Platinum-bearing Fe-Mn oceanic crust on basalts: mineralogy and model of formation

Full Text

Образование железо-марганцевых гидроксидов в водной среде – от огромных акваторий Мирового океана до крупных озер на континентах – уникальное природное явление планеты Земли: подводные возвышенности и котловины покрыты железо-марганцевыми и кобальт-марганцевыми корками и конкрециями. Среди таких образований наибольшее практическое значение имеют океанские Fe-Mn корки и конкреции, рудный потенциал которых оценивается в сотни миллиардов тонн (Mizell et al., 2022). Железо-марганцевые океанические корки (ЖМК), содержащие самородные цветные и благородные металлы, обнаружены на базальтах и других породах, слагающих подводные горы дальневосточных морей северо-западной части Тихого океана (Астахова, Введенская, 2003; Рычагов и др., 2005; Торохов, Мельников, 2005; Астахова, 2008; 2009; Астахова и др., 2010; и др.). В составе таких руд, помимо доминирующих Mn и Fe, определен широкий спектр элементов-примесей (мас.%): Ni 0.37–3.5, Со 0.53–2.56, Cu 0.10–0.30, Pb 0.14–1.9, Zn 0.06–0.15, W до 0.13, Mo 0.04–0.06; (г/т): Ce 874–1600, La 228–387, Y 202–890, Pt 0.26–4.5, Ag 1.1–3.0, Rh 0.01–0.03, Os 0.042–0.230, Au 0.01–0.13.

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Образец ЖМК на базальтах был предоставлен в 2000 г. для минералогических исследований Л.И. Аникеевой, С.И. Андреевым, М.П. Тороховым и В.Е. Казаковой (ВНИИОкеангеология). В этом образце был установлен (Рудашевский и др., 2001) широкий комплекс рудных минералов, в том числе: самородные металлы – самородные железо, никель, медь, титан, вольфрам; силициды железа – гупейит Fe₃Si, цзифенгит Fe₅Si₃, хапкеит Fe₂Si; минералы платиновой группы (МПГ) – неназванный Pt-Cu силицид (Cu,Pt)₄Si и рустенбургит (Pt,Pd)₃(Sn,Sb). Самородные металлы в океанических Fe-Mn корках определены во многих местоположениях таких руд в морях Тихого океана (Штеренберг, Васильева, 1979; Давыдов и др., 1998; Рудашевский и др., 2001; Астахова, Введенская, 2003; Рычагов и др., 2005; Торохов, Мельников, 2005; Астахова, 2008; 2009; Астахова и др., 2010; и др.) ². Эти минералы описаны и на активных в настоящее время подводных вулканах Филиппинского моря (Halbach, 1991; Usui et al., 1992).

Сведения, определяющие формы нахождения цветных и благородных металлов в ЖМК, как правило, ограничены микрозондовой диагностикой минералов. Разработанная нами и реализованная на различных геологических и техногенных объектах 3D-технология минералогических исследований (Рудашевский и др., 1991; 2001; Rudashevsky, Rudashevsky, 2001; Rudashevsky et al., 2001; 2002; 2011; 2017; и др.) ³ обеспечивает новый возможный уровень изучения минералогии океанических Fe-Mn руд.

Образец Fe-Mn корки был отобран драгой на склоне одиночной подводной базальтовой горы (гайоте) с глубины 2486 м в пределах поднятия Мидпасифик (Тихий океан). Координаты точки отбора: 19^о38’ с. ш., 175^о48’ з. д. Образец представлен трехслойной коркой (мощностью 17 см, массой 300 г), сформировавшейся на базальтовом субстрате (рис. 1). Верхний слой корки (мощностью 3.5 см) темно-серого цвета, плотный, имеет микроглобулярную структуру и слоистую текстуру. Средний слой (6.0 см) серовато-бурый, рыхлый, пористый, имеет глобулярно-столбчатую текстуру. Нижний слой (7.5 см), контактирующий с базальтом, серого и стально-серого цвета, очень плотный, массивной текстуры с раковистым изломом и антрацитовым блеском на сколе. Химический состав этого образца в целом: Mn 24.2 мас.%, Fe 12.6 мас.%, Ni 0.59 мас.%, Со 0.72 мас.%, Cu 0.13 мас.%; Се 1180 г/т, La 190 г/т, Pt 0.35 г/т, Pd 0.0052 г/т, Au 0.0050 г/т.

Рис. 1. Фрагмент изученной богатой Pt океанической Fe-Mn корки на базальтах.

Fig. 1. Fragment of the studied rich-in-Pt oceanic Fe-Mn crust on basalts.

Образец был раздроблен с помощью лабораторной дисковой вибрационной мельницы «Pulverizette-9» с рабочим стаканом объемом 200 мл. Дробление проводилось малыми порциями: использовалось кратковременное (< 20 с) измельчение с периодическим отделением мелкой фракции (<100 µm) продукта дробления (на ситовом делителе Retsch; предварительная очистка сит проводилась в ультразвуковой камере). Такой режим дезинтеграции пробы обеспечивал «чистоту» и максимальную сохранность минеральных индивидов в продукте дробления.

Из мелкозернистого материала на гидросепараторе (Рудашевский, Рудашевский, 2006, 2007) были получены концентраты гидросепарации (HS) тяжелых минералов Fe-Mn руды. Для сцементированных прессованием с пластиком HS-концентратов были приготовлены искусственные однослойные полированные шлифы. Тяжелые минералы в полированных шлифах исследовались методами оптической микроскопии (Axioplan фирмы Opton), электронной микроскопии и микрозондового анализа (Camscan-4DV, Link AN-10000). Для HS-концентрата тяжелых минералов был выполнен рентгенометрический анализ (дифрактометрическая система «Geiger- flex» D/max-RC фирмы Rigaku, аналитик М.А. Яговкина).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

В состав HS-концентратов образца ЖMК входят фазы, идентичные главным породообразующим минералам (клинопироксен, плагиоклаз, калиевый полевой шпат, биотит) и характерным акцессориям базальтовой подложки (ильменит, титаномагнетит, Ti-хромшпинелид, циркон, апатит), что позволяет определить породы подложки как щелочные базальты (Савельев, Философова, 2005). Зерна-включения породообразующих силикатов имеют размеры 10–50 мкм: биотит развит в виде реакционных обособлений в краевых частях зерен калиевого полевого шпата или в виде мелких включений в ильмените, а плагиоклаз – в виде лейст, формирующих включения в зернах пироксена. Наиболее характерные акцессории – это Ti-оксиды, образующие идиоморфные индивиды и зерна неправильной формы размером до 100 мкм: ильменит (табл. 1, ан. 1), титаномагнетит (табл. 1, ан. 2–4) и Ti-хромшпинелид (табл. 1, ан. 5). Апатит слагает мелкие включения в ильмените (рис. 2, г). Циркон – зерна неправильной формы и кристаллы размером 2–50 мкм или мелкие включения в ильмените. Редкие TR-содержащие минералы представлены лопаритом (~2 мкм включение в титаните) и монацитом (60 мкм), локализованном в вернадитовом агрегате (рис. 2, о, п). Присутствие в Fe-Mn корках зерен минералов из базальтов иллюстрируется наличием их сростков с гётитом и вернадитом (рис. 2, д, з, о).

