книги из ГПНТБ / Бабинец А.Е. Гидрогеологические и геохимические особенности глубоководных отложений Черного моря

из коэффициента диффузии в идеальном растворе и пористости осад­ ка. Однако в реальных условиях диффузия компонента в поровом растворе осадка в значительной степени определяется взаимодей­ ствием раствора с поверхностью твердой фазы. Структура воды у поверхности дисперсных твердых частиц осадка искажается, при­ обретая в основном более плотную упаковку. С увеличением дисперс­ ности все большая часть объема порового раствора оказывается под влиянием воздействия поверхности раздела фаз. Плотно упакован­ ная структура резко ограничивает степень подвижности частиц диф­ фундирующего компонента, снижая тем самым значения коэффици­ ента диффузии.

Выбирая в качестве і-того компонента ион хлора или какойлибо другой ион, необходимо принимать во внимание также электро­ статическое взаимодействие как в ансамбле заряженных частиц, так и всего ансамбля с электростатической микроструктурой поверх­ ности твердой фазы. На диффузию иона хлора в осадке большое влия­ ние оказывают сопутствующие катионы. Они адсорбируются на поверхности твердых частиц (подробнее этот процесс рассматривается в следующем разделе) и участвуют в ионном обмене, задерживая, таким образом, перемещение хлор-иона.

Органические гели в осадках создают весьма рыхлую сетчатую структуру с очень высокой пористостью. Однако размеры пор при этом уменьшаются, а сетчатый эластичный скелет гелей резко уве­ личивает длину пути диффузии. Кроме того, остается в силе и иска­ жающее структуру воды влияние поверхности. Таким образом, дис­ персные осадки, содержащие органическое вещество в виде гелей (полисахариды, некоторые белки), должны иметь самые малые ко­ эффициенты диффузии.

Интерпретируя полученные нами и имеющиеся в литературных источниках данные по коэффициентам диффузии ионов хлора в глубо­ ководных осадках Черного моря с учетом сведений, изложенных в главе I I , можно отметить следующие особенности.

Наименьшим коэффициент диффузии хлор-иона является в осадках, обогащенных органическим веществом и содержащих зна­ чительное количество тонкодисперсных фракций.

По коэффициенту диффузии можно оценить диффузионный поток ионов хлора. О. В. Шишкина [253] указывает, что поток хлор-иона, рассчитанный ею на основании измерений коэффициента диффузии, при помощи уравнения первого закона Фика равен 2,64—4,75 г!мг в год. Фильтрационный поток при этом не принимается во внимание.

Между тем фильтрационный поток поровых вод, направленный снизу вверх, и диффузионный поток ионов хлора, идущий ему на­ встречу, с нашей точки зрения, должны взаимодействовать, а потому необходимо принимать во внимание их оба при количественном рас­ смотрении обмена между придонными водами и осадками. Но пока каких-либо количественных сопоставительных расчетов провести нельзя, так как не созданы еще модели консолидации морских осадков.

93

Однако мы считаем необходимым обратить на это обстоятельство внимание, так как оно заслуживает специального рассмотрения и изучения.

Адсорбция компонентов из поровых растворов и ионный обмен в осадках. Сущность адсорбции состоит в скапливании у поверхности твердых частиц определенных компонентов из раствора. Вследствие теплового движения молекул растворителя и растворенных компо­ нентов адсорбция имеет некоторые черты процесса динамического равновесия в зависимости от степени связи частиц компонентов с поверхностью твердой частицы. Если за единицу времени об единицу площади поверхности ударяется п молекул и остается там в течение среднего промежутка времени т, то на единице площади поверхности будет находиться о молекул:

о — пх.

(5,11)

Величина п определяется концентрацией соответствующего ком­ понента и средней скоростью теплового движения его частиц (по­ рядка 1010 и выше даже при весьма незначительной концентрации компонента).Скорости теплового движения молекул высоки, поэтому адсорбционное равновесие устанавливается практически мгновенно. Величина т обусловливается энергией взаимодействия частицы с по­ верхностью и очень сильно зависит от температуры.

