagodniejszy klimat),
ma bardzo duże ciepło właœciwe (iloœć ciepła potrzebna do ogrzania 1kg substancji o jeden stopień), dlatego nawet podczas długotrwałego upału woda w jeziorze lub morzu ma dużo niższą temperaturę niż otoczenie. Ma to duże znaczenie dla klimatu. Klimat morski jest łagodny (ciepłe zimy i chłodne lata), bowiem zimą woda "oddaje" ciepło, a latem ciepło "pobiera".
Dużą wartoœć ma również ciepło topnienia wody (ciepło potrzebne do stopienia 1kg wody w temperaturze topnienia). Dzięki temu wiosną œnieg topi się powoli, pomimo, że temperatura powietrza dochodzi do kilkunastu stopni Celsjusza, co zapobiega powodziom. PóŸną jesienią natomiast zjawisko zamarzania wody w zbiornikach wody zachodzi powoli, stopniowo. Z tego powodu lód używa się do chłodzenia żywnoœci np. szampan obłożony kostkami lodu. Dawniej w ten sposób przechowywano żywnoœć.
Bardzo dużą wartoœć ma także ciepło parowani wody (iloœć ciepła potrzebna do wyparowania 1kg wody). Proces parowania zachodzi powoli, mogą więc istnieć odkryte zbiorniki wodne oraz mała jest częstotliwoœć opadów atmosferycznych.inną formą mieszania się i wymiany to Monsuny: w monsunie letnim wiatr wieje z morza w stronę lądu, w monsunie zimowym - odwrotnie. Latem ląd nagrzewa się szybciej niż woda, co powoduje unoszenie się nagrzanego powietrza, a tym samym spadek ciœnienia. W związku z różnicą ciœnień między wodą a lądem pojawiają się gwałtowne wiatry wiejące znad morza w głąb lądu. Zimą niże tworzą się nad cieplejszymi wodami, co powoduje wianie monsunów od lądu w stronę morza (wiatry wieją z obszarów o wyższym ciœnieniu do obszarów o niższym ciœnieniu). Monsun letni, występujący u wybrzeży Azji, niesie w głąb kontynentu wilgotne powietrze i powoduje obfite opady (pora deszczowa), warunkujące urodzaj na ogromnych obszarach (Indie, Chiny). Bardzo duże opady monsunowe powodują często katastrofalne powodzie, a brak opadów równie katastrofalne susze.
Woda jest powszechnym rozpuszczalnikiem związków ustrojowych i niezbędnym uzupełnieniem pokarmu wszystkich znanych dotąd organizmów. Uczestniczy w przebiegu większoœci reakcji metabolicznych, stanowi œrodek transportu wewnątrzustrojowego: np. produktów przemiany materii, substancji odżywczych, hormonów, enzymów. Reguluje temperaturę . Stanowi płynne œrodowisko niezbędne do usuwania końcowych produktów przemiany materii. Woda stanowi œrednio 70% masy dorosłego człowieka, w przypadku noworodka ok. 15% więcej, 60-70% limfy, 95% osocza krwi, 90% liœci, owoców, 20% koœci, 10% szkliwa zębów, tkanki tłuszczowej.
2. Ziemski cykl hydrologiczny
Cykl hydrologiczny - naturalny obieg wody na Ziemi. Obejmuje on procesy zachodzące zarówno w atmosferze takie jak: parowanie, kondensacja, opady, transport wilgoci; biosferze: pobieranie wody i jej oddawanie w procesie oddychania czyli transpiracji, jak i w litosferze: wsiąkanie, spływ podziemny i powierzchniowy. W cyklu hydrologicznym wyróżnia się obieg duży i mały.
Tylko częœć wody na kuli ziemskiej podlega cyklowi hydrologicznemu. Znaczne jej iloœci są okresowo (w skali procesów geologicznych) wyłączone z obiegu (retencja). Do wody wyłączonej z obiegu zalicza się:
lodowce i pokrywy œnieżno-lodowe - zwłaszcza na biegunach
wodę głębinową w jeziorach, morzach i oceanach
głębinowe wody podziemne
Obieg wody nie ma punktu początkowego, ale możemy przeœledzić cały cykl poczynając od oceanu. Siłą napędową procesu obiegu wody jest Słońce. Podgrzewa ono wodę w oceanie, ta zaczyna parować i w postaci pary unosi się nad oceanem. Wznoszące prądy powietrzne przenoszą parę wyżej, do atmosfery, gdzie niska temperatura wywołuje proces kondensacji, powstają chmury. Poziome prądy powietrzne, z kolei, przenoszą chmury wokół globu ziemskiego. Drobne cząsteczki wody w chmurach zderzają się ze sobą, powiększają swoją masę i w końcu, w postaci opadu spadają na ziemię. Opadem może być œnieg, który gromadząc się na powierzchni Ziemi z czasem przekształca się w pokrywę lodową i lodowce. Te ostatnie mogą zatrzymać zamrożoną wodę na tysiące lat. W cieplejszym klimacie pokrywa œnieżna zwykle wiosną roztapia się. Częœć wód opadowych i roztopowych spływa po powierzchni ziemi, tworząc odpływ powierzchniowy. Dociera do rzek i jako przepływ rzeczny podąża w stronę oceanu. Woda spływająca po powierzchni lub przesiąkająca w głąb zasila jeziora słodkiej wody. Znaczna częœć wody przesiąka, infiltruje do gruntu. Woda utrzymująca się stosunkowo blisko jego powierzchni tworzy odpływ gruntowy, zasilający wody powierzchniowe (i ocean). Częœć wód gruntowych znajduje ujœcie na powierzchni Ziemi, gdzie pojawia się w postaci Ÿródeł słodkiej wody. Płytkie wody gruntowe wykorzystywane są przez system korzeniowy roœlin. W roœlinach woda transpirowana jest przez powierzchnię liœci i z powrotem przedostaje się do atmosfery. Częœć wody infiltrującej do gruntu przesiąka głębiej, zasilając warstwy wodonoœne (nasycone wodą warstwy gruntu), które magazynują ogromną iloœć słodkiej wody przez długi czas.
3. Zasoby wodne Polski
Polska jest krajem w którym zasoby wodne są mniejsze niż w innych państwach europejskich.
Zasoby wodne wynikają z tak zwanego bilansu wodnego na który składają się przychody i rozchody wody. Na przychód wpływają opady atmosferyczne i dopływy wód z zagranicy oraz wody zgromadzone w rzekach i jeziorach . Na rozchód wody składają się parowanie, zużycie wody na potrzeby przemysłowe , komunalne oraz odpływ powierzchniowy i podziemny .
Obszary w Polsce o nadmiarze wód: Karpaty, Sudety, Żuławy, poje. Mazurskie. Obszary o deficycie wody: Kujawy, górny Œląsk, okolice Łodzi.Zasoby polskich wód podziemnych i powierzchniowych: 60 km3. Na Polskę spada przeciętnie 186 km3 wody, z czego 133 km3 paruje bezpoœrednio, a pozostała iloœć spływa rzekami lub wsiąka do gruntu tworząc zasoby wód podziemnych.
4. Budowa cząsteczki wody, moment dipolowy, wiązania wodorowe.
W cząsteczce wody następuje przesunięcie elektronów w stronę atomu tlenu. Powoduje to, że atom tlenu ma pewien ładunek ujemny, a atomy wodoru odpowiadający mu ładunek dodatni. Ujemny ładunek atomu tlenu przyciąga dodatnio naładowane atomy wodoru sąsiedniej cząsteczki i pomiędzy nimi powstaje tak zwane wiązanie wodorowe. Mówimy, że cząstka wody jest polarna, czyli tworzy dipol. Łącząc się ze sobą, w wyniku asocjacji, dipole tworzą dihydrydy, trihydrydy, a w konsekwencji ogromne aglomeraty. Jednoimienne ładunki powodują, że wodory odpychają się i kąt między nimi wynosi 105?. Wiązania pomiędzy atomami wodoru i tlenu są wiązaniami kowalencyjnymi. Do ich przerwania potrzeba stosunkowo dużo energii. Właœciwoœć ta, przejawia się w stosunkowo wysokiej temperaturze wrzenia i topnienia.
