Геохимия, 2024, № 4

Российская академия наук
ГЕОХИМИЯ
Том 69       № 4     2024      Апрель
Основан в январе 1956 г. академиком А.П. Виноградовым
Выходит 12 раз в год
ISSN 0016-7525
Журнал издается под руководством Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор 
Ю.А. Костицын
академик РАН, Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Заместитель главного редактора
Ответственный секретарь
О.А. Луканин  
д.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А.И. Буйкин  
к.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Редакционный совет:
Аллегре Клод Ж. – профессор, Институт физики Земли 
Парижского университета, Франция, Париж
А. Т. Базилевский – доктор геол.-мин. наук, профессор, 
ГЕОХИ РАН, Москва
Н. С. Бортников – академик РАН, ИГЕМ РАН, Москва
А. Д. Гвишиани – академик РАН, ИФЗ РАН, Москва
Л. Н. Когарко – академик РАН, ГЕОХИ РАН, Москва
М. И. Кузьмин – академик РАН, Институт геохимии  
им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск
А. В. Соболев – академик РАН, Университет Гренобль-Альпы, 
Гренобль, Франция
М. А. Федонкин – академик РАН, ГИН РАН, Москва
Хед Джеймс В. – профессор, Университет им. Брауна,  
США, г. Провиденс
И. В. Чернышев – академик РАН, ИГЕМ РАН, Москва
Редакционная коллегия:
Д. Д. Бадюков – кандидат геол.-мин. наук, ГЕОХИ РАН, 
Москва 
А. В. Бобров – д.г.-м.н., Московский государственный 
университет им. М.В. Ломоносова, Москва 
А. Л. Верещака – член-корр. РАН, Институт океанологии 
РАН, Москва
А. В. Гирнис – д.г.-м.н., Институт геологии рудных 
месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, 
Москва
Е. О. Дубинина – член-корр. РАН, Институт геологии рудных 
месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, 
Москва
В. В. Ермаков – д.б.н., Институт геохимии и аналитической 
химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Ф. В. Каминский – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
П. Картиньи – проф., Парижский университет (VI), Париж, 
Франция 
В. П. Колотов – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А. Б. Кузнецов – член-корр. РАН, Институт геологии и 
геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург
О. Л. Кусков – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
М. А. Левитан – д.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической 
химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
М. В. Мироненко – к.г.-м.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
Т. И. Моисеенко – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А. Р
. Оганов – д.ф.-м.н., профессор, Сколтех, Москва
В. Б. Поляков – доктор хим. наук, ГЕОХИ РАН, Москва 
В. С. Севастьянов – д.техн.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Е. С. Сидкина – кандидат геол.-мин. наук, ГИН РАН, Москва 
С. А. Силантьев – д.г.-м.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Н. В. Сорохтина – кандидат геол.-мин. наук, ГЕОХИ РАН, 
Москва 
М. Ю. Спасённых – кандидат геол.-мин. наук, профессор, 
Сколтех, Москва 
Хернлунд Джон – профессор, Токийский Технологический 
Институт
Зав. редакцией И.В. Корочанцева
Адрес редакции: 119991 Москва, ГСП-1, ул. Косыгина, 19, ГЕОХИ РАН, 
тел.: (499)137-87-22; факс: (495) 938-20-54, e-mail: geokhimiya@geokhi.ru
Москва 
ФГБУ «Издательство «Наука»
© Российская академия наук, 2024
© Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН, 2024

СОДЕРЖАНИЕ
Том 69, номер 4, 2024
Геохимия элементов группы платины в океане
Е. Д. Бережная, А. В. Дубинин
323
Деформационная микроструктура, металлическое железо и включения полых отрицательных 
кристаллов в оливине из палласита сеймчан: свидетельство твердофазного восстановления Fе2+
Н. Р. Хисина, Д. Д. Бадюков, К. А. Лоренц, Ю. Н. Пальянов,  
И. Н. Куприянов, Б. Б. Шкурский
341
Образование рихтерита в системе энстатит-диопсид в присутствии флюида  
K2CO3–Na2CO3–CO2–H2O в приложении к процессам мантийного метасоматоза
Е. В. Лиманов, В. Г. Бутвина, О. Г. Сафонов, А. В. Спивак, 
К. В. Ван, С. С. Воробей
354
Особенности кристаллизации андезитового расплава при умеренных давлениях водорода 
(экспериментальное исследование)
Э. С. Персиков, П. Г. Бухтияров, О. Ю. Шапошникова, 
Л. Я. Аранович, А. Н. Некрасов  
363
Особенности растворения лопарита в алюмосиликатных расплавах (экспериментальные 
исследования)  
Н. И. Сук, А. Р. Котельников, А. А. Вирюс
370
Исследование растворимости ромеита в области флюидной несмесимости системы NaF–H2O 
при 800°С, 200 МПа
А. Ф. Редькин, Н. П. Котова, Ю. Б. Шаповалов, А. Н. Некрасов
384
Влияние рН, СО2 и органических лигандов на кинетику растворения талька и лизардита
О. Н. Карасева, Л. З. Лакштанов, Д. А. Ханин, А. С. Проскурякова
393
Влияние атмосферной циркуляции на сезонную динамику химического состава снежного покрова 
в Печоро-Илычском заповеднике
М. И. Василевич, Н. С. Смирнов
404

ГЕОХИМИЯ, 2024, том 69, № 4, с. 323–340
УДК 550.42
ГЕОХИМИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГРУППЫ ПЛАТИНЫ В ОКЕАНЕ
© 2024 г.         Е. Д. Бережнаяа,  *, А. В. Дубинина
аИнститут океанологии им. П.П. Ширшова РАН,  
Нахимовский проспект, 36, Москва, 117997 Россия
*e-mail: berezhnaya.ed@ocean.ru
Поступила в редакцию 27.07.2023 г.
