DOBÓR CIECZY ROBOCZYCH DO BADAŃ

4.2.1. CHARAKTERYSTYKA WODNYCH ROZTWORÓW SOLI

Dla potrzeb przeprowadzenia badań współczynnika filtracji metodą Kaczyńskiego oraz badań weryfikacyjnych zaistniała potrzeba sporządzenia odpowiednich wodnych roztworów soli, które to symulowałby chemizm najczęściej występujących naturalnych wód podziemnych.

Woda podziemna jest złożonym układem dyspersyjnym: roztworem wodnym rozpuszczonych gazów i substancji stałych, niekiedy płynnych, występujących w formie roztworów rzeczywistych, roztworów koloidalnych oraz zawiesin. Ponadto mogą w wodzie występować żywe mikroorganizmy, np. bakterie i wirusy (Macioszczyk i in. 2006; Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Pojęcie składu chemicznego wód podziemnych odnosi się zwyczajowo do wszystkich substancji występujących w wodach podziemnych.

Na określony w ten sposób chemizm wód składa się ponad 60 najważniejszych pierwiastków spotykanych w różnych stężeniach w wodach podziemnych różnych środowisk. Uwzględniając różnice stężeń poszczególnych pierwiastków występujących w wodach podziemnych, Owczynnikow (1970) podzielił je na cztery grupy:

1. Pierwiastki główne, zwane mikroelementami, tworzące główną masę substancji występującej w wodach podziemnych. Należą do nich: H, C, N, O, Na, Mg, S, Cl, K, Ca, Mn, Br, Pb i I.

2. Pierwiastki rzadkie zwane mikroelementami, występujące zwykle w wodach w stężeniach od 0,01 do 10 mg/L. Należą do nich: F, Al, Si, Li, B, P, Cu, Zn, Ti, V, As, Cr, Co, Ni, Ag, Sr, Ba, Pb i in.; nazywane są też mikropierwiastkami, pierwiastkami rozproszonymi, mikroskładnikami itp.

3. Pierwiastki śladowe, występujące wyjątkowo i w nieznacznych stężeniach, rzędu mikrogramów lub niższych w 1 litrze wody. Do grupy tej należą np.: Rb, Au, Hg. 4. Pierwiastki promieniotwórcze. Wydzielono je jako odrębną grupę ze względu na

specyficzne właściwości i znaczenie dla kształtowania chemizmu wód podziemnych.

W wielu dziedzinach stosowane są również podziały pierwiastków oparte na ich procentowym udziale w chemizmie określonej sfery kuli ziemskiej (Macioszczyk, Dobrzyński 2007). W klasyfikacjach tego typu pierwiastki grupowane są zwykle w 16 „dekad” w zależności od najczęściej spotykanych stężeń (Szwarcew 1998).

Niezależnie od podziałów obejmujących poszczególne pierwiastki, w przypadku wód podziemnych stosowane są klasyfikacje uwzględniające, przynajmniej częściowo, formę występowania substancji w wodach podziemnych. Według tak przeprowadzonej klasyfikacji wyróżnia się często jony podstawowe, zwane niekiedy głównymi (HCO3

-, Cl^-, SO4^2-, Ca²⁺, Mg²⁺, Na⁺, K⁺) oraz jony i substancje podrzędne (Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

Często stosowany jest podział wg S. Samariny (1977), według tego podziału wydzielone zostały następujące grupy substancji występujących w wodach podziemnych:

1. Makroskładniki, czyli składniki główne wód podziemnych. Do grupy tej zaliczamy: Cl^-, SO4^2-, HCO3^-, Na⁺, K⁺ Ca²⁺, Mg²⁺.

2. Składniki podrzędne. Należą do nich mineralne związki azotu (NH4⁺, NO2^-, NO3^-), związki żelaza, glinu oraz substancja organiczna.

3. Mikroskładniki. Do grupy tej należą pierwiastki rzadkie, śladowe i promieniotwórcze.

Analizując zagadnienia dotyczące chemizmu wód podziemnych należy zaznaczyć, że ich skład chemiczny decyduje o właściwościach chemicznych, fizycznych i organicznych wody. Właściwości te wraz z chemizmem wód pozwalają określać przydatność wód podziemnych do różnych celów, np. do picia, do celów komunalnych, gospodarczych, przemysłowych i balneologicznych (Elbanowska i in. 1979; Macioszczyk, Dobrzyński 2007; Owczynnikow 1970).

