Palygorskite mineralization in the Induan sediments of the Moscow syneclise as an effect of regional and global paleogeographic change around the Permian-Triassic boundary

Texto integral

О глинистых минералах континентальных пермо-триасовых отложений Московской синеклизы (МС) в литературе упоминается ([7, 8] и др.), но систематические исследования с определением состава ассоциаций, выяснением особенностей их распределения в разрезах и по площади, с оценкой эволюционных и фациальных изменений, выяснением происхождения основных компонентов и условий их накопления на фоне крупных палеогеографических событий, происходивших на рубеже перми и триаса, не проводились. Между тем решение этих вопросов дает возможность более широкого использования литостратиграфических методов для детальной корреляции разрезов пограничного пермо-триасового интервала, сложенного достаточно однообразными по облику континентальными отложениями; позволяет существенно уточнить региональные палеогеографические реконструкции и оценить влияние глобальных факторов на эволюцию осадконакопления и биоты в это время.

Нами впервые проведено систематическое изучение ассоциаций глинистых минералов в пограничных пермо-триасовых континентальных отложениях МС, проанализировано их распределение в разрезах различных ее частей с применением современной стратиграфической схемы, показана различная минералогическая специфика этих ассоциаций и объяснены ее причины с точки зрения направленной эволюции палеогеографических обстановок на рубеже перми и триаса в исследуемом регионе, реконструированной с применением комплекса литолого-геохимических методов.

Образцы были отобраны на юго- и северо-востоке МС – в бассейнах р. Ветлуга (Ветлужская группа обнажений) и р. р. Сухона – Юг – Сев. Двина (Северодвинская группа обнажений), а также в западной части МС – в скважине Гаврилов Ям (НПО “Недра”, г. Ярославль).

В береговых обрывах р. Ветлуги (рис. 1, 2) верхнепермские континентальные отложения (около 70 м) представлены маломощными серыми озерными известняками с прослоями мергелей, карбонатных глин и красноцветными алеврито-глинистыми породами, существенно более мощными по сравнению с карбонатными пачками. Красноцветные пачки включают фации аллювиальных русел – песчаные линзы и пластовые тела мощностью до 10.5 м, которые перекрыты пойменными отложениями со следами палеопедогенной трансформации. Серые карбонатные и красноцветные терригенные отложения закономерно чередуются, образуя циклиты. Подошвы циклитов проведены по наиболее ярко выраженным поверхностям эрозии в основании крупных песчаных врезов. Традиционные местные стратоны в основной части пермского разреза [5] в настоящей работе рассматриваются в ранге пачек и отнесены к вятской свите. Терминальная часть пермского разреза коррелируется с асташихинской пачкой вохминской свиты.

 

Рис. 1. Местоположение изученных пермских и триасовых разрезов. Условные обозначения: 1 – крупные населенные пункты, 2 – обнажения, 3 – граница распространения нижнетриасовых отложений (по [3] с уточнениями). А – долина р. Ветлуга. Обнажения: 1 – Зубовское, точка наблюдения (т. н.) 223; 2 – Бол. Слудка, т. н. 108; 3 – Спасское, т. н. 66; 4 – Шилиха, т. н. 100; 5 – Анисимово, т. н. 70; 6 – Афанасиха, т. н. 166; 7 – Сарафаниха, т. н. 167; 8 – Прудовка, т. н. 96; 9 – Асташиха, т. н. 98; 10 – Знаменское, т. н. 97; 11 – Воскресенское, т. н. 99; 12 – Богородское, т. н. 95; 13 – Галибиха, т. н. 93; 14 – Сухоборка, т. н. 94; 15 – Сосновка, т. н. 236. Б – бассейны р. р. Сухона, Малая Северная Двина, Юг. Обнажения: 16 – Мутовино, т. н. 28, 1350; 17 – Климово, т. н. 37; 18 – Аристово, т. н. 42 – Кузино, т. н. 154 – Верхнее Кузино, т. н. 158 – Балебиха, т. н. 151; 19 – Шолга, т. н. 4 – Пуртово, т. н. 163; 20 – Ананьино, т. н. 2; 21 – Недуброво, т н. 133; 22 – Кудрино, т. н. 103; 23 – Вахнево, т. н. 104 – Оксилово, т. н. 217. В – Ярославская область, г. Гаврилов-Ям, 24 – комплексная скважина Гаврилов-Ям.