После доработки 21.11.2023 г.
Принята к публикации 28.11.2023 г.
В обзоре рассмотрено современное состояние исследований по геохимии элементов платиновой группы (ЭПГ) в океане. Поведение ЭПГ в водной среде определяется их степенью окисления, возможностью ее менять и комплексообразованием. Различие химических свойств ЭПГ приводит к тому, что 
в океане они не сохраняют групповое поведение и значительно фракционируют. Это является их характерной чертой, наряду с ультранизкими содержаниями. В работе описаны источники поступления 
ЭПГ в океан, их поведение в зоне смешения река–море, распределение в морской воде. Рассмотрены 
процессы накопления ЭПГ в осадках, сульфидных и железомарганцевых отложениях океана. Обсуждаются возможные механизмы аккумуляции ЭПГ на железомарганцевых оксигидроксидах.
Ключевые слова: элементы группы платины, морская вода, донные отложения, железомарганцевые 
корки, железомарганцевые конкреции, гидротермальные сульфиды
DOI: 10.31857/S0016752524040019, EDN: KLSGRJ
ВВЕДЕНИЕ
в океане. Существуют обзорные работы, в которых 
рассмотрен геохимический цикл платины на Земле 
(Reith et al., 2016), поведение платиноидов в окружающей среде (Zereini et al., 2015), поведение платиноидов и их изотопов в океане (Sharma et al., 2019). 
В настоящей работе мы бы хотели расширить эти 
представления новейшими литературными данными, а также сосредоточить внимание на основных 
процессах поступления платиноидов в океан и их 
перехода в осадочные отложения.
МЕТОДЫ АНАЛИЗА ЭПГ
Изучение геохимии элементов группы платины 
в  океане всегда было связано с  аналитическими 
сложностями. Достижения в области анализа редких и рассеянных элементов за последнее десятилетие были обусловлены улучшениями при отборе 
проб и концентрировании, а также развитием аналитических методов и подходов (Conway et al., 2021).
Несмотря на успехи в  области аналитических 
методов, актуальными остаются проблемы их недостаточной чувствительности при определении 
низких содержаний в  образцах сложного состава, длительность и трудоемкость анализа. Прямое 
определение ЭПГ в  природных объектах затруднено ввиду низких содержаний и мешающего влияния элементов матрицы. По этой причине при 
определении платиноидов в морской воде и донных 
Группа платины включает в себя 6 химических 
элементов: рутений (Ru), родий (Rh), палладий 
(Pd), иридий (Ir), платина (Pt) и осмий (Os). Элементы платиновой группы (ЭПГ) являются наименее распространенными стабильными элементами 
на поверхности Земли. Все они относятся к стратегическим металлам, активно используются в автомобильной, электронной и ювелирной отраслях 
промышленности и  в  сфере наукоемких технологий. Широкое применение родия, платины и палладия в каталитических конверторах и промышленности привело к  возрастанию их антропогенного 
поступления в окружающую среду —  
86–98% от общего потока (Sen, Peucker-Ehrenbrink, 2012). В связи 
с этим важно понимать процессы трансформации 
ЭПГ в зоне река–море, и знать потоки платиноидов в океан и в донные отложения, чтобы оценить 
возможное влияние антропогенного поступления. 
