Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 509, № 2, стр. 190-197

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ И ОБРАЗЦЫ

Нижнетагильский массив расположен в южной части Платиноносного пояса Урала в 150 км к северо-западу от г. Екатеринбурга (рис. 1). Массив образует в плане вытянутое в субмеридиональном направлении грушевидное тело протяженностью около 14 км, при ширине выходов около 6 км (рис. 1). Центральная часть массива сложена дунитами площадью около 29 кв. км. Большая часть хромит-платиновых проявлений локализована вдоль западного и юго-западного склона и подножья горы Соловьева [3, 10]. В этой части массива выявлены наиболее значимые платиновые месторождения (Госшахта, Крутой лог, Александровский лог); они маркируют зону перехода между пегматоидными и крупнозернистыми дунитами центральной части массива и средне- и мелкозернистыми разновидностями дунитов периферии. Значительная часть хромититов обогащена платиноидами (1480.7–2682 мг/т [13]), где платина (1297–2434 мг/т) доминирует над другими элементами платиновой группы (ЭПГ). Из-за небольших размеров хромит-платиновых рудопроявлений они не имеют промышленной значимости.

Рис. 1.

Схемы расположения и геологического строения платиноносного Нижнетагильского клинопироксенит-дунитового массива по [12] с указанием мест отбора изученных образцов. А: 1, 2 – шельфовые (S₂–D₂) и континентально-склоновые (O_1–2) осадочные образования; 3 – базальты, андезитобазальты, зеленые сланцы (O_2–3?); 4 – метабазальтоиды (О₃–S₁): а – мелкозернистые амфибол-плагиоклазовые породы (“кытлымиты”), б – амфиболиты; 5–7 – Нижнетагильский массив: 5 – дуниты, 6 – клинопироксениты и верлиты, 7 – тылаиты; 8 – габбро-пироксенитовый комплекс; 9 – геологические границы: а – межформационные, б – внутриформационные, в – тектонические; 10 – элементы залегания: а – полосчатость и минеральная уплощенность, б – сланцеватость, в – линейность; 11 – генерализированная ориентировка плоскостных структур; 12 – места отбора образцов хромититов из месторождений Александровского (1) и Крутого (2) логов. Б: 1 – комплексы палеоконтинентального сектора, 2 – островодужные комплексы Тагильской мегазоны, 3 – комплексы пород офиолитовой ассоциации, 4 – массивы Платиноносного пояса. ГУР – Главный Уральский разлом, НТ – Нижнетагильский массив.

В настоящей работе изучены Pt–Fe-минералы из прожилково-вкрапленных обособлений хромититов, приуроченных к краевым участкам развития крупнозернистых дунитов центральной части массива, соответственно в районе Крутого и Александровского логов (рис. 1, рис. 2 а, б). Всего проанализировано 15 образцов Pt–Fe-минералов, входящих в состав как первичной (7 образцов), так и вторичной минеральной ассоциации МПГ (8 образцов).

Рис. 2.

Морфологические особенности: (а, б) прожилково-вкрапленных хромититов и (в) железистой платины (Pt₂Fe) в ассоциации с хромитом (Crt) и оливином (Ol) из хромититов Крутого лога Нижнетагильского массива. Особенности внутреннего строения МПГ из хромититов Крутого (г, д, ж) и Александровского логов (е). Pt₂Fe – железистая пла-тина, Lr – лаурит, (Os, Ir) – Ir-содержащий осмий, Pt(Fe, Cu) – минералы ряда тетраферроплатина–туламинит, PtFe_0.5Cu_0.5 – туламинит, Crt – хромит, Ol – оливин и Serp – серпентин. Изображения (в–ж) в обратнорассеянных электронах. 1–9 – места проведения рентгеноспектральных микроанализов (номера соответствуют таковым в табл. 1).