Таблица 1. Химический состав Ti- и Ti-Cr оксидов, определенных в HS-концентратах изученного образца ЖМК

Table 1. Chemical composition of Ti- and Ti-Cr oxides determined in HS-concentrates of the studied sample of Fe-Mn crust

Примечание. Здесь и в табл. 2–4 и 7 для всех анализов строка с индексом % показывает содержания компонентов, выраженные в мас.%, с индексом ф – коэффициенты в кристаллохимических формулах. Условия анализов: Camscan-4DV, Link AN-10000, 30 кВ, 2 нА, экспозиция 100 с; стандарты – чистые металлы и соединения известных химических составов; ILM – ильменит, TIMT – титаномагнетит, Ti-СRSP – Ti-хромшпинелид.

Рис. 2. Минералы, установленные в ЖМК, аналогичные характерным породообразующим минералам и акцессориям базальтовой подложки. HS-концентраты. Полированные шлифы, фото в отраженных электронах.

CPX – моноклинный пироксен, PL – плагиоклаз, KFSP – калиевый полевой шпат, BT – биотит, ILM – ильменит, TI-MT – титаномагнетит, Ti-CRSP – титанистый хромшпинелид, ZRN – циркон, AP – апатит, TIT – титанит, MNZ – монацит, LOP – лопарит; GTH – гётит, VRN – вернадит.

Fig. 2. Minerals determined in Fe-Mn crust on basalts are similar to the characteristic rock-forming and accessory minerals of the basalt substrate. HS-concentrates. Polished sections, BSE images.

Symbols: CPX – monoclinic pyroxene, PL – plagioclase, KFSP – potassium feldspar, BT – biotite, ILM – ilmenite, TI-MT – titanomagnetite, Ti-CRSP – titanium and chrom-bearing spinel, ZRN – zircon, AP – apatite, TIT – titanite, MNZ – monazite, LOP – loparite, GTH – goethite, VRN – vernadite.

Сульфиды. Вторая группа тяжелых зерен в HS-концентратах объединяет сульфиды Fe, Cu, Ni, Zn, As, Pb, Ag, Mo – пирит, халькопирит, борнит, халькозин, теннантит, «пентландит никелевый», сфалерит, галенит, аргентит/акантит и молибденит (рис. 3, табл. 2). Те же сульфиды определены и в составе базальтовой подложки (Астахова, 2008, 2009, 2013). В HS-концентратах зерна этих минералов имеют неправильную форму и размеры 5–100 мкм. В полированных шлифах они мономинеральные или представляют собой полиминеральные сростки. Индивиды первичных Ni-сульфидов базальтов в составе изученной ЖМК нами не встречены: определены лишь зерна-аналоги, по химическому составу близкие к синтетическому «никелевому пентландиту» Ni₄S₃ – (Диаграммы состояния…, 2001; рис. 3, г; 4, п; табл. 2, ан. 2). Отметим характерную пористую структуру некоторых сульфидных зерен, например, халькозина (рис. 3, в) и Ag-сульфида (рис. 3, к).

Рис. 3. Зерна сульфидов Сu, Fe, Ni, Zn, Pb, Ag и Mo, извлеченные в HS-концентраты ЖМК. Полированные шлифы, фото в отраженных электронах.

PY – пирит, CP – халькопирит, BORN – борнит, CHC – халькозин, Ni-PN – «никелевый пентландит» Ni₄S₃, TNT – теннантит, SPH – сфалерит, GN – галенит, Ag2S – аргентит/акантит, MBD – молибденит, GTH – гётит.

Fig. 3. Grains of Cu, Fe, Ni, Zn, Pb, Ag and Mo sulfides extracted from HS-concentrates of Fe-Mn crust. Polished sections, BSE images.

Symbols: PY – pyrite, CP – chalcopyrite, BORN – bornite, CHC – chalcocite, Ni-PN – “nickel pentlandite” Ni₄S₃, TNT – tennantite, SPH – sphalerite, GN – galena, Ag₂S – argentite/acanthite, MBD – molybdenite, GTH – goethite.

Таблица 2. Химический состав некоторых сульфидов Fe, Cu, Ni и Zn, определенных в HS-концентратах изученного образца ЖМК

Table 2. Chemical composition of various Fe, Cu, Ni, and Zn sulfides determined in HS-concentrates of the studied sample of Fe-Mn crust

Примечание. Химические составы халькопирита, борнита, аргентита/акантита и молибденита стехиометрические. PY – пирит, Ni-PN – «никелевый пентландит», CHC – халькозин, SPH – сфалерит, TNT – теннантит.

Экзотическая для магматических пород группа минералов, выделенных из HS-концентратов, представлена многочисленными зернами самородных металлов, Pt-МПГ и Fe-силицидов (Рудашевский и др., 2001).

Самородное железо. В полированных шлифах HS-концентратов постоянно присутствуют зерна самородного железа размером до 100 мкм (рис. 4, а–з, к). Содержащие самородное железо частицы неправильной формы бывают локализованы в агрегатах Fe-Mn гидроксидов (рис. 4, а). Обычны зерна-сростки самородного железа с гётитом (рис. 4, в, г, к) и вернадитом (рис. 4, ж, з); встречаются мономинеральные образования (рис. 4, б).

Рис. 4. Зерна самородных железа (а–з, к), никеля (к–п), меди (р–х) и свинца (ф, х), извлеченные из HS-концентратов ЖМК. Полированные шлифы, фото в отраженных электронах.