Обычно различают два вида адсорбции — в зависимости от типа связи адсорбированного компонента с поверхностью. В том случае, когда адсорбцию обусловливают те же силы, которые вызывают сцеп­

ление в твердых телах и жидкостях (вандерваальсовы			силы), а		ин­
дивидуальность адсорбированных молекул	или	атомов (ионов)			со­
храняется, наблюдаем физическую адсорбцию.		Если	же	молекула
или атом отдает или получает электрон, или	же	молекула		распада­
ется на атомы или радикалы, связывающиеся		с поверхностью,			то

говорят о химической адсорбции, или хемосорбции. Обычно энергия

физической адсорбции не превышает			20 ккалімоль.		Энергия хемо­
сорбции бывает	значительно	больше,	иногда более		100 ккалімоль.
В работе Дебура	[97] приведены интересные данные				о зависимости
адсорбции т от энергии адсорбции Q:
	Q,		т,	сек
	ккал/моль
	1—4	М О - " —		ы о -
	10		3,2-10^"
	20		1-Ю2
	40		М О "

Последняя величина т уже близка к возрасту Земли. Приведенные значения т рассчитаны для температуры 20° С.

Адсорбция растворенных в воде веществ на поверхности дисперс­ ной твердой фазы имеет свои особенности, обусловленные описанны­ ми выше свойствами молекулы воды и структуры жидкой фазы воды. В природных условиях в донных осадках морских бассейнов по­ верхность твердых частиц в большинстве случаев покрыта слоем

94

прочно связанной воды. В результате этого взаимодействия, имею­ щего электростатическую природу, а также теплового движения, у поверхности твердых частиц скапливаются либо катионы, либо анионві, причем соответствующие противоионы несколько более удалены от поверхности.

Частицы глинистых минералов, входящих в состав осадка, име­ ют специфические структурные особенности. Такие минералы, как галлуазит, монтмориллонит, вермикулит и гидрослюды формиру­ ются из листовых силикатных пакетов октаэдрического или тетраэдрического строения, разделенных межпакетными пространствами, заполненными структурированными слоями молекул воды. Когда частицы глинистого минерала находятся в водном растворе электро­ литов, то ионы (катионы) из раствора имеют возможность проникать в межпакетные пространства и задерживаться в них. Этот процесс уже можно рассматривать как поглощение ионов из раствора не только поверхностью, но и частью объема твердой фазы, т. е. как адсорбцию.

В тесной связи с адсорбционными явлениями находится ионный обмен, играющий большую роль в диагенетических преобразованиях осадка. Многие исследователи придают ему ведущее значение при изучении геохимических особенностей морских осадков и содержа­ щихся в них поровых вод (Н. М.Страхов, О. В. Шишкина, Е. Д. Зай­ цева, О. И. Дмитренко и др.).

Ионный обмен — это обмен ионов между двумя электролитами, который может происходить как в гомогенной среде, так и в гетеро­ генной, В случае гетерогенной среды один из электролитов находит­ ся в твердой фазе, например, в морских осадках при контакте элект­ ролита (порового раствора) с дисперсными веществами. Обычно под названием «ионный обмен» подразумевают именно гетерогенный обмен между жидкой и твердой фазами.

Установлено, что ионный обмен происходит в эквивалентных отношениях и в большинстве случаев является обратимым. В ка­ честве ионнообменных сорбентов могут быть минеральные вещества: алюмосиликаты, силикаты, гидраты окислов алюминия и железа, фосфат циркония и другие, а также органические вещества с различ­ ными функциональными группами.