МЕТОДИКИ ИССЛЕДОВАНИЯ

Аналитические исследования выполнены в ЦКП “Геоаналитик” Института геологии и геохимии УрО РАН, дооснащение и комплексное развитие которого осуществляется при финансовой поддержке гранта Министерства науки и высшего образования РФ (соглашение № 075-15-2021-680). Морфология и химический состав МПГ изучены с использованием сканирующего электронного микроскопа JSM-6390L с энергодисперсионной приставкой “INCA Energy” 450 X-Max 80 и рентгеноспектрального микроанализатора “CAMECA” SX 100. В качестве стандартных образцов использовались чистые металлы Os, Ir, Ru, Rh, Pt, Pd, Ni, халькопирит и сплав InAs; количественный анализ проводился по линиям OsMα, IrLα, RuLα, RhLα, PtLα, PdLβ, NiKα, FeKα, CuKα, SKα, AsLα с учетом их возможных наложений (RuLα на AsLα, RuLβ на RhLα, IrLα на CuKα и др.). Ускоряющее напряжение составляло 15 кВ, сила тока пучка электронов – 20 нА, диаметр точки  анализа 1–2 мкм. Всего выполнено 190 анализов.

Методика определения δ⁶⁵Cu включала в себя селективное хроматографическое выделение Cu из раствора исследуемой пробы Pt–Fe-минерала с последующим определением изотопного отношения ⁶⁵Cu/⁶³Cu на мультиколлекторном масс-спектрометре с индуктивно-связанной плазмой Neptune Plus (“Thermo Fisher”). Детальное описание методики представлено в работе [14]; разложение и хроматографическое выделение проводилось в блоке чистых помещений (класс 1000, ИСО 6) и ламинарных боксах (класс 100, ИСО 5). Стадия разложения Pt–Fe-минералов (0.00n мг) включала их растворение в концентрированной азотной кислоте. Для хроматографического выделения чистой фракции Cu использовалась ионообменная смола AG MP-1 (Bio-Rad inc., США) [15]; схема выделения описана в [14]. Измерение изотопных отношений ⁶⁵Cu/⁶³Cu в аналитической фракции меди проведено методом брекетинга на масс-спектрометре Neptune Plus, с использованием международного стандарта изотопного состава меди NIST SRM 976 при следующей последовательности операций: холостой опыт (3%-й раствор HNO₃) → стандарт NIST SRM 976 → исследуемый образец МПГ (3%-й азотнокислый раствор минерала) → стандарт NIST SRM 976. Каждое единичное измерение изотопного состава Cu состояло из 60 циклов, полученных при восьмисекундной интеграции с измерением базовой линии в течение 30 с. Значение δ⁶⁵Cu вычислялось как [(⁶⁵Cu/⁶³Cu)_обр/(⁶⁵Cu/⁶³Cu)_стд – 1)] × × 1000‰; точность определения составляла ±0.14‰ (2σ). Для контроля всей аналитической процедуры и оценки правильности определения δ⁶⁵Cu использованы международные стандартные образцы горных пород USGS AGV-2 и BHVO-2; измеренные  значения δ⁶⁵Cu составили для них 0.14 ± 0.04 (2 SD, n = 5) и 0.12 ± 0.04‰ (2 SD, n = 5), соответственно, что удовлетворительно согласуется с данными, представленными в базе (GeoRem database).

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МПГ

Подавляющее большинство МПГ хромититов Крутого и Александровского логов представлено Pt–Fe-минералами размером 10–2000 мкм (рис. 2 в); для зёрен типичны значительные вариации состава. Доминирующей является ассоциация МПГ, представленная твердым раствором состава Pt₂Fe (где Pt – сумма ат. % ЭПГ; Fe – сумма ат. % Fe, Cu и Ni, рис. 2 г–ж, 3, табл. 1, № 1–2, 4, 6), минералами изоморфного ряда тетраферроплатина (PtFe)–туламинит (PtFe_0.5Cu_0.5) (рис. 2 д–ж, 3, табл. 1, № 3, 5, 7, 8) и туламинитом (PtFe_0.5Cu_0.5) (рис. 2 ж, 3, табл. 1, № 9). В виде включений диагностированы лаурит (рис. 2 г) и Ir-содержащий осмий (рис. 2 д). В твердом растворе состава Pt₂Fe преобладают Pt (80–83 мас. %) и Fe (11–13 мас. %) (табл. 1, рис. 3), с заметными концентрациями Ir (до 4.6 мас. % = 3.5 ат. %), но меньшим содержанием Cu (0.4–1.4 мас. %), Ni (0.3–0.4 мас. %), Rh (0.8–1.1 мас. %) и Os (0.3–0.4 мас. %). По химическому составу данный минерал соответствует железистой платине, характеризующейся неупорядоченной гранецентрированной кубической структурой Fm3m [16]. Содержание меди в ми-нералах   изоморфного ряда тетраферроплатина (PtFe)–туламинит (PtFe_0.5Cu_0.5) варьирует в пределах 6.8–11.3 мас. %, достигая в туламините 12.3 мас. % (табл. 1, № 9).

