ГЕОХИМИЯ, 2015, № 7, с. 661-666
КРАТКИЕ СООБЩЕНИЯ
РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОГО ОПРЕДЕЛЕНИЯ СОБСТВЕННОЙ ЛЕТУЧЕСТИ КИСЛОРОДА Ru-Os-Ir СПЛАВОВ ВЕРХ-НЕЙВИНСКОГО ДУНИТ-ГАРЦБУРГИТОВОГО МАССИВА,
СРЕДНИЙ УРАЛ (РОССИЯ)
© 2015 г. И. Ю. Баданина*, Е. В. Жаркова**, А. А. Кацик**, К. Н. Малич*, В. В. Мурзин*
*Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого Уральского отделения РАН 620075, Екатеринбург, Почтовый пер., 7 e-mail: dunite@yandex.ru **Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН 119991, Москва, ул. Косыгина, 19
e-mail: kadik@geokhi.ru Поступила в редакцию 10.11.2014 г. Принята к печати 04.12.2014 г.
Ключевые слова: минералы рутения, осмия и иридия, собственная летучесть кислорода, окислительно-восстановительные условия образования, Верх-Нейвинский массив, океаническая мантия.
DOI: 10.7868/S001675251507002X
ВВЕДЕНИЕ
Температура, давление и окислительно-восстановительный режим являются основными термодинамическими параметрами, определяющими характер минералообразующих процессов мантии Земли, в том числе образование минералов платиновой группы (МПГ). Подавляющее большинство МПГ из реститовых разрезов офиолитовой ассоциации представлены Ru—Os—Ir сплавами и/или Ru— Os сульфидами, высокотемпературная природа образования которых подтверждена экспериментально (Bird and Bassett, 1980; Andrews and Brenan, 2002).
Термодинамические расчеты окислительно-восстановительных условий формирования МПГ являются весьма ограниченными, поэтому электрохимические определения собственной летучести кислорода Ru—Os—Ir минералов могут быть использованы для прямой оценки окислительно-восстановительных условий их образования. Исследования с помощью метода электрохимических ячеек позволили ранее охарактеризовать окислительно-восстановительные условия формирования Ru—Os—Ir и Pt—Fe сплавов ряда ду-нит-гарцбургитовых и клинопироксенит-дунито-вых массивов (Кадик и др., 1993; 1998; Малич и др., 2011б). Предметом нашего сообщения являются оригинальные данные по вещественному составу и физико-химическим условиям образования самородного рутения, осмия и иридия Верх-Нейвин-ского массива, являющегося типичным представителем мантийной офиолитовой ассоциации на
Среднем Урале (рис. 1а). Данное исследование является частью более масштабной попытки выявить условия образования Os-содержащих МПГ океанической и субконтинентальной мантии (Ка-дик и др., 1993; 1998; Малич, 1999; Brandon et al., 2006; Малич и др., 2011а; 2011б; Gonzalez-Jimenez etal., 2012; 2014; Баданина и др., 2014 и др.).
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБРАЗЦОВ
Верх-Нейвинский массив располагается на стыке Тагильского мегасинклинория и Восточно-Уральского поднятия в зоне Серовско-Маукского глубинного разлома (рис. 1б). В его строении участвуют два комплекса — дунит-гарцбургито-вый (03-81), слагающий внутренние части массива, и дунит-клинопироксенит-габбровый (82^2), расположенный на периферии (Мурзин и др., 1999). В пределах массива выявлено 68 проявлений и мелких месторождений хромититовых руд, локализованных в породах обоих комплексов. Основные проявления благородных металлов — самородного золота и МПГ связаны с россыпными отложениями современных и древних речных долин. Представительная выборка, состоящая из 585 зерен Яи—08—1г минералов размером от 0.1 до 3 мм, отобрана из четвертичных отложений р. Восточный Шишим, приуроченных к южной части Верх-Нейвинского массива (рис. 1).