Po wnikliwych studiach literaturowych, zdecydowano się wybrać następujące sole; chlorkowe NaCl, CaCl₂ oraz siarczanowe Al₂(SO₄)₃ i CaSO4. Poniżej zaprezentowano krótką charakterystykę wymienionych soli i ich głównych jonów (Macioszczyk i in. 2006; Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

Siarczany (SO4^2-) – siarka należy do głównych składników wód podziemnych, jest

pierwiastkiem wykazującym znaczą ruchliwość geochemiczną związaną ze zmianami wartościowości, aktywnie uczestniczy również w biologicznym krążeniu substancji w przyrodzie. W wodach najczęściej występuje jako S (+VI) – w formie siarczanów, S (+IV) jako rozpuszczony SO₂ oraz S (-II) - w postaci rozpuszczonego siarkowodoru bądź jonów siarczkowych. Spośród wymienionych form do głównych składników wód podziemnych

zaliczane są także siarczany (Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Szczególnie dużo przejściowych form siarki występuje w wodach termalnych, związki siarki występują często w formie różnych par jonowych, np. , , uznaje się, że najsilniejsze wiązania występują z dwu- i trójwartościowymi kationami.

Głównym źródłem siarczanów występujących w wodach podziemnych są minerały zawierające siarkę. W skałach osadowych zasadniczą rolę odgrywają siarczany wapnia: gips CaSO4·2H2O oraz anhydryt CaSO4. Ponadto jako często występujący możemy wymienić celestynit SrSO₄ i baryt BaSO₄. Wzbogacanie wód podziemnych w siarczany może również odbywać się w wyniku utleniania siarczków (Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

W Polsce w niezanieczyszczonych wodach gruntowych występują zazwyczaj nieznaczne ilości siarczanów - około 10 mg/L. W strefach, w których zachodzi naturalny rozkład substancji organicznej, np. w obrębie pradolin, stężenie siarczanów może sięgać powyżej 100 mg/L (Górski 1981). W przypadku zanieczyszczeń wód podziemnych ściekami przemysłowymi zawartość jonów SO2

może sięgać nawet kilkuset mg/L. Największe zanieczyszczenia wód podziemnych związkami siarki związane są z kopalniami siarki, energetyką, hutnictwem i przemysłem chemicznym (Górski 1981).

Chlorki (Cl^-) – chlor, pomimo niskiego klarka w litosferze (tab. 4.1), tworzy anion

powszechnie występujący w wodach naturalnych, często nawet dominujący ilościowo. Główną przyczyną takiego stanu jest lotność chloru pierwiastkowego, chlor łatwo przenika do atmosfery, a następnie do hydrosfery. Obecnie ponad 3/4 ogólnej ilości chloru znajdującego się w litosferze i hydrosferze występuje w wodach morskich (Hem 1989). Prawie wszystkie sole chloru są łatwo rozpuszczalne w wodzie, w naturalnych wodach podziemnych chlor nie bierze udziału w procesach utleniania i redukcji, a także prawie nie uczestniczy w procesach wymiany jonowej. Wymienione cechy sprawiają, że chlorki należą do najaktywniejszych związków chemicznych pod względem migracji. Konsekwencją takiego zachowania jest fakt, że uznawane są często za składnik konserwatywny, wykorzystywany jako odnośnik przy porównaniu intensywności migracji wodnej (Perleman 1971).

W warunkach naturalnych wraz z głębokością obserwuje się wzrost zawartości jonów chlorkowych zgodny ze wzrostem mineralizacji wody (Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Chlorki występują powszechnie we wszystkich rodzajach wód podziemnych. W wodach płytkich chlorki towarzyszą zawsze jonom sodu i potasu, w wodach wgłębnych współwystępują z jonami wapnia (Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Geneza chlorków w wodach podziemnych jest różnoraka, pewnych ilości chlorków mogą dostarczać opady atmosferyczne, zwłaszcza w strefach przybrzeżnych mórz i oceanów. Sole chloru (głównie NaCl) unoszone przez wiatr, migrują w powietrzu, by powrócić na ziemię wraz z opadami atmosferycznymi. Innym źródłem chlorków w wodach podziemnych w pobliżu wybrzeży morskich są ingresje zasolonych wód morskich do warstw wodonośnych. Znacznych ilości jonów Cl

mogą natomiast dostarczać łatwo rozpuszczalne minerały skał osadowych, głównie halit (NaCl), wg (Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

