Гидрохимия - Крайнов С.Р.
ISBN 5-247-01293-3
Скачать (прямая ссылка):
Причина накопления железа в подземных водах в присутствии органических веществ вызвана тем, что комплексные соединения Fe3+ с органическими веществами способны противостоять его гидролизу. Такая способность обусловлена тем, что «скрытый» в устойчивом комплексном соединении ион Fe3+ координационно химически защищен от взаимодействия с ОН-. Только при значительном увеличении концентраций ОН-, т. е. при высоких (более 7,5—8,0) pH подземных вод ион OH- вытесняет анионы фульвокислот из координационной сферы комплексных соединений и последовательно через образование смешанных комплексных соединений (например, Fe(4>Kh~+OH~=
=Fe<DK(OH)°+<I>K2-; РеФК(ОН)0+2ОН-=Ре(ОН)3°+ФК2-) образует гидроксид железа. Этот процесс разрушения комплексных соединений является достаточно длительным и поэтому подземные воды, содержащие органические вещества, гораздо
труднее очищаются от железа.
Геохимические типы железосодержащих подземных вод и их гидрогеохимические провинции. Среди железосодержащих подземных вод, используемых в хозяйственно-питьевом водоснабжении различают два основных геохимических типа: бескислородно-бессульфидные напорные воды артезианских бассейнов и грунтовые воды с высокими содержаниями органических веществ.
Бескислородно-бессульфидные напорные воды— наиболее распространенный геохимический тип железосодержащих подземных вод, используемых в хозяйственно-питьевом водоснабжении. Такие воды формируются в верхних горизонтах многих артезианских бассейнов, а также в корах выветривания и зонах тектонических нарушений массивов кристаллических пород. Эти воды имеют максимальные (десятки мг/л) среди подземных вод хозяйственно-питьевого назначения
*
260
содержания железа. Причина накопления высоких концентраций железа в том, что гидрогеологические условия формирования таких вод, заключающиеся в обычном перекрытии их водо-упорами, приводят к исчезновению в них кислорода и соответственно к установлению низких (100—250 мВ) положительных значений окислительно-восстановительного потенциала. На Eh-— pH диаграмме такие подземные воды всегда находятся в пол* Fe2+ и эта форма является основной миграционной формой же леза в этих водах (рис. 10.3). Распределение концентраций же леза в бескислородно-бессульфидных подземных водах контролируется растворимостью его карбоната FeCO3 (nPFeco 3
2,9-10"11). В реальных гидрогеохимических условиях околонейтральных подземных вод, когда концентрации карбонатных ионов (HCO3"+CO32") значительно превышают концентрации ОН" именно это соединение регламентирует распределение Fe2+. Концентрации ОН", которые существуют в околонейтральных подземных водах недостаточны для осаждения железа в виде Fe(OH)2. Это можно видеть на рис. 10.4, где показано изменение степени насыщения железосодержащих подземных вод по отношению к соединениям FeCO3 и Fe (ОН) 2-
Растворение соединения FeCO3 в подземных водах происходит в соответствии со следующими реакциями:
Из этих реакций следует, что условием благоприятным для увеличения концентраций Fe2+ в бескислородных и бессульфидных водах является рост концентраций СОг в системе и уменьшение pH. На рис. 10.4 показано, что при снижении pH термодинамически возможные концентрации Fe2+ в подземных водах резко увеличиваются и могут значительно превышать те реальные их концентрации, которые в них формируются. С ростом pH подземные воды приближаются к насыщению по FeCO3 к дальнейшее накопление Fe2+ в этих водах замедляется. Вследствие простых миграционных форм железа бескислородно-бессульфидные подземные воды быстро очищаются от железа при аэрировании.
Грунтовые воды с высокими концецграциям и органических веществ формируются в первых от по-
FeCO3+ H2O+ CO2 = Fe2++ 2НС0'3; K =
[Fet+[ )НС0-з1* ^CO1
или [Fe2+] = К .
1 J [НСО-3]
261
Puc. 10.4. Зависимость степени насыщения подземных вод по FeCOa и Fe(OH)2 от pH для 25 С (расчет с учетом комплексообразования):
1—2— изменение степени насыщения соответственно по
ч
"RFECO3 gjjtg * GOH"
NPFC<OH>2
2
1 О
FeCO3 и Fe(OH):
-1 -
-2 --3 --4 -
-5 -
-6 --7 --5 -
/
/
6
7
8
9 pH
верхности горизонтах районов гумидного климата. Их геохимический облик определяется слабокислой реакцией (рН<7), значениями окислительно-восстановительного потенциала от +250 до +400 мВ и высокими содержаниями органических веществ— концентрации ФК+ГК достигают 25—50 мг/л и более. При этом в составе подземных вод резко преобладают фульво-кислоты, доля которых в сумме органических веществ достигает 90%. Концентрации железа в таких водах достигают нескольких, а иногда и десятков миллиграммов на литр. При этом среди миграционных форм железа резко преобладают комплексные соединения Fe3+ с фульвокислотами.
Комплексообразование с ФК резко увеличивает миграционную способность Fe3+ в таких кислородсодержащих подземных водах. В присутствии органических веществ в околонейтральных средах гидролиз Fe3+ практически не происходит и это способствует его активному накоплению в этом геохимическом типе подземных вод. Высокая степень устойчивости комплексных соединений железа с органическими веществами определяет трудность его удаления из них. Аэрирование подземных вод с высокими концентрациями ФК обычно не приводит к полному удалению железа в течение длительного времени. Для его удаления из таких вод при сохранении околонейтральной среды необходимо использовать специальные реагенты, разрушающие комплексные соединения.
