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アルカリ度（アラビア語：القلوية、ローマ字： al-qaly、直訳すると 「塩草の灰」）[1]は、水が酸性化に抵抗する能力です。[2] pHスケールの絶対測定値である塩基度と混同しないでください。アルカリ度は、弱酸とその共役塩基からなる緩衝溶液の強度です。溶液をHClなどの酸で滴定し、pHが急激に変化するか、pH変化が起こる既知の終点に達するまで滴定することで測定されます。アルカリ度は、 meq/L（ミリ当量/リットル）、μeq/kg（マイクロ当量/キログラム）、mg/L CaCO 3（炭酸カルシウム1リットルあたりのミリグラム）などの濃度単位で表されます。[3]これらの測定値はそれぞれ、滴定液 として加えられた酸の量に対応します。
淡水、特に非石灰岩地帯の淡水ではアルカリ度は低く、多くのイオンが含まれています。一方、海では、アルカリ度は炭酸塩と重炭酸塩によって完全に支配され、ホウ酸塩もわずかに含まれています。[4]
アルカリ度は主に湖沼学者[5]や海洋学者[3]が使用する用語ですが、水文学者も一時的な硬度を表すために使用します。さらに、アルカリ度の測定は、雨水や廃水からの酸性汚染を中和する川の能力を判断する上で重要です。これは、酸性の流入に対する川の感受性を測る最良の指標の1つです。[6] SOxやNOxの排出によって発生する酸性雨など、人為的な撹乱に応じて、川や小川のアルカリ度が長期的に変化することがあります。[7]
歴史
1884年、アンダーソン大学（現在のストラスクライド大学）のウィルヘルム（ウィリアム）ディットマー教授は、チャレンジャー号探検隊が持ち帰った世界中の77のきれいな海水サンプルを分析した。彼は海水中の主要なイオンが一定の比率であることを発見し、現在定比例の原理として知られるヨハン・ゲオルク・フォルヒハマーの仮説を裏付けた。しかし、例外が1つあった。ディットマーは、深海ではカルシウムの濃度がわずかに高いことを発見し、この増加をアルカリ度と名付けた。[要出典]
同じく1884年、スヴァンテ・アレニウスは博士論文を提出し、溶液中のイオンの存在を主張し、酸をヒドロニウムイオン供与体、塩基を水酸化物イオン供与体と定義した。この研究により、彼は1903年にノーベル化学賞を受賞した。[要出典]スヴァンテ・アレニウス#イオン解離も参照。
簡略化された要約
アルカリ度は、溶液中の塩基のモル量で、強酸によって無電荷種に変換できる量を指します。たとえば、1モルのHCO−
3溶液中の1モルは1モル当量を表すが、1モルのCO2−3
...は2モル当量です。なぜなら、電荷をバランスさせるにはH +イオンが2倍必要になるからです。溶液の全電荷は常にゼロです。 [8]これにより、溶液中のイオンの電荷バランスに基づいたアルカリ度の平行定義が生まれます。
Na +、K +、Ca 2+、Mg 2+、Cl −、SOなどの特定のイオン2−4
...、そしてNO−
3温度、圧力、pHの変化の影響を受けない「保存的」な 物質です。 [8] HCO−
3pH、温度、圧力の変化の影響を受けます。この電荷バランス方程式の片側に保存イオンを分離すると、陽子を受け取ったり提供したりしてアルカリ度を定義する非保存イオンが方程式の反対側に集まります。