Moment dipolowy występuje w cząsteczkach w przypadku nierównomiernego rozmieszczenia ładunku dodatniego i ujemnego w cząsteczkach. Są to tzw. cząsteczki polarne czyli biegunowe. Wielkoœć momentu dipolowego okreœla iloczyn ładunku i odległoœci między biegunami w cząsteczce dwubiegunowej:
m=e*l
gdzie: m - moment dipolowy
e - wielkoœć ładunku
l - odległoœć między biegunami dipolu
Ponieważ ładunek elektronu jest rzędu 10-10 jednostek elektrostatycznych, a wymiar cząsteczki rzędu 10-8 um momenty dipolowe wynoszą:
10-10 j.ES*10-8 um =10-18 j.ES um
Moment dipolowy wyraża się w tzw. debajach. Najprostsza jest sytuacja w przypadku cząsteczek dwuatomowych, gdyż moment dipolowy ich wiązań jest jednoczeœnie momentem dipolowym cząsteczki.
Cząsteczka zbudowana z atomów różnych pierwiastków nie zawsze musi być cząsteczką dwubiegunową, czyli dipolem. Np.: cząsteczki metanu (CH4) lub czterochlorku węgla (CCl4), mimo iż wiązania atomowe są spolaryzowane, nie wykazują momentu dipolowego ze względu na swą budowę symetryczną, gdyż momenty dipolowe między atomami węgla i atomami wodoru lub chloru jako przeciwne znoszą się.
Wartoœć momentu dipolowego cząsteczek stanowi ważną informację o ich strukturze np.: moment dipolowy wody stanowi jeden z dowodów jej kątowej struktury, natomiast zerowy moment CO2 œwiadczy, że cząsteczka ma budowę liniową.
Wiązanie wodorowe - rodzaj stosunkowo słabego wiązania chemicznego polegającego głównie na przyciąganiu elektrostatycznym między atomem wodoru i atomem elektroujemnym zawierającym wolne pary elektronowe. Klasyczne wiązanie wodorowe powstaje, gdy atom wodoru jest połączony wiązaniem kowalencyjnym z innym atomem o dużej elektroujemnoœci (np. tlenem) i w ten sposób uzyskuje nadmiar ładunku dodatniego. W wyniku tego oddziaływania pierwotne, kowalencyjne wiązanie wodór - inny atom ulega częœciowemu osłabieniu, powstaje zaœ nowe, stosunkowo słabe wiązanie między wodorem i innym atomem (akceptorem wiązania wodorowego). Nie można wytłumaczyć natury tego wiązania wyłącznie za pomocą elektrostatyki, ponieważ oprócz przyciągania elektrostatycznego, zachodzi przeniesienie ładunku z akceptora na atom wodoru i związane z nim atomy, a także polaryzacja chmury elektronowej zarówno akceptora, jak i donora wiązania wodorowego.
5. Stany skupienia wody, struktura wody ciekłej, pary, lodu.
W przyrodzie woda występuje w trzech stanach skupienia : gazowym ( para wodna ), ciekłym i stałym ( lód ).
Ciekła woda zachowuje częœciowo strukturę krystaliczną lodu. Cząsteczki nieustannie łączą się ze sobą dzięki przyciąganiu dipoli (asocjacja) w pseudokryształy, które równie szybko (10-10 - 10-11s) powstają i ulegają rozpadowi.
W wodzie rozpuszcza się, chociaż w niejednakowym stopniu, wiele substancji, tworząc różnego rodzaju roztwory. Powstała w wyniku tego mieszanina składa się z dwóch faz :
rozproszonej, którą jest substancja rozpuszczona, i rozpraszającej, którą stanowi przeważająca iloœciowo woda.
Podczas ogrzewania cieczy, obserwujemy zjawisko przechodzenia cieczy w stan pary, nazywane parowaniem. Zjawisko to, zachodzące w każdej temperaturze, odbywa się z powierzchni cieczy. Spoœród cząsteczek znajdujących się w warstwie powierzchniowej odrywają się te, których energia kinetyczna jest dostatecznie duża, aby pokonać siły spójnoœci; cząsteczki te przechodzą w stan gazowy.
Faza stała wody czyli lód, dzięki tworzeniu się wiązań wodorowych uzyskuje specyficzną, luŸną strukturę sieci krystalicznej. W lodzie każdy atom tlenu tworzy jakby cztery wiązania z atomami wodoru, przy czym dwa atomy wodoru są własne, a dwa pożyczone z innych cząstek. Cztery wiązania wodorowe ułożone są w przestrzeni tak, jakby atom tlenu znajdował się w œrodku czworoœcianu foremnego, a atomy wodoru w jego narożach. Dzieje się tak, gdyż pożyczone atomy wodoru starają się ustawić jak najbliżej atomu tlenu, przez który są przyciągane, a jednoczeœnie jak najdalej od innych atomów wodoru, przez które są odpychane. Konsekwencją takiego łączenia się cząsteczek wody jest powstanie sieci krystalicznej o luŸnej strukturze przypominające połączone tunele puste w œrodku. Najmniejszy fragment sieci krystaliczne, który się powtarza nazywany jest komórką elementarną. Wyróżnia się siedem podstawowych układów krystalograficznych. Lód zaliczamy do układu heksagonalnego, w którym atomy tlenu znajdują się w rogach graniastosłupa o podstawie szeœciokąta, a w œrodku nie ma żadnego atomu. Stąd kryształy lodu mają szeœciokrotną oœ symetrii. Gdy krzepnie woda to powstaje jednolita struktura krystaliczna lodu. Gdy w chmurach œniegowych następuje resublimacja pary wodnej, to kryształy mają dużo możliwoœci wzrostu i tworzą się najprzeróżniejsze kształty, ale zawsze o szeœciokrotnej symetrii.
Te dziury w œrodku tuneli powodują, że gęstoœć lodu jest mniejsza od gęstoœci wody i lód pływa po wodzie. Jest to odmienne zachowanie od większoœci substancji. Prawie wszystkie ciecze, krzepnąc, zmniejszają swoją objętoœć, więc powstające z nich ciała stałe mają większą gęstoœć i wtedy toną. W czasie ogrzewania lodu do temperatur bliskich temperaturze topnienia zwiększone (na skutek dostarczania ciepła) drgania cząsteczek powodują zerwanie coraz większej liczby wiązań wodorowych. W temperaturze 0°C liczba zerwanych wiązań jest tak duża, że lód zamienia się w wodę. Uwolnione cząsteczki wody zapełniają dziury, wskutek czego objętoœć maleje, a gęstoœć wody roœnie. Jednak w 0°C nie zostają zerwane wszystkie wiązania wodorowe. W bardzo zimnej wodzie pozostają resztki "tuneli" rozpadających się w miarę wzrostu temperatury. Powoduje to, że gęstoœć wody początkowo w czasie ogrzewania wzrasta i w temperaturze 4°C osiąga największą wartoœć, bowiem wtedy całkowicie rozpadają się wiązania wodorowe. Od tego momentu woda zachowuje się już jak normalne ciecze i zwiększa swoją objętoœć wraz ze wzrostem temperatury. Woda o największej gęstoœci opada na dno i dzięki temu głębokie zbiorniki wody mają temperaturą zbliżoną do +4°C. Latem na dole zbiornika panuje najniższa temperatura, natomiast zimą na dnie woda ma zawsze temperaturę +4°C, co pozwala rybom przeżyć zimę.