В физической химии существует три точки зрения на механизм ионного обмена. Первая сводится к представлению о мембранном равновесии, т. е. процессе, протекающем при наличии мембраны, проницаемой для одних ионов и непроницаемой для других. Анало­ гия с такой мембраной связана с неподвижностью ионов (анионов или катионов) твердого сорбента и невозможностью его перехода в жид­ кую фазу. При мембранном равновесии ионные произведения для свободных ионов по обе стороны мембраны равны, т. е. константа равновесия ионного обмена равна 1.

Вторая точка зрения — осмотическая теория ионного обмена. В основу ее положено рассмотрение термодинамики осмотических явлений при проникновении жидкой фазы в сорбент и его набухании.

95

Наиболее распространена третья точка зрения: ионный обмен рассматривается как гетерогенная химическая реакция двойного обмена типа

2RH + СаС12 RH + С а 2 + + 2СГ ^> R3Ca -f- 2HCl.

Константа равновесия такой гетерогенной реакции (константа обмена) в значительной степени зависит от коэффициента активности веществ в растворе и сорбенте. Как правило, константы обмена воз­ растают с увеличением заряда иона, например, на сульфокатионите константа обмена однозарядных ионов на водород близка к едини­ це, а трехзарядных — к 10. У ионов данного заряда и в не слишком концентрированных растворах константа обмена возрастает с уве­ личением истинного радиуса иона; так, на монофункциональных сульфокатионитах константа обмена лития на водород примерно рав­ на 0,6, а цезия — около 2.

На сорбентах с очень плотной структурой ионы обмениваются в малой степени лишь на поверхности (экстракристаллический об­ мен). В других случаях в ионном обмене участвуют все способ­ ные к обмену функциональные группы сорбента. Такие вещества, называемые ионитами, можно, в отличие от сорбентов, рассматривать как гомогенную фазу безотносительно к их структуре. В таких случаях ионнообменная способность не зависит от степени дисперс­ ности.

В отличие от гомогенного ионного обмена, для которого характер­ на нулевая энергия активации и, следовательно, практически мгно­ венная скорость, гетерогенный ионный обмен является сравнитель­ но медленным. Кинетика гетерогенного обмена имеет диффузионный характер, за исключением ионного обмена на сорбентах сочень слабо ионизированными функциональными группами. Вследствие этого скорость ионного обмена убывает с увеличением размера зерен сорбента, причем это убывание более резкое в случае внутридиффузионной кинетики (диффузии ионов внутри зерен сорбента). Коэффициент внутренней диффузии в сорбентах (ионитах) имеет по­ рядок Ю - 6 см2/сек и убывает с увеличением зарядов ионов и степени сшитости структуры. В случае внешнедиффузионной кинетики (диф­ фузии ионов в граничном слое между зерном и жидкой фазой) обмен ускоряется при наличии потока жидкости с увеличением скорости течения вследствие турбулизации потока при обтекании зерен сор­ бента.

Все рассмотренные представления в той или иной степени могут приниматься во внимание при рассмотрении процесса ионного об­ мена в морских осадках. В состав донных морских осадков входят различные минеральные и органические вещества в дисперсном состоянии. Ионный обмен в двойном электрическом поле (внешняя часть слоя) частиц плотной структуры можно рассматривать, как уже говорилось, с позиций мембранного равновесия, поскольку ионы в двойном слое менее подвижны, чем в объеме раствора.

96

Ионный обмен на частицах глинистых минералов, таких как монт­ мориллонит и гидрослюды, хорошо согласуется с осмотической тео­ рией.

Органические вещества, особенно те, которые содержатся в осад­ ке в виде гелей, могут рассматриваться в какой-то степени как иониты. В этом случае ионный обмен будет иметь характерные особен­ ности гетерогенной реакции двойного обмена.

В целом процесс ионного обмена в донных осадках должен под­ чиняться тем же закономерностям, которые были установлены для различных сорбентов и ионитов в лабораторных условиях. В связи с тем, что при исследовании натуральных образцов осадков нет воз­ можности определить достаточно полно их вещественный состав и химический состав порового раствора без разрушения естественной равновесной системы осадка, обычно говорят об ионнообменном ком­ плексе осадка, подразумевая под этим понятием все способные к обмену ионы, связанные с различными компонентами осадка.

