Основные физические свойства воды, снега и льда

Общие сведения. Вода имеет большое значение в жизни Земли. Являясь одним из распространенных и наиболее подвиж­ных природных тел, она участвует почти во всех физических, кли­матических и биологических процессах, совершающихся на Земле.

При анализе гидрологических явлений принимается, что коли­чество свободной воды на Земле сохраняется постоянным. Вода в результате некоторых процессов вступает в прочные соединения с другими веществами и перестает существовать как свободное образование, однако в глубоких слоях земной коры имеют место и обратные процессы: при высоких давлениях и температурах вновь образуется некоторое количество воды.

Жидкая вода в тонких слоях бесцветна, в толстых имеет голу­бовато-зеленый оттенок. Чистая вода, без примесей, почти не про­водит электрический ток. Температура замерзания дистиллирован­ной воды принята за 0° С, а температура кипения при нормальном давлении - за 100°.

Природная вода никогда не бывает совершенно чистой. Наи­более химически чистой является дождевая вода, но и она содер­жит различные примеси, которые захватывает из воздуха. Попадая на землю, дождевая вода отчасти стекает по поверхности, отчасти просачивается в почво-грунты, образуя подземные воды. Стекая по поверхности земли и в толще почво-грунтов, вода растворяет различные вещества и превращается в раствор. Качественный и количественный характер изменений химического состава раство­ренных веществ и физических свойств воды весьма различен и за­висит от всего комплекса физико-географических условий, в кото­рых совершается процесс круговорота воды на Земле.

Строение воды. Вода состоит из 11,11 % водорода и 88,89 % кислорода (по весу). При образовании воды с одним ато­мом кислорода соединяются два атома водорода. В молекуле воды атомы водорода и кислорода расположены по углам равнобедрен­ного треугольника: при вершине находится атом кислорода, а в уг­лах при основании-по атому водорода; угол при вершине тре­угольника около 105°, а расстояние между ядрами водорода и кис­лорода около 0,97∙10^{-8 см и между ядрами водорода 1,53∙10-8 см (рис.1).}

Рис. 1. Схема строения молекулы воды

Молекула воды характеризуется значительной полярностью вследствие того, что в ней оба атома водорода располагаются не на прямой, проведенной через центр атома кислорода, а как бы по одну сторону от атома кислорода. Это приводит к неравномер­ности распределения электрических зарядов. Сторона молекулы с атомом кислорода имеет некоторый избыток отрицательного за­ряда, а противоположная сторона, в которой размещены атомы водорода, - избыток положительного заряда электричества. На­личием полярности и некоторых других сил обусловлена способ­ность молекул воды объединяться в агрегаты по несколько мо­лекул.

Простейшую формулу H₂O имеет молекула парообразной воды. Молекула воды в жидком состоянии представляет собой объедине­ние двух простых молекул (Н₂O)₂, молекула льда - объединение трех простых молекул (Н₂0)₃. Простая, не объединившаяся с другой молекула воды Н₂0 назы­вается гидроль, образование из двух объединившихся молекул воды, т. е. (Н₂0)₂, - дигидроль, а соединение из трех простых молекул (Н₂0)₃ - тригидроль. Образование дигидроля и тригидроля происходит вследствие притяжения молекул воды друг к другу в результате отмеченного выше эффекта полярности, свойственного молекулам воды.

Во льду преобладают молекулы тригидроля, имеющие наиболь­ший объем, а простые, необъединившиеся молекулы в нем отсут­ствуют. В парообразном состоянии при температуре свыше 100° С, вода состоит главным образом из молекул гидроля, так как зна­чительная скорость движения молекул при этой температуре на­рушает ассоциацию (объединение) молекул. В жидком состоянии вода представляет собой смесь гидроля, дигидроля и тригидроля, соотношение между которыми меняется с изменением температуры. Между формами молекул воды в зависимости от температуры установлено следующее соотношение (табл. 5)

Таблица 5

Формы молекулы воды в зависимости от температуры (в процентах)

Форма молекулы	Лед	Вода
0оС	4оС	38оС	98оС
Н2О
(Н2О)2
(Н2О)3

Существует и вторая модель строения воды. Исследование воды при помощи спектрального анализа показывает, что структура рас­положения кристаллов в молекуле воды при температурах ниже 4° С, включая и фазу льда, сходна со строением кристалла тридимита, а при более высоких температурах - со строением кристалла кварца. При понижении температуры кварцевая структура воды постепенно замещается тридимитовой. Принимая во внимание, что лед по структуре сходен с тридимитом (т. е. подобен графиту), и предполагая, что строение воды подобно строению кварца (т. е. алмаза), можно понять, что замещение одной структуры дру­гой приводит к возникновению аномалий воды, в частности к уменьшению плотности при замерзании.