6. Wykres fazowy wody, zjawiska związane z przejœciami fazowymi.
Obszar leżący na lewo od tej krzywej odpowiada fazie stałej; współrzędne punktów leżących na tym obszarze podają temperaturę i ciœnienie, w których trwale istniejącą fazą jest jedynie faza stała, tj. lód.
Krzywa OD, zwana krzywą sublimacji, oddziela pole fazy stałej (pole lodu) od pola gazu (pary nienasyconej).
Krzywa OB, zwana krzywą parowania, okreœla równowagę między cieczą a gazem.
Wszystkie trzy krzywe równowag fazowych; krzywa parowania OB, krzywa krzepnięcia OC i krzywa sublimacji OD, przecinają się w jednym punkcie O zwanym punktem potrójnym. Współrzędne punktu potrójnego okreœlają ciœnienie i temperaturę , w których jedynie możliwe jest istnienie wszystkich trzech faz w równowadze trwałej, tj. fazy stałej, ciekłej i pary nasyconej.
Każda substancja ma swój odrębny wykres fazowy, który można uzyskać na podstawie pomiarów wykonanych w różnych temperaturach i pod różnymi ciœnieniami.
Do charakterystyki układów wielofazowych można zastosować tzw. regułę faz Gibbsa.
Mówi ona, że w danym układzie liczba stopni swobody n jest równa liczbie składników niezależnych s, pomniejszonej o liczbę faz plus dwa.
n = s - f + 2
7. Właœciwoœci fizyczne wody: stała dielektryczna, gęstoœć, ciepło właœciwe, przewodnictwo cieplne, napięcie powierzchniowe, konduktywnoœć, absorpcja promieniowania œwietlnego.
Ciepło właœciwe
ciepło właœciwe: 4187 J/(kg*K) = 1 kcal
Jest to iloœć ciepła jaką należy dostarczyć aby podwyższyć temperaturę 1g substancji o 1?C. Woda, obok ciekłego litu i wodoru ma najwyższą wartoœć ciepła właœciwego. Mówiąc proœciej, oznacza to, że jest stosunkowo złym przewodnikiem ciepła. Wolno ogrzewa się i wolno ochładza. Często, gdy kąpiemy się letnimi wieczorami, powietrze jest już chłodne, a woda w jeziorze wydaje się być cieplejsza niż w czasie słonecznego dnia. Wtedy właœnie rozpoczyna się proces oddawania ciepła przez jezioro i ogrzewania powietrza.
Właœciwoœć ta, jest niezwykle istotna dla nas i dla naszego klimatu. W regionach gdzie jest dużo jezior mają one ogromy wpływ na temperaturę powietrza. Podobnie zachowują się morza i oceany. Ogrzewają lub ochładzają prądy powietrza, które kształtują klimat nad całymi kontynentami.
Napięcie powierzchniowe
Cząsteczka cieczy, znajduje się pod nieustannym wpływem, innych otaczających ją cząsteczek. Każda iloœć (objętoœć) wody dąży do przyjęcia kształtu kuli. Istnieje dążnoœć do œciągania cząsteczek z powierzchni do œrodka. Najlepszym przykładem tego jest spadająca kropla, która ma kształt kulisty.
Na powierzchni zbiornika wodnego tworzy się swoistego rodzaju "błonka", po której mogą œlizgać się owady (np. nartniki), czy utrzymywać na niej drobne roœliny.
Tą właœciwoœć wody wykorzystują również organizmy żyjące pod wodą. Chrząszcze wodne oddychające powietrzem atmosferycznym podpływają pod powierzchnię i dzięki napięciu powierzchniowemu przyczepiają się odwłokiem do "błonki". W tej pozycji odpoczywają i czerpią powietrze, które magazynują pod twardymi pokrywami skrzydeł.
Innym przykładem, doskonale obrazującym tą cechę wody są larwy komarów, które całe życie spędzają zawieszone głową do dołu, tuż pod powierzchnią. Umożliwia im to swobodne oddychanie, a w momencie przeobrażenia w stadium dorosłego owada (imago), start z tafli zbiornika. Poza komarami, zjawisko napięcia powierzchniowego ma ogromne znaczenie w cyklu rozwojowym jętek. Samice tych owadów składają jaja bezpoœrednio do wody, poczym "odbijają" się od powierzchni i lecą w inne miejsce.
Jak zatem widać życie wielu organizmów zarówno roœlinnych, jak i zwierzęcych byłoby niemożliwe, gdyby nie ta właœciwoœć wody.konduktywnoœć, ó, lub rezystywnoœć, ń (dla dobrej jakoœci wody destylowanej lub demineralizowanej ń > 18 Mům)
8. Gęstoœć wody i zjawiska z nią związane.
Gęstoœć w temperaturze 3,98°C: 1 kg/l (gęstoœć maksymalna)
Objętoœć, a temperatura
Wraz ze spadkiem temperatury gęstoœć większoœci substancji roœnie, a ich objętoœć maleje. W przypadku wody występuje pewna anomalia. Największą gęstoœć, 1g/dm3 woda osiąga w temperaturze 3,98?C, a nie jak można przypuszczać w najniższej temperaturze, to jest na granicy woda - lód. 0?C to temperatura, w której gęstoœć skokowo maleje z 0,999g/dm3 do 0,916g/dm3 (gęstoœć lodu). Gęstoœć lodu woda osiąga ponownie w temperaturze 30?C.
Zmiana temperatury o 1?C wniskich zakresach temperatur (4 - 8?C) powoduje małe zmiany gęstoœci, natomiast w wyższych (od około 12?C) znaczne.
Cecha ta jest niezwykle ważna dla zbiornika wodnego. Ma to wpływ na stabilnoœć mas wodnych. Wody o temperaturze 4 - 10?C mogą być łatwo przemieszane prze wiatr, gdyż różnice gęstoœci między nimi są niewielkie. Powyżej 20?C układ jest już bardzo stabilny. Ta właœciwoœć wody, umożliwia również przeżycie wielu organizmom podczas mro·nych zimowych dni. Gęsta, a zatem "ciężka" woda, która ma temperaturę zbliżoną do 4?C zalega przy dnie. Chłodniejsze i lżejsze wody utrzymują się przy powierzchni. Gdy temperatura powietrza spadnie poniżej 0?C woda zamarza. Heksagonalna struktura lodu powoduje, że ma on mniejszą gęstoœć od wody, a co za tym idzie utrzymuje się na jej powierzchni, nie powodując ochładzania głębszych partii jeziora. Tworzy się wówczas tak zwane uwarstwienie - stratyfikacja (to zjawisko opisane zostanie dokładniej w dalszych częœciach artykułu). Podobnie rzecz ma się latem, kiedy powierzchniowe warstwy wody ogrzewane są promieniami słonecznymi. Ich temperatura jest znacznie większa od 4?C, a ich gęstoœć jest mniejsza od warstw przydennych.
Patrz wyżej.
9. Właœciwoœci chemiczne wody: dysocjacja, iloczyn jonowy, odczyn, izotopia, buforowoœć.
autodysocjacja wody (zob. autodysocjacja) lub autoprotoliza wody to samorzutna dysocjacja elektrolityczna cząsteczek H2O zachodząca w wodzie ciekłej, rodzaj dysocjacji elektrolitycznej, w której czysty (ciekły) związek chemiczny w postaci cząsteczkowej rozpada się na jony pod wpływem innych cząsteczek tego samego związku, pełniąc przy tym rolę zarówno kwasu jak zasady. Autodysocjacja tego typu jest możliwa, gdyż cząsteczki wody mają budowę polarną. Polarnoœć wody czyni ją dobrym rozpuszczalnikiem substancji polarnych (np. słabe elektrolity) oraz jonowych (sole) dzięki hydratacji powstałych jonów.
