osnovy_geokhimii

По преобладающему катиону каждый из указанных выше классов делится на три группы: кальциевые, магниевые, натриевые воды.

Название вод в зависимости от химического состава дается по ведущим катионам и анионам. Вначале называют анионы, затем катионы. Например, в

составе гидрокарбонатно-кальциевых вод содержится катионов Са2+ – 79,3

мг/дм3, Mg2+ –12,9, Na+ + K+ – 14,2 мг/дм3 и анионов HCO3– – 145,0, SO42– – 38,1, Cl– – 10,2, NO3– –0,1 мг/дм3.

Для более точного определения химического состава вод следует использовать другие единицы измерения: миллиграмм-эквивалент (мг-экв), грамм-эквивалент и процент-эквивалент (%-экв.).

Второй по содержанию анион и катион включается в название, если он уступает первому не более чем на 10 %-экв. В названии химического состава воды он ставится перед первым катионом (если катион) или анионом (если анион). Например, в составе сульфатно-гидрокарбонатно-магниево-

кальциевых вод при следующем содержании ионов: HCO3– – 45 %-экв.,

SO42– – 40, Cl– – 10 %-экв., Са2+ – 40, Mg2+ –31, K+ – 12 %-экв.

Для наглядного изображения и определения состава воды в гидрохимии используется формула Курлова. В числителе приводятся выраженные в процент-эквивалентах анионы, в знаменателе – катионы. В формулу включают лишь те ионы, содержание которых выражается количеством, превышающем 5 %-экв. Перед дробью дается величина минерализации ( в г/дм3). Например,

Ì 0,5 HCO3 70, SO416, Cl10 . Ca62, Mg16, K11

Для перевода содержания элемента или соединения из г (мг) /дм3 в г-экв. (мг-экв.) / дм3 необходимо разделить величину содержания химического элемента (соединения) в г (мг) /дм3 на молекулярную массу элемента (соединения). Например, содержание HCO3– составляет 0,145 г /дм3 или 2,38 ∙ 10–3 г-экв. / дм3. Величину в грамм-эквивалентах получаем путем следующего расчета: 0,145 : 61,018 = 2,38 ∙ 10–3.

Процент-эквивалент для определенного иона вычисляется по формуле а ∙ 100 / ∑ а + ∑ к, где а – содержание данного иона, ∑ а – сумма анионов, ∑ к – сумма катионов, мг-экв / дм3.

Ионы и соединения, содержащиеся в воде, влияют на окисляемость, жесткость, агрессивность, цветность воды.

Окисляемость воды – это количество кислорода (О2), расходуемого на окисление органических веществ, содержащихся в одном дм3 воды (1 мг кислорода или 4 мг КМnО4 соответствует 21 мг органических веществ). В зависимости от используемого окислителя различают перманганатную (КМnО4) и бихроматную (К2Cr2O7) окисляемость. По пермаганатной окисляемости можно косвенно судить о количестве легкоокисляющихся органических соединений, по бихроматной – о количестве всех органических веществ, за исключением некоторых неучитываемых белковых соединений. О наличии органических веществ71в воде дает представление цветность воды, выраженная в градусах. Однако на цветность воды могут влиять

некоторые неорганические соединения.

Жесткость воды определяется по сумме ионов кальция и магния и выражается в миллиграмм-эквивалентах (1 мг-экв. жесткости соответствует содержанию в 1 л (дм3) воды 20,04 мг иона Са или 12,6 мг иона Mg). По величине общей жесткости различают следующие категории природных вод: очень мягкие (Ca2+ + Mg2+ < 1,5 мг-экв. /дм3), мягкие (1,5–3,0), умеренно жесткие (3,1–6,0), жесткие (6,1–9,0), очень жесткие (> 9,0 мг-экв. /дм3). 1 мгэкв. жесткости соответствует содержанию в 1 дм3 воды 20,04 мг иона Са или 12,6 мг иона Mg. В некоторых странах жесткость измеряется в градусах: 1 мг-экв. соответствует 2,8 °. Лучшим качеством обладает вода с жесткостью не более 7 мг-экв. / дм3. В песчаных породах вода считается агрессивной при рН меньше 7, в глинах – при рН < 5, Углекислотная агрессивность возможна только в песчаных породах. Мягкая вода действует агрессивнее на металлы, чем жесткая вода.