Tabela 4.1. Porównanie stężeń pierwiastków występujących w hydrosferze, biosferze i litosferze wg (Szwarcew 1998) % wagowy Wody podziemne nisko- zmineralizowane

Wody morskie ^Organizmy

żywe ^{Skały litosfery}

I > 10¹ O, H O, H O, C, H O, Si

II 10¹ - 10^{0 - Cl, Na - Al, Fe, Ca, Na, K,}

Mg

III 10⁰ – 10^-1 - Mg N, Ca, K, Si Ti, Mn

IV 10^-1 – 10^-2 - S, Ca, K Mg, P, S, Na, Cl, Fe P, F, Ba, S, Sr, C, Cl, Zr, Rb, V, Cr, Zn, Ce, Ni, Cu V 10^-2 – 10^-3 C, Cl, Na, Ca, S, Mg Br, C, N Al, Ba, Sr, Mn, B, Tl, F, Zn, Rb

Nd, Li, Y, La, Ga, N, Co, Pb, Th, B, Sc,

Pr, Sm, Gd, Dy, Tb, Be, Cs, Er, Sn, U

VI 10^-3 – 10^{-4 Si, K, N Sr, B, Si, F Cu, V, Cr, Br,}

Ge,

Ta, Br, As, Ho, Ge, W, Eu, Mo, Hf, Ti

VII 10^-4 – 10^{-5 Fe, Al., Sr, Br Li, Rb Ni, Pb, Sn, As,}

Co

Lu, Sb, I, Yb, Jn, Cd

VIII 10^-5 – 10^-6

P, Mn, B, Zn, Ba, I, Li, Ti, Cu, U, Ni,

Cr, Rb

I, Ba, Mo Li, Mo, Y, Cs Hg, Ag, Se, Pd, Bi,

Au, Te

IX 10^-6 – 10^-7

Pb, As, Mo, V, Sb, Zr, Hg, Se, Co, Ga, Cs

Ni, Zn, Fe, U, As, V, Al, Ti Se, U, Hg Re X 10^-7 – 10^-8 Th, Sn, Cd, Ag, Be, La Y, Nb, Ge Cu, Sn, Mn, Co, Sb, Cs, Ag, Cr, Hg, Cd - -

XI 10^-8 – 10^{-9 Au, Sc, Bi, W Se, Ge, Pb, Ga, Zr,}

Bi, Nb, Y, Au ^{- -}

XII 10^-9 – 10^-10 Cn, In, Yb La, Sc, Ce - -

XIII 10^-10 – 10^-11 - Yb, Be, Th, W - -

XIV 10^-11 – 10^-12 - - Ra -

XV 10^-12 – 10^-13 Ra - - -

XVII 10^-13 – 10^-14 - Ra - -

Chlorki można traktować jako wskaźnik zanieczyszczenia antropogenicznego wód podziemnych, zarówno w obszarach miejskich, jak i wiejskich. Do płytkich wód podziemnych chlorki dostają się często wraz z różnego typu zanieczyszczeniami. Podwyższona zawartość chlorków obserwowana jest we wszystkich ściekach przemysłowych i gospodarczych, występują one również w odpadach stałych. Ogólnie na zanieczyszczonych obszarach zurbanizowanych oraz w strefach zabudowy wiejskiej średnio tło hydrogeochemiczne chlorków wynosi 20-120 mg/L Cl-, wobec tła naturalnego 2-10 mg/L Cl-

.