Stała równowagi autodysocjacji wody:
W przypadku rozcieńczonych roztworów wodnych można uwzględnić praktyczną stałoœć stężenia wody, wykorzystuje się wówczas tzw. iloczyn jonowy wody:
Kw = [H3O + ][OH ? ]
Wartoœć iloczynu jonowego wody w temperaturze pokojowej wynosi ok 10-14. Podobnie jak dla innych bardzo małych stałych o charakterze stałych równowagi, jak iloczyn rozpuszczalnoœci czy stała dysocjacji lub przy okreœlaniu stężenia jonów hydroniowych oraz wodorotlenowych, wartoœć iloczynu jonowego podaje się jako -log10Kw (p jest operatorem oznaczającym obliczenie -log10}:
pKw = ? log10Kw
Wartoœć pKw ? 14 (w temperaturze pokojowej).
Przy normalnym ciœnieniu atmosferycznych woda jest ciekła w zakresie 0 - 100°C (273 - 373 K). Wraz ze wzrostem temperatury dysocjacja staje się łatwiejsza (reakcja endotermiczna) i iloczyn jonowy Kw roœnie, a pKw spada. Wartoœć pKw zmienia się od ok. 14,95 w temperaturze 0°C przez 14,0 (25°C) i 13,0 (60°C) do 11,25 w temperaturze 100°C.
Wartoœć pKw ma kluczowe znaczenie dla definicji skali pH. Między pH i pKw występuje zależnoœć:
pH + pOH = pKw
W czystym rozpuszczalniku stężenia obu form jonowych muszą być sobie równe, skąd otrzymamy w stanie równowagi:
oraz (po zlogarytmowaniu obu stron):
Wartoœć pH = pOH w czystej wodzie, tzw. pH neutralne, wynosi 7 i okreœla umowny œrodek skali pH.
Iloczyn jonowy wody
Szczególnie duże, praktyczne znaczenie ma iloczyn jonowy wody:
Tak zdefiniowany iloczyn jonowy jest stały tylko w przybliżeniu, podobnie jak każda stała równowagi reakcji. Po uwzględnieniu współczynników aktywnoœci zależnych m.in. od siły jonowej roztworu i zastąpieniu stężeń [X] aktywnoœciami ax jonów otrzymamy stałą o charakterze termodynamicznym:
- iloczyn jonowy wody (termodynamiczny):
Iloczyn jonowy wody jest uproszczonym wyrażeniem opisującym równowagę dynamiczną okreœloną przez prawo działania mas Guldberga i Waagego, w którym formalnie rzecz biorąc należałoby jeszcze uwzględnić aktywnoœć cząsteczek niezdysocjowanych. W przypadku bardzo słabych elektrolitów takich jak woda, ze względu na słabą dysocjację stężenie cząsteczek niezdysocjowanych pozostaje praktycznie stałe i dlatego można je pominąć. Dla wody w 20°C stężenie jonów hydroniowych i wodorotlenowych jest rzędu 10-7 mol/dm3, co odpowiada stopniowi dysocjacji ok. 2·10-7% zdysocjowanych cząsteczek wody - autodysocjacja wody nie ma zatem praktycznie żadnego wpływu na stężenie molowe niezdysocjowanej wody w wodzie destylowanej, które wynosi ok. 55 mol/dm3
Obecnoœć kwasów i zasad zmniejsza stopień dysocjacji wody - chociaż stężenie jednego z jonów będącego wynikiem jonizacji roœnie (np. pojawiają się protony pochodzące z dysocjacji cząsteczek kwasu), stężenie drugiego z jonów (tylko ten jon pochodzi wówczas w całoœci z dysocjacji cząsteczek wody) zmniejsza się zgodnie z w/w równaniem (zob. reguła przekory).
Wielkoœcią o podobnym formalnie charakterze do iloczynu jonowego jest iloczyn rozpuszczalnoœci jednak w tym przypadku to aktywnoœć ciała stałego (kryształy soli) nie zmienia się niezależnie od jego iloœci w roztworze - po tzw. "przekroczeniu iloczynu rozpuszczalnoœci" - jeżeli tylko dana sól jest obecna w roztworze w postaci stałej).
Odczyn wody
Odczyn wody to cecha roztworu elektrolitu okreœlana przez wartoœć stężenia jonów wodorowych; jeżeli przeważają odszczepione w procesie dysocjacji elektrolitycznej wolne jony wodorowe (H+), mówimy o odczynie kwaœnym, jeżeli wodorotlenowe (OH-) - o odczynie zasadowym, jeœli jony te znajdują się w równowadze - o obojętnym. Woda, której odczyn jest obojętny, zawiera 0,000 0001 g H+ na 1 dm3, czyli 10 do potęgi -7 g/dm3, przy większej iloœci jonów H+ wykazywać będzie reakcję kwaœną, przy mniejszej zasadową.
W praktyce dla okreœlenia danego odczynu podajemy wykładniki odnoœnych potęg, odrzucając znak ujemny; wykładniki te oznaczamy symbolem pH, np.:
pH = 7 reakcja obojętna
pH < 7 reakcja kwaœna
pH > 7 reakcja zasadowa (alkaliczna)
Większoœć wód naturalnych ma odczyn w granicach pH 3 - 10. Wody torfowisk wysokich i przejœciowych mają wody kwaœne o wartoœciach pH poniżej 4. Wody torfowisk niskich od 4,5 do 6,5. W potokach zaœ i podłożu wapiennym odczyn wody jest silnie zasadowy (8,5). Ogromny wpływ na odczyn wody wywierają rozpuszczone w niej związki chemiczne (głównie węglan wapnia CaCO3) oraz działalnoœć organizmów. Wahania odczynu wody mogą dochodzić do 2 - 3 stopni w ciągu doby. Na ogół najmniejsze wahania występują w dużych zbiornikach, a największe w małych.
Izotopia
Str 93
Buforowoœć
10. Procesy wzbogacania wód w składniki mineralne: skład chemiczny i struktura minerałów, skład fizyczno-chemiczny gleby, procesy wietrzenia.
Minerał to substancja chemiczna powstała w przyrodzie, o okreœlonym składzie i okreœlonych właœciwoœciach fizycznych i chemicznych. Z minerałów jest zbudowana skorupa ziemska, także Księżyc i meteoryty. Jako minerały syntetyczne okreœla się uzyskiwane w toku procesów technologicznych substancje krystaliczne, których skład i struktura odpowiadają minerałom właœciwym (naturalnym): diamenty syntetyczne, korund syntetyczny i inne. Minerały odróżnia od substancji mineralnych (np. mineraloidów) struktura krystaliczna, a od mieszanin mineralnych (np. skał, złożonych zwykle z różnych minerałów) — jednorodnoœć chemiczna i fizyczna.