Жесткие воды дают осадок карбонатов на поверхности приборов, технических сооружений, на стенках клеток живых организмов, поэтому при использовании такую воду необходимо предварительно умягчать (осаждать карбонаты кипячением отстаиванием, использованием химических осадителей).

Агрессивность воды – способность растворять породы, строительные материалы. Различают пять видов агрессивности: углекислотная,

выщелачивающая, общекислотная, сульфатная, магнезиальная.

Углекислотная агрессивность разрушает породу (бетон) путем растворения в ней извести угольной кислоты. При содержании СО2 < 15 мг / дм3 вода считается неопасной при любом содержании НСО3– и Са2+ в породе. Углекислотная агрессивность возможна в песчаных породах. При выщелачивающей агрессивности (низкое содержание гидрокарбонат-иона) растворяется карбонатная пленка. Вода обладает агрессивностью при содержании НСО3– около 2 мг-экв. / дм3. Общекислотная агрессивность обусловлена концентрацией иона водорода (Н+), выраженной величиной рН. Порода растворяется быстрее при рН < 5 в глинах и рН < 7 в песках. Вода менее агрессивна при рН > 7. Сульфатная и магнезиальная агрессивность проявляется проникновением ионов с водой в породу и развитием коррозии. Оба вида агрессивности выражены при содержании SO42– > 200 и Mg2+ > 750 мг / дм3. Агрессивность воды проявляется развитием коррозии на металлах, особенно при воздействии растворенного кислорода. Мягкая вода более агрессивна по отношению к металлам, чем жесткая.

5.2.Формы миграции химических элементов в воде

Вприродных водах химические элементы и их соединения мигрируют в ионной, коллоидной, взвешенной (суспензии органических и неорганических веществ, органо-минеральные), газообразной форме, а также с живыми

организмами	(растения, животные,	бактерии,	водоросли).
Размеры ионов не превышают 172нм, коллоидных частиц			от 1 до 100,

суспензии более 100 нм. Для природных вод характерна ионная форма миграции химических элементов.

Мигрирующие с водой ионы могут быть простыми (К+, Na+), сложными

(SO42–, CO32–), комплексными [Cu(CO3)2]2–, [UO2(CO3)3]4–.

Взависимости от знака заряда различают следующие комплексы:

анионные – [Co(OH)6]3–, катионные – [Zn(NH3)4]2+, смешанные – К+[BF4]2–, аквакомплексные – [Cr(H2O)6]3+ и нейтральные – [Pt(NH3)2Cl2]. К комплексным соединениям относится большинство минералов, для которых наиболее обычные анионные комплексы – все силикаты, бораты, фосфаты, сульфаты, некоторые галогениды (авогадрит К[BF4]), сложные оксиды и др.

Вструктурах минералов известны катионные комплексы, лигандами в которых выступают анионы О2–, гидроксил-ионы, молекулы воды. Комплексная форма активна в миграции, сами соединения многообразны и их число значительно больше других неорганических веществ. Неионная форма миграции преобладает в органических соединениях (фульвокислоты с катионами).

Таким образом, в комплексных соединениях в узлах кристаллов находятся сложные частицы, способные к самостоятельному существованию в кристалле и в растворах.

Вструктуре комплексного соединения различают: центральную частицу или комплексообразователь (ион или нейтральный атом); лиганды – атомы, молекулы или ионы, связанные с комплексообразователем. Чем больше заряд комплексообразователя, ионный или атомный радиус, тем больше его координационная емкость. Для характеристики координационной емкости служит координационное число – число лиганд, связанных с центральной

частицей.