Ионнообменный комплекс осадка формируется в основном в про­ цессе седиментации и определяется ионным составом придонной во­ ды, поскольку скорость ионного обмена, как показано выше, до­ вольно высока, а время оседания взвеси в морской воде вдали от бе­ рега достаточно велико для того, чтобы установилось равновесное состояние обмена. В дальнейшем, в течение начальной стадии диа­ генеза осадка, равновесие в системе твердая фаза — поровый раствор может нарушиться в результате либо внешнего воздействия на в'сю массу осадка в слое, либо биохимических процессов и жизнедеятель­ ности организмов (в основном микроорганизмов). Под влиянием гра­ витационных сил осадок уплотняется и, как показано выше, возника­ ет поток порового раствора из нижележащих слоев. В связи с тем, что гидрологическая и гидрохимическая обстановка в древнем бассейне могла отличаться от современной, поровый раствор, посту­ пающий снизу, может иметь несколько иной химический состав. Малая скорость фильтрующегося потока обеспечивает установление равновесного состояния ионного обмена в момент отбора пробы. Однако литологическая стратификация толщи черноморских дон­ ных отложений и частая смена условий осадконакопления в про­ шлом обусловливают заметную изменчивость состава ионообменного комплекса осадков с глубиной.

Обменные катионы в осадках Черного моря исследовала Е. Д. Зайцева [111]. Применялась следующая методика: сначала из образцов осадков отжимали поровый раствор, затем образцы промы­ вали раствором хлористого аммония; при этом обменные катионы и неотжатая часть порового осадка переходили в промывной раствор.

В отжатых	поровых растворах определяли С а 2 + , M g 2 + ,	К + , N a + ,
e r , s o 2 -	и щелочной резерв. Состав обменных катионов	рассчиты­

вали по разности между количеством катионов в хлораммонийных вытяжках и количеством катионов в неотжатой части порового рас­ твора. При этом учитывали поправки на нерастворяющий объем проч­

но связанной воды. Е. Д. Зайцева установила,	что ионообменный
7 3-1361	97

комплекс осадков состоит из Na~r, К + , Ca2 + ,Mg2 ^\ Соотношение обменных катионов в комплексе зависит от их содержания в поровом растворе и подчиняется закону действия масс, в связи с чем катионы в обменном комплексе осадков распределяются так же, как и в по­ ровых растворах.

В современных отложениях в обменном комплексе преобладает натрий, затем следуют магний, кальций и калий. В ионообменном комплексе новоэвксинских осадков доминируют ионы кальция, за­ тем следует магний, натрий и калий. Повышенное в четыре — шесть раз содержание ионов калия в обменном комплексе черноморских осадков Е. Д. Зайцева объясняет избирательным поглощением ка­ лий-иона глинистыми минералами.

Емкость обмена катионов, по данным Е. Д. Зайцевой, составля­ ет от 17 до 27 мг-экв/100 г и хорошо согласуется с содержанием в осадках органического вещества, а также с содержанием и минераль­ ным составом глинистой фракции.

Особенности состава ионообменного комплекса донных осадков Черного моря, в частности увеличение роли ионов кальция с глуби­ ной, сказывается на количестве прочно связанной воды. По нашим данным, во всех изученных колонках содержание прочно связанной воды в осадке с глубиной увеличивается. Это явление объясняется тем, что, согласно структурной теории, ион кальция повышает энер­ гию дегидратации АЕ, характеризующую изменение потенциальных барьеров между соседними положениями равновесия молекул воды

уповерхности твердых частиц [1913.