Cechami charakterystycznymi minerałów są głównie: przynależnoœć do okreœlonej klasy krystalograficznej (kryształ), skład chemiczny, właœciwoœci mechaniczne — twardoœć (okreœlana w skali Mohsa), łupliwoœć, przełam (np. muszlowy, haczykowaty), właœciwoœci optyczne: barwa, rysa (tj. barwa minerałów w stanie sproszkowanym), połysk (np. tłusty, metaliczny), współczynniki załamania œwiatła (dwójłomnoœć), pleochroizm a, także inne cechy fizyczne (np. właœciwoœci magnetyczne, gęstoœć). Ze względu na właœciwoœci barwne rozróżnia się minerały idiochromatyczne (barwne), odznaczające się charakterystyczną, własną barwą uwarunkowaną składem chemicznym i strukturą krystaliczną (np. czerwony cynober, niebieski azuryt), oraz minerały allochromatyczne (zabarwione), w stanie czystym bezbarwne, często zabarwione przez domieszki (np. odmiany kwarcu: ametyst, cytryn), lecz zachowujące białą rysę. Ze względu na częste wzajemne podstawienia jonów różnych pierwiastków chemicznych w strukturze krystalicznej minerałów (diadochia), częœć z nich (np. plagioklazy, oliwiny) tworzy szeregi izomorficzne, tj. roztwory stałe o zmiennej zawartoœci głównych składników, lecz o tej samej postaci krystalograficznej oraz o okreœlonych właœciwoœciach optycznych i fizycznych. Niektóre substancje chemiczne występują jako minerały o różnych postaciach krystalograficznych (polimorfizm), tworząc odmiany polimorficzne: np. węglan wapnia ma 2 odmiany polimorficzne — trygonalną (kalcyt) i rombową (aragonit). Forma kryształu minerału może być zachowana mimo jego zastąpienia przez inny minerał (pseudomorfoza) lub przez inną odmianę polimorficzną tej samej substancji (paramorfoza).
Minerały występują w postaci prawidłowo uformowanych dużych kryształów i ich skupień (np. szczotek krystalicznych), częœciej tworzą nagromadzenia drobnych kryształów zwanych agregatami krystalicznymi, ziarna o kształtach nieregularnych (np. uzależnionych od kształtu pustki skalnej, w której krystalizowały), skupienia drobnokrystaliczne lub skrytokrystaliczne (ziemiste, zbite i inne) o różnych kształtach (np. nacieki, buły). Powstają w wyniku wielu procesów geologicznych: krystalizacji magmy, metamorfizmu, procesów hydrotermalnych, ekshalacji wulkanu, wietrzenia, diagenezy, wytrącania się substancji chemicznych z wód powierzchniowych, działalnoœci organizmów, w okreœlonych warunkach fizykochemicznych tworzą się zwykle charakterystyczne zespoły mineralne zwane paragenezami.
Zespołami minerałów występującymi w skorupie ziemskiej w dużych masach są skały. Wœród minerałów tworzących skałę rozróżnia się minerały główne (składniki gł.), tj. będące podstawowymi składnikami skały i decydujące o jej przynależnoœci systematycznej, minerały poboczne (występujące pospolicie, lecz w niewielkich iloœciach, i nie mające wpływu na przynależnoœć systematyczną skały) i minerały akcesoryczne (które występują w zmiennej
iloœci w danym typie skały, a ich obfitoœć może być podstawą wydzielenia pewnych jej odmian). Minerały będące głównymi składnikami skał są nazywane minerałami skałotwórczymi: należą do nich głównie krzemiany i glinokrzemiany (skalenie, amfibole, pirokseny, łyszczyki, oliwiny, skaleniowce), kwarc, kalcyt, dolomit. Ważną grupą minerałów skałotwórczych są minerały ilaste, tj. minerały z grupy glinokrzemianów uwodnionych o strukturze warstwowej, tworzące skupienia złożone z drobnych, nierozpoznawalnych gołym okiem łusek; łatwo chłoną wodę, co powoduje ich pęcznienie i uplastycznienie, są głównymi składnikami skał ilastych i gleb (np. kaolinit, montmorillonity). Głównymi składnikami większoœci rud są minerały kruszcowe (kruszce), tj. minerały będące związkami (siarczkami, arsenkami, siarkosolami, tlenkami i in.) metali ciężkich (także antymonu, arsenu). Dla minerałów kruszcowych typowe są: duże współczynniki załamania œwiatła, nieprzezroczystoœć, połysk metaliczny lub półmetaliczny (np. galena, chalkopiryt, hematyt). Wyróżnia się także minerały ciężkie (np. magnetyt, kasyteryt, ilmenit, turmalin), dające się dzięki znacznej gęstoœci (powyżej 3 g/cm3) łatwo oddzielać (szlichowa próba) od pospolitych minerałów skałotwórczych. Znaczna częœć minerałów jest wykorzystywana w gospodarce (kopaliny), głównie w przemyœle, także w rzemioœle artystycznym (kamienie szlachetne), ich nagromadzenia (złoże) są od starożytnoœci eksploatowane metodami górniczymi.
Minerały to substancje chemiczne powstające w przyrodzie, o okreœlonym składzie i okreœlonych właœciwoœciach fizycznych i chemicznych oraz o strukturze krystalicznej. Z minerałów zbudowana jest skorupa ziemska, księżyc i meteoryty. Minerały mogą mieć postać prawidłowych kryształów, częœciej rozmaitych skupień krystalicznych. Ze względu na genezę wyróżnia się minerały pierwotne i wtórne. Minerały pierwotne wydzielają się bezpoœrednio z danego œrodowiska: mogą krystalizować z magmy (minerały magmowe), z przegrzanych par i gorących roztworów wydzielających się z magmy (minerały pneumatolityczne i hydrotermalne), z par i gazów wulkanicznych (minerały wulkaniczno-ekshalacycne), z wód Ÿródlanych, jeziornych lub morskich (minerały osadowe). Minerały wtórne powstają z minerałów pierwotnych wskutek fizycznych i chemicznych przeobrażeń minerałów pierwotnych w wyniku procesów > wietrzenia > diagenezy > i metamoefizmu. Minerały zwykle występują w przyrodzie w naturalnych zespołach powstających w okreœlonych œrodowiskach fizykochemicznych. Zespoły minerałów występujące w skorupie ziemskiej w wielkich masach noszą nazwę skał.
Glebą nazywamy warstwę powierzchniową, pokrywającą skorupę ziemską. Powstała ona w wyniku długotrwałych procesów, które przebiegały na powierzchni Ziemi. O długoœci tego procesu œwiadczy fakt, iż warstwa ziemi o gruboœci 2-3cm kształtuje się od 200 do 1000 lat. Proces ten polega na oddziaływaniu czynników klimatycznych, które powodują wietrzenie skał, jak i na oddziaływaniu organizmów. Rozdrobniona skała zatrzymuje cząstki wody i powietrze. Z czasem pojawiają się roœliny utrwalające glebę. Bardzo ważną funkcję pełnią drobnoustroje, których zadaniem jest rozkładanie szczątków roœlinnych i zwierzęcych, wzbogacając w ten sposób glebę w próchnicę i minerały. Gleba ma następujący skład:
- materia organiczna (5%);
- minerały (45%);
- woda (25%);
- powietrze (25%).
Utrzymanie wysokiej jakoœci gleby zapewniają organizmy glebowe. W związku z tym można potraktować glebę jako żywą warstwę skorupy ziemskiej. Jak wiadomo wszystko co żywe podlega ciągłym zmianom, będących wynikiem oddziaływania czynników naturalnych, a także wpływem działalnoœci samego człowieka.
Składniki chemiczne
Wyróżniamy następujące pierwiastki: węgiel C, glin Al., wapń Ca, żelazo Fe, chlor Cl, wodór H, potas K, magnez Mg, azot N, sód Na, tlen O, fosfor P, siarka S, krzem Si + mangan Mn, molibden Mo, miedŸ Cu, kobalt Co, ołów Pb, cynk Zn, bor B, tytan Ti.
Częœć mineralna to przede wszystkim: krzem Si, glin Al, żelazo Fe, wapń Ca. Krzem Si występuje w 60 do 90 % pod postacią krzemionki. Glin Al występuje w granicach 5 do 12%. Żelazo Fe występuje w postaci Fe2+ oraz Fe3+. Natomiast wapń Ca w postaci węglanu wapnia CaCO3. Zawartoœć CaCO3 waha się pomiędzy iloœciami œladowymi, a kilkudziesięcioma procentami. Pozostałe pierwiastki mierzymy w ppm; mogą sięgać najwyżej 1% zawartoœci.