Вторая причина актуальности изучения геохимии 
платиноидов в  океане –  
формирование заметного 
ресурсного потенциала океанских полезных ископаемых. Известно, что железомарганцевые отложения и  металлоносные осадки накапливают 
значительные количества редких элементов, в том 
числе и платины, которая может извлекаться попутно (Hein et al., 2013). Исходя из этих фактов, целью 
работы является обобщение современных представлений о  геохимическом цикле платиноидов 
323

БЕРЕЖНАЯ, ДУБИНИН
324
температуры плавления металлов –  
группа Ir (Os, 
Ir, Ru –  
наиболее тугоплавкие) и  группа платины 
(Rh, Pd, Pt).
Средние содержания платиноидов в  верхней 
земной коре, полученные разными исследователями, разнятся в зависимости от используемого подхода (табл. 1).
Авторы работы (Gao et al., 1998) определяли концентрации платиноидов в различных типах пород 
и  усредняли их в  зависимости от распространенности. В работе (Schmidt et al., 1997) для определения среднего состава ЭПГ использован импактный 
расплав Балтийского щита. В  работах (Park et al., 
2012; Peucker‐Ehrenbrink, Jahn, 2001) исследовались мелкозернистые осадки и осадочные породы 
(лессы, сланцы). Авторы работы (Park et al., 2012) 
склонны были полагать, что содержания Ru в работе (Peucker-Ehrenbrink, Jahn, 2001) завышены вследствие аналитической ошибки. С целью уточнения 
данных по распространенности были исследованы 
содержания платиноидов в диамектитах (Chen et al., 
2016), которые в данной работе будут приняты в качестве средних концентраций ЭПГ в земной коре.
отложениях используют комбинированные методы 
с  предварительным концентрированием. В  качестве методов концентрирования зачастую используется сорбция на ионообменных полимерах. Среди инструментальных методов при изучении ЭПГ 
в воде и в донных отложениях океана используется масс-спектрометрия с  индуктивно связанной 
плазмой, атомно-абсорбционная и  атомно-эмиссионная (оптико-эмиссионная) спектрометрия. 
Способы концентрирования и  аналитического 
определения, их достоинства и  недостатки обсуждаются в  многочисленных обзорах (например, 
Моходоева и др., 2007; Гребнева-Балюк, Кубракова, 2020; Komendova, 2020). В  геохимических исследованиях довольно часто применяется вариант 
масс-спектрометрии с  изотопным разбавлением. 
Перед разложением и отделением от элементов матрицы в  пробу вводятся определяемые элементы, 
обогащенные стабильными изотопами, например 
99Ru, 106Pd, 191Ir, 194Pt (Палесский и др., 2009). При использовании изотопного разбавления интерференции способны вносить значительные ошибки в результаты, поэтому зачастую этот метод реализуется 
на масс-спектрометрах высокого разрешения.
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ЭЛЕМЕНТОВ 
ГРУППЫ ПЛАТИНЫ
В  табл.  1 приведены содержания ЭПГ в  базальтах срединно-океанических хребтов (MORB, 
mid-oceanic ridge basalts) (Crocket, 2002) и  в  хондрите CI (McDonough, Sun, 1995). MORB отражают состав платиноидов в  океанической коре. 
Содержания ЭПГ нормализуют на хондрит, как 
на протопланетное вещество, близкое по составу 
к первичной Земле. Как правило, на графиках платиноиды располагаются в порядке уменьшения температуры конденсации в магматических расплавах –
Os > Ir > Ru > Rh > Pt > Pd.
В окружающую среду ЭПГ поступают в основном в виде тонкодисперсных частиц, реже –  
в растворенной форме (Кубракова и  др., 2017). Изменение окислительно-восстановительных условий 
Элементы группы платины относятся к сидерофильным элементам. Земная кора обеднена платиноидами в сравнении с ядром и мантией Земли, 
и содержит менее 0.001% общего количества ЭПГ 
(Peucker‐Ehrenbrink, Jahn, 2001). Это связано с тем, 
что в  ходе аккреции Земли из хондритного материала произошел переход платиноидов преимущественно в металлическую и сульфидную фазы нижней мантии и ядра. В зависимости от массы атомов 
платиноиды делятся на легкие (Ru, Rh, Pd) и  тяжелые (Ir, Pt, Os) элементы. В геологических процессах ЭПГ делятся на 2 группы в зависимости от 
Таблица 1. Содержания ЭПГ (нг/г) в верхней земной коре (1–6), базальтах срединно-океанических хребтов (7) и хондрите 
CI (8)
№
Os
Ir
Ru
Rh
Pt
Pd
Источник
1
–
0.05
0.1
0.06
0.4
0.4
Wedepohl, 1995
2
0.03 ± 0.02
0.03 ± 0.02
1.06 ± 0.4
0.38 ± 0.21
1.5 ± 0.5
2 ± 0.5
Schmidt et al., 1997
3
–
–
–
–
1.5
1.46
Gao et al., 1998
4
0.03
0.02
0.21
–
0.51
0.52
Peucker-Ehrenbrink, 
Jahn, 2001
5
–
0.02
0.03
0.018
0.6
0.53
Park et al., 2012
6
0.059 ± 0.016
0.036 ± 0.08
0.079 ± 0.026
–
0.80 ± 0.22
0.80 ± 0.26
Chen et al., 2016
7
0.02
0.03
0.07
0.008
0.41
0.46
Crocket, 2002
8
490
455
710
130
1010
550
McDonough,
Sun, 1995
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 4       2024

ГЕОХИМИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГРУППЫ ПЛАТИНЫ В ОКЕАНЕ
325
в морской воде являются платина и палладий, наименее –  
иридий. Для удобства публикуемые концентрации элементов были переведены в пмоль/кг.