Obecność chlorków w wodzie już w ilościach rzędu 100 mg/L powoduje agresywne jej oddziaływanie na żelazo i beton, zwłaszcza przy współwystępowaniu z jonami Cl- kationów Na+

, K⁺ i Mg²⁺ (Macioszczyk i in. 2006; Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

Sód (Na+

) – Sód jest najpospolitszym pierwiastkiem wśród metali alkalicznych, występuje

powszechnie w minerałach skał krystalicznych, głównie jako albit (NaAlSi3O8), oraz rzadziej, w łatwo rozpuszczalnych skałach osadowych. Jon sodu Na+

aktywnie uczestniczy w procesach wymiany jonowej, w czasie której często zastępuje wapń (Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Jon sodowy współwystępuje najczęściej w wodach podziemnych z jonami Cl^-, nadając wodom chlorkowo-sodowy charakter. Głównym źródłem sodu

Wody nasycone NaCl są silnie zmineralizowane, zawierają aż do 150 g/L jonów Na+ , odnośnie sodu jest to wartość często spotykana w wodach podziemnych.

W przybrzeżnych strefach mórz i słonych jezior mogą być także, jak w przypadku jonów Cl^-, wzbogacane w jony sodu, jak i również jony Cl

i SO₄^2-. Źródłem sodu w wodach podziemnych są także zanieczyszczenia, ścieki komunalne i przemysłowe zawierają często znaczne jego ilości (Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

Z powodu łatwego uczestnictwa w procesach wymiany jonowej wody podziemne często są wzbogacane w sód, zjawisko to polega na zmiękczaniu wód podziemnych, czyli zaadsorbowaniu jonów Ca2+

wywołujących twardość wody i zastąpieniu ich jonami Na⁺. Sód występuje w wodach podziemnych w bardzo różnych ilościach. W wodach głównych zbiorników wód podziemnych Polski stężenia sodu wahają się najczęściej od 0,5 do 100 mg/L. W silnie zmineralizowanych roztworach zawartość sodu przekracza 100 g/L (Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

Wapń (Ca2+

) – Wapń jest jednym z najbardziej pospolitych pierwiastków w skorupie

ziemskiej (tab. 4,1), największe stężenia osiąga w skałach osadowych. Wapń bierze udział w biologicznym obiegu materii, jest nieodzowny dla właściwego rozwoju żywych organizmów.

Wapń powszechnie występuje we wszystkich wodach naturalnych, w wodach podziemnych jest często dominującym kationem. Występuje powszechnie w różnych typach par jonów, np. z siarczanami, węglanami, wodorotlenkami (Hem 1989; Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Wapń bierze aktywny udział w procesach wymiany jonowej, jako jon dwuwartościowy jest silniej utrzymywany przez pakiety minerałów ilastych niż jony jednowartościowe.

Głównym źródłem jonów wapnia w wodach podziemnych są procesy wietrzenia chemicznego powszechnie występujących minerałów skał osadowych zawierających wapń: kalcytu i aragonitu, dolomitu, gipsu i anhydrytu. Jony wapniowe mogą dostawać się do wód podziemnych również w wyniku procesów desorpcyjnych, najczęściej wskutek wymiany ich na jony Na⁺ (Elbanowska i in. 1979, 2001; Hem 1989). Wiele czynników decydujących o stężeniu wapnia w wodach podziemnych sprawia, że mamy do czynienia z daleko idącymi zróżnicowaniami stężeń tego pierwiastka. W wodach podziemnych strefy aktywnej wymiany stężenie wapnia zwykle nie przekracza 100 mg/L. Obecność jonów wapnia w wodach pitnych i przemysłowych ma bardzo duże znaczenie, jony Ca2+

, obok Mg²⁺, są główną przyczyną występowania twardości wody (Elbanowska i in. 2001; Hem 1989; Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

Glin, mimo że jest bardzo rozpowszechniony w litosferze, jest jednak mało ruchliwy

w hydrosferze. Jego rozpuszczalność jest silnia uwarunkowana odczynem środowiska. Największą rozpuszczalność glin osiąga w wodach środowisk silnie kwaśnych (np. w obszarach aktywnego wulkanizmu) i silnie zasadowych (np. w otoczeniu jezior alkalicznych), (Macioszczyk, Dobrzyński 2007). W takich warunkach stężenia glinu mogą sięgać nawet kilku g/L. W najpowszechniej występujących niskozmineralizowanych wodach o odczynie zbliżonym do naturalnego stężenia glinu są dużo mniejsze – zwykle 0,001 – 0,1 mg/L (Hem 1989; Macioszczyk, Dobrzyński 2007; Szwarcew 1998).