Typy i procentowy udział najczęstszych gleb naszego kraju
Gleby bielicowe, płowe i brunatne są najczęstsze. Stanowią łącznie 82% wszystkich naszych gleb. Pozostałe gleby to:
- gleby błotne (9%);
- gleby mady (5%);
- czarne ziemie (2%) i czarnoziemy (1%);
- gleby rędzinowe (1%).
Struktura warstwy glebowej
W glebie tworzą się tzw. agregaty. Są one bardzo ważne, ponieważ zapewniają roœlinom właœciwą gospodarkę wodną i warunki cieplne. W gruzełkach występują przestrzenie kapilarne, w których gromadzi się woda kapilarna. W większych przestrzeniach gromadzi się woda grawitacyjna. Gdy spłynie, do wolnych miejsc dostaje się powietrze atmosferyczne, dostarczając w ten sposób tlen O2. Natomiast woda czerpana jest z kapilar.
Fizyczne właœciwoœci
Priorytetem przy ustalaniu właœciwoœci fizycznych jest układ trójfazowy tej gleby. Na fazę stałą przypadają cząstki mineralno-organiczne, mineralne i organiczne. Fazę ciekłą stanowi roztwór glebowy, natomiast gazową powietrze. Powietrze na przemian z roztworem glebowym wypełnia pory. Zasadniczymi właœciwoœciami fizycznymi są:
- skład granulo-metryczny.
Podstawowymi składnikami gleby są cząstki mineralne, które powstają w wyniku erozji wietrznej działającej na skałę macierzystą. Do mineralnych składników zaliczamy minerały: ilaste (np. illit), krzemianowe (np. kwarc i skalenie) i bezkrzemowe (kalcyt i gips). Większoœć cząsteczek jest różna, więc cząsteczki glebowe podobne pod względem składu oraz właœciwoœci fizycznych zakwalifikowano do grup frakcyjnych. W naszym kraju materiał glebowy dzieli się na dwie grupy:
1. Częœci szkieletowe, które stanowi frakcja kamieni o œrednicy powyżej 20nm i frakcja żwiru o œrednicy 20-1nm.
2. Częœci ziemiste, do których zaliczamy frakcję piasku (œrednica 1-0,1nm), frakcję pyłu (œrednica 0,1-0,02) i frakcję zwaną częœciami spławianymi o œrednicy poniżej 0,02nm.
Do częœci spławianych zaliczamy ił pyłowy koloidalny, drobny i gruby. Składem granulometrycznym nazywamy udział danej frakcji w definicyjnej jednostce masy gleby. Uznaje się to za zasadniczą cechę gleby, mającą związek z materiałem macierzystym i jego jakoœcią.
- gęstoœć gleby.
Gęstoœcią gleby nazywamy masę jednego metra szeœciennego suchej gleby, nienaruszonej strukturalnie. Jest zależna od uziarnienia oraz struktury gleby. Wyróżniamy dwa rodzaje gęstoœci:
- gęstoœć właœciwą-rzeczywistą.
Mówi o tym o ile cząstka gleby nie zawierająca powietrza ani wody ma większą masę od cząsteczek wody, które zajmują tę samą objętoœć. Zależy od tzw. składu mineralnego.
- gęstoœć objętoœciowa.
Przez tą gęstoœć rozumiemy stosunek masy danej próbki gleby, która jest naturalna w swoim układzie do objętoœci całkowitej tej próbki. Ze wzrostem tej gęstoœci wzrasta stopień porowatoœci tej gleby i jest ona bardzie zbita.
- porowatoœć.
Suma wolnych przestrzeni gleby. Wyróżniamy porowatoœć kapilarną oraz niekapilarną.
- zwięzłoœć.
Jest to siła, będąca miarą spojenia cząsteczek. Mierzy się ją poprzez okreœlenie siły potrzebnej do ich rozdzielenia.
- plastycznoœć.
Jest cechą umożliwiającą przybieranie glebie różnych kształtów, gdy jest wilgotna. Jest zależna od wielkoœci cząsteczek.
- lepkoœć.
Jest wyrażana zdolnoœcią przylegania gleby. Zależy od składu mechanicznego oraz wilgotnoœci gleby.
- pęcznienie, kurczenie.
Zachodzi w glebach zawierających dużo cząstek koloidalnych. Zwiększenie objętoœci przez gęstoœć, przy nawilgotnieniu to właœnie pęcznienie, a kurczenie przebiega w drugim kierunku.
- wodne właœciwoœci.
Woda może przyjmować różne postacie:
- wolną, kiedy przepływa z góry w dół gleby, determinowana własną masą;
- kapilarną, wnikającą do najcieńszych kanalików glebowych. Jest rezerwuarem wilgoci w glebie i porusza się w każdym kierunku;
- błonkową, trudnodostępną dla roœlin. Powleka gruzełki oraz cząsteczki;
- higroskopową, silnie związaną i dostającą się do gleby z atmosfery. Jest obecna w ciężkich oraz próchniczych typach gleb;
- molekularną, która zatrzymuje się na cząsteczkach gleby, w wyniku działania sił adhezji. Jest zależna od typu występujących w glebie koloidów;
- pary wodnej, znajdującej się w porach i będącej częœcią składową powietrza glebowego.
- cieplne właœciwoœci.
Mają związek z przewodnictwem i pojemnoœcią cieplną. Intensywnoœć nagrzewania oraz szybkoœć utraty ciepła gleby mają związek z barwą oraz wilgotnoœcią tej gleby. Ciepło może dostarczać słońce, procesy biologiczne i powietrze.
Właœciwoœci chemiczne oraz fizyko-chemiczne
Skład chemiczny, formy, związki i przemiany pierwiastków okreœlamy mianem właœciwoœci chemicznych gleby. Badania są prowadzone aby oznaczyć:
- zawartoœć materii organicznej gleby. Jeœli gleba jest prawidłowo użytkowana powinna występować równowaga pomiędzy substancjami organicznymi i tworzącymi się związkami próchnicowymi. W przypadku przyspieszonej mineralizacji możemy wnioskować, iż doszło do zakwaszenia lub akumulacji toksycznych związków. Aby zbadać iloœć substancji organicznej w glebie stosuje się metodę barwową.
- zawartoœć próchnicy, a także węgla organicznego utlenialnego. Węgiel i próchnica pozwalają oszacować zawartoœć substancji organicznej w glebie, a także stopień jej humifikacji. Zawartoœć węgla w glebie œwiadczy o zawartoœci próchnicy. Należy zastosować przelicznik 58%. Sposób oznaczenia opiera się na utlenianiu węgla C do dwutlenku węgla CO2. oznaczenie przebiega w œrodowisku kwaœnym.
- zawartoœć azotu. Jest zależna od jakoœci oraz iloœci substancji organicznej, a także od stopnia rozkładu (C\N). zawartoœć azotu w glebie to zawartoœć azotu organicznego + zawartoœć związków mineralnych azotu. Oznacza się również iloœć ołowiu, kobaltu, kadmu, niklu, magnezu i manganu.
Odczyn pH, sorpcyjnoœć i właœciwoœci ohydo-redukcyjne okreœlają właœciwoœci fizyko-chemiczne.
Odczyn gleby - jest zależny od stężenia jonów wodorowych H+ i zasadowych OH-. ph ma związek z aktywnoœcią biologiczną. Jeœli stosunek jonów kwasowych do zasadowych jest równy 1 to pH jest neutralne. W œrodowisku kwaœnym występuje przewaga jonów H+, a w œrodowisku zasadowym jonów OH-. do oznaczenia odczynu gleby używa się dwóch metod. Pierwsza to pomiar potencjometryczny (polega na mierzeniu różnicy potencjałów pomiędzy półogniwami. Drugą metodą jest pomiar kolorymetryczny (mierzy się barwę cieczy, która powstaje w wyniku reakcji: płyn Helliga + gleba).