среды приводит к  взаимным превращениям этих 
форм. Элементы платиновой группы являются типичными комплексообразователями, этому способствует высокий заряд ионов, небольшие ионные 
радиусы, наличие незаполненных d-орбиталей. Как 
и все элементы переходных периодов, платиновые 
металлы могут находиться в  различных степенях 
окисления. Осмий и  рутений способны к  проявлению степеней окисления VII и VIII. Стабилизация этих степеней окисления возможна лигандами, которые образуют с металлами ионные связи, 
а именно с кислородом и оксигалогенидами. Степень окисления VI более характерна для кислородных соединений осмия и рутения. Средние степени 
окисления –  
IV и III у рутения, осмия и иридия, IV 
у платины и II у платины и палладия –  
наблюдаются в  соединениях с  лигандами, обладающими донорными свойствами (аминами, аммиаком, галогенами). Для родия характерна степень окисления III. 
Низшие степени окисления у платиновых металлов 
(II  и I) встречаются реже, в  основном в  соединениях с  лигандами, обладающими акцепторными 
свойствами (Золотов и  др., 2003). В  большинстве 
геологических обстановок в  соответствии с  концентрациями кислорода наиболее вероятной предсказанной степенью окисления платины и  палладия является +2 (Wood, Cabri, 2002). В гипергенезе 
с высокими содержаниями кислорода для Pt может 
быть характерна степень окисления +4.
Предполагается, что в океане платина находится в форме соединений Pt(II) и Pt(IV), в виде комплексов –  PtCl4
2− и PtCl5OH2– (Cosden, Byrne, 2003). 
Было показано, что в обычных для морской воды 
условиях pH = 7.5–8.4 Pt(IV) доминирует над Pt(II) 
(Cobelo-García et al., 2013). Концентрации платины, 
растворенной в  морской воде, в  последние десятилетия были определены методами вольтамперометрии (Cobelo-García et al., 2013; López-Sánchez 
et al., 2019) и  ИР-ИСП-МС (Colodner et al., 1991; 
Fischer et al., 2018; Suzuki et al., 2014) и  составили
0.1–0.4  пмоль/кг (табл.  2). Предполагается, что 
полученные результаты различаются из-за присутствия коллоидных форм и/или наночастиц платины, недоступных для определения электрохимическими методами (Monteiro et al., 2021). В  свою 
очередь, метод изотопного разбавления чувствителен к  процедуре пробоподготовки и  уравновешиванию с изотопной меткой. По данным (Suzuki 
et al., 2014) для профиля платины в океане характерно консервативное распределение. Концентрации платины в западной части Атлантического 
океана (López-Sánchez et al., 2019) совпали с опубликованными ранее (Colodner, 1991), но профиль 
Pt отличался от консервативного, сорбционного и  биогенного типа. Были выявлены повышенные содержания платины в  поверхностных водах 
высоких широт, консервативное смешивание для 
глубоких вод (>1000 м), сходство с профилем кислорода (снижение в  зонах кислородного минимума) (López-Sánchez et al., 2019). Время пребывания 
платины в  океане оценено как 2.4 (±1.0)×104  лет 
(Soyol-Erdene, Huh, 2012). Это ниже, чем время 
пребывания элементов консервативного типа распределения (>105 лет), и выше, чем сорбционного 
(<103 лет), но внутри диапазона, характерного для 
биогенных элементов (103–105 лет) (Donat, Bruland, 
1995).