Рассмотрим конкретный пример: в соединении К4+[Fe(CN)6]4–, где Fe2+ комплексообразователь; CN – лиганды, их шесть; 6 – координационное число; [Fe(CN)6]4– – внутренняя сфера с зарядом минус 4; ионы К4+ – внешняя сфера. Если в комплексообразовании участвует нейтральный атом, то у элемента ставим нуль: [Feo(CO)5]. В роли комплексообразователей выступают преимущественно d-элементы и по своей способности они образуют ряд: d, f > p > s.

Основные правила номенклатуры комплексных соединений следующие: в первую очередь называют катион, который ставится впереди; название комплексной частицы начинается с лигандов с указанием числа ди-, три-, тетра-, пента-, гекса- и т. д., затем называется комплексообразователь (русское или латинское название), а в скобках римскими цифрами указывается его валентность.

Примеры: Na2[RtCl6] – натрия гексахлоро (IV) платинат; [Cr(H2O)6]Cl3 – гексааква(III)хрома хлорид.

Несколько органических радикалов, соединяясь с ионом металла, образуют хелатные комплексы. Хелаты сравнительно устойчивы в водных растворах, распад некоторых из73них в воде повышает их миграцию.

Комплексные

ионы

могут диссоциировать на более простые:

Na4[UO2(CO3)3] → 4Na+ + [UO2(CO3)3]4–;

[UO2(CO3)3]4– → UO22+ + 3 CO32–.

По К. Б. Яцимирскому (1953), химические элементы можно расположить по убывающей устойчивости комплексов, в состав которых они входят, следующим образом:

Ti > Bi > Sb > Fe > Cr > Al (трехвалентные);

Hg > Pd > Cd > Pb > Cu > Zn > Ni > Co > Fe > Mn >Mg (двухвалентые);

Au > Ag > Cu > Na (одновалентные).

Максимальной устойчивостью к комплексообразованию обладают элементы VIII группы Периодической системы, минимальной – 0 и 1 группы. Элементы других групп образуют комплексы с промежуточным положением. По мере повышения концентрации водного раствора ионы усложняются от простых до комплексных. Форма миграции зависит от реакции и окислительно-восстановительного потенциала.

Коллоидная форма миграции характерна для равнинных рек, бассейны которых сложены глинисто-суглинистыми отложениями с гумусом. Коллоиды сорбируют ионы химических элементов и таким образом выносят их за пределы ландшафта. По генезису коллоиды бывают минеральные (глинистые частицы), органические (гумус), органо-минеральные (соли гумусовых кислот и др.). По строению различают аморфные (органические) и кристаллические (минеральные) коллоиды. Минеральные коллоиды (оксиды железа, алюминия, глины) более устойчивы в ландшафтных условиях. Форма коллоидов разнообразна: шар, иголка, пластинка и др.

Коллоидные водные растворы термодинамически неустойчивы, так как частицы имеют большую удельную поверхностную энергию натяжения. Понижение свободной энергии происходит за счет агрегации, слипания коллоидов.

Коллоидная миграция отличается в ландшафтах с гумидным и аридным климатом. В условиях влажного климата при промывном водном режиме и активной эрозии ландшафты обедняются элементами питания за свет выноса их с коллоидами в систему река–океан. Эта величина тоннами в год с гектара площади. В условиях сухого климата коллоиды коагулируются, осаждаются

ив присутствии влаги до стадии старения являются источником элементов питания.

Миграция вещества во взвешенном состоянии характерна для поверхностных вод. Суспензия влияет на оптические и акустические свойства воды, цвет и прозрачность. Количество взвешенного материала зависит от скорости перемещения воды и наличия в окружающих ландшафтах дисперсионного материала. В зависимости от размеров частиц суспензия разделяется на три группы: тонкодисперсную (частицы видны только под микроскопом), грубодисперсную (видна невооруженным глазом)

имуть.

Суспензия представлена минеральными и органическими частицами, коагулированными коллоидами,74детритом (клетки фитопланктона, пыльца, различными частицами органического происхождения).