Fe, (Fe, Co, Ni), (Fe, Cr), (Fe, Cr, Ni), (Fe, Ni, Cr), (Fe, Si, Cr), (Fe, Ni) – самородное железо (и сплавы железа); Ni, (Ni, Cr), (Ni, Fe), (Ni, Cu) – самородный никель (и сплавы никеля); Cu, (Cu, Zn), (Cu, Ni), (Cu, Sn, Zn) – самородная медь (и сплавы меди; bnz – бронза самородная; brs – латунь самородная); Pb – свинец самородный, WST – вюстит, MT – магнетит, AP – апатит, VRN – вернадит, GTH – гётит.

Fig. 4. Grains of native iron (а–з, к), nickel (к–п), copper (р–х) and lead (ф, х), extracted from HS-concentrates of Fe-Mb crust. Polished sections, BSE images.

Fe, (Fe, Co, Ni), (Fe, Cr), (Fe, Cr, Ni), (Fe, Ni, Cr), (Fe, Si, Cr), (Fe, Ni) – native iron (and iron alloys); Ni, (Ni, Cr), (Ni, Fe), (Ni, Cu) – native nickel (and nickel alloys); Cu, (Cu, Zn), (Cu, Ni), (Cu, Sn, Zn) – native copper (and copper alloys; bnz – native bronze; brs – native brass); Symbols: Pb – native lead, VST – wüstite, MT – magnetite, AP – apatite, VRN – vernadite, GTH – goethite.

Исключительно информативными для реконструкции процессов минералооб- разования в ЖМК и базальтах подложки являются зональные полиминеральные зерна-микроглобулы (рис. 4, д–з). Это округлые частицы диаметром 20–100 мкм. Ядро этих образований – «микрокапля» самородного железа (20–70 мкм, степень сферичности до 100%). Вокруг Fe-ядра всегда присутствует оторочка (толщиной 2–10 мкм), сложенная тонкозернистым агрегатом вюстита и магнетита. В HS-концентрате обнаружена также вюстит-магнетовая «микрокапля» с классической тонкозернистой структурой распада твердого раствора (рис. 4, и). Многие зональные частицы имеют каймы гётита и более позднего по отношению к гётиту вернадита (рис. 4, ж, з).

Химический состав самородного железа широко варьирует: содержания Fe – в интервале 45.8–99.2 мас.%, содержания Ni, Cr, Co, Al – см. табл. 3, ан. 1–10. В одной из частиц самородное железо практически не содержит Ni, но несет примеси Si и Cr (рис. 4, д; табл. 3, ан. 6).

Таблица 3. Химический состав самородных железа, никеля и меди (зерна, извлеченные из HS-концентратов ЖМК)

Table 3. Chemical composition of native iron, nickel and copper (grains extracted from HS-concentrates of the studied Fe-Mn crust)

Примечание. Ан. 1–10 – самородное железо, ан. 11–15 – самородный никель, ан. 16–21 – самородная медь.

Самородный никель. В полированных шлифах HS-концентратов определены зерна самородного никеля размером от долей микрометра до 70 мкм (рис. 4, к–п). Наблюдались сростки таких зерен с гётитом и вернадитом (рис. 4, к, о). Зерна самородного никеля бывают неправильной (рис. 4, к, л, п) или каплевидной формы (степень сферичности до 98% – рис. 4, м–о). Установлена идеальная микросферула хром-содержащего самородного никеля (Ni,Cr) (рис. 4, н; табл. 3, ан. 13). В некоторых зернах (72.2–78.2 мас.% Ni) определены примеси Fe, Co, Cu и Si (табл. 3, ан. 11–15). Среди изученных зерен можно также выделить зональную микроглобулу, имеющую строение, идентичное зональным зернам самородного железа (рис. 4, д–з): «капля» железистого самородного никеля (Ni,Fe) диаметром 20 мкм (рис. 4, о; табл. 3, ан. 14) в «рубашке» тонкозернистого агрегата вюстит + магнетит и вернадит. Другой «нестандартный» объект (рис. 4, п; табл. 3, ан. 15) – частица-агрегат мелких (1–5 мкм) зерен «никелистого пентландита» Ni₄S₃, которые по границам мелких индивидов окаймляются тонкими включениями медь-содержащего самородного никеля (1–3 мкм и менее).

Самородная медь. В полированных шлифах нередко присутствуют зерна самородной меди размерами 30–100 мкм (рис. 4, р–х; табл. 3, ан. 16–21). Среди них – зерна почти чистой меди (Cu 99.8 мас.%; рис. 4, р) и сплавов меди – природной латуни (Zn 4.2–7.1 мас.%; (рис. 4, с, ф, х), никель-содержащей меди (Ni 17 мас.%; рис. 4, т); природной серебро-содержащей бронзы (Sn 10–26 мас.%, Ag до 5.7 мас.%; рис. 4, у, х). Зерна природных бронзы и латуни установлены в сростках с силицидами железа и МПГ. Отметим, что температурный интервал устойчивости Fe-силицидов составляет 1212–1040 °C (Шевко и др., 2014); температуры плавления сопровождающих силициды сплавов меди лежат в интервале 930–1140 °C. Зерна самородной меди, как правило, неправильной формы (рис. 4, c–х), иногда – сферической (50 мкм, степень сферичности ~80%, рис. 4, р). В сростках природных латуни и бронзы (рис. 4, х) по взаимоотношениям этих минералов бронза кристаллизовалась вслед за латунью. Оба минерала наблюдаются в срастаниях с более поздним (каймы вокруг индивидов) самородным свинцом (рис. 4, ф, х). Подчеркнем пористость некоторых зерен (рис. 4, т). Зерна самородной меди встречены и в виде сростков с апатитом (рис. 4, ф) и с вернадитом (рис. 4, с, у).

Самородный титан. В HS-концентрате обнаружены два зерна неизвестного ранее в природе самородного титана (Ti, Fe, Al) (Рудашевский и др., 2001). Зерна этого минерала неправильной формы, одно из них обособленное, другое в сростке с гётитом (рис. 5, а, б; табл. 4, ан. 1 и 2).

Рис. 5. Зерна самородных титана, вольфрама и «малых» Zr-минералов – бадделеита, неназванных соединений Al₂ZrO₅ и Al₄ZrO₈, извлеченные из HS-концентратов ЖМК. Полированные шлифы, фото в отраженных электронах.

(Тi, Fe, Al) – самородный титан, SCHL – шеелит, WT – вольфрамит, W – самородный вольфрам, Al₂ZrO₅ и Al₄ZrO₈ – неназванные фазы, BDL – бадделеит, (Ni, W, Fe) – cамородный никель, (Fe, Ni, Cr) – самородное железо, AP – апатит, GTH – гётит.