Взаключение отметим, что исходя из особенностей состава орга­ нического вещества донных осадков Черного моря (см. главу II), есть основания предположить, что анионы, в частности ионы хлора, могут сорбироваться и обмениваться на полиаминовых компонентах осадков. Плотные гели полисахаридов (остатки водорослей), сорби­ руя хлор-ионы, приобретают свойства молекулярных или ионных сит (мембран), что, возможно, является причиной повышенного со­ держания хлора в поровых растворах сравнительно глубоких слоев осадков (например, на станции 1627, см. табл. 11). Одновременно такой процесс может привести и к изменению щелочного резерва и pH поровых растворов.

Физико-химические условия среды и влияние уплотнения осад­

ков на состав поровых вод. Основные особенности					физико-химиче­
ских условий среды в		донных осадках	определяются показателем
активности водородных ионов — (pH)			и	окислительно-восстанови­
тельным потенциалом		(Eh).
Показатель активности водородных ионов определяется следую­
щим выражением:
	рН = — lgi4H , или рН =			— l g [ H + ] ,
где Ан+	— активность	ионов водорода	в растворе,		[ Н + ] — концен­
трация	ионов водорода.

98

Как известно, в разбавленных растворах активность совпадает с концентрацией, pH характеризует кислотность или щелочность среды.

На практике для измерения pH применяют электрометрический метод с использованием специального стеклянного электрода. Экспе­ риментально установлено, что потенциал такого электрода в растворе

Т а б л и ц а 12

pH глубоководных осадков Черного моря

Интервал, см	pH	Интервал, см	pH	Интервал, см	pH
Станция	1627	Станция	1918	Станция	1631
2—4	7,67	181—183	7,66	50—52	8,03
22—24	7,86	204—205	7,87	80—82	7,83
57—59	7,95	Станция	1629	115—117	7,91
67—69	7,90	2—4	7,48	Станция	1632
74—75	8,17	14—16	7,43	2—4	7,53
76—77	7,78	62—64	7,52	15—17	7,39
112—114	7,66	115—117	7,30	75—77	7,54
151—153	7,60	153—155	7,44	125—127	7,36
166—168	7,40	201—203	7,51	142—144	7,53
276—278	7.60	233—235	7,43	185—187	7,38
290—292	7,38	262—264	7,40	197—199	7,45
330—332	7,65	300—302	7,38	290—292	7,63
350—352	7,90	345—347	7,36	343—345	7,18
Станция	1625	405—407	7,37	Станция	1633
2—4	7,65	423—425	7,32	2—4	7,53
36—37	7,30	515—517	7,35	15—17	7,39
65—66	7,18	558—560	7,55	75—77	7,54
170—172	7,00	610—612	7,80	174—176	7,45
200—202	7,05	670—672	7,25	234—236	7,40
Станция	1918	Станция	1631	261—263	7,49
52—53	7,32	2—4	7,60	287—289	7,37
134—135	7,36	15—17	7,83	328—330	7,27
		20—22	7,94	391—393	7,30

изменяется в зависимости от активности ионов водорода так же, как и потенциал стандартного водородного электрода, т. е. приращение потенциала на 0,0591 соответствует изменению pH на одну единицу при 25° С.

В связи с тем, что pH порового раствора в осадке зависит от со­ держания летучих компонентов (углекислого газа, сероводорода и др.), мы стремились выполнять измерения на свежих образцах, по возможности изолируя их от длительного соприкосновения с атмо­ сферным воздухом. Для отбора проб на измерение pH использовали небольшие полиэтиленовые мешочки. После наполнения образцом осадка мешочек освобождали от пузырьков воздуха и закрывали. В процессе измерения электроды pH-метра погружали в образец, а горловину мешочка плотно зажимали на электродах при помощи ре­ зинового кольца. Измерения pH глубоководных осадков Черного мо-

7*

»9

ря выполнялисьавторами с помощью pH-метра ЛПУ-01 и электродной

системы

Н. 12.53 (табл. 12). Результаты

измерений

pH поверхност­

ной и придонной морской воды приведены в табл. 13.