 

Рис. 2. Корреляция пермских и триасовых обнажений в долине р. Ветлуга. 1 – гравелиты, конгломераты, 2 – пески, 3 – глины, 4 – известняки, 5 – карбонатные педогенные нодули, 6–8 – полярность: 6 – нормальная, 7 – обратная, 8 – аномальная с низким наклонением [9]. Вуч. – вучапинский ярус; Бык. – быковский горизонт; ND – слои с недубровской биотой; * – мощности по данным бурения скважин [3, 5].

 

Индские отложения долины р. Ветлуга входят в гипостратотип ветлужской серии нижнего триаса Восточно-Европейской платформы и представлены вохминской свитой. Подошва триаса проходит внутри этой свиты, примерно в кровле первого циклита, выделенного в асташихинскую пачку. Нижняя половина индских отложений соответствует рябинской пачке вохминской свиты, верхняя – краснобаковской подсвите. Мощность индских отложений по данным бурения – около 95 м [3]. Сводный разрез индского яруса построен по результатам изучения обнажений, вскрывающих отдельные его интервалы и их корреляции с учетом имеющихся биостратиграфических, палеомагнитных, изотопно-геохимических данных (см. рис. 2)

Разрез бассейна р. Ветлуга охарактеризован двумя глобальными стратиграфическими маркерами, которые позволяют коррелировать его с Международной стратиграфической шкалой. Это датированная находка вулканического пепла с возрастом 253.95±0.06 млн лет ([13], разрез Сухоборка) и негативный экскурс δ¹³С, выявленный в осадочных и педогенных карбонатах ([1], разрезы Асташиха, Прудовка), который коррелируется с подобным экскурсом под кровлей пермской системы в стратотипическом разрезе границы перми и триаса Мейшань (Китай). Присутствие обоих маркеров в разрезе бассейна р. Ветлуга противоречит прежним предположениям о крупном региональном перерыве осадконакопления в конце перми на территории МС.

В алеврито-глинистых породах в обнажении Асташиха встречен скелет дицинодонта Lystrosaurus georgi [5] – уровень коррелирует с тетраподовой зоной Lysrtrosaurus континентальной Гондваны, начинающейся в пермское время; в нижней части в обнажении Прудовка – пермские остракоды родов Suchonellina, Wjatkellina без однозначных триасовых элементов (определения М. А. Наумчевой). Находки указывают на пермский возраст первого циклита вохминской свиты.

Вторая часть исследованного материала была отобрана в долинах рр. Сухона, Сев. Двина, Юг и Кичменга (Северодвинская группа обнажений, рис. 1) – из типовых и опорных разрезов северодвинского и вятского ярусов татарского отдела пермской системы ОСШ России [11], перекрытых индскими отложениями. В верхнем северодвинском подъярусе (60 м) наряду с мелководными озерными, русловыми и пойменными аллювиальными осадками распространены отложения плай – временно-затопляемых эфемерных континентальных водоемов. Вятский ярус (125 м) представлен переслаиванием маломощных карбонатных пачек озерного генезиса и красноцветных терригенных осадков аллювиально-пойменного происхождения. Мощность песчаных линз, выполняющих русловые врезы, достигает 19 м. Широко представлены палеопочвы.

Граница перми и триаса так же, как в разрезах Ветлужской группы, проходит внутри вохминской свиты. Индский ярус в Северодвинской группе обнажений представлен вохминской свитой (110 м, по [3]) и, в отличие от пермских отложений, не содержит озерных карбонатных образований. В целом по фациальному облику индские отложения аналогичны одновозрастным породам бассейна р. Ветлуга.