Fig 5. Grains of native titanium, tungsten and “minor” Zr-minerals – baddeleyite, unnamed compounds Al₂ZrO₅ and Al₄ZrO₈ – extracted from HS-concentrates of Fe-Mn crust. Polished sections, BSE images.

Symbols: (Ti, Fe, Al) – native titanium, SCHL – scheelite, WT – wolframite, W – native tungsten, Al₂ZrO₅ and Al₄ZrO₈ – unnamed, BDL – baddeleyite, (Ni, W, Fe) – native nickel, (Fe, Ni, Cr) – native iron, AP – apatite, GTH – goethite.

Таблица 4. Химический состав самородных титана, вольфрама и W-содержащего никеля, извлеченных из HS-концентратов ЖМК

Table 4. Chemical composition of native titanium, tungsten and W-nickel extracted from HS-concentrates of Fe-Mn crust

Примечание. Ан. 1 и 2 – самородный титан, ан. 3 – самородный вольфрам, ан. 4 – самородный никель (Ni, W, Fe).

Самородный вольфрам. Вольфрам не является характерным элементом пород основного состава. Вместе с тем самородный вольфрам обнаружен в продуктах эксгаляций базальтового Большого трещинного Толбачинского вулкана, Камчатка (Главатских, Трубкин, 2000). В базальтах подложки океанических Fe-Mn руд и в самих корках на базальтах определены шеелит и вольфрамит, а также заметные концентрации вольфрама (до 0.12 мас.%) (Рудашевский и др., 2001; Астахова, Колесник и др., 2010; Астахова, Леликов, 2013). Из HS-концентратов ЖМК изученного образца выделены 8 зерен минералов вольфрама: вольфрамит (Fe,Mn)WO₄ (FeO 12.5–15.8 мас.%, MnO 10.6–7.7 мас.%; рис. 5, г, д), гюбнерит (Mn,Fe)WO₄ (MnO 21.1 мас.%, FeO 2.3 мас.%), шеелит CaWO₄ (рис. 5, в) и три частицы самородного вольфрама (рис. 5, д–ж; табл. 4, ан. 3). Рис. 5, д иллюстрирует замещение вольфрамита самородным вольфрамом. Отметим пористость в кайме новообразованного вольфрама. В одной из частиц вольфрама наблюдаются включения самородного никеля (Ni, W, Fe) (рис. 5, ж; табл. 4, ан. 3). На рис. 5, е видны пористые зерна неправильной формы самородного вольфрама, локализованные в агрегате гётита.

B полированных шлифах, кроме циркона (рис. 2, г, м, н), определены еще несколько зерен других циркониевых минералов – бадделеита ZrO₂ и неназванных соединений Al₂ZrO₅ и Al₄ZrO₈ (рис. 5, з–к). Химический состав Al₂ZrO₅ (мас.%): ZrO₂ 34.0, Al₂O₃ 65.8, Fe₂O₃ 0.31, HfO₂ 0.80, сумма 100.91; (Zr_0.88Hf_0.01Fe³⁺_0.01)_0.90Al_2.06O₅. Кристалл Al₂ZrO₅ находится в срастаниях с самородным железом и с апатитом (рис. 5, з).

Минералы платиновой группы. В изученном образце установлены Pt-минералы (Рудашевский и др., 2001). В HS-концентратах определены неназванный Рt-Сu силицид (Cu,Pt)₄Si) и рустенбургит (Pt,Pd)₃(Sn,Sb) (рис. 6; табл. 5, ан. 1–3). (Cu,Pt)₄Si совместно с природной бронзой (табл. 5, ан. 7, 8) локализован в интерстициях зерен силицидов железа (рис. 6, а–г): гупейитa Fe₃Si, цзифенгитa Fe₅Si₃ (открыты в космической пыли; Yu Zuxiang, 1984) и хапкеитa Fe₂Si (открыт в лунном метеорите; Anаnd et al., 2005; табл. 5, ан. 4–6).

Рис. 6. Зерна минералов платиновой группы и силицидов железа в HS-концентратах ЖМК на базальтах. Полированные шлифы, фото в отраженных электронах.

RSB – рустенбургит (Pt,Pd)₃(Sn,Sb), (Cu,Pt)₄Si – неназванная фаза, Fe₅Si₃ – ксифенгит, Fe₂Si – хапкеит, Fe₃Si - гупейит, BNZ – самородная бронза, GTH – гётит.

Fig. 6. Grains of platinum-group minerals and silicides of iron in HS-concentrates of Fe-Mn crusts on basalts. Polished sections, BSE images.

Symbols: RSB – rustenburgite (Pt,Pd)₃(Sn,Sb), (Cu,Pt)₄Si – unnamed, Fe₅Si₃ – xifengite, Fe₂Si – hapkeite, Fe₃Si – gupeiite, BNZ – native bronze, GTH – goethite.

Таблица 5. Химический состав (мас.٪) МПГ и сопровождающих их минералов Fe-Mn корки на базальтах

Table 5. Chemical composition (wt ٪) of PGMs and associating minerals of Fe-Mn crust on basalts

Кристаллохимические формулы минералов: ан. 1, (Cu,Pt)₄Si – (Cu_3.14Pt_0.68Fe_0.18Mn_0.04)_4.04Si_0.96;

ан. 2, (Cu,Pt)₄Si – (Cu_3.35Pt_0.61Fe_0.05Mn_0.05)_4.06Si_0.95;

ан. 3, рустенбургит (RSB) – (Pt_2.13Pd_0.76Ni_0.09Cu_0.09)_3.07(Sn_0.87Sb_0.06)_0.93;

ан. 4, Fe₅Si₃ – (Fe_4.64Cu_0.18Ni_0.05Cr_0.05Mn_0.04)_4.96(Si_2.96Ti_0.07)_3.03;

ан. 5, Fe₂Si – (Fe_1.90Cu_0.06Cr_0.02Mn_0.02)_2.00Si_1.00;

ан. 6, Fe₃Si – (Fe_2.95Mn_0.04Cu_0.02Cr_0.01)_3.02Si_0.98;

ан. 7, бронза (BNZ) – (Cu_0.87Sn_0.05Fe_0.03Si_0.03Pt_0.01Ag_0.01)_1.00;

ан. 8, бронза – (Cu_0.75Sn_0.16Ag_0.04Si_0.03Mn_0.01Fe_0.01)_1.00.