Niskie stężenie glinu w większości wód podziemnych wynika z faktu, że podczas przeobrażeń glinokrzemianów w strefie hipergenicznej większość glinu pozostaje unieruchomiona w strukturach minerałów wtórnych, a jedynie jego nikła część trafia do wód (Macioszczyk, Dobrzyński 2007).

W płytkich wodach podziemnych wielu środowisk, gdzie obserwuje się zakwaszenie spowodowane kwaśnymi deszczami, odnotowuje się także wzrost stężenia glinu w wodach. Wraz ze spadkiem pH wód uwalniane jest coraz więcej glinu, na stan taki składają się

procesy: hydrolizy i rozpuszczania, wymiany kationowej, przejścia glinu zmagazynowanego w wodach porowych do roztworu wód podziemnych. Wymienione procesy mogą zachodzić równocześnie, a ostateczne stężenie glinu zależy również od poszczególnych specjacji tego pierwiastka z innymi składnikami roztworu (Bertsch 1996; Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Glin należy do grupy wskaźników jakości wody, dla których wartości dopuszczalne zostały określone z uwagi na pogarszenie walorów estetycznych wody. W Polsce dopuszczalne stężenie glinu w wodzie pitnej wynosi 200 μg/L (Rozporządzenie Ministra Zdrowia z dnia 4 września 2000 r., Dz. U. nr 35, poz. 205).

Opisane powyżej jony użytych soli reprezentują głównie najczęściej występujące w wodach podziemnych makroskładniki, z wyjątkiem glinu, który występuje w tym zestawieniu jako mikroskładnik. Użyte do badań sole stanowią najczęściej występujące składniki wód podziemnych w klimacie umiarkowanym (Macioszczyk, Dobrzyński 2007). W badaniach nie użyto związków organicznych.

Dla potrzeb eksperymentu sporządzono wodne roztwory soli o stężeniach molarnych: 0,01; 0,1; 1 i 3 mol/L. Dla soli siarczanowej glinu Al₂(SO₄)₃ sporządzono roztwory o stężeniu do 1 mol/L, wynikało to z dużej masy cząsteczkowej tego związku, co powoduje żelowanie wodnego roztworu soli powyżej tego stężenia.

Natomiast dla siarczanu wapnia CaSO₄ sporządzono tylko roztwór o stężeniu 0,01 mol/L, taki dobór stężenia wynika z badań literaturowych, które rekomendują stosowanie w badaniach laboratoryjnych 0,01n CaSO4 jako standardowego medium, zamiast wody destylowanej. Tłumaczy to fakt, że związek ten nie powoduje wymywania składników rozpuszczonych z badanej próbki, a także ogranicza procesy wymiany jonowej (Marciniak i in. 1998; U.S. EPA 1980).

Tak przeprowadzony dobór stężeń molarnych roztworów wynikał z zapewnienia szerokiego zakresu mineralizacji w odniesieniu do naturalnego występowania wód podziemnych (Macioszczyk, Dobrzyński 2007; Owczynnikow 1970).

4.2.2. UWAGI DOTYCZĄCE STOSOWANEJ WODY DEMINERALIZOWANEJ

W celu sporządzenia odpowiednich wodnych roztworów soli, oprócz odczynników chemicznych zastosowano wodę destylowaną o odpowiednich parametrach. Dobór wody destylowanej o adekwatnej jakości wynikał z jej sposobu użycia i przeznaczenia jako rozpuszczalnika. Z punktu widzenia producenta urządzeń do oczyszczania, wodę używaną we współczesnym laboratorium dzieli się wg następujących stopni jakości na (ISO 3696-1987; (PN-91/C-06510):

 wodę jakości podstawowej,  wodę dejonizowaną,

 wodę generalnej jakości laboratoryjnej,  wodę ultra-czystą.

Do badań współczynnika filtracji metodą Kaczyńskiego oraz pozostałych metod zastosowano wodę destylowaną scharakteryzowaną pod względem czystości normą ISO 3696-1987 (PN-91/C-06510) i zaliczono ja do wody laboratoryjnej o jakości 3, czyli o pH w granicach 5 – 7,5, max przewodnictwo elektryczne do 5 µS dla temp. 25^oC. Pozostałość max po odparowaniu do 2 mg/kg, zawartość krzemionki nie specyfikowana. W odniesieniu do normy amerykańskiej ASTM możemy ja zaliczyć ją do typu IV.