![{\displaystyle {\begin{aligned}&\sum ({\text{保守的な陽イオン}})-\sum ({\text{保守的な陰イオン}})=\\&\quad [\mathrm {HCO_{3}^ {-}} ]+2[\mathrm {CO_{3}^{2-}} ]+[\mathrm {B(OH)_{4}^{-}} ]+[\mathrm {OH^{-}} ]+[\mathrm {HPO_{4}^{2-}} ]+2[\mathrm {PO_{4}^{3-}} ]+[\mathrm {H_{3}SiO_{4}^{-}} ]+[\mathrm {NH_{3}} ]+[\mathrm {HS^{-}} ]-[\mathrm {H^{+}} ]-[\mathrm {HSO_{4}^{-}} ]-[\mathrm {HF} ]-[\mathrm {H_{3}PO_{4}} ]-[\mathrm {HNO_{2}} ]\end{aligned} }}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/742e18e2093af35b756acb9324112b2001709b86)
この電荷バランスとプロトンバランスを組み合わせたものを総アルカリ度と呼びます。[9]総アルカリ度は温度、圧力、pHにあまり影響されないため、それ自体が保守的な測定基準となり、水生システムでの有用性を高めます。HCOを除くすべての陰イオン−
3およびCO2−3
...地球の表層水（小川、河川、湖沼）には低濃度の炭酸塩が存在します。したがって炭酸塩アルカリ度は[ HCO−
3] + 2[ CO2−3
...]は表層水の総アルカリ度とほぼ等しい。[8]
詳細な説明
アルカリ度は、多くの海洋学/湖沼学の研究では pH 4.5 と定義される炭酸塩または重炭酸塩の当量点まで酸を中和する溶液の能力を測定します。 [10]アルカリ度は、溶液中の塩基の化学量論的合計に等しいです。ほとんどの地球表層水では、炭酸塩岩の一般的な発生と溶解、および炭酸塩アニオンを生成するその他の地質学的風化プロセスにより、炭酸塩アルカリ度が総アルカリ度の大部分を占める傾向があります。アルカリ度に寄与する可能性のあるその他の一般的な天然成分には、ホウ酸塩、水酸化物、リン酸塩、ケイ酸塩、溶解したアンモニア、および有機酸の共役塩基（例、酢酸塩）があります。研究室で生成された溶液には、アルカリ度に寄与する事実上無限の数の種が含まれている可能性があります。アルカリ度は、溶液 1 リットルあたりまたは溶媒 1 キログラムあたりのモル当量で示されることがよくあります。商業的（例：プール産業）および規制の文脈では、アルカリ度は、炭酸カルシウムの百万分の一（ppm CaCO 3）で示されることもあります[要出典] 。アルカリ度は、塩基度と誤って互換的に使用されることがあります。たとえば、CO 2を追加すると溶液の pH が下がり、アルカリ度は変化せずに塩基度が低下します（以下の例を参照）。
さまざまなアルカリ度測定方法には、 さまざまな滴定剤、終点、指示薬が指定されています。塩酸と硫酸は一般的な酸性滴定剤であり、フェノールフタレイン、メチルレッド、ブロモクレゾールグリーンは一般的な指示薬です。[11]
理論的治療
一般的な地下水や海水では、測定された総アルカリ度は次のように設定されます。
- A T = [ HCO−
3] T + 2[ CO2−3
...] T + [ B(OH)−
4] T + [OH − ] T + 2[ PO3−4 3−4
4 ...] T + [ HPO2−4
...] T + [ SiO(OH)−
3] T − [H + ] sws − [ HSO−
4]
(下付き文字 T は、測定された溶液中の種の総濃度を示します。これは、海水中で発生する大量のイオン対相互作用を考慮した自由濃度とは対照的です。)
アルカリ度は、重炭酸イオンまたは炭酸イオンのpHを超える前述のイオンの緩衝能力がすべて消費されるまで、サンプルを強酸で滴定することによって測定できます。この点は機能的にpH 4.5に設定されます。この時点で、対象の塩基はすべてゼロレベルの種にプロトン化されているため、アルカリ度を引き起こしません。炭酸イオン系では、重炭酸イオン[ HCO−
3] と炭酸イオン [ CO2−3