Первый утвержденный КНМ ММА силицид элементов платиновой группы – палладосилицид Pd₂Si – открыт нами в хромитовых рудах гарцбургитового массива Капалагулу (Танзания) и хромититах горизонта UG2 Бушвельдского комплекса (ЮАР) и описан в работе (Cabri et al., 2015). Палладосилицид сопровождается в Капалагулу обычными для ультрамафитов хромитом, пирротином/троилитом, пентландитом, халькопиритом, галенитом, магнетитом, арсенопиритом, цирконом. В образце из UG2 этот минерал ассоциирован с хромитом, пирротином, пентландитом и несколькими МПГ (лауритом RuS₂, тетраферроплатиной PtFe, изоферроплатиной Pt₃Fe, соболевскитом PdBi₂, котульскитом PdTe).

Таким образом, в отличие от минерализаций большинства известных мафит-ультрамафитовых массивов, в изученном образце вулканитов основной Pt-МПГ – это Pt-Cu силицид, а не традиционные Fe-Pt сплавы. Железо в ассоциациях с (Cu,Pt)₄Si связано в Fe-силицидах. Кроме того, МПГ в океанических рудах сопровождаются самородными металлами (рис. 6, а–г), а не сульфидами Fe, Ni и Cu как в платиноносных мафит-ультрамафитовых породах. Природное происхождение диагностированных МПГ и силицидов железа в изученном образце иллюстрируется сростком этих минералов с гётитом в Fe-Mn корке (рис. 6, а). Установленные химические составы силицидa Cu и Pt соответствуют известному для бинарной диаграммы состояния Cu–Si (Хансен, Андерко, 1962; Шанк, 1984) искусственному соединению Cu₄Si. Обнаруженные Pt-МПГ могут быть связаны с плутоническими пироксенит- габбровыми породами, развитыми в придонных обособлениях в океане (Бортников и др., 2006).

Минералы железо-марганцевой корки. Доминирующие минералы – вернадит и гётит (рис. 7, а–д), их упрощенные формулы соответственно H₂MnO₃+H₂O. и (Fе³⁺,Ti,Cr,Ni)О(ОН). В измельченной (<100 мкм) Fe-Mn корке преобладает вернадит (рис. 7, а), в меньших количествах присутствуют гётит (рис. 7, б) и зерна-сростки гётит-вернадит (рис. 7, г, д). Вернадит, судя по взаимоотношениям в полированных шлифах, образует каймы вокруг гётита (рис. 7, г, д). Химический состав гётита широко варьирует. Так, гётит, включающий кристалл титаномагнетита, концентрирует титан (рис. 7, в; табл. 6, ан. 1). Гётит, образующий псевдоморфозы по кристаллу Ti-хромшпинелида, обогащен хромом и титаном (рис. 7, г; табл. 6, ан. 2). Псевдоморфоза по глобуле никелистого железа имеет состав никелистого гётита (рис. 7, д; табл. 6, ан. 3), а включающий эту частицу гидроксид также обогащен никелем (рис. 7, д; табл. 6, ан. 4).

Рис. 7. Характерные минералы и их ассоциации в Fe-Mn корках на базальтах. Полированные шлифы, фото в отраженных электронах.

VRN – вернадит, GTH – гётит, BRT – барит, АР – апатит, Ti-MT – титаномагнетит, WST – вюстит, МТ – магнетит, (Fe, Ni) – Ni-железо самородное.

Fig. 7. Characteristic minerals and their associations in Fe-Mn crusts on basalts. Polished sections, BSE images.

Symbols: VRN – vernadite, GTH – goethite, BRT – barite, AR – apatite, Ti-MT – titanomagnetite, WST – wüstite, MT – magnetite, (Fe, Ni) – Ni-bearing native iron.

Таблица 6. Химический состав различных гётитовых участков Fe-Mn корки

Table 6. Chemical composition of various goethite parts in grains from the Fe-Mn crust

Рис. 7, е–и наглядно иллюстрируют на примере зональных полиминеральных частиц Ni-содержащего железа (см. рис. 4, е–з) различные уровни замещения гётитом минералов железа в этих образованиях: 1) локальное развитие гётита на границе (Fe, Ni) «ядро» и вюстит-магнетитовый агрегат (рис. 7, е); 2) интенсивное замещение гётитом самородного железа (Fe, Ni) и минералов агрегата вюстит + магнетит (рис. 7, ж, з); 3) полную псевдоморфозу гётита по первичной частице (рис. 7, и).

Апатит в Fe-Mn корке представлен новой генерацией (II) – копьевидными кристаллами в сростках с гётитом (рис. 7, к). Установлены зерна апатита II (длиной до 70 мкм) с включениями пластинчатых кристаллов барита (рис. 7, м). Апатит содержит примеси S и Si (табл. 7).

Таблица 7. Химический состав кристаллов апатита II в Fe-Mn корке

Table 7. Chemical composition of apatite II crystals in the Fe-Mn crust

ДИСКУССИЯ

Большинство «чужеродных» зерен в составе Fe-Mn корки аналогичны породообразующим и акцессорным минералам базальтов подложки (рис. 2). Их присутствие в составе корки объясняют наложением гидротермальных процессов или размывом базальтов подложки (Штеренберг, Васильева, 1979; Давыдов и др., 1998; Коноплева и др., 2004; Торохов, Мельников, 2005).

Самородные металлы разбиваются на две контрастные группы: 1) входящие в состав сульфидов базальтов (Fe, Cu, Ni, Co, Zn, Pb, Ag), 2) элементы кислородсодержащих акцессориев базальтов (Fe, Ti, Сr, W, Al, Si). Особый интерес представляют наблюдаемые в HS-концентратах ЖМК «микрокапли» самородного железа, Ni-содержащего самородного железа (рис. 4, д–з), самородного никеля, самородных Cr-содержащего и Fe-содержащего никеля (рис. 4, м–о), а также самородной меди (рис. 4, р). Морфология и химический состав предполагают высокотемпературное восстановление и кристаллизацию «микрокапель» из расплавов этих металлов. Элементы первичных акцессориев в базальтах в тех же высокотемпературных условиях, видимо, восстанавливались и в результате диффузии входили в состав твердых растворов самородных металлов. Зерна минералов базальтов и самородных металлов, видимо, привносились газовыми потоками в Fe-Mn корку по границам зерен и другим «каналам» проницаемости в базальтах в виде наночастиц и микрокапель металлических расплавов. Такая форма переноса зерен из базальтовой подложки в Fe-Mn корки была предложена О.Н. Колесник и Н.В. Астаховой (2018). Т. Обертюр с соавторами (Oberthur et al., 2021, 2023) допускают возможность привноса Fe-Pt минералов и небольших микрокапель сплавов металлов в трубки железистых дунитов Моихук и Онвервахт, Бушвельд (ЮАР) из более ранних магнезиальных дунитов. Микрокапли коагулировали с образованием более крупных зерен.