Рис. 3.

Химические составы Pt–Fe-минералов из россыпей (а) и хромититов (б) Нижнетагильского массива в координатах Pt + (Ir, Os, Rh, Pd)–Cu + Ni–Fe, ат. %. Звездочки – изоферроплатина, тетраферроплатина и туламинит.

Изотопный состав Cu. Для образцов железистой платины значения δ⁶⁵Cu варьируют от –0.37 до 0.31‰ (среднее значение 0.03‰, n = 7, стандартное отклонение 0.23‰, табл. 2, рис. 4). Минералы  изоморфного ряда тетраферроплатина (PtFe)–туламинит (PtFe_0.5Cu_0.5) характеризуются облегченными изотопными составами меди (δ⁶⁵Cu = = –1.15...–0.72‰, среднее значение –1.01‰, n = 8, стандартное отклонение 0.17‰, табл. 2, рис. 4).

Рис. 4.

Изотопный состав меди Pt–Fe-минералов из хромититов Крутого и Александровского логов (символы черного и красного цвета соответственно). Железистая платина (круги), минералы изоморфного ряда тетраферроплатина–туламинит (квадраты). Точность определения δ⁶⁵Cu составляла ±0.14‰ (2σ).

Следуя работам ([17, 18] и ссылки в них), можно отметить следующие особенности вариаций изотопного состава Cu, характерные для различных рудообразующих систем: (1) Сu-содержащие минералы имеют близкие к нулю значения δ⁶⁵Cu; (2) диапазон вариаций δ⁶⁵Cu в большинстве геологических образований превышает 1‰; (3) минералы, испытавшие низкотемпературные окислительно-восстановительные процессы, имеют значительно более переменные значения δ⁶⁵Cu, чем минералы, образовавшиеся при высоких температурах.

Наличие включений лаурита и Ir-содержащего осмия в железистой платине Нижнетагильского массива, а также соотношения фаз равновесия Os-содержащих сплавов, основанные на бинарной системе Os–Ir [19], свидетельствуют об их высокой температуре образования. Широкое распространение реакционных кайм, состоящих из минералов изоморфного ряда тетраферроплатина (PtFe)–туламинит (PtFe_0.5Cu_0.5), которые замещают высокотемпературную железистую платину, свидетельствует об их вторичном происхождении; при этом предполагается [7], что источником меди являлись медь-содержащие сульфиды, а источником Fe и Ni – оливин. Формирование данной низкотемпературной ассоциации МПГ большинство исследователей связывает с серпентинизацией ультрамафитов [7, 8].

Показано [20], что окислительно-восстановительные реакции играют важную роль во фракционировании изотопов Cu при низких температурах. Например, вариации изотопного состава меди в первичных и вторичных Cu-содержащих минералах могут быть обусловлены фракционированием между различными сложными соединениями в растворе [15] или связаны с влиянием изотопно различных флюидов при гидротермальных процессах [20]. В данном контексте облегчение изотопного состава Cu во вторичных Cu-содержащих МПГ по сравнению с таковым в железистой платине (δ⁶⁵Cu = –1.01 ± 0.17‰, n = 7 и δ⁶⁵Cu = 0.03 ± 0.23‰, n = 8 соответственно) свидетельствует о вторичной природе изотопных вариаций, обусловленных эволюцией состава рудообразующего флюида при низкотемпературном формировании минералов ряда тетраферроплатина (PtFe)–туламинит (PtFe_0.5Cu_0.5). Таким образом, характер вариаций изотопного состава Cu может быть использован в качестве дополнительного маркера, позволяющего по-новому охарактеризовать условия формирования платинометальной минерализации.