Плотность и удельный объем. Под плотностью воды r по­нимается отношение ее массы m к объему V, занимаемому ею при данной температуре, т.е.

r = m/V

где r - в г/см³.

За единицу плотности принята плотность дистиллированной воды при 4° С.

Величина, обратная плотности, т. е. отношение единицы объема к единице массы, называется удельным объемом (в см³/г):

v = V/m

Плотность воды зависит от ее температуры, минерализации, дав­ления, количества взвешенных частиц и растворенных газов. С по­вышением температуры плотность всех жидкостей, как правило, уменьшается. Вода в этом отношении ведет себя аномально: при температурах выше 4° С плотность ее с повышением температуры уменьшается, а в интервале температур 0-4° С увеличивается. Аномальное изменение плотности воды объясняется особенностями ее строения. При нагревании воды идут два параллельных про­цесса: первый - нормальное увеличение объема за счет увеличения расстояния между молекулами, второй - уменьшение объема бла­годаря возникновению более плотных гидролей и дигидролей.

В зоне температур выше 4° С интенсивнее происходит первый процесс, в интервале 0-4°С - второй. В момент выравнивания влияния, оказываемого этими процессами на изменение объема воды, наступающего при 4° С, наблюдается наибольшая плотность, С точки зрения структурной модели строения воды аномальное изменение плотности при изменениии температуры объясняется по­степенной заменой при повышении температуры от 0 до 4° С три­димитовой рыхлой упаковки более плотной кварцевой.

Изменения плотности воды на один градус температуры в раз­личных интервалах температуры неодинаковы. Они очень малы около температуры наибольшей плотности и быстро возрастают по мере удаления от нее. Так, при температуре, близкой к 4°С, из­менение плотности воды на один градус температуры составляет 8∙10^-6, при температуре около 30°С - до 3∙10^-4.

При переходе воды из жидкого состояния в твердое (лед) плот­ность резко, скачкообразно изменяется приблизительно на 9 %; плот­ность дистиллированной воды при 0°С равна 0,99987, а плотность льда, образовавшегося из той же воды при 0°С, равна 0,9167.

С понижением температуры плотность чистого льда несколько возрастает и при -20° С достигает 0,92.

Своеобразный режим изменения плотности воды в связи с из­менениями температуры имеет колоссальное значение в природе. Благодаря этому естественные водоемы (например, озера) при от­рицательных температурах воздуха зимой даже в условиях суро­вого климата не промерзают до дна в случае достаточной глубины водоема. При этом под ледяным покровом остается жидкая вода, потому что при промерзании лед, значительно более легкий, чем вода, остается на поверхности водоема, на дно которого опуска­ются охладившиеся до 4°С наиболее плотные массы воды.

Изменение плотности воды оказывает существенное влияние на режим водоемов, вызывая конвекционные токи и течения, стре­мящиеся выровнять возникшую неравномерность в распределении плотности.

Плотность снега в гидрометеорологии выражается в виде от­ношения веса снега к весу воды, взятых в равных объемах, или отношения веса снега Р в граммах к его объему W в кубических сантиметрах

r_с = P/W

Слой воды h_в, содержащийся в снеге, выражается как произве­дение высоты снега h_с на его плотность r_с , т. е. h_в = r_с h_с. С плот­ностью снега непосредственно связаны пористость, теплопровод­ность, водоудерживающая способность, твердость и другие меха­нические и водно-физические свойства снежного покрова.

Плотность снега колеблется в широких пределах как по вре­мени, так и по площади. Наименьшей плотностью, порядка 0,01 г/см³, обладает свежий снег, выпавший при низкой темпера­туре и безветренной погоде. С течением времени под влиянием ветра и оттепелей снег уплотняется. Сильно промокший и затем смерзшийся снег обладает плотностью до 0,70 г/см³.