Миграция живых организмов в водах происходит в пассивной (планктон) или активной (нектон) форме. Многие виды животных и рыб перемещаются на тысячи километров, при отмирании они пополняют места обитания химическими элементами.

Газообразная форма миграции в воде представлена растворенными газами: О2, СО2, Н2, СН4, N2 и др. Поступление газов в воду осуществляется путем диффузии, при дыхании водных организмов, фотосинтезе водорослей, извержении подводных вулканов.

5.3. Геохимическая деятельность вод

Природная вода – главный геохимический агент перераспределения химических элементов в земной коре, который участвует в разложении и осаждении минералов путем растворения, гидролиза, гидратации, седиментации и других процессов. В биологических системах происходит постоянный обмен веществ с внешней средой при активном участии воды. Природные воды независимо от их просхождения всегда взаимосвязаны посредством круговорота со всеми компонентами ландшафта. При избытке влаги полнее протекают процессы выщелачивания, растворения, гидролиза. В сухом жарком климате при недостатке влаги перенос веществ ограничен. Малорастворимые соединения, которые при обилии влаги переходят в раствор, в аридном климате остаются нерастворенными.

Вода вместе с растворенным веществом относится к сложной, химически активной системе. Она взаимодействует со многими металлами и неметаллами и их оксидами.

Воды ландшафта по особенностям их геохимической деятельности можно разделить на следующие группы: речные, почвенные, грунтовые, озерные, морские, атмосферные, биогенные.

Речные воды участвуют в механическом переносе химических элементов и их соединений в океан или внутренний водоем. Они также разрушают минералы и формируют аллювиальные отложения в поймах и руслах рек. Для горных рек характерна миграция химических элементов в форме суспензии, для равнинных – в форме коллоидов и ионов. В зависимости от степени растворимости компоненты речных вод делятся на четыре группы. Первая включает соли хлоридов, которые мигрируют в ионной форме. Вторую группу образуют карбонаты щелочных, щелочноземельных металлов, алюминий, кремний. Они мигрируют в ионном и взвешенном состоянии. В третью группу входят соединения Fe, P, Mn, V, Cu, Cr, Ni, Co и др., которые мигрируют в ионной, коллоидной и суспензионной форме. Ряд химических элементов данной группы переносится как примесь с коллоидными, минеральным и органическим веществом. Четвертую группу образуют кварц, силикатные и алюмосиликатные минералы и переносятся в основном в виде взвеси и грубозернистого материала (Н. М. Страхов, 1962).

Величину речного стока и эрозионную	деятельность
поверхностных вод определяют75химический	состав пород и их

устойчивость к растворению, рельеф, климат, растительность. В зависимости от их сочетания устанавливается географическая закономерность гидрохимического состава вод, их гидрологического режима и стока. Например, воды тундры и тайги переносят больше органического вещества , чем воды сухих степей и пустынь. Минерализация речных вод, а также общий вынос вещества реками повышаются в направлении от тундры к пустыне. Общий сток растворенных веществ в океан, по О. А. Алекину (1970) составляет ориентировочно 3200 млн т. Вынос веществ за год определяется по материкам следующим образом: Азия – 1455 млн т, Северная Америка – 624, Африка – 507, Европа – 373, Южная Америка – 348, Австралия – 63 млн т.

Химический состав почвенных вод по ландшафтным зонам соответствует составу речных вод. Однако содержание органических соединений, поступающих при разложении органического вещества и с выделениями продуктов метаболизма корневой системы растений, в почвенных водах выше. Геохимическая деятельность почвенных вод заключается в формировании почвенного профиля путем перераспределения химических элементов или выносе за его пределы. В почвенном профиле формируются новообразования, представляющие собой морфологически оформленные соединения определенного генезиса и состава. По типам почв имеются зональные различия среди новообразований (Б. Г. Розанов, 1975). Марганцовисто-железисто-гумусовые конкреции и прослои (ортштейны, ортзанды, рудяк и т. д.) типичны для таежных ландшафтов с подзолистыми почвами. Карбонатные конкреции (белоглазка, журавчики, желваки) специфичны для почв лесных ландшафтов, саванн, полупустынь. Новообразования кремнезема характерны для почв ландшафтов с гумидным и аридным климатом, а латеритов – для почв тропической и экваториальной зон.