Анализируя

полученные результаты, можно отметить, что pH

в

поверхностном

слое

осадков равен в

среднем

7,62, придонной

морской

воды — 7,78.

Некоторое по­

Т а б л и ц а

13

нижение

pH в

поверхностном

слое

pH

морской

воды

осадков на большинстве станций по

Вода

сравнению с pH

придонной воды, по-

Станция

видимому,

можно

объяснить

суспен­

поверх­

придонная

зионным эффектом. По мере углубле­

ностная

ния в толщу осадка pH

снижается до

1625

8,34

7,55

минимума (7,2—7,3) на глубине 2—4 м

от поверхности

дна.

Именно

в

этом

1627

8,35

7,60

1629

8,40

7,77

интервале

извлеченный

из грунтовой

1631

8,34

7,83

трубки осадок

растрескивался и рас­

1632

8,38

7,82

падался

на

комки

вследствие

выделе­

1633

8,33

7,80

ния сероводорода

при снижении

дав­

ления до атмосферного. Понижение pH в данном случае, по-видимому, связано с повышенным содержанием сероводорода в осадке. Это предположение подтверждается данными И. И. Волкова о взаимосвязи содержания сероводорода и pH в глу­ боководных осадках Черного моря [75].

Т а б л и ц а 14 pH глубоководных осадков Черного моря и их поровых растворов

Станция		ч	О О
	Интервал, см	(j
		X а	с Ой
		о	а. «
		as	О й я.
			и* и О
1627	82—97	7,72	8,01
	130—145	7,40	7,47
	180—195	7,54	7,71
	243—256	7,60	7,94
	295—310	7,82	8,05
1629	20—35	7,45	7,66
	120—135	7,30	7,48
	250—265	7,42	7,78
	588—608	7,80	8,00

Та б л и ца 15 pH осадков Черного моря и отжатых

из них	поровых вод (по		данным
А. А. Железновой,		1964)
к		et	6 3
			а ч
s		О	о о
=f	Интервал, см		с m
X		О
		X	7î °
H
и		о.	О, да
26	0—20	7,20	7,81
	187—201	7,35	8,00
28	0—20	7,30	7,76
	144—159	7,38	7,65
39	8—30	7,40	7,84
	157—179	7,81	8,38

При дальнейшем углублении в толщу осадка pH несколько воз­ растает, достигая 7,5—7,8. По всем изученным колонкам вариации pH, как правило, не превышают 0,5, и в основном составляют 0,2—0,3.

Для оценки влияния суспензионного эффекта на pH были выпол­ нены измерения pH образцов осадков и отжатых из них поровых растворов (табл. 14). Во всех случаях pH отжатого порового раство-

100

pa несколько выше, чем соответствующего образца осадка; разность значений pH колеблется в пределах 0,07—0,36, составляя в сред­ нем 0,23.

Суспензионный эффект в морских илах исследовала А. А. Железнова [109]. Некоторые из полученных ею данных о донных осад­ ках Черного моря и их поровых растворах приведены в табл. 15. Сопоставляя табл. 14 и 15, можно отметить хорошее совпадение на­ ших результатов и данных А. А. Железновой.

Для объяснения сущности суспензионного эффекта при измерении pH морских осадков и отжатых из них поровых растворов А. А. Железнова использовала имеющиеся в литературе сведения и предполо­ жения о суспензионном эффекте, проявляющемся при отстаивании суспензий. Она отмечала разницу между pH в осадке и в жидкости над ним. Обобщив литературные данные, А. А. Железнова при­ шла к выводу, что суспензионный эффект обусловлен, с одной стороны,

неравномерностью	распределения	электролитов между		жидкостью
в отстое и в осадке	(мембранное	равновесие	Доннана),	с	другой
стороны — возникновением диффузионного			потенциала	в	месте

соединения насыщенного KCl-мостика с суспензией 1109]. Однако при измерении pH разделить общую разность потенциалов на мем­ бранную и диффузионную составляющие невозможно. Такое объяс­ нение суспензионного эффекта, по-видимому, вполне приемлемо для наблюдающегося различия в pH придонной морской воды и верхнего слоя осадка.