...] がこの pH で炭酸 [H 2 CO 3 ] に変換されます。この pH は CO 2当量点とも呼ばれ、水中の主成分は溶解した CO 2で、水溶液中でH 2 CO 3に変換されます。この時点では強酸や強塩基は存在しません。したがって、アルカリ度は CO 2当量点を基準にモデル化され、定量化されます。アルカリ度は CO 2当量点を基準に測定されるため、CO 2の溶解は酸と溶解した無機炭素を追加しますが、アルカリ度は変化しません。自然条件では、塩基性岩石の溶解とアンモニア [NH 3 ] または有機アミンの添加により、CO 2当量点で天然水に塩基が追加されます。水に溶解した塩基は pH を上昇させ、等量の CO 2を重炭酸イオンと炭酸イオンに滴定します。平衡状態では、水には弱酸アニオンの濃度によって一定量のアルカリ性が含まれています。逆に、酸を加えると弱酸アニオンはCO2に変換され、強酸を継続的に加えるとアルカリ性がゼロ未満になる可能性があります。[12]たとえば、典型的な海水溶液に酸を加えると、次の反応が起こります。
- B(OH)−
4+ H + → B(OH) 3 + H 2 O
- OH − + H + → H 2 O
- PO3−4 3−4
4 ...+ 2 H + → H
2PO−
4
- HPO2−4
...+ H + → H
2PO−
4
- [ SiO(OH)−
3] + H + → [Si(OH) 4 ]
上記のプロトン化反応から、ほとんどの塩基は中性種になるために1つのプロトン（H + ）を消費し、当量ごとにアルカリ度が1増加することがわかります。CO2−3
...しかし、ゼロレベルの種（CO 2 ）になる前に2つの陽子を消費するため、 CO 1モルあたり2つアルカリ度が増加する。2−3
.... [H + ] と [ HSO−
4] はプロトン源として作用するため、アルカリ度を低下させます。これらはまとめて [H + ] Tと表されることが多いです。
アルカリ度は、通常、 CaCO 3としてのmg/L として報告されます。(この場合、接続詞「as」は適切です。アルカリ度はイオンの混合物から生じますが、これがすべて CaCO 3によるものであるかのように報告されます。) これは、50 ( CaCO 3のおおよそのMW を2 で割った値)で割ることで、リットルあたりのミリ当量 (meq/L) に変換できます。
二酸化炭素の相互作用
COの添加2
溶液にCO 2を添加（または除去）しても、そのアルカリ度は変化しません。これは、正味の反応によって、負の寄与種（ HCO ）と同じ当量の正の寄与種（H +）が生成されるからです。−
3および/またはCO2−3
...溶液に
CO 2 を加えると pH は下がりますが、アルカリ度には影響しません。
すべての pH 値において:
- CO 2 + H 2 O ⇌ HCO−
3+ ほ+
高（塩基性）pH値の場合のみ：
- HCO−
3+ H + ⇌ CO2−3
...+ 2時間+
炭酸塩岩の溶解
固体と接触している溶液にCO 2を添加すると（時間の経過とともに）、特に地下水や海水と接触している炭酸塩鉱物のアルカリ度に影響を与える可能性があります。炭酸塩岩の溶解（または沈殿）はアルカリ度に強い影響を及ぼします。これは、炭酸塩岩がCaCO 3で構成されており、その解離によりCa 2+とCOが追加されるためです。2−3
...溶液中にCa 2+はアルカリ度に影響を与えないが、CO2−3
...アルカリ度を2単位増加させます。酸性雨と鉱山による酸性化による炭酸塩岩の溶解の増加は、米国東部のいくつかの主要河川のアルカリ度濃度の上昇に寄与しています[7]次の反応は、硫酸を含む酸性雨が重炭酸イオンの量を増加させることで河川のアルカリ度を上昇させる効果を持つことを示しています。
- 2 CaCO 3 + H 2 SO 4 → 2 Ca 2+ + 2 HCO−
3+そう2−4
...