Совокупность рассмотренных фактов объясняет «богатую рудную минералогию» Fe-Mn корок на базальтах. По данным Н.В. Астаховой и соавторов (2010), комплексы рудных минералов в базальтах и в сопровождающих их Fe-Mn корках практически идентичны (например, в подводных возвышенностях Японского моря).

Возможные схемы преобразований первичных минералов базальтов (сульфидов и оксидов-акцессориев) в самородные металлы следующие:

1. халькопирит СuFeS₂ → борнит Сu₅FeS₄ → халькозин Сu₂S → самородная медь Cu ⁴;
2. теннантит Сu₁₀(Zn,Fe)₂As₄S₁₃ + сфалерит ZnS → самородная латунь (Cu, Zn);
3. халькопирит СuFeS₂ + касситерит SnO₂ (?) ⁵ → самородная бронза (Cu, Sn);
4. пентландит (?) (в HS-концентратах не обнаружен) → «никелевый пентландит» Ni₄S₃ → самородный никель Ni;
5. пирит FeS₂/пирротин (?) (в HS-концентратах не обнаружен) → самородное железо Fe;
6. пирит FeS₂/пирротин + пентландит (?) → самородное железо (Fe, Ni, Co);
7. хромшпинелид Fe²⁺(Fe³⁺,Cr,Ti,Al)₂O₄ → самородное железо (Fe, Cr, Al);
8. галенит PbS → самородный свинец Pb;
9. титаномагнетит Fe²⁺(Fe³⁺,Ti,Al)₂O₄ → самородный титан (Ti, Fe, Al);
10. вольфрамит FeWO₄ → самородный вольфрам W;
11. аргентит/акантит Ag₂S → примесь Ag в самородной бронзе.

Рассмотренные схемы предполагают вынос значительной части железа и серы из первичных минералов. Примером служат пористые зерна халькозина (рис. 3, в; табл. 2, ан. 3) и самородной меди (Сu, Ni) (рис. 4, т; табл. 3, ан. 4). Пористость наблюдается и у некоторых других зерен исходных сульфидов, например, Ag-сульфида (рис. 4, п) и самородных металлов (самородный вольфрам; рис. 5, д, е) в базальтах.

Возможный механизм образования «никелевого пентландита» состоит в плавном нагревании пентландита и его быстром охлаждении при ~800 °С, что приводит к образованию «безжелезистого никелевого пентландита» примерного состава Ni₄S₃ (Диаграммы состояния…, 2001). Нами в изученном образце определен именно «безжелезистый никелевый пентландит» (табл. 2, ан. 2); известно, что для пентландита (Ni,Fe)₉S₈ (Ni + Fe)/S = 9/8 = 1.125, а для «пентландита никелевого» Ni₄S₃ Ni/S = 4/3 = 1.333 (Ni₄S₃ по отношению к обычному пентландиту обеднен и серой).

Для выбора адекватной модели формирования рассмотренных рудных ассоциаций необходим анализ системы Fe-Mn корка + базальт в отношении фугитивности кислорода (Frost, 1991) и температуры (Банных и др., 1986; Диаграммы состояния…, 1996–2001). Для базальтов температура кристаллизации, определенная по результатам гомогенизации расплавных включений во вкрапленниках клинопироксена и по составу этого минерала, лежит в интервале 1100–1295 °С (Сафонова и др., 2008). Фугитивность кислорода соответствует обычному для базальтов фаялит-магнетит-кварц буферу (FMQ).

Для минералов Fe-Mn корки температурные условия следующие:

1. самородное железо – вюстит, ~1500 °C (солидусы «микрокапель» сплавов Fe, Ni и Cr);
2. самородное железо – силициды железа, 1212–1040 °C (Шевко и др., 2014);
3. вюстит – магнетит, > 570 °C (устойчивость твердого раствора вюстит – магнетит).

Образование самородных металлов и некоторых других рудных минералов в Fe-Mn корках и в базальтах подложки может быть связано с воздействием на породы высокотемпературного газогидротермального или «сухого» восстановительного (Рычагов и др., 2005) рудоносного флюида, отделившегося от базальтового расплава. О.Н. Колесник и Н.В. Астахова (2018) разделяют рудные минералы на три группы: 1) высокотемпературную (самородные металлы, «интерметаллиды», фосфиды; 300–400 °C); 2) среднетемпературную (оксиды, сульфиды, сульфаты; 200–300 °C); 3) «низкотемпературные наложенные» минералы (железистые алюмосиликаты, оксиды железа и марганца в порах базальтов; < 100 °C). С.Н. Рычагов и соавторы (2005) считают, что температура рудоносного флюида была не ниже 500–600 °С.

Существует гипотеза о космогенном источнике присутствующих в океанических Fe-Mn корках тенитовых (Ni, Fe) микроглобул («микрометеоритов») с мельчайшими (< 1 мкм, «космическая пыль») включениями Rh-содержащей платины (Савельев и др., 2020). Эти микроглобулы окружены каймами Fe-Mn гидроксидов. Однако космогенная модель не может объяснить присутствие в составе корок других самородных металлов (самородных никеля, меди, титана, вольфрама).

Важно подчеркнуть, что температура образования самородных металлов ~1500 °C, (солидусы сплавов Fe, Ni и Cr) существенно выше температуры кристаллизации базальтовой магмы. Поэтому они не могли возникнуть из постмагматического базальтового флюида. А.Е. Лукин (2009) рассматривает возможность их появления в результате деятельности глубинных резко восстановительных горячих газовых потоков, связанных с суперплюмами (Рябчиков, Когарко, 2006; Карпов и др., 2012; и др.).