Поведение ЭПГ в природных процессах контролируется процессами комплексообразования. Наиболее значимыми лигандами для платины и палладия являются хлорид, гидроксил, сульфид, аммоний 
и тиосульфат (Colombo et al., 2008). При окислении 
сульфидных руд, в  том числе бактериальном, наблюдается переход в раствор платиноидов в присутствии мышьяковой кислоты, тиосульфат-иона. Для 
поверхностных вод характерны гидроксо- и гидроксохлоридные комплексы ЭПГ, растворимые соединения ЭПГ с гуминовыми веществами (Кубракова 
и др., 2017). Гуминовые вещества и фульвокислоты 
активно связывают соединения ЭПГ и на порядки 
увеличивают их миграционную способность (Кубракова и др., 1988; Кубракова и др., 2017). В высокотемпературных растворах основными формами переноса платины и палладия являются PtCl4
2−и  PdCl4
2−
(Tagirov et al., 2013; Тагиров и др., 2015).
КОНЦЕНТРАЦИИ И ФОРМЫ ЭПГ
В МОРСКОЙ ВОДЕ
Палладий в морской воде присутствует в степени окисления (II) в  виде хлоридных комплексов 
состава PdCl4
2−, которые могут гидролизоваться до 
PdCl3OH2– (Cobelo-Garcia et al., 2021). Концентрации Pd составили 0.1—0.66 пмоль/кг (Mashio et al., 
2022; Lee, 1983). В Тихом океане наблюдался сорбционный тип распределения палладия. В  Атлантическом океане было проанализировано 2 пробы 
(на глубинах 100 и 1000 м), в полученных концентрациях не обнаружено значительных различий 
(рис. 1).
Поведение платиноидов в  морской воде определяется их степенью окисления, способностью 
окисляться/восстанавливаться, комплексообразованием. Концентрации ЭПГ в морской воде составляют от сотых до десятых пмоль/кг (табл. 2, рис. 1). 
Наиболее 
распространенными 
платиноидами 
Иридий в морской воде находится в трехвалентном состоянии в виде смешанных гидроксо- и хлорокомплексов. Концентрации иридия, полученные 
методом термоионизационной масс-спектрометрии
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 4       2024

БЕРЕЖНАЯ, ДУБИНИН
326
Таблица 2. Концентрации платиноидов в морской воде
Метод определения
Источник
Элемент
Концентрации, 
пмоль/кг
Тип профиля 
распределения 
с глубиной
Rh
0.39–1
биогенный
ИР-ИСП-МС
Bertine et al., 1993
Pd
0.1–0.3
сорбционный
ИР-ИСП-МС
Mashio et al., 2022
0.18–0.66
биогенный
ЭТААС
Lee, 1983
Ir
0.0004–0.0029
–
ТИМС
Anbar et al., 1997
0.005–0.019
cмешанный
ИНАА
Li et al., 2007
0.47–1.19
биогенный
ЭТААС
Goldberg et al., 1986;  
Hodge et al., 1985
0.17–1.6
сорбционный
инверсионная 
вольтаметрия
Jacinto, van den Berg, 1989
0.11–0.41
консервативный
ИР-ИСП-МС
Colodner et al., 1991
Pt
0.19–0.24
консервативный
ИР-ИСП-МС
Suzuki et al., 2014
0.2–0.4
консервативный
ИР-ИСП-МС
Fischer et al., 2018
0.11–0.32
смешанный
инверсионная 
вольтамперометрия
López-Sánchez et al., 2019
0.055–0.058
консервативный
ТИМС
Levasseur et al., 1998
Os
0.031–0.074
биогенный
ТИМС
Chen, Sharma 2009
0.047–0.054
консервативный
ТИМС
Gannoun, Burton, 2014
Примечания. ИРИСПМС  масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой и изотопным разбавлением, ТИМС  термоионизационная масс-спектрометрия, ИНАА  инструментальный нейтронно-активационный анализ, ЭТААС  атомно-абсорбционная 
спектрометрия с электротермической атомизацией.
характерно для элементов с биогенным типом распределения. В  океанской воде родий находится 
в степени окисления Rh(III) в виде смешанных гидроксохлоридных комплексов RhCl (OH)
a
b
a
b
3−
+
(
).
с  изотопным разбавлением (ID-TIMS), в  водах 
Атлантического и  Тихого океанов варьируют от 
0.0004 до 0.0029 пмоль/кг (Anbar et al., 1997). В Беринговом море и Северном Ледовитом океане концентрации иридия составили 0.005–0.019 пмоль/кг
и  0.007–0.010 пмоль/кг соответственно (Li  et al., 
2006), определения были выполнены методом нейтронно-активационного анализа. Данные, полученные в этих двух исследованиях, различаются на порядок, вероятно, из-за особенностей используемых 
аналитических методов и требуют уточнения. Время 
пребывания иридия в океане оценивается от 2×103
до 2×104 лет (Anbar et al., 1996).