Zdolnoœć sorpcyjna - to zdolnoœć absorbenta do absorpcji par, gazów, cząsteczek niezdysocjonowanych oraz jonów pochodzących z roztworu glebowego. Polega to na pochłanianiu wymienionych substancji, które zachodzi na powierzchni tego absorbenta. W przypadku gleby sorpcja zależy od koloidalnej fazy stałej (są to cząsteczki 2*10-3mm). Wyróżniamy: koloidy glebowe, Fe(OH)2, Fe(OH)3, Al.(OH)3, minerały ilaste, kompleksy ilasto-próchnicze i próchnicę. Wyróżniamy trzy typy sorpcji: biologiczną, chemiczną i wymienną. W glebie funkcjonuje ta ostatnia. Jej istotą jest wymiana wczeœniej zaabsorbowanych jonów na te znajdujące się w roztworze glebowym. Maksymalną iloœć kationu H+, którą jest w stanie zaabsorbować 100 g materiału glebowego nazywa się pojemnoœcią sorpcyjną gleby. W czasie zachodzących reakcji redoks dochodzi do przyłączania lub oddawania elektronów. W czasie przemian materii organicznej w glebie dominują procesy utleniania (są nieodwracalne).
Zjawisko erozji
Jest to najczęstsza przyczyna degradacji gleby. Erozja polega na mechanicznym oddziaływaniu na powierzchnię Ziemi w sposób niszczący czynnikami zewnętrznych oraz na przenoszeniu owych produktów niszczenia. Rozróżniamy dwa typy erozji wodną i wietrzną. Przykładem erozji wodnej jest spłukiwanie elementów gleby przez opad atmosferyczny, np. w postaci deszczu. Nasilenie tego rodzaju erozji zależy od stopnia w jakim występuje roœlinnoœć. Najlepiej osłonięte są gleby poroœnięte trawami, leżące w lasach. Niestety człowiek wycina lasy i niszczy roœlinnoœć. Odsłania w ten sposób glebę zwiększając jej podatnoœć na erozję. Najbardziej odczuwalne jest to na górzystych obszarach, gdzie spływowi powierzchniowemu (powodującemu erozję) sprzyja nachylenie terenu. Również erozję rzeczną zaliczamy do erozji wodnej. Rzeka w czasie przepływu zabiera ze sobą rozdrobnione podłoże, elementy spłukiwanej gleby z terenów przybrzeżnych do rzek. Natomiast brzegi morskie ulegają erozji wywołanej przez wodę morską uderzającą z dużym impetem o brzeg.
Wiatr również jest czynnikiem erozjo-twórczym. Erozja tego rodzaju polega na przenoszeniu drobin piasku oraz próchnicy glebowej pod wpływem wiatru. W wyniku nasilenia erozji wietrznej dochodzi do burz pyłowych. Polska jest obszarem, gdzie zjawiska te uległy zdecydowanemu nasileniu. Dotyczy to głównie obszarów wylesionych, gdzie występują wyraŸne deficyty wody.
Procesy towarzyszące tworzeniu się gleby
Wpływ œrodowiska naturalnego, w naturalnych warunkach jest czynnikiem warunkującym tworzenie się gleby ze skał. Skały lub minerały pochodzące ze skorupy naszej Ziemi, jeœli dotrą na powierzchnię, mogą być skałą macierzystą przyszłych gleb. Powstawanie gleb z takiego surowego materiału ma związek z wietrzeniem oraz procesami biochemicznymi. Wyróżnia się trzy typy wietrzenia: chemiczne, biologiczne oraz fizyczne. Przebiegają równoczeœnie, ale z innym nasileniem. Pod wpływem wietrzenia zmianie ulega wygląd składników mineralnych od zewnętrznej strony skały. Odpornoœć na działanie wiatru jest różna u różnych skał. Skały typu grubokrystalicznego ulegają trudniej wietrzeniu. Utwory zbudowane z jednego rodzaju minerału są bardziej odporne, od tych wielo-mineralnych. Kolejnoœć wietrzenia jest następująca: najpierw zachodzi wietrzenie fizyczne (dochodzi do rozdrobnienia), potem dochodzi do wietrzenia chemicznego i biologicznego.
Wietrzenie typu chemicznego -
Na podstawie przemian skalenia potasowego przeœledzić można powstawanie różnych produktów wietrzenia, w zależnoœci od obecnoœci potasu:
w wypadku, gdy cały potas został wymyty do roztworu, powstającym minerałem wtórnym j
est kaolinit:
4K[AlSi3O8] + 6H2O ® Al4[(OH)8Si4O10] + 8SiO2 + 4KOH
skaleń potasowy + woda ® kaolinit + krzemionka + potas
jeżeli pewna częœć potasu nie ulegnie wymyciu i pozostanie w obrębie sieci krystalicznej, powstającym minerałem wtórnym jest
illit.
5K[AlSi3O8] + 4H2O ® KAl4[(OH)4AlSi7O20] + 8SiO2 + 4KOH
skaleń potasowy + woda ® illit + krzemionka + potas
Wietrzenie- jego efektem jest zmiana struktury minerałów. Wytwarzane są nowe minerały zwane wtórnymi. Rozkład skał oraz minerałów poprzez wietrznie typu chemicznego oraz mineralnego jest bardzo skuteczne w klimacie wilgotnym. Czynnikami bardzo istotnymi dla wietrzenia chemicznego są woda, dwutlenek węgla, kwasy mineralne, organiczne i tlen. Podczas tego wietrzenia na zwałowiskach dochodzi do:
- utlenienia (ma zasięg na głębokoœć do której dochodzi tlen),
- redukcji (zachodzi tam, gdzie nie występuje wolny tlen; niekiedy redukcję wywołują kwasy),
- hydratacji (jeœli woda jest składnikiem minerałów, zmieniając ich właœciwoœci chemiczne oraz fizyczne - 2Fe2O3+3H2O = 2Fe2O3*3H2O),
- hydrolizy ( hydrolizie z minerałów trudno ulega siarczan (VI) wapnia i węglan wapnia - jeszcze trudniej; w przypadku minerałów zasadowych istnieje możliwoœć do wymiany z wodorem CaSiO3+HOH=H2SiO3+Ca(OH)2 ),
- karbonatyzacji (ma ona związek z powstawanie węglanów, a substratem są dwuwęglany. Karbonatyzacja jest związana z rozkładem minerałów glebowych. Ma związek z hydrolizą minerałów, które następnie przechodzą w inne).
W trakcie oddychania korzeni uwalnia się dużo dwutlenku węgla, tworzącego połączenia z kationami. Ze wzrostem koncentracji dwutlenku węgla wzrasta wietrzenie chemiczne.
Wietrzenie chemiczne daje minerały wtórne, mające znaczną aktywnoœć i zalicza się je do minerałów ilastych, a z nich z kolei zbudowane są iły oraz gliny. W glinie oprócz minerałów wtórnych znajduje się również kwarc, substancje organiczne i uwodnione tlenki żelaza. Wyróżniamy następujące grupy glin:
- montmorylonitowa, czyli (OH)4Al4Si8O20*H2O - powstaje w warunkach kwaœniejszych od kaolinitowej. Stanowi główny składnik tzw. glin bentonitowych, dobrze sorbuje i występuje w piaskowym typie gleb o frakcji poniżej 0,002mm.
- kaolinitowa, czyli (OH)8Al4Si4O10 - zaliczamy do niej kaolinit. Tworzy się podczas wietrzenia skał typu glinokrzemianowego w warunkach kwaœnych. Spotyka się ją najczęœciej na zwałach obydwóch rodzajów węgla.