Направленность движения почвенных вод носит сезонный характер, но для каждого типа почв характерен свой водный режим, а следовательно, направление миграции и аккумуляции. При промывном водном режиме воды с растворенным веществом движутся вниз по профилю, при выпотном – вверх по профилю, при непромывном остаются на месте. Геохимическая деятельность почвенных вод усиливается за счет биохимических процессов, особенно активных в перегнойном горизонте.

Минерализация грунтовых вод в зоне гипергенеза в 3,5 раза выше, чем речных. С глубиной, как правило, минерализация их увеличивается. Грунтовые воды связаны с почвенными и являются источником речных и почвенных вод.

Геохимическая деятельность грунтовых вод имеет два направления: участие в формировании коры выветривания и подземном химическом стоке.

Формирование коры выветривания имеет зональный характер. К. И. Лукашев (1958) по специфике геохимических и почвенных процессов выделил следующие типы коры76выветривания (в их названии отражен основной химический состав пород): литогенная (обломочная) кора

выветривания тундры; сиаллитово-глинистая – таежной зоны; сиаллитовокарбонатная – степной зоны; сиаллитово-хлоридно-сульфатная – зона пустынь; сиаллитово-ферритовая и аллитная – влажных субтропиков и тропиков.

На устойчивость минералов, составляющих кору выветривания, влияет характер системы порода–вода. Эта неравновесная система приводит к разрушению минералов и образованию устойчивой (равновесной) породы. В тундре и северной тайге грунтовые воды образуют равновесную систему с каолинитом и гидрослюдой, реже – с монтмориллонитом и гиббситом. В зоне тропического климата зависимость между составом грунтовых вод и продуктов выветривания контролируется концентрацией кремнезема и степенью кислотности. При низких концентрациях кремнезема в растворе более устойчива гидрослюда, а при высоких – монтмориллонит. Низкая концентрация кремнезема и сильнокислая реакция среды приводят к формированию устойчивых минералов – каолинита и гиббсита. Высокое содержание кремнезема и щелочная реакция делают устойчивым монтмориллонит (С. Л. Шварцев, 1978).

Сильно выражена неравновесность системы порода–вода при низкой минерализации грунтовых вод. Это относится к ландшафтам с гумидным климатом. В ландшафтах с аридным климатом со щелочной реакцией и высокой минерализацией грунтовых вод неравновесность системы меньше. Вторичные минералы равновесны и устойчивы только с тем раствором, в котором произошло их образование. При изменении свойств воды равновесие может нарушиться, если поле устойчивости минерала недостаточно широкое. Углекислый газ, органические соединения и карбонаты, растворимые в воде, препятствуют установлению равновесия. Вода, участвуя непосредственно в разложении минералов, переходит в конституционную форму. Например, на гидролиз 1 т анортита с образованием каолинита требуется 0,2 т воды, или 20 % веса; преобразование 1 т калиевой слюды в гиббсит требует 0,45 т воды.

сторона геохимической деятельности грунтовых вод – подземный химический сток – грандиозна по масштабу. В ландшафтах с аридным климатом химический сток выше, так как в них более высокая минерализация грунтовых вод.

Озерные воды занимают небольшую (1,8 % поверхности) суши и 0,02 % от объема вод Мирового океана. Минерализация и химический состав озерных вод различны, и в этом отношении они ближе к подземным водам. Это связано с тем, что озеро представляет собой сложную динамическую систему , где содержание и распределение элементов зависят от окружающих ландшафтов, состава пород, климата, почвообразования, растительности, возраста и проточности озера, донных отложений, водных организмов и влияния человека.

Геохимическая деятельность озерных вод обусловлена процессами гидрогенеза, сингенеза,77галогенеза, что приводит к формированию терригенных и хемогенных (илы) осадков.