Согласно термодинамическим данным, осмий 
в  морской воде находится в  степени окисления 
Os(VIII) в виде оксианиона OsO4
0  либо в виде комплексов с  органическими лигандами. Вероятно, 
не весь растворенный осмий находится в высшей 
степени окисления (Chen, Sharma, 2009). Поздние данные свидетельствуют в  пользу того, что 
осмий имеет консервативный профиль распределения в  морской воде (Gannoun, Burton, 2014; 
Sharma, 2019). Его концентрации составили от 0.031 
до 0.074 пмоль/кг.
ИСТОЧНИКИ ПОСТУПЛЕНИЯ ЭПГ 
И ТРАНСФОРМАЦИЯ ИХ ФОРМ
НА ГРАНИЦЕ РЕКАМОРЕ
Предполагается, что рутений существует в океанской воде в степени окисления Ru(IV) в виде гидроксокомплексов Ru(OH)n
n
4−. Достоверные данные по 
распределению рутения в водной толще отсутствуют. 
Выполненные определения в прошлом столетии значительно разнятся и составляют 12.5 пмоль/кг (Bekov 
et al., 1983) и 0.047 пмоль/кг (Koide et al., 1986).
Все источники вещества в  океане по генезису 
можно разделить на эндогенные (связаны с  вулканической и  гидротермальной деятельностью), 
экзогенные (речной и  ледниковый сток, абразия 
берегов, эоловый перенос, атмосферные осадки) 
и космогенные (метеориты).
Концентрации родия были определены в  северо-восточной части Тихого океана (Bertine et al., 
1993) и варьировали от 0.38 до 0.1 пмоль/кг. Низкие концентрации наблюдаются у  поверхности, 
с глубиной концентрации родия в воде растут, что 
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 4       2024

ГЕОХИМИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГРУППЫ ПЛАТИНЫ В ОКЕАНЕ
327
Os, ôìîëü/êã
0.8
0
0.4
Rh, ïìîëü/êã
1.2
44 48 52 56
Pd, ïìîëü/êã
0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5
0
0
0
1000
1000
Вероятно, основным экзогенным 
источником элементов группы платины в океане является взвешенный 
и  растворенный речной сток (SoyolErdene, Huh, 2012). В  отсутствие антропогенного влияния в реках наблюдаются субпикомолярные содержания 
растворенной платины (табл. 3).
1000
2000
2000
3000
3000
1
2
2000
4000
4000
5000
1
2
3000
6000
Ir, ôìîëü/êã
Pt, ïìîëü/êã
0.0
2.0
4.0
0.1 0.2 0.3 0.1
0.2
0.3
0 10 20 30
0
0
1000
2000
2000
4000
3000
6000
4000
1
2
1
2
3
4
5000
8000
Концентрации растворенной платины в незагрязненных реках ниже, 
чем в  конечном члене зоны смешения река–море – ​
морской воде 
(Cobelo-García et al., 2013; Pađan et al., 
2019). В эстуариях Лерез и Жиронды 
наблюдается неконсервативное поведение платины. При увеличении 
солености происходит ремобилизация платины, сорбированной на 
взвешенных 
частицах. 
Минимум 
концентрации платины наблюдается 
при пониженной солености в  зоне 
максимальной мутности. Близкое 
к  консервативному распределение 
платины в зоне смешения наблюдалось в  зимнее время в  присутствии 
ледового покрова (Dang et al., 2022) 
за счет снижения поступления органических и  органо-минеральных 
коллоидов в  реку. На вертикальном 
профиле с  увеличением солености 
наблюдается повышение содержаний платины, что может быть связано c минерализацией органики, на 
которой была сорбирована платина, 
а также со снижением количеств взвешенного вещества. С увеличением солености наблюдается увеличение растворенной платины, что может быть 
результатом роста доли хлоридных 
форм платины, которые менее склонны сорбироваться на частицах (рис. 2) 
(Cobelo-Garcia et al., 2008). Концентрации растворенной платины в  загрязненных реках могут быть на порядок выше, в эстуариях рек Тама и Ара 
(Япония) концентрации платины составляли 4.8–35.2  пмоль/кг (Obata et 
al., 2006).
Рис. 1. Распределение ЭПГ в морской воде с глубиной (м). Показаны концентрации родия в северо-восточной части Тихого океана (Bertine et al., 
1993) в августе (1) и ноябре (2) 1990 г., палладия в северо-восточной части 
Тихого океана (1) и в Атлантическом океане (2) (Mashio et al., 2022), осмия в северной части Атлантического океана (Gannoun, Burton, 2014), Ir 
в Тихом (1) и Атлантическом океанах (2) (Anbar et al., 1997), Северном 
Ледовитом океане (3) и Беринговом море (4) (Li et al., 2007), распределение платины c глубиной в северо-западной части Тихого океана (1) 
(Suzuki et al., 2014) и в юго-западной части Атлантического океана (2) 
(López-Sánchez et al., 2019).