В районах с устойчивым снежным покровом обнаруживается некоторая закономерность увеличения плотности снега к началу таяния в направлении с севера на юг. Так, на севере Европейской территории России плотность снега в конце зимы находится в пре­делах 0,22-0,28 г/см³, в средней полосе - в пределах 0,24- 0,32 г/см³. На юге она изменяется в широких пределах - от 0,22- 0,23 в районах, не подвергшихся действию оттепелей, до 0,34- 0,36 г/см³ при наличии зимних оттепелей.

Плотность снега в начале таяния изменяется в среднем от 0,18 до 0,35, в период интенсивного таяния от 0,35 до 0,45 и в конце таяния доходит до 0,50. Плотность снега в лесу в среднем на 10-15 % меньше, чем на открытых участках. Для северных и северо­западных районов, где влияние оттепелей на плотность снега срав­нительно невелико, отмечается прямая связь плотности с высотой снежного покрова. Это позволяет устанавливать эмпирические за­висимости непосредственно между запасом воды в снежном по­крове и его высотой.

Возможность перехода воды из одного агрегатного состояния в другое (из жидкого в лед или в пар и обратно) определяется температурой и давлением. Диа­грамма состояния воды изображена на рис. 2. Линия АВ показывает границу равновесия между парооб­разной и твердой водой, линия ВС - между парообразной и жидкой во­дой. При температуре 0,0075°С и давлении 6,1 мб в устойчивом рав­новесии могут одновременно суще­ствовать лед, пар и жидкая вода (точка В на графике).

Если очень чистую воду охлаж­дать, тщательно предохраняя ее от сотрясения, то лед долго не образу­ется, несмотря на низкую темпера­туру; практически такое охлажде­ние производилось до -72° С. Од­нако переохлажденная вода малоус­тойчива: при внесении в нес кристаллика льда или при встряхивании она сразу же превращается в лед. Переохлаждение воды в естественных водоемах на 0,005-0,01° С встречается весьма часто. В грунтах вследствие повышенной минерализации переох­лаждение воды может быть более значительным.

Рис. 2. Диаграмма состояния воды

1 - твердая, 2 - жидкая, 3 - газообразная фазы

Структура снега бывает относительно простой непосредственно после его выпадения: в последующем под влиянием ветрового переноса, оттепелей и собственного веса снега она подвергается весьма значительным изменениям. Вместе с ней из­меняются и другие физические характеристики снега.

В снежном покрове, залегающем на земной поверхности, по­мимо ледяных кристаллов снега, содержится также воздух, а иногда и жидкая вода.

Весовое содержание заключенного в снежном покрове воздуха мало и лишь при плотностях снега ме­нее 0,10 г/см³ оно составляет несколько процентов от веса снега. Напротив, объем воздуха в снежном покрове весьма велик. Прини­мая плотность льда равной 0,916 г/см³, получим, что при плотности снежного покрова 0,46 г/см³ занимаемые в нем воздухом и льдом объемы равны. При плотности менее 0,46 г/см³ объем содержаще­гося в снежном покрове воздуха превышает объем льда в не­сколько раз и становится меньше последнего лишь при плотностях более 0,46 г/см³.

Изменение структуры снежного покрова связано с изменением с течением времени состояния и структуры ледяных (снежных) кристаллов. Снег, выпадающий в безветренную погоду, состоит из разнообразных по форме ледяных звездочек, хлопьев или тон­чайших игл. Эти первичные ледяные образования, хаотически и непрочно соединяясь между собой, создают рыхлый с малой плот­ностью свежевыпавший снег. Под влиянием ветров, собственного веса и оттепелей снежный покров уплотняется, снежинки хотя и сохраняют кристаллическую структуру, но форма их подвергается значительным изменениям. Такой уплотненный (лежалый) снег имеет плотность 0,20- 0,60 г/см³ в зависимости от степени его увлажненности и условий уплотнения.