В. П. Гричук (1949) в пределах бывшего СССР выделил четыре типа илов, приуроченных к ландшафтным зонам. В лесной зоне преобладают сапропелевые илы с содержанием органических веществ 85–90 %, в лесостепи Западной Сибири – силикатно-карбонатно-сапропелевые илы с содержанием органики 20–32 %. Для степей и полупустынь характерны силикатно-карбонатно-сероводородные илы. В различных ландшафтных зонах встречаются карбонатно-силикатные илы с содержанием органического вещества 4–15 %. Химический состав озерных отложений сложный и разнообразный в пределах одной ландшафтной зоны, водоема.

ВБеларуси, по данным О. Ф. Якушко (1967), максимальная минерализация (до 400 мг / дм3) отмечается в озерах, котловины которых лежат среди моренных отложений. По химическому составу преобладают гидрокарбонатно-кальциевые воды, редко – гидрокарбонатно-магниевые.

Воды океана представляют основную часть гидросферы. Объем вод Мирового океана составляет 1,37 ∙ 109 км3, масса 1407 ∙ 1015 т. Существует три источника поступления химических элементов в океан: материковый сток, атмосфера, дно океана. Между водными мигрантами в океане существует подвижное равновесие. Из водной массы океана часть солей

осаждается на дне океана, часть переносится на сушу через атмосферу при испарении. Все виды поступления главных ионов за год составляют 4,9 ∙ 109 т. При испарении из океана в атмосферу ежегодно поступает 5 ∙ 109 т солей, из них 4,5 ∙ 109 возвращается с атмосферными осадками, а 0,5 ∙ 109 переносится на сушу.

Геохимические процессы в морской воде ограничены узкими пределами

кислотно-щелочных условий благодаря буферной емкости углекислотной системы (2 НСО3– ↔ СО2 + СО32– + Н2О), регулирующей величину щелочности воды в пределах рН 6,8–8,4. Окислительно-восстановительные условия осадкообразования в нормально аэрированной морской воде достаточно стабильны и характеризуются сравнительно высокой величиной Еh + 0,48.

Процессы диагенетического преобразования осадков в основном имеют микробиологическую природу и протекают с участием аэробных, анаэробных, гетеротрофных и автотрофных микроорганизмов.

Биогенные воды формируются за счет почвенных, грунтовых, отчасти атмосферных вод. Состав вод живых организмов зависит от физиологических функций органов. Вода в тканях и клетках необходима для поддержания процессов гидролиза, гидратации, диссоциации веществ, окисления, биохимических и фотосинтеза. Оводнение клеток и межклеточных структур происходит под влиянием осмотического давления в тканях живых организмов. В растениях оно колеблется в пределах 5–20 атм. (у растений пустынь до 170 атм.), в организме человека около 7,7 атм.

Входе транспирации через корневую систему воды выводят продукты диссимиляции из организма. В живых организмах единственным

неорганическим соединением,78находящимся в жидком состоянии при обычной температуре и давлении, является вода. Удаление воды приводит

к гибели или прекращению процессов обмена.

5.4. Оценка водной миграции

Водная миграция химических элементов в почве и коре выветривания может быть оценена путем сопоставления химического состава вод с составом пород дренируемых этими водами.

А. И. Перельман предложил оценивать интенсивность водной миграции на основе расчета ее коэффициента (Кх), который представляет собой отношение содержания элемента в минеральном остатке воды (Мх) к его содержанию в водовмещающих породах или к кларку земной коры(nх) и с учетом минерализации воды (a):

КM x 100

xa nx

Втрещинных водах гранитоидов (табл. 5.1) количество Zn, Cu и Mo

меньше, чем Si и Ca. Из этого не следует, что микроэлементы мигрируют с меньшей интенсивностью. По величине Кх видно, что Zn мигрирует интенсивнее Si и Cu. Интенсивность миграции Ca почти такая же, как и у Mo, и оба элемента мигрируют несколько слабее Zn. Таким образом, элементы образуют следующий ряд интенсивности миграции: Zn > Ca > Mo > Cu > S.