Распределение взвешенной и растворенной форм платины было изучено в  эстуариях рек Лерез и  Жиронды (Cobelo-Garcia et al., 2013, 
2014). Содержания платины во взвешенном веществе составили 1.02–
8.97 пмоль/г (0.2–1.7 нг/г), что близко к содержаниям платины в земной 
коре (0.8 нг/г, Chen et al., 2016). Было 
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 4       2024

БЕРЕЖНАЯ, ДУБИНИН
328
Таблица 3. Концентрации ЭПГ в незагрязненных реках и зонах смешения река–море
Объект
Концентрации, пмоль/кг
Источник
Речная вода
Pt  0.03–0.6 
Cobelo-García et al., 2013; Dang et al., 2022;  
Pađan et al., 2019; Soyol-Erdene, Huh, 2012; 
Anbar et al., 1996
Sharma 2012 (compilated)
Ir  0.003–0.015
Os 0.015–0.42
Зона смешения 
река—море
Pt  0.27–0.62
Ir  0.0017–0.006
Pd  0.3–0.9
Rh  0.3–1.1
Cobelo-García et al., 2013; Dang et al., 2022; 
López-Sánchez et al., 2019; Pađan et al., 2019; 
Anbar et al., 1996; 
Cobelo-García et al., 2021;
Monteiro et al., 2021
с  эоловым материалом оценено в  7  кг/год (SoyolErdene, Huh, 2012).
показано, что в зоне смешения платина находится 
преимущественно в  растворенной форме, a Rh – 
в составе взвешенных частиц (Cobelo-Garcia et al., 
2008; Monteiro et al., 2021).
В прибрежной зоне концентрации платины увеличиваются с глубиной, что свидетельствует о том, 
что осадки могут быть источником растворенной 
платины в воде (Mashio et al., 2017).
Вдоль градиента солености Жиронды концентрации палладия колебались от 0.031 ± 0.002 до 
0.090 нг/кг, причем самые высокие концентрации 
были получены в  пресноводной части (CobeloGarcía et al., 2021). При низкой солености в  зоне 
смешения растворенный Pd в  некоторой степени удаляется из раствора, что указывает на то, что 
в  эстуарном поведении Pd играют роль процессы 
флокуляции коллоидного материала. Среди неорганических форм в  реках преобладают нейтрально заряженные гидроксохлоридные комплексы 
(Pd(OH)2(H2O)2)0 (Cobelo-Garcia et al., 2008).
Поступление платины в океан из космогенного 
источника рассчитывалось авторами статьи (SoyolErdene, Huh, 2012) на основании метеоритного потока (Peucker-Ehrenbrink, Ravizza, 2000) и содержания платины в хондрите (990 нг/г, Anders, Grevesse, 
1989) и составило 29 кг/год. Поступление платины 
40
Rh
30
–3, ë/êã
20
В речной воде Ir находится в трехвалентном состоянии. Было показано, что 75% Ir удаляется из 
воды при повышении солености в зоне смешения 
река–море за счет коагуляции железомарганцевых 
оксигидроксидов и органического вещества (Anbar 
et al., 1996). Поступление иридия с речным стоком 
оценивается в 23.5 кг/год. Если учитывать, что 75% 
удаляется в эстуариях, то в океан поступает около 
6 кг/год. Поступление Ir из космогенного источника составляет 7‒61 кг/год, с эоловым материалом –
9.9 кг/год (Sharma, 2012). Иридий имеет самое короткое время пребывания в  океане среди ЭПГ, 
которое составляет от 9 до 14 тыс. лет.
Pd
KD × 10
10
Pt
0
0
10
20
30
Ñîëåíîñòü, ‰
Количественные оценки бюджета осмия в океане сделаны на основании его изотопной систематики. Изотопное отношение радиогенного 187Os 
и  нерадиогенного 188Os в  мантии и  космогенном 
материале практически одинаково и  составляет 
0.13, что примерно в 10 раз ниже, чем в речном стоке (187Os/188Os = 1.45). В океане 187Os/188Os составляет 
1.031, что указывает на то, что 70% общего количества осмия в океане составляет взвешенный и растворенный речной сток. Остальная часть поступает 
за счет гидротермального выщелачивания пород, из 
вулканических аэрозолей, при растворении космогенного материала (Sharma et al., 2007).
Рис. 2. Зависимость коэффициента распределения 
ЭПГ (Kd, л/кг) от солености морской воды. Kd — отношение концентрации ЭПГ во взвеси (г/кг) к растворенной (<0.45 мкм) форме (г/л). График построен 
по уравнениям, полученным в работе (Cobelo-Garcia 
et al., 2008).