В условиях магнетит-гематитового (MH) буфера флюид может существовать только в форме вода + углекислота (Граменицкий и др., 2000). Как следствие, в Fe- Mn корке создаются окислительные условия минералообразования, и кристаллизация Cr-Ti-Fe оксидов и самородных металлов невозможна. Многие зерна «чужеродных» минералов в HS-концентратах присутствуют в срастаниях с гётитом (рис. 2, д; 2, з; 2, o; 3, к; 4, в–г; 4, к; 5, б; 5, е; 6, а; 7, б; 7, в; 7, е; 7, ж–к), с вернадитом (рис. 4, о; 4, с; 4, у; 7, а), с гётитом и вернадитом (рис. 4, ж; 7, г; 7, д). Установлены различные степени замещения (все «чужеродные» минералы – оксиды и самородные металлы – присутствуют в Fe-Mn корке только в качестве реликтов), вплоть до полных псевдоморфоз гётита по этим минералам (рис. 7, в–и). Подчеркнем в этой связи, что присутствие широкого комплекса рудных минералов в Fe-Mn корке не является доказательством их кристаллизации непосредственно в этой корке.

Гидрогенное формирование океанических Fe-Mn корок и конкреций происходит в результате осаждения растворенных ионов Mn²⁺ (Bа²⁺, Sr²⁺)⁶ и коллоидных частиц гидроксида железа Fe(ОН)₃ на поверхности подводных возвышенностей (Безруков и др., 1976; Glasby et al., 1976; Halbach et al., 1981; Андреев, Андреева, 1984; Новиков, 2019). Минералы марганца извлекают очень незначительные количества катионов тяжелых металлов из пограничного слоя придонной воды (Новиков, 2019). При этом глубина океана (1000–6000 м), давление (100–600 атм), температура придонного слоя воды (1.5–4 °С) не оказывают заметного влияния на образование и рост Fe-Mn отложений (Новиков, 2019). Можно предположить, что тяжелые металлы и ряд других элементов (Si, Al, Са, P, S) заимствовались из магматических пород подложки, в том числе в форме «чужеродных» частиц, извлеченных флюидным потоком из базальтов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Традиционным источником самородных металлов и других рудных минералов в Fe-Mn рудах и базальтах подложки считается высокотемпературный постмагматический газогидротермальный или «сухой» восстановительный (Рычагов и др., 2005) рудоносный флюид, отделившийся от базальтового расплава (Арсамаков и др., 1988; Астахова, 2007а, 2007, 2008, 2009, 2013; Астахова, Введенская, 2003; Астахова, Колесник, 2011; Астахова, Леликов, 2013; Астахова и др., 2003, 2013; 2014; Колесник, Астахова, 2018; и др.). С нашей точки зрения, формирование Fe-Mn корок на базальтах обусловлено концентрированием металлов за счет двух контрастных источников: 1) осаждения из морской воды океана растворенных ионов Mn² (Ba²⁺, Sr²⁺) и коллоидных частиц гидроксидов железа Fe(ОН)₃ на поверхности подводных базальтовых возвышенностей; 2) кристаллизации железа и широкого спектра металлов (черных, цветных и благородных) в форме самородных фаз из глубинных мантийных флюидных потоков.

Авторы искренне признательны коллегам Л.И. Аникеевой, С.И. Андрееву, М.П. Торохову и В.Е. Казаковой, предоставившим нам в 2001 г. для исследований образец Fe-Mn корки на базальтах, а также М.А. Яговкиной за проведение рентгенометрического анализа изученного образца.

² В большинстве этих работ неупорядоченные полиэлементные соединения класса самородных минералов ошибочно определены как интерметаллиды. Принципиальные различия неупорядоченных минералов классов самородных металлов и интерметаллидов близких химических составов – кристаллохимические. Так, на примере Pt-минералов, имеем: (1) самородная платина – неупорядоченные соединения составов (Pt, Fe, Cu, Ni, Pd, Rh и др.) кубической сингонии; (2) Pt-интерметаллиды – изоферроплатина Pt₃Fe (сингония кубическая, структура типа Cu₃Au), тетраферроплатина PtFe, туламинит Pt₂FeCu и ферроникельплатина Pt₂FeNi (сингония тетрагональная). При этом возможны широкие изоморфные замещения металлов в различных кристаллохимических позициях с сохранением соотношений этих групп элементов в кристаллохимической формуле минерала.

³ 3D-технология минералогических исследований использует метод электроимпульсной дезинтеграции (Юткин, 1986; Рудашевский и др., 1991) для измельчения образца и гидросепаратор HS-11 (Рудашевский, Рудашевский, 2007) для получения HS-концентратов.

⁴ В литературе рассматриваются различные условия подобных преобразований. Например, ряд халькопирит→борнит→халькозин реализуется при комнатной температуре в условиях повышения Eh среды (Гаррелс, 1962; Гаррелс, Крайст, 1968). Процессы замещения сульфидов железа сульфидами меди протекают в зонах окисления и вторичного сульфидного обогащения меднорудных и полиметаллических месторождений. Также образование самородной меди связано с высокотемпературной восстановительной обстановкой.

⁵ B HS-концентратах не обнаружен, но определен в Fe-Mn корках и в базальтах (Астахова и др., 2010).

⁶ В работе О.Н. Колесник и Н.В. Астаховой (2018) на представительной (8 образцов) выборке образцов Fe-Mn корок на базальтах подводных возвышенностей Японского моря показано концентрирование Ba и Sr именно в богатых марганцем корах.

About the authors

N. S. Rudashevsky

Author for correspondence.
Email: vlad.rudashevsky@gmail.com
Russian Federation, Saint Petersburg

V. N. Rudashevsky

Email: vlad.rudashevsky@gmail.com
Russian Federation, Saint Petersburg

О. V. Alikin

Email: vlad.rudashevsky@gmail.com
Russian Federation, Saint Petersburg

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. Fig. 1. Fragment of the studied rich-in-Pt oceanic Fe-Mn crust on basalts.

Download (83KB)

Indexing metadata

3. Fig. 2. Minerals determined in Fe-Mn crust on basalts are similar to the characteristic rock-forming and accessory minerals of the basalt substrate. HS-concentrates. Polished sections, BSE images. Symbols: CPX – monoclinic pyroxene, PL – plagioclase, KFSP – potassium feldspar, BT – biotite, ILM – ilmenite, TI-MT – titanomagnetite, Ti-CRSP – titanium and chrom-bearing spinel, ZRN – zircon, AP – apatite, TIT – titanite, MNZ – monazite, LOP – loparite, GTH – goethite, VRN – vernadite.

Download (272KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Grains of Cu, Fe, Ni, Zn, Pb, Ag and Mo sulfides extracted from HS-concentrates of Fe-Mn crust. Polished sections, BSE images. Symbols: PY – pyrite, CP – chalcopyrite, BORN – bornite, CHC – chalcocite, Ni-PN – “nickel pentlandite” Ni4S3, TNT – tennantite, SPH – sphalerite, GN – galena, Ag2S – argentite/acanthite, MBD – molybdenite, GTH – goethite.