Таблица 5.1

Интенсивность миграции элементов в трещинных водах гранитоидов (минерализация 0,5 г/л) (А.И. Перельман, 1989)

Элемент	Гранитоиды, %	Воды, г/л (Мx)	Kx
	(nx)
Si	32,0	1,3 . 10–2	0,08
Ca	1,60	7 . 10–2	8,7
Zn	6 . 10–3	3 . 10–4	10
Mo	1 . 10–4	4 . 10–6	8
Cu	2 . 10–3	2,6 . 10–6	0,26

Интенсивность миграции химических элементов зависит от многих причин: химической связи и свойств самих элементов, выветривания породы.

С.Л. Шварцев (1978) подсчитал Kx для некоторых распространенных и редких элементов в подземных водах. Наибольшая интенсивность водной миграции у Cl – 644, Br – 203, I – 99; сильная интенсивность у Mo – 4,4, Na – 4,2, Ca – 3,3, Mg – 2,3, F – 1,6, Sr – 1,2. Другие элементы среднеили слабо мигрирующие и имеют величину Kx меньше единицы.

Для материковых кислородных вод с активной циркуляцией А. И. Перельман рассчитал ряды миграции элементов по величине Kx (табл.5.2) и объединил их в четыре группы. Отсюда видно, что в состав лишь первой группы с очень сильной миграцией входят типичные анионы.

Таблица 5.2

Ряды миграции элементов в зоне гипергенеза

(А. И. Перельман, 1989)

79

	Интенсивность	Kx	Состав ряда в порядке убывания
	миграции		кларка земной коры
	Очень сильная	n . 10 – n . 100	S, Cl, B, Br, I
	Сильная	N – n . 10	Ca, Na, Mg, F, Sr, Zn, U, Mo, Se,
			Au
	Средняя	0,n – n	Si, K, Mn, P, Ba, Rb, Ni, Cu, Li, Co, Cs,
			As, Tl, Ra
	Слабая и очень	0,0n и меньше	Al, Fe, Ti, Zr, Th
	слабая

В застойных и океанических водах величина Kx используется для определения степени концентрации и рассеяния элементов. Очень сильная и сильная концентрация характерна для Cl, Br и S (табл.5.3).

Таблица 5.3

Интенсивность концентрации и рассеяния элементов в океанических водах (А. И. Перельман, Е. Н. Борисенко, 1989)

	Интенсивность		Состав ряда в порядке убывания
	концентрации и	Kx
			кларка земной коры
	рассеяния
	Очень сильная	700–1000000	Сl, Br
	концентрация
	Сильная	20–700	S
	концентрация
	Средняя	1–20	Na, Mg, I, B
	концентрация
	Слабое рассеяние	0,05–1,0	Co, K, Sr, Li, Ag, Mo
	Сильное рассеяние	0,001–0,05	As, Se, Ni, Zn, Cd, Cu, Hg, Au, U, Rb,
			Cs, In, Sn, Ge, Sb, V, F, P, W, Bi

Коэффициент водной миграции можно использовать для расчета накопления или рассеяния элемента во времени.

С. Л. Шварцев (1978) предлагает вместо Кх использовать коэффициент интенсивности осаждения (Ко), который рассчитывается аналогично, при этом вместо nх используется величина no (содержание исследуемого элемента в продуктах химического выветривания). Предложенный коэффициент показывает степень связывания элементов продуктами синтеза. С. Л. Шварцев предложил также коэффициент геохимической подвижности (Кп):

Кп = Кх + Ко.

Подставляя в уравнение попеременно значения Кх и Ко, получаем следующие формулы:

Кп = Кх (1 + nх / no); Кп = Ко (1 + nо / nх).

Для определения коэффициента геохимической подвижности

химического элемента надо иметь данные о содержании				его в
разрушающейся (Кх) и образующейся (Ко) горной породе. По				мнению
С. Л. Шварцева, Кп	позволяет объективно	установить	особенности
миграционного	поведения80химических	элементов по	отношению