662 БАДАНИНА и др.
3
7 8 9 10 +
11
Рис. 1. (а) Схема расположения альпинотипных и дунит-клинопироксенит-габбровых массивов Урала по А.А. Ефимову (1984). Массивы: 1 — дунит-гарцбургитовые; 2 — габбро-ультрамафитовые Платиноносного пояса; 3 — Главный Уральский разлом. Прямоугольник соответствует врезке рис. 1б. (б) Тектоническая схема Среднего Урала и положение на ней Верх-Нейвинского массива. 1—6 — формации интрузивных образований: 1 — гранитовая (граниты, гранодио-риты, аляскиты); 2 — гранодиоритовая (гранодориты, тоналиты, граниты); 3 — плагиогранитовая (плагиограниты, кварцевые диориты); 4 — габбровая (габбро, габбро-нориты, габбро-диориты, диориты); 5 — дунит-гарцбургитовая (дуниты, гарцбургиты, серпентиниты); 6 — дунит-клинопироксенитовая (дуниты, верлиты, клинопироксениты, горн-блендиты); 7 — породы амфиболитовой, амфиболито-гнейсовой, гнейсовой и мигматитовой ассоциаций; 8 — вулканоген-но-осадочные породы островодужного сектора Урала; 9 — флишевые, флишоидные, молассовые, терригенно-карбонатные карбонатные формации континентального сектора Урала; 10 — границы мегазон (I — Западно-Уральская, II — Центрально-Уральская, III — Тагило-Магнитогорская, IV — Восточно-Уральская, V — Зауральская); 11 — местонахождение образцов.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Для исследования морфологии и химического состава платиноидной минерализации использован комплекс методов, включающий сканирующую электронную микроскопию (JEOL-JSM6390LV) и мик-
рорентгеноспекгральный анализ (CAMECA SX 100 c пятью волновыми спектрометрами, ИГГ УрО РАН, Екатеринбург). Всего выполнено около 550 анализов.
Измерения собственной летучести кислорода (intrinsic oxygen fugacity) самородных минералов рутения,
РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОГО ОПРЕДЕЛЕНИЯ
Таблица 1. Представительные химические составы Ки—08—1г сплавов Верх-Нейвинского массива
663
Элемент
Образец
32 34 50 122 71 9 40 8 205
минерал
(Ru, Os, Ir) (Ru, Os, Ir) (Ru, Os, Ir) (Ru, Os, Ir) (Os, Ir, Ru) (Os, Ir) (Os, Ir) (Ir, Os) (Ir, Os)
мас. %
Fe 0.38 0.43 0.45 0.43 0.52 0.00 0.00 0.62 0.43
Ni 0.00 0.00 0.22 0.26 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Cu 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ru 33.78 41.03 36.77 21.45 13.23 2.77 0.53 0.72 0.78
Rh 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.86 0.30
Pd 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Os 31.07 26.24 30.53 39.86 48.60 79.22 57.66 33.82 28.82
Ir 28.74 25.82 28.84 34.67 37.33 18.05 41.49 58.43 64.95
Pt 4.12 5.82 2.77 2.11 0.87 0.00 0.00 6.23 3.99
Сумма 98.09 99.34 99.58 98.78 100.55 100.04 99.68 100.68 99.27
ат. %
Fe 1.01 1.08 1.15 1.23 1.57 0.00 0.00 2.05 1.46
Ni 0.00 0.00 0.53 0.71 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Cu 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ru 49.51 56.72 51.95 33.95 22.02 5.10 1.00 1.32 1.46
Rh 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.54 0.55
Pd 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Os 24.20 19.27 22.92 33.53 42.99 77.44 57.83 32.91 28.69
Ir 22.15 18.76 21.42 28.85 32.67 17.46 41.17 56.27 63.97
Pt 3.13 4.17 2.03 1.73 0.75 0.00 0.00 5.91 3.87
Примечание. Минералы самородного рутения (Ru, Os, Ir), осмия (Os, Ir, Ru), (Os, Ir) и иридия (Ir, Os).