これを別の方法で書くと次のようになります。
- CaCO 3 + H + ⇌ Ca 2+ + HCO−
3
pH が低いほど、重炭酸塩の濃度は高くなります。これは、生成される重炭酸塩の量が反応後に残る H +の量より多い場合、pH が低いとアルカリ度が高くなることを示しています。これは、雨水中の酸の量が少ないためです。このアルカリ性の地下水が後で大気と接触すると、CO 2 を失い、炭酸塩が沈殿し、再びアルカリ性が低くなります。炭酸塩鉱物、水、大気がすべて平衡状態にある場合、可逆反応が起こります。
- CaCO 3 + 2H + ⇌ Ca 2+ + CO 2 + H 2 O
pH はカルシウムイオン濃度と関連しており、pH が低いほどカルシウムイオン濃度が高くなります。この場合、pH が高くなるほど、重炭酸イオンと炭酸イオンが多くなります。これは、大気と平衡が取れていない上記の逆説的な状況とは対照的です。
海洋アルカリ度の変化
海では、アルカリ度は炭酸塩と重炭酸塩によって完全に支配されており、ホウ酸塩もわずかに含まれています。[4]
したがって、海水中のアルカリ度の化学式は次のようになります。
- A T = [HCO 3 - ] + 2[CO 3 2- ] + [B(OH) 4 - ]
海水中のアルカリ生成には多くの方法がある。おそらく最もよく知られているのは、炭酸カルシウムを溶解してCa 2+とCOを形成する方法である。2−3
...(炭酸塩) 炭酸イオンは 2 つの水素イオンを吸収する可能性があります。そのため、海洋のアルカリ度が全体的に増加します。炭酸カルシウムの溶解は、炭酸カルシウムが飽和していない海洋領域で発生します。
二酸化炭素排出による大気中の二酸化炭素濃度の上昇は、大気から海洋への二酸化炭素の吸収増加につながります。 [13]これは海洋のアルカリ度には影響しませんが[14] : 2252 、pH値の低下（海洋酸性化と呼ばれる）をもたらします。[15]海洋アルカリ度の向上は、海洋にアルカリ性を加え、pH変化を緩和する選択肢の1つとして提案されています。[16] : 181
生物学的プロセスは、短期間（数分から数世紀）では海洋のアルカリ度に大きな影響を与えます。[17] 脱窒作用と硫酸塩還元は酸素が限られた環境で発生します。これらのプロセスは両方とも水素イオンを消費し（アルカリ度を上昇させます）、ガス（N 2または H 2 S）を放出し、最終的には大気中に放出されます。硝化と硫化物の酸化はどちらも、酸化反応の副産物としてプロトンを放出することでアルカリ度を低下させます。[18]
地球規模の時間的・空間的変動
海洋のアルカリ度は時間の経過とともに変化しますが、最も顕著なのは地質学的時間スケール（数千年）です。陸上の風化と炭酸塩鉱物の堆積のバランスの変化（例えば、海洋酸性化の機能として）は、海洋のアルカリ度の長期的な主な要因です。[19]人間の時間スケールでは、海洋の平均アルカリ度は比較的安定しています。[20]海洋の平均アルカリ度の季節的および年間変動は非常に低いです。[21]
アルカリ度は、蒸発/降水、水の移流、生物学的プロセス、地球化学的プロセスに応じて場所によって異なります。[4]
河川による混合は海岸近くでも起こり、大河の河口付近で最も強くなります。ここでは、河川はアルカリの供給源としても、流域としても機能します。T は河川の流出量に沿っており、塩分濃度と直線関係にあります。[21]
海洋アルカリ度も、緯度と深度に基づく一般的な傾向に従います。A T は海面温度(SST)に反比例することが多いことが示されています。したがって、一般的に高緯度と深度で増加します。その結果、湧昇域 (深海の水が表面に押し上げられる場所) もアルカリ度が高くなります。[22]
海洋アルカリ度を、温度や塩分濃度など海水の他の多くの特性とともに測定、記録、研究するプログラムは数多くあります。これらには、GEOSECS（地球化学海洋セクション研究）、[23] TTO/NAS（海洋/北大西洋の一時トレーサー研究）、JGOFS（全球海洋フラックス研究）、[24] WOCE（世界海洋循環実験）、[25] CARINA（大西洋の二酸化炭素）[26]が含まれます。
アルカリ性を高めるための介入
参照
参考文献
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外部リンク
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炭酸塩システム計算機
以下のパッケージは、海水中の炭酸塩系の状態（pH を含む）を計算します。
- CO2SYS はWayback Machineで 2011-10-14 にアーカイブされており、スタンドアロンの実行可能ファイル、Excelスプレッドシート、またはMATLABスクリプトとして利用できます。
- seacarb、Windows、Mac OS X、Linux用のR パッケージ(こちらからも入手可能)
- CSYS、Matlab スクリプト