Различие в pH более глубоких слоев осадка и отжатого из него порового раствора можно объяснить исходя из особенностей мине­ рального и гранулометрического состава осадков. Известно, что дисперсные частицы глинистых минералов хорошо адсорбируют ка­ тионы из раствора.

Вслучае связывания ионов водорода поверхностью дисперсных минеральных частиц содержание ионов водорода в растворе будет снижаться, a pH его при этом должно увеличиваться. При измерении pH осадка стеклянный электрод находится под влиянием ионов водо­ рода, имеющихся в растворе, а также адсорбированных на повер­ хности прилегающих к электроду минеральных частиц. В этом случае измеряемая величина pH будет несколько меньше, чем pH отжатого порового раствора.

Вглубоководных осадках глинистые минералы, как правило, находятся в тонкодисперсном состоянии, и их эффективная повер­ хность может превышать поверхность других минеральных компо­ нентов осадка даже при небольшом содержании. Тем самым почти всегда обеспечивается преимущественное поглощение ионов водорода по сравнению с ионами гидроксила.

Такое истолкование суспензионного эффекта в глубоководных осадках подтверждается данными по измерению pH порового раство­ ра, последовательно отжимаемого из глинистых пород; pH первой фракции отжимаемого раствора выше, чем pH второй фракции. По нашему мнению, уменьшение pH в последующих фракциях свиде-

101

тельствует о повышении концентрации водородных ионов в слое по­ рового раствора, прилегающем к поверхности твердой фазы, что является следствием адсорбции ионов Н + отрицательно заряженной поверхностью частиц глинистых минералов.

Окислительно-восстановительный потенциал (Eh) характеризует состояние равновесных окислительно-восстановительных систем в осадках, существование которых обусловлено наличием химиче­ ских соединений, содержащих элементы с переменной валентностью (серу, железо, марганец и др.). Под влиянием растворенного кисло-

						Т а б л и ц а		16
	Eh донных осадков Черного моря
	(по О. В. Шишкиной, 1967)
	Стан­	Интервал, см	Характеристика ила			Отложения	Eh.	ms
	ция
	1302	8—10	Известковый зеленовато-се­			Современные	—209
			рый
		210—220	Глинистый	слоистый		Древнечерноморские	—192
		455—465	»	светло-серый		Новоэвксинские	—186
		605—615	»	»	»	»	—105
	1309	2—8	Известковый серый слоистый			Современные	—202
		274—292	Глинистый	серый	плотный	Новоэвксинские	—170
		524—532	»	»	»	»	—64
	1317	72—82	Известково-глинистый серый			Современные	—242
		126—135	Глинистый	серый		Древнечерноморские	—209
		355—365	»	светло-серый		Новоэвксинские	—156
		501—511	»	»	»	»	—94
	4752	54—58	Глинистый	серый		Древнечерноморские	—219
		199—210	»	черный		»	—220
		412—430	»	серый		Новоэвксинские	—128
		726—740	»	»			+ 4

рода, сероводорода и углекислого газа, количества и качества орга­ нического вещества, дисперсности осадков и некоторых других фак­ торов равновесие в таких системах может смещаться в ту или иную сторону, обеспечивая тем самым либо окислительные, либо восста­ новительные свойства среды.

Зараженная сероводородом глубинная водная масса Черного мо­ ря препятствует проникновению кислорода в придонные воды и осад­ ки. В связи с этим в глубоководных осадках Черного моря существу­ ют восстановительные условия.

Окислительно-восстановительный потенциал в осадках Черного моря определяли многие исследователи [253—255]. Измерения вы-

102