Лежалый снег в дальнейшем переходит в стадию старого (фирнизированного) снега, полностью утрачивающего свою первичную структуру и формы кристаллов снежинок. Плотность такого снега 0,30-0,70 г/см³. Он состоит из ледяных зерен диаметром 1-5 мм и более. Зернистая структура характерна для снега, подвергавше­гося действию оттепелей. Возникновение зернистой структуры про­исходит под действием частичного таяния и повторного замерзания ледяных кристаллов, которые в ходе этого процесса обволакива­ются пленкой талой воды и смерзаются. Этому, в частности, спо­собствуют суточные колебания температуры в период весеннего снеготаяния.

Водоудерживающая способность (влагоемкость) снега. Образовавшаяся при таянии снега вода перво­начально содержится в виде пленочной и подвешенной капилляр­ной влаги, удерживаемой прочно на поверхности частиц снега и в промежутках между ними молекулярными и капиллярными си­лами.

Относительное количество воды, которое снег способен удер­живать в своих порах и капиллярных промежутках вне зоны ка­пиллярного поднятия в виде гигроскопической, пленочной и ча­стично гравитационной воды, представляет собой водоудерживающую способность (влагоемкость) снега Y, определяемую отноше­нием количества жидкой воды h_ж к общему количеству воды hх, содержащейся в данном объеме снега в жидкой и твердой фазах. Водоудерживающая способность снега может быть выражена в процентах или в долях единицы

Y = h_ж/hх ∙100%.

где h_ж - количество жидкой воды в данном объеме снега в мил­лиметрах; hх - общее количество воды, содержащейся в данном объеме снега в жидкой и твердой фазах, в миллиметрах.

Водоудерживающая способность (влагоемкость) снега зависит от степени его перекристаллизации и плотности. Мелкозернистый метелевый снег обладает большей водоудерживающей способностью, чем крупнозернистый при одной и той же плотности. В процессе таяния мелкозернистый снег быстро перекристаллизовывается и его Водоудерживающая способность убывает.

Под влиянием различных явлений погоды в зависимости от сте­пени перекристаллизации и плотности Водоудерживающая способ­ность снега по мере его .таяния непрерывно меняется.

Влажность снега наряду с максимальной влагоемкостью харак­теризует его водные свойства. Влажностью снега называ­ется количество воды, содержащейся в нем в рассматриваемый мо­мент времени, выраженное в процентах к общему весу пробы влаж­ного снега.

Водоотдача. С развитием процесса таяния промежутки ме­жду частицами снега заполняются водой, сила тяжести которой превосходит капиллярные силы. Появляется так называемая гра­витационная вода, которая под действием силы тяжести передви­гается вниз, пока не достигает почвы, и пока, таким образом, не наступит момент водоотдачи.

Водоотдачей называется процесс поступления воды из снега на почву; интенсивность водоотдачи определяется количеством воды (обычно в миллиметрах слоя), поступающей из снега на поверх­ность почвы за единицу времени.

Когда на поверхности почвы появляется вода, в слое снега, при­легающем к почве, образуется зона капиллярного поднятия. Пре­дельная высота ее зависит от размеров пор снега в этом слое и составляет для мелкозернистого снега 5-6 см, среднезернистого 2-3 см и для крупнозернистого около 1 см.

Между началом таяния и водоотдачи имеет место процесс удер­жания талой воды снежным покровом, обусловливающий разрыв между таянием и водоотдачей по времени наступления и величине. Разрыв этот особенно значителен в начальный период снеготая­ния, когда вся талая вода уходит на образование пленок, заполне­ние капиллярных промежутков и вообще на увлажнение всей массы снега, без чего процесс водоотдачи из снега невозможен. Когда же процесс таяния достигает известного развития, водо­отдача в отдельные промежутки времени может превысить слой воды, образовавшийся за счет стаявшего в этот период снега.

Кроме задержания талых вод снежным покровом вследствие его влагоемкости, имеет место также временное задержание воды, текущей по поверхности склонов, в результате запруживания по­нижений, в которых течет вода под снегом.

Химический состав вод

Процесс формирования химического состава природных вод весьма сложен; он совершается под воздействием разнооб­разных факторов. Среди них можно различать главные и второ­степенные, а также прямые и косвенные. Прямыми называются такие, которые непосредственно обогащают воду солями (почвы, горные породы), к косвенным относятся те факторы, которые дей­ствуют опосредованно, т. е. через посредство других факторов.