Download (271KB)

Indexing metadata

5. Fig. 4. Grains of native iron (а–з, к), nickel (к–п), copper (р–х) and lead (ф, х), extracted from HS-concentrates of Fe-Mb crust. Polished sections, BSE images. Fe, (Fe, Co, Ni), (Fe, Cr), (Fe, Cr, Ni), (Fe, Ni, Cr), (Fe, Si, Cr), (Fe, Ni) – native iron (and iron alloys); Ni, (Ni, Cr), (Ni, Fe), (Ni, Cu) – native nickel (and nickel alloys); Cu, (Cu, Zn), (Cu, Ni), (Cu, Sn, Zn) – native copper (and copper alloys; bnz – native bronze; brs – native brass); Symbols: Pb – native lead, VST – wüstite, MT – magnetite, AP – apatite, VRN – vernadite, GTH – goethite.

Download (355KB)

Indexing metadata

6. Fig 5. Grains of native titanium, tungsten and “minor” Zr-minerals – baddeleyite, unnamed compounds Al2ZrO5 and Al4ZrO8 – extracted from HS-concentrates of Fe-Mn crust. Polished sections, BSE images. Symbols: (Ti, Fe, Al) – native titanium, SCHL – scheelite, WT – wolframite, W – native tungsten, Al2ZrO5 and Al4ZrO8 – unnamed, BDL – baddeleyite, (Ni, W, Fe) – native nickel, (Fe, Ni, Cr) – native iron, AP – apatite, GTH – goethite.

Download (208KB)

Indexing metadata

7. Fig. 6. Grains of platinum-group minerals and silicides of iron in HS-concentrates of Fe-Mn crusts on basalts. Polished sections, BSE images. Symbols: RSB – rustenburgite (Pt,Pd)3(Sn,Sb), (Cu,Pt)4Si – unnamed, Fe5Si3 – xifengite, Fe2Si – hapkeite, Fe3Si – gupeiite, BNZ – native bronze, GTH – goethite.

Download (147KB)

Indexing metadata

8. Fig. 7. Characteristic minerals and their associations in Fe-Mn crusts on basalts. Polished sections, BSE images. Symbols: VRN – vernadite, GTH – goethite, BRT – barite, AR – apatite, Ti-MT – titanomagnetite, WST – wüstite, MT – magnetite, (Fe, Ni) – Ni-bearing native iron.

Download (358KB)

Indexing metadata

[1] 25 ноября 2023 г. после продолжительной болезни ушел из жизни наш коллега, доктор геол.- мин. наук Николай Семенович Рудашевский, в прошлом член редколлегии Записок РМО, член Комиссий РМО: по локальным методам исследований и по новым минералам и названиям минералов. Николай Семенович родился 24 июня 1944 г. в селе Костенеево Елабужского р-на Татарской АССР, в находящейся в эвакуации семье профессора биологического факультета ЛГУ Семена Евгеньевича Рудашевского. Окончив школу с золотой медалью, поступил в Ленинградский университет, участвовал в экспедициях на Камчатку, Кольский полуостров, в Республику Тыва, Карелию и с отличием окончил кафедру минералогии в 1965 г. В 1972 г. защитил кандидатскую диссертацию в Ленинградском горном институте, а в 1989 г. – докторскую диссертацию «Платиноиды в породах ультрамафитовых формаций (минералогия и генезис)» во ВСЕГЕИ. В разные годы работал в Институте «Гипроникель» (1965–1978), Севзапгеологии (1978–1984), ВСЕГЕИ (1984–1990), ОАО «Механобр-Аналит» (1990–2000), Радиевом институте им. В.Г. Хлопина (2001–2016). Опубликовал более 300 работ в российских и зарубежных журналах, был первым автором и соавтором открытия 34 новых минералов, 21 из которых – минералы платиновой группы, соавтор 3-х патентов РФ на изобретения и 2-х монографий.

В последние два десятилетия Николай Семенович разработал, запатентовал и внедрил «3D-технологию минералого-геохимических исследований пород руд и техногенных продуктов», объединяющую метод электроимпульсной дезинтеграции (ЭИД) и новый способ гидросепарации с запатентованным оборудованием (Гидросепараторы HS-02 и HS-11) для гравитационного разделения измельченных материалов. В 2001 г. он вместе с сыном Владимиром основал сервисно-консалтинговую компанию «РС+» с лабораторией исследования состава минералов (с приборными комплексами оптического и локального электронно-микрозондового анализа, специальной пробоподготовки и гидросепарации). Компанией были опубликованы материалы по Ag-Au-Pd-Pt рудам Бушвельдского комплекса, ЮАР; Ag-Au-Pt-Pd минерализации карбонатитов Ковдорского массива, Кольский п-ов и месторождения Люлекоп, Палаборский массив, ЮАР; Au-рудам Березовского месторождения, Урал; Au-Ag-рудам месторождения Веладеро, Аргентина и др. Сегодня более 150 лабораторий в 20 странах используют гидросепараторы Рудашевского. Один из столпов в методологии исследования руд благородных металлов Луис Кабри (Канада) в своей статье сравнил влияние изобретения Н.С. Рудашевского на прогресс в открытии новых минералов благородных металлов с появлением электронно-зондового метода в 1959 г. Совместно с коллегами из различных университетов и научных организаций – Луисом Кабри (Канада), Томасом Обертюром (Германия), Йенсом Андерсеном, Энди МакДональдом (Англия), Оскаром Талхаммером (Австрия), Полом Вайблоном, Берни Сайни-Эйдукатом (США), Федерикой Заккарини и Джорджио Гарутти (Италия) и многими другими эта технология была апробирована на различных геологических объектах. Результаты исследования Н.С. Рудашевского легли в основу предложенных им теории флюидной дифференциации руд элементов платиновой группы и эволюции ультрамафитов в верхней мантии, флюидно-магматической модели формирования расслоенных интрузий, вулканогенно-флюидно-океанической модели формирования железо-марганцевых конкреций на базальтах в крупных бассейнах Земли. В результате использованной им 3D-технологии была разработана новая схема переработки хвостов и бедных забалансовых руд Березовского месторождения, внедренная на руднике, предложена схема переработки золотосодержащих хвостов Карабашского ГОКа.

Имя Николая Семеновича Рудашевского, талантливого и преданного своему делу ученого-исследователя будет жить в его научных трудах и минерале рудашевските (Fe,Zn)S, названном именем ученого. Примечание редколлегии.