Эндогенный источник включает в себя продукты 
вулканической и  гидротермальной деятельности.
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 4       2024

ГЕОХИМИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГРУППЫ ПЛАТИНЫ В ОКЕАНЕ
329
совпадают с  периодами извержений (Soyol-Erdene 
et al., 2011). На сегодняшний день количественные 
оценки поступления платиноидов в океан из вулканического источника отсутствуют.
Поведение платиноидов в  природном гидротермальном процессе изучено мало. Опубликованы данные по содержанию платиноидов в гидротермальном 
растворе современных континентальных гидротермальных систем (McKibben et al., 1990) и во флюиде 
САХ (Colodner, 1991). Содержание платины во флюиде САХ составляло 500 ± 200 фмоль/кг Pt, по концентрации Mg исследуемый флюид был близок к конечному члену и содержал не более 9% морской воды.
ЭЛЕМЕНТЫ ГРУППЫ ПЛАТИНЫ
В ОСАДКАХ ОКЕАНА
Накопление платиноидов в осадках океана подчиняется циркумконтинентальной зональности, 
что выражается в росте содержаний ЭПГ от берега в пелагические области. Средние содержания Pt 
и Pd растут в ряду терригенные осадки > гемипелагические глины > пелагические глины (табл.  4, 
Terashima et al., 2002).
В  океане вулканогенный материал представлен 
в  основном базальтами и  андезитами. Взаимодействие океанских вод с  магматическими породами 
океана при повышенных температурах приводит 
к гидротермальному выщелачиванию пород, а при 
нормальной температуре –  
к подводному выветриванию (гальмиролизу). Базальты срединно-океанических хребтов обеднены платиноидами, которые 
при образовании магмы выделяются в сульфидный 
расплав, но относительно морской воды они обогащены ЭПГ. Подводное выветривание приводит 
к  выщелачиванию платиноидов из базальтов и  их 
поступлению в  морскую воду (Peucker-Ehrenbrink 
et al., 2003). Имеются данные, что состав платиноидов в железомарганцевых корках формируется при 
участии подстилающих базальтов (Батурин и  др., 
2005; Торохов, Мельников, 2005; Guan et al., 2017). 
Вулканические газы и пеплы содержат сравнительно высокие содержания элементов группы платины. В газовых конденсатах вулкана Кудрявый были 
обнаружены следующие содержания: 0.49 мг/л Pt, 
0.4 мг/л Pd, 0.04 мг/л Ir, 0.009 мг/л Ru (Yudovskaya et 
al., 2008). Высокотемпературные конденсаты Гавайских вулканов обогащены иридием, осмием, золотом и палладием в 50, 20, 10 и 3 раза по сравнению 
со  свежеизверженными породами (Crocket, 2000). 
Было показано, что пиковые концентрации платины, иридия и родия в кернах снега в Антарктиде 
Содержания платиноидов в  терригенных осадках варьируют в зависимости от состава обломочного материала, которым они сложены (Terashima, 
Таблица 4. Содержания ЭПГ (нг/г) в различных типах океанических отложений
Тип осадков
Ru
Rh
Pd
Ir
Pt
Os
Источник
Осадки эстуариев 
(в том числе 
загрязненные)
–
0.02–1.67
1.05‒22
–
0.15‒40.2
–
Berbel et al., 2021, 
Monteiro et al., 2019, 
Abdou et al., 2019, 
Tuit et al., 2000
Прибрежные осадки
–
–
1.6
–
1.2
–
Terashima et al., 1993
Терригенные осадки
–
–
2.3
(0.6–8.2)
–
3.1 (1.6‒7.1)
–
Terashima et al., 2002
Гемипелагические 
глины
–
–
3.9 (2.3–8.7)
–
5.6 (2.0–17.1)
–
Пелагические глины
–
–
8 (1.1–20.1)
–
9.5 (2.0–30.8)
–
–
–
–
0.03–0.17
1.2–5.2
–
Colodner, 1992
Пелагические 
карбонаты 
–
–
–
0.020–0.037
0.266–0.784
0.048–0.086
Dalay, Ravizza, 2006
Карбонатные осадки 
(турбидиты)
–
–
–
0.02–0.06
0.8–2.8
–
Colodner, 1992
Металлоносные 
осадки ВТП
1.5
–
3.6
0.7
24
–
Наши 
неопубликованные 
данные
Металлоносные 
осадки поля Рэйнбоу
–
–
0.96–2.3
0.03–0.28
0.6–6
0.03–0.2
Cave et al., 2003
* Указаны средние содержания и/или диапазон опубликованных данных.
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 4       2024