Физико-географические условия (рельеф, климат, процессы выветривания и почвенный покров). Рельеф является косвенным фактором формирования состава вод. Он оказывает влияние на условия водообмена, а от последних зависит минерализация и химический состав природ­ных вод. Степень расчлененности рельефа определяет размеры по верхностного стока и дренированность подземных вод. Рельеф пе­рераспределяет выпадающие на земную поверхность осадки. На возвышенностях и их склонах усиливается поверхностный сток, а условия питания подземных вод ухудшаются. Наоборот, в по­ниженных формах рельефа поверхностный сток замедляется, вследствие чего увеличивается инфильтрация вод в почву. С релье­фом местности связаны солевой режим почв, а также заболочен­ность местности, обусловливающая специфический состав вод.

Роль рассматриваемого фактора более четко выступает в гор­ных районах, где расчлененный рельеф создает отдельные орогра­фические единицы с самостоятельным гидрологическим режимом, в которых можно уловить тесную связь химического состава вод с составом горных пород. На равнинных пространствах, в усло­виях мелкобугристого рельефа, минерализация и состав природных вод изменяются в больших пределах. В областях с аридным климатом рельеф выступает в качестве одного из ведущих факторов формирования природных вод. Если бессточная котловина собирает поверхностный сток и одновре­менно дренирует подземные воды (является местом их раз­грузки), то вследствие высокой испаряемости в котловине обра­зуется соляное или самосадочное озеро. Если дно бессточной кот­ловины лежит выше уровня грунтовых вод и в то же время она аккумулирует поверхностные воды, то при достаточной проницае­мости пород, слагающих ее дно, сформируется линза грунтовых пресных или солоноватых вод, ниже которой иногда залегают со­леные грунтовые воды.

Климат прежде всего определяет метеорологические усло­вия, от которых зависит водный режим поверхностных и подзем­ных вод. К основным метеорологическим элементам, воздействую­щим на состав природных вод, относятся атмосферные осадки, температура и испарение.

Первая стадия формирования химического состава вод осу­ществляется в атмосфере. Из всех природных вод наиболее бы­стрые изменения минерализации и состава во времени и про­странстве наблюдаются у атмосферных осадков. И тем не менее, несмотря на такую неустойчивость, состав осадков является в об­щем характерным для данной местности, отражая тип ее геогра­фического ландшафта. Минерализация атмосферных осадков, как правило, ниже минерализации речных и озерных вод. Выпадающие осадки обычно уменьшают минерализацию поверх­ностных и подземных вод. Минеральные соли, содержащиеся в ат­мосферных осадках, в той или иной степени оказывают влияние на формирование химического состава поверхностных вод. Это влияние бывает особенно заметным на слабоминерализованных водах. В так называемых ультрапресных (весьма пресных) водах ионы хлора иногда целиком поступают из атмосферы.

Химический состав поверхностных и грунтовых вод нередко похож на состав атмосферных осадков на территории их выпаде­ния. Это сходство прослеживается в районах с местным аэро­зольным питанием. Различия заключаются в минерализации и со­держании биогенных компонентов. Причина сходства, очевидно, заключается не в том, что ионный состав поверхностных и грун­товых вод сформировался за счет привноса солей осадками, а в том, что поверхностные, грунтовые и метеорные воды имеют один и тот же источник солевого питания — почвы и горные по­роды данной местности.

Под воздействием достаточно минерализованных обильных осадков может временно сформироваться химический тип вод, со­вершенно чуждый для состава водоносных пород того или иного района. Подобные явления происходят в результате переноса воз­душными течениями аэрозолей (ядер конденсации) из других об­ластей с иными физико-географическими условиями. Повышенное содержание хлоридов в грунтовых водах морских побережий мо­жет быть связано с осадками морского происхождения.

С изменением температуры атмосферного воздуха связано про­мерзание и оттаивание почв и пород в зоне годовых колебаний температуры, что сказывается на условиях питания поверхностных и грунтовых вод, и, следовательно, на их минерализации и хими­ческом составе. Всякие колебания температуры воды обусловли­вают изменение растворимости солей, присутствующих в природ­ных растворах. Здесь мы коснемся влияния на химию природных вод температуры воздуха как метеорологического фактора, воздей­ствующего прежде всего на поверхностные водоемы.