Jak sama nazwa wskazuje, woda destylowana to woda pozbawiona metodą destylacji soli oraz większości innych substancji zanieczyszczających. Destylacja oddziela wodę od zanieczyszczeń przez zmianę stanu wody z fazy ciekłej w fazę gazową, a następnie z powrotem w fazę ciekłą. Każda z tych przemian dostarcza możliwości rozdziału czystej

wody od zanieczyszczeń. Zasadniczo, destylacja może usunąć wszelkie klasy zanieczyszczeń wody, z wyjątkiem tych, który mają prężność par bliską wodzie, oraz azeotropów, dlatego też woda destylowana zawiera rozpuszczone gazy np. azot, tlen, dwutlenek węgla oraz zanieczyszczenia lotnymi substancjami organicznymi (Dojlido 1995). W celu oszacowania stężenia zanieczyszczeń w wodzie destylowanej o wykorzystano przewodnictwo elektryczne podane w standardach dotyczących wody o jakości 3.

Przewodnictwo elektryczne oraz jego odwrotność – opór elektryczny wód są cechami fizycznymi łatwo oznaczanymi, dającymi możliwości interpretacyjne w badaniach hydrogeologicznych (Macioszczyk i in. 2006; Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Przewodnictwo elektryczne wody jest to jej zdolność do przewodzenia prądu elektrycznego, podaje się ją jako przewodność elektryczną właściwą, wyrażana jest w jednostkach S/m, a dla wód naturalnych w S/cm lub µS/cm. Przewodność wyrażona µS/cm odpowiada w przybliżeniu mineralizacji wód wyrażonej w mg/L, dlatego możemy wykorzystać tę cechę do przybliżonego oszacowania mineralizacji wody destylowanej (Macioszczyk, Dobrzyński 2007). Przewodność elektryczna wody zależy przede wszystkim od ilości rozpuszczonych w niej soli oraz od ich rodzajów, bardzo istotny wpływ ma także temperatura wody. Przewodność elektryczna wzrasta przeciętnie o 1,8 – 2,5% wraz ze wzrostem temperatury o 1^oC. Mierząc więc elektryczną przewodność właściwą i znając temperaturę można w pewnym przybliżeniu ocenić mineralizację wody. W literaturze znanych jest wiele mniej lub bardziej skomplikowanych wzorów empirycznych uwzględniających np. zawartość chlorków czy też typ chemiczny wody. Jednym z najbardziej znanych wzorów jest wzór C. Kolago, 1961:

, (4.3) gdzie:

M – ogólna mineralizacja wody, [mg/L], C – współczynnik liczbowy,

γ – elektryczna przewodność właściwa, [S/cm].

Współczynnik C zależy od ilości i charakteru rozpuszczonych składników oraz od temperatury. Przy badaniach orientacyjnych można podstawić za C wartość 720000 i otrzymać wyniki przybliżone. Przeliczając wartości otrzymane z normy ISO 3696-1987 otrzymujemy wartość przybliżoną 3,6 mg/L. Oczywiście jest wartość maksymalna zanieczyszczeń jakie wg normy mogą występować w wodzie destylowanej. Wobec tego wartość tę powinniśmy traktować jedynie jako orientacyjną, potrzebną do oszacowania stężenia „roztworu” wody destylowanej, co więcej nie znamy składu chemicznego maksymalnych zanieczyszczeń występujących w wodzie destylowanej. Jednakże dla celów porównawczych potraktujemy to jako suchą pozostałość i porównamy ze stężeniami roztworów soli użytych do badań współczynnika filtracji.

W porównaniu z roztworem soli NaCl, gdzie 1n roztwór tej soli zawiera w 58,5 g/L, wartość 3,6 mg/L daje stężenie molarne 0,00006 ≈ 0,0001 n, natomiast dla roztworu soli CaCl2 gdzie 1n roztwór tej soli zawiera 111 g/L, wartość 3,6 mg/L daje stężenie molarne 0,00003 n. W odniesieniu do siarczanu glinu Al₂(SO₄)₃ zastosowano podobne przeliczenie, gdzie 1n roztwór tej soli zawiera 342,1 g/L, co daje stężenie molowe około 0,00001 n.

4.3. UZASADNIENIE WYBORU LABORATORYJNEJ METODY BADANIA