осмия и иридия были осуществлены на высокотемпературной установке, на основе двух твердых электрохимических ячеек, в конструктивном плане подобной установке М. Сато (Sato, 1971) в интервале температур от 800 до 1100°C. Калибровка проведена по смеси газов СО2—Н2 и твердофазовому буферному равновесию Ni+0.502=NiO. Погрешность измеренияf02 составляла ±0.2 lgf02, температуры — ±2 °C.
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
Платиноидная минерализация представлена преимущественно субидиоморфными и идио-морфными кристаллами, а также агрегатами кристаллов, среди которых Ru—Os—Ir сплавы (85.5%) преобладают над Ru—Os сульфидами и Pt—Fe сплавами (15.3 и 1.2%, соответственно). Отличительной особенностью Ru—Os—Ir сплавов является
широкий спектр минералов системы Ru—Os—Ir, представленных по номенклатуре Д. Харриса и Л. Кабри (Harris and Cabri, 1991) гексагональным осмием и рутением, а также кубическим иридием (табл. 1, рис. 2). Изменчивость состава минералов осмия и рутения обусловлена либо замещением в твердом растворе осмия иридием (тренд составов вдоль горизонтальной оси Os—Ir на рис. 2), или рутением (вертикальный тренд составов в сторону Ru, рис. 2).
Экспериментальные определения собственной летучести кислорода в разных минералах системы Ru—Os—Ir приведены в табл. 2 и рис. 3. Изученные образцы представлены кристаллами самородного рутения (обр. Ru I и Ru II), осмия (обр. Os) и иридия (обр. Ir). Результаты измерений собственной летучести кислорода образцов при нагреве и понижении температуры обнаруживают
664
БАДАНИНА и др.
Значения f02 самородного рутения (обр. Ru I и Ru II, рис. 3а) при температуре 800—1100°C находятся между стандартными буферными равновесиями железо — вюстит (IW) и вюстит — магнетит (WM). Более высокие значения собственной летучести кислорода характеризуют минералы осмия и иридия, которые находятся между буферными равновесия WM и кварц—фаялит—железо (QFI) (рис. 3б). Полученные значения собственной летучести кислорода по наклону соответствуют зависимости буфера f02 WM. При высоких значениях температуры (выше 1000°С) f02 близка значениям летучести кислорода окислительно-восстановительного состояния основных магм в близповерхностных обстановках (Борисов и др., 1991 и др.). В то же время при температурах ниже 800—850°С собственная летучесть кислорода минералов рутения оказывается близкой или ниже буферного равновесия IW, что соответствует высвобождению железа из силикатов и может указывать на условия образования самородных платиноидов, обогащенных железом (Кадик и др., 1998).
Согласно исследованиям Д. Бэрда и В. Бассета (Bird and Bassett, 1980), наличие рутениевого тренда химических составов твердых растворов тугоплавких ЭПГ на тройной диаграмме Ru—Os—Ir (рис. 2) свидетельствует об образовании данных минералов в условиях высоких давлений мантийных глубин. Включения высокомагнезиального оливина (Fo92-94) в Os—Ir сплавах (Баданина и др., 2013) также свидетельствуют в пользу высокотемпературной природы их образования.
Отличие значений собственной летучести кислорода самородного рутения по сравнению с минералами осмия и иридия позволяет предположить, что образование данных минералов могло происходить в несколько различных обстанов-ках. Минералы рутения типичны для мантийных разрезов дунит-гарцбургитовой ассоциации, тогда как коренным источником минералов осмия и иридия является более поздний полосчатый ду-нит-клинопироксенит-габбровый комплекс, расположенный над мантийными перидотитами.
Таблица 2. Значения коэффициентов А и В для
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.