Влияние температуры воздуха может отражаться на составе вод самосадочных озер и пресных поверхностных вод. В послед­нем случае изменение состава воды совершается в результате вы падения из нее карбонатов кальция при повышении температуры. Поэтому летом в условиях жаркого климата может происходить садка кальцита в мелководных хорошо прогреваемых водоемах.

Под воздействием процессов промерзания химический состав воды метаморфизуется. Между льдом и промерзающим раствором происходит перераспределение солей. В лед соли поступают избирательно. Одновременно с кристаллизацией льда выделяются труднорастворимые соединения, а в растворах сохраняются наи­более легкорастворимые при низких температурах соединения, к которым принадлежат хлориды кальция, магния и натрия.

Испарение — один из мощных факторов формирования ми­нерализации и химического состава поверхностных и грунтовых вод. Наиболее действенным этот фактор становится в тех райо­нах, где отношение суммарного испарения к сумме атмосферных осадков оказывается наибольшим, т. е. в области пустынь, полу­пустынь и сухих степей. В засоляющихся под влиянием испаре­ния поверхностных водоемах происходит выпадение солей (минералообразование), сначала менее, а потом более растворимых. В результате этого гидрокарбонатные воды преобразуются сна­чала в сульфатные, а затем сульфатно-хлоридные и даже хлоридные.

В засушливой зоне земного шара процесс испарения обуслов­ливает постепенное концентрирование солей в грунтовых водах. Явление это хорошо прослеживается на примере грунтовых вод, формирующихся в замкнутых межгорных впадинах.

Процессы выветривания. Существенное значение в формировании химического состава природных вод имеет физи­ческое (механическое), химическое и биологическое выветрива­ние горных пород. Основным фактором химического выветривания является атмосферная вода, действие которой усиливается раство­ренной в ней углекислотой. Значительную роль в процессах хими­ческого выветривания играет также кислород воздуха.

Химическое выветривание горных пород складывается из сле­дующих более простых процессов: растворения, гидролиза, гидра­тации, окисления. Все перечисленные процессы являются экзо­термическими, т. е. протекают с выделением тепла. Процессы рас­творения играют большую роль при выветривании некоторыхосадочных пород, например известняков, доломитов и гипсоносных пород. Значительно сложнее вопрос о растворимости магма­тических пород, так как практически невозможно отделить при действии на них воды процессы простого растворения от гидроли­тических процессов. В результате выветривания магматических пород получаются продукты трех типов: 1 — остаточные образова­ния, 2 — переотложенные осадки и 3 — растворимые соли. Послед­ние как раз и формируют ионный состав вод современной коры выветривания изверженных пород.

Различают два вида химического выветривания: углекислотное и сернокислотное. Наиболее характерным для формирования состава природных вод является углекислотное выветривание с его главным агентом — углекислотой. Интенсивность этого вида выветривания определяется концентрацией СО₂ в водах, однако не вся углекислота способна взаимодействовать с породой, а только часть ее, называемая агрессивной углекислотой.

Сущность углекислотного выветривания заключается в проте­кании реакции:

Если углекислотному выветриванию подвергается кальциевый силикат, то, как видно из второй реакции, образуется слаборас­творимый СаСОз, однако под воздействием продолжающегося процесса углекислотного выветривания образуется более раство­римое соединение кальция в соответствии с первой реакцией.

Основным агентом сернокислотного выветривания является серная кислота, образующаяся при окислении сульфидов (напри­мер, FeS₂). Сернокислотное выветривание осуществляется по схеме:

В горных породах сульфиды имеют спорадическое распростра­нение, и поэтому сернокислотное выветривание интенсивно прояв­ляется местами, в соответствующих условиях.

Особенно интенсивно сернокислотное выветривание прояв­ляется на участках сульфидных месторождений. Подземные воды, несущие растворенный кислород, соприкасаясь с веществом руды, оказывают окисляющее действие на сульфиды, разрушают их. На месторождении возникает зона окисления. Образуются воды ярко выраженного сульфатного класса. Специфической особенно­стью подобных вод является сильная кислотность и высокое со­держание тяжелых металлов Fe, Al, Сu и др.