- illitowa - zaliczamy do niej illit, który jest najbardziej powszechnym produktem procesu wietrzenia skał lądowych. Można ją spotkać na zwałach z odpadów węglowych.
Wietrzenie typu biologicznego - gleby i skały osadowe rzadko zawierają jedynie jeden rodzaj iłów. Celem rekultywacji jest zintensyfikowanie procesów glebotwórczych, w których znaczną rolę pełni wietrzenie biologiczne. Dochodzi do niego w wyniku oddziaływania organizmów na skały lub poprzez chemiczne przetworzenie minerałów, przy użyciu produktów rozkładu materii organicznej (kwasy huminowe i dwutlenek węgla). Ten typ wietrzenia odgrywa ważną rolę podczas powstawania gleby. Z tego wynika tak wielkie znaczenie materii organicznej podczas rekultywacji obszarów bezglebowych. Próchnica może powstawać jedynie w glebie. Stanowi ona aż 90% substancji organicznej znajdującej się w glebie. Substancja organiczna to 5% gleby. W czasie humifikacji (humus = próchnica) powstają związki organiczne, które sklasyfikowano do 4 grup:
- fulwokwasy;
- kwasy hymato-melanowe;
- huminy (są to sole stymulujące, bądŸ hamujące wzrost organizmów żywych);
kwasy huminowe.
12. Wodne układy dyspersyjne
Pojęcie i klasyfikacja koloidów
Stan koloidalny jest stanem skupienia materii równie powszechnym jak stan gazowy, ciekły lub stały. Cechą charakterystyczną stanu koloidalnego jest niski stopień rozdrobnienia. Układy koloidalne lub krótko - koloidy, są to układy dyspersyjne, najczęœciej dwuskładnikowe, o wyglądzie układów fizycznie jednorodnych, chociaż w rzeczywistoœci oba składniki nie są ze sobą zmieszane cząsteczkowo.
Składnik tworzący fazę ciągłą układu nazywamy oœrodkiem dyspersyjnym lub rozpraszającym, drugi zaœ fazą rozproszoną lub składnikiem rozproszonym. Faza rozproszona składa się z cząstek koloidalnych o wymiarach od 1 do 100 nm, a nawet do 500 nm. Należy tu jednak zaznaczyć, że do układów koloidalnych zaliczamy nie tylko te, które mają wszystkie trzy wymiary "koloidalne", lecz także i te, w których dwa a tylko nawet jeden wymiar jest koloidalny, czyli ma wartoœć od 1 do 500nm. W związku z tym układy koloidalne można podzielić na układy z cząstkami trójwymiarowymi, układy z cząstkami blaszkowatymi i układy z cząstkami nitkowatymi. Jeżeli cząstki fazy rozproszonej mają jednakową wielkoœć, układ nazywamy mono lub izo-dyspersyjnym, jeżeli różną - polidyspersyjnym. Układy koloidalne, które spotykamy w przyrodzie czy laboratorium mają jednak najczęœciej charakter polidyspersyjny.
Układy dyspersyjne o wymiarach cząstek większych od 500 nm nazywamy układami mechanicznymi (zawiesinami lub suspensjami, w których cząstki ulegają sedymentacji), zaœ układy o wymiarach cząstek rozproszonych mniejszych od 1nm układami o rozdrobnieniu cząsteczkowym (roztworami rzeczywistymi).
Stan rozproszenia koloidalnego jest bardzo rozpowszechniony, zarówno w œwiecie przyrody ożywionej (różnorodne białka, pektyny, węglowodany) i nieożywionej (gliny, mgły, pył wulkaniczny), jak również wœród związków otrzymanych sztucznie w laboratorium chemicznym (mydła, niektóre barwniki, siarka koloidalna, tlenki metali itd.). Oprócz tego w przyrodzie występuje dużo związków, których cząsteczki mają wymiary charakterystyczne dla układów koloidalnych, zwane są one eukoloidami (np. skrobia, celuloza, kauczuk, keratyna, kolagen glikogen itd.), znane są również syntetyczne eukoloidy, jak polistyreny i inne tworzywa sztuczne. Podczas rozpuszczania eukoloidów powstają samorzutnie układy koloidalne.
Najbardziej rozpowszechnione są układy koloidalne o ciekłym oœrodku dyspersyjnym, zwane roztworami koloidalnymi, liozolami lub zolami. Jeżeli oœrodek dyspersyjny jest wodą, zwane są hydrozolami, jeżeli alkoholem alkozolami, jeżeli benzenem - benzenozolami itd. Ogólnie, jeżeli oœrodek dyspersyjny jest cieczą organiczną, układy koloidalne nazywa się organozolami, jeżeli zaœ gazem gazozolami (w przypadku powietrza - aerozolami).
17. Podstawowe wskaŸniki zanieczyszczenia wód
Stopień zanieczyszczenia wód okreœla się za pomocą tzw. wskaŸników zanieczyszczenia, który mówi o stężeniu danej substancji w miligramach na 1 dm3 wody. Jednym z najważniejszych wskaŸników zanieczyszczenia wód powierzchniowych jest stężenie rozpuszczonego tlenu, które może przyjmować maksymalną wartoœć 8,9 mg/dm3 - mniejsze stężenie tlenu œwiadczy o zanieczyszczeniu wód związkami organicznymi, rozkładalnymi biochemicznie; spadek stężenia tlenu poniżej 4 mg/dm3 powoduje obumieranie wielu organizmów wodnych. Innymi wskaŸnikami zanieczyszczenia wód naturalnych są: biochemiczne zapotrzebowanie tlenu, będące miarą zawartoœci rozkładalnych biochemicznie związków organicznych; chemiczne zapotrzebowanie tlenu - miara zawartoœci wszystkich związków organicznych; obecnoœć zawiesin mineralnych i organicznych, a także nieorganicznych i organicznych związków azotu, fosforu.
Prócz sposobów oceny zanieczyszczenia wód opartych na wskaŸnikach fizycznych i chemicznych stosuje się metody badania stanu biologicznego wody. Najczęœciej jest stosowany tzw. system saprobowy, wykorzystujący wyniki analizy hydrobiologicznych wód.
W zależnoœci od składu organizmów wodnych, wody dzieli się na:
oligosaprobowe - czyste,
zanieczyszczone
II klasa - woda do hodowli ryb z wyjątkiem łososiowatych, do hodowli zwierząt gospodarskich, urządzania isk, rekreacji i sportów wodnych;
III klasa - woda służąca do nawadniania terenów rolniczych, ogrodniczych i upraw pod szkłem, zaopatrzenia zakładów przemysłowych z wyjątkiem tych, które wymagają wody o jakoœci wody pitnej.
Wyszukiwarka
Podobne podstrony:
UBOCZNE PRODUKTY, Chemia wody - (A. Biłyk)
chemia wody 2, Chemia wody - (A. Biłyk)
chemia wody 3, Chemia wody - (A. Biłyk)
chemia wody, Chemia wody - (A. Biłyk)
chemia wody, Chemia wody - (A. Biłyk)
UBOCZNE PRODUKTY, Chemia wody - (A. Biłyk)
biłyk,Chemia wody, Eutrofizacja wód
biłyk,Chemia wody, opracowanie zagadnień
Biłyk,chemia wody, Właściwości chemiczne wody
Biłyk,chemia wody, Zanieczyszczenie wód
Biłyk,chemia wody, Kształtowanie się składu wód od opadowych do podziemnych
Biłyk,chemia wody, Budowa cząsteczki wody
Biłyk,chemia wody, wykres?zowy wody
biłyk,Chemia wody, Procesy wzbogacania wód w składniki mineralne
Biłyk,chemia wody, Właściwości fizyczne wody
biłyk,Chemia wody, Podstawowe wskaźniki składu jonowego wody
biłyk,Chemia wody, Eutrofizacja wód
więcej podobnych podstron