В западной части триасового поля МС был изучен керн комплексной скважины Гаврилов-Ям (НПО “Недра”, г. Ярославль). Скважина прошла алеврито-глинистые породы вохминской свиты (инт. 92 м (скв. 22) – 160 м (скв. 32)) – преимущественно красноцветные, с маломощными бледно-голубоватыми прослоями. В основании вохминской свиты определены остракоды Suchonella sp. (инт. 158.7 м, определения Д. А. Кухтинова) пермского возраста. Более молодые остракоды триасовые.

В целом изученный материал представляет все фации алеврито-глинистых пермо-триасовых отложений – озёрные, аллювиальные пойменные и старичные, палеопочвы.

Пелитовая фракция <0.001 мм выделялась по стандартной методике методом отмучивания. Ренгенодифрактометрические исследования ориентированных препаратов в природном, насыщенном этиленгликолем и прокалённом (до 550–600°C) состояниях проводились (D8 Advance “Bruker”, CuKα, 40кВ, 40 мА) в лаборатории физических методов изучения породообразующих минералов ГИН РАН. Проанализирован 31 образец верхнепермских отложений северодвинского и вятского ярусов, 45 образцов индского и несколько образцов вышележащего раннеоленекского ярусов нижнего триаса. Для подтверждения диагностики и выяснения химического состава отдельных минералов проводились исследования с использованием сканирующего электронного микроскопа “TESCAN” VEGA3 LMH с системой энергодисперсионного микроанализа AztecLive Lite Ultim Max 40 (оператор Н. В. Горькова). Определения валового элементного состава верхнепермских и нижнетриасовых пород проводились методами рентгенофлуоресцентного анализа (S4 Pioneer “Bruker”, с использованием программного обеспечения Spectra-Plus) в ГИН РАН и в Институте геологии и нефтегазовых технологий КФУ (S8 Tiger “Bruker”). Всего проанализировано около 160 образцов.

В большинстве образцов, судя по распределению интенсивности рефлексов на дифрактограммах, основная фаза представлена смектитом или смешанослойным иллит-смектитом (рис. 3, 4). В значительно меньших количествах присутствует хлорит, постоянно отмечается слюда (иллит), редко – следы каолинита. В целом для вятского яруса верхней перми характерна хлорит-смектитовая ассоциация с низким содержанием слюд (см. рис. 3 б, в; 4 в, г).

 

Рис. 3. Различия в ассоциациях глинистых минералов континентальных отложений нижнего триаса (а) и верхней перми (б) на типичных дифрактограммах образцов Северодвинской группы обнажений: а, б – насыщенных органическими жидкостями для лучшего разрешения диагностических рефлексов минералов группы смектита; в – прокаленных для уточнения диагностики хлорита.

 

Существенные изменения наблюдаются при переходе к нижнетриасовым (индским) отложениям вохминской свиты. В них растет содержание хлорита, судя по характерному увеличению интенсивности его базальных рефлексов на дифрактограммах. Повышение концентрации хлорита в индском ярусе отчетливо наблюдается на востоке МС – как в Северодвинских, так и в Ветлужских разрезах, где, как установлено по увеличению мощности русловых отложений, широкому распространению минералов группы эпидота–цоизита [2] и датировке детритовых цирконов [10], в максимальной степени проявляется влияние Уральской питающей провинции.

В пермской части вохминской свиты, при сохранении доминирования смектита (иллит-смектита), в составе ассоциации появляется палыгорскит, который вначале фиксируется в следовых количествах. Выше, в индской части вохминской свиты палыгорскит распространен очень широко и, судя по высокой интенсивности его рефлексов, становится одним из основных минералов ассоциации, в количественном отношении уступая только смектиту или иллит-смектиту (см. рис. 3 а, 4 а). На северо-востоке и на юго-востоке МС, как в Ветлужских, так и в Северодвинских разрезах, палыгорскит выявлен во всех красноцветных алеврито-глинистых индских породах, обнаружен в том числе в песках (см. рис. 3 а, образец 151/9). Схожая ситуация наблюдается в скв. Гаврилов-Ям, где палыгорскит появляется на уровне 141.3 м, судя по интервалу – в нижнем индском подъярусе (индский отложения отвечают интервалу 157–92 м) и присутствует во всех пробах, отобранных выше.

 

Рис. 4. Различия в ассоциациях глинистых минералов континентальных отложений нижнего триаса (а) и верхней перми (б) на типичных дифрактограммах образцов из Ветлужской группы обнажений: а, в – насыщенных органическими жидкостями для лучшего разрешения диагностических рефлексов минералов группы смектита; б, г – прокаленных для уточнения диагностики хлоритов и серпентина.

 

Таким образом, палыгорскит является типичным компонентом глинистой фракции индского яруса, широко распространенным на всей площади МС.

В обогащённых палыгорскитом индских отложениях на дифрактограммах глинистой фракции рядом с типичным базальным рефлексом хлорита (~7.1 Å) часто присутствует рефлекс с заметно большим межплоскостным расстоянием (7.284), который сохраняется после прокаливания препарата до 550–600°C (см. рис. 4 а, б). Этот рефлекс соответствует серпентину и/или высокомагнезиальному хлориту и исчезает после обработки препарата 10% HCl (кипячение в течение 1 ч), в которой оба эти минерала растворяются.

Наблюдения в СЭМ показывают, что сколы алеврито-глинистых пород (почвенной массы) инкрустированы спутанно-волокнистыми агрегатами удлиненных волокон палыгорскита (рис. 5), которые развиваются в виде базального цемента вокруг кристаллокластов мелкой алевритовой размерности, иногда проникают в них, с частичным или почти полным замещением. Микрозондовый анализ, выполненный в участках максимальной концентрации волокон, позволяет диагностировать палыгорскит (табл. 1, спектры 3, 11, 20, 21), который заполняет почвенные поры (см. рис. 5 а), инкрустирует поверхность педов (см. рис. 5 б) и стенки пор, тесно ассоциируя с зернами обломочных минералов, обогащенных Мg (см. рис. 5 в, г). Особенности морфологии агрегатов и характер взаимоотношений с обломочными компонентами, а также селективная ассоциативная связь с первичными Mg-минералами указывают на аутигенное происхождение палыгорскита в нижнетриасовых отложениях, затронутых древним почвообразованием. Этот вывод подтверждает высокая интенсивность рефлексов этого минерала на дифрактограммах образцов, отобранных из палеопочвенных профилей. Палыгорскит присутствует в нижнетриасовых карбонатных почвенных нодулях, которые также были изучены в СЭМ. Палыгорскитовая минерализация, очевидно, формировалась с замещением смектитов, так как присутствие реликтов последних диагностируется по спектрам палыгорскитовых агрегатов с волокнистой текстурой.

 

Рис. 5. Палыгорскит и ассоциирующие высокомагнезиальные минералы обломочной фракции индских отложений (юго-восток МС, разрезы долины р. Ветлуга). а–б – спутанно-волокнистые агрегаты палыгорскита (а – заполнение почвенных пор, б – инкрустации поверхности педа), рябинская пачка вохминской свиты, разрез Афанасиха, т. 166 (слой 22); в–г – обломки серпентинизированных ультрамафитов, вохминская подсвита, разрез Спасское, т. 66 (слой 17). Цифрами обозначены точки анализа (см. табл. 1).

 

Электронно-зондовый микроанализ обломочных зерен в составе палеопочв, отобранных с различных уровней индского разреза, позволил диагностировать среди них высокомагнезиальные минералы, точное определение которых затруднено их тончайшими взаимными прорастаниями, а также существованием смешаннослойных образований. Тем не менее, с учетом стехиометрии и ряда других информативных особенностей состава, групповая принадлежность проанализированных минералов была диагностирована.

Наиболее богатые кремнием силикаты Mg и Al, содержащие незначительную примесь K и Ca (см. табл. 1, спектры 20, 21), при расчете методом зарядов на 42, хорошо укладываются в стехиометрию палыгорскита. Фазы, практически не содержащие Al, с суммой внететраэдрических катионов, близкой к трем (см. табл. 1, спектры 29, 82, 83), после нормирования на два атома Si, были отнесены к группе серпентина. Некоторые из