Биологическим выветриванием называют процесс механиче­ского разрушения и химического изменения минералов горных по­род под воздействием поселившихся на них организмов, продуктов их жизнедеятельности и продуктов разложения органических остатков. Важный агент выветривания — растительность. Осо­бенно интенсивно выветривание протекает там, где количество ат­мосферных осадков превышает испаряемость, а температура достаточно высока. Здесь создается мощная концентрация организ­мов, которые выделяют колоссальные массы органических кислот, активно способствующих преобразованию кристаллических реше­ток первичных минералов. Гумусовые кислоты имеют большое значение для формирования состава природных вод. Они наряду с двуокисью углерода придают воде свойства агрессивности к гор­ным породам не только карбонатным, но и изверженным. Это зна­чит, что состав природных вод обусловливается не простыми абиотическими реакциями гидролиза и растворения, а более слож­ным, хотя и более быстро протекающим процессом.

Почвы, как известно, обогащают воду ионами, газами, органическим веществом. Влияние почвенного покрова на формирова­ние вод двояко: с одной стороны, почвы могут увеличивать мине­рализацию фильтрующихся через них атмосферных осадков, а с другой — изменять уже сложившийся химический состав грунтовых вод, вступающих с почвами во взаимодействие. Коли­чественная сторона этих процессов определяется типом почв. Если вода просачивается через бедные солями торфянисто-тундровые или болотные почвы, то она обогащается органическим веществом и лишь в очень малой мере — ионами. Примерно то же самое наб­людается в подзолистых почвах. Значительно больше солей от­дают в воду черноземные и каштановые почвы. И особенно сильно воздействуют на минерализацию фильтрующихся вод солончако­вые почвы.

В ходе просачивания воды через почву вследствие окисления кислородом органического вещества изменяется также состав рас­творенных газов. Содержание кислорода при этом уменьшается, а количество СО₂ соответственно увеличивается. Выделяющаяся углекислота служит источником образования гидрокарбонатных ионов:

При взаимодействии грунтовых вод с почвами, кроме выщела­чивания солей, происходит преобразование состава воды под влия­нием ионного обмена, процессов минералообразования или заме­щения уже имеющихся в почвах минералов другими. Интенсив­ность преобразования зависит от типа почвы, от содержания в ней коллоидов, обладающих способностью адсорбировать ионы, а также обменивать поглощенные ионы на ионы водных рас­творов.

Поглощенный комплекс почв по своему характеру разнообра­зен. Почвы средних широт, например черноземы, имеют обычно в составе поглощенного комплекса на первом месте кальций, на втором — магний. В меньших количествах присутствуют другиекатионы. Почвы северных широт сильно выщелочены, и в погло­щенный комплекс их наряду с Na, Ca и Mg входят ионы во­дорода.

В районах с местным водным питанием почвенный покров яв­ляется одним из ведущих факторов формирования грунтовых вод. Для пополнения запасов грунтовых вод имеет существенное зна­чение проницаемость почв, а для их химического состава — на­личие воднорастворимых солей в почве. По отношению к поверх­ностным водам роль почвенного покрова становится еще более важной. По выражению В. И. Вернадского (1933—1936), почвен­ные растворы «определяют характер всех поверхностных вод био­сферы» и, в частности, «основную составляющую часть солевого состава речных вод».

Горные породы. Горные породы — ведущий фактор формирования ми­нерализации и химического состава природных вод. В водоносных горизонтах, заключенных в осадочных толщах, обогащение вод ионами, осуществляется непосредственно за счет выщелачивания растворимых минералов, находящихся в породах. Большое значе­ние при этом имеет состояние водоносной толщи. При одном и том же минеральном составе рыхлая или сильно трещиноватая порода будет в большей степени отдавать в воду ионы, чем порода плот­ная или монолитная. Кроме того, при медленной циркуляции воды, имеющей место в мелкозернистой, содержащей коллоиды среде, формирование химического состава усложняется катионным обме­ном и другими сопутствующими явлениями. В последнем случае вопрос о происхождении тех или иных ассоциаций ионов (солей) в воде не может быть решен путем простого сопоставления хими­ческого состава воды с таковым вмещающей породы.

В мономинеральных породах химический состав природных вод находится в соответствии с химическим составом и растворимо­стью самих пород. В полиминеральных породах химический со­став воды отражает главным образом состав хорошо растворимых минералов. При большой разнице в растворимости сильно- и слаборастворимых минералов, образующих полиминеральную породу, влияние вторых может вообще не сказываться на химиче­ском облике воды.

Главнейшими растворимыми минералами, определяющими в основном химию природных вод, являются галит NaCl, гипс СaSO₄*2H₂O, кальцит СаСО₃, доломит CaMg(CO₃)₂. Такие хо­рошо растворимые минералы, как мирабилит, астраханит, глаубе-рит, имеют узкое локальное распространение. Залегающая на глубине каменная соль обогащает воды хлоридами натрия. Мине­рализация в этом случае резко повышается. Хлоридные натриевые высокоминерализованные воды и рассолы встречаются во многих районах земного шара. Их развитие совпадает с распространением соленосных фаций, при выщелачивании которых они и обра­зуются.

Наличие в недрах гипсоносных фаций служит причиной появ­ления сульфатных кальциевых вод. Минерализация этих вод обычно 2—3 г/л, что определяется растворимостью гипса. В кон­центрированном растворе хлористого натрия растворимость возра­стает до 6—7 г/л. Воды с преобладанием ионов SO₄ и Са² встречаются очень редко, так как гипсоносные отложения часто сопровождаются соленосными.

Химический состав многих химических типов природных вод формируется путем растворения и выщелачивания горных пород. Гидрокарбонатные кальциевые воды чаще всего образуются при растворении карбонатов кальция, которые широко распростра­нены в природе (известняки, известковый цемент в песчаниках, известковистые почвы и т. д.). В отсутствии углекислоты раство­римость СаСО₃ в нормальных условиях всего 13 мг/л, Раствори­мость карбонатов щелочных земель резко возрастает при наличии в воде СО₂. Растворение СаСО₃ идет по схеме:

В результате этой реакции в воде появляются гидрокарбонаты кальция, растворимость которых в обычных условиях достигает 200—300 мг/л. В присутствии больших количеств углекислоты растворимость СаСО₃ может превосходить 1 г/л (углекислые ми­неральные воды).

Гидрокарбонатные кальциевые воды пользуются региональным распространением в массивах изверженных пород, не содержащих карбонатов. В результате углекислотного выветривания кальцие­вых полевых шпатов (анортита), входящего в состав изверженных пород, воды снабжаются гидрокарбонатами кальция, причем в этом случае Са берется из породы, а НСО₃ образуется из двуокиси углерода воздушного и биохимического происхождения.

Гидрокарбонатные магниевые воды среди осадочных пород встречаются как исключение, ввиду редкого нахождения минерат лов соответствующего состава. В доломитовых CaMg(CO₃)₂ тол­щах формируются обычно гидрокарбонатные магниево-кальциевые или кальциево-магниевые воды. Ярко выраженные магнезиальные воды образуются путем углекислотного выветривания богатых магнием изверженных пород (перидотиты, габбро, дуниты). В обычных условиях их минерализация не превосходит 500— 600 мг/л.

Происхождение гидрокарбонатных натриевых (содовых) вод представляется более сложным. Появление их в осадочных и из­верженных породах нельзя объяснить процессами растворения или выщелачивания содоносных пород или пластовых ископаемых залежей соды, поскольку последние пока известны только в одном пункте земного шара (штат Вайоминг, США). Содовые воды (HCO₃>Mg²⁺ + Ca²⁺) чаще всего формируются при выветривании содержащих натрий массивно-кристаллических и осадочных пород. При этом анионы HCO₃, возникая путем рас­творения в воде СО₂, имеют главным образом биохимическое и частично воздушное происхождение. Появление ионов натрия в сочетании с НСО₃ наблюдается при выветривании натриевых полевых шпатов, полимиктовых песчаных отложений, аркозовых песков и других пород подобного состава. В условиях засушли­вого климата содовые воды, скопляясь в бессточных впадинах, концентрируются до стадии насыщения, в результате чего форми­руются содовые самосадочные озера (Кулундинская и Барабинская степи).

Чтобы разобраться в механизме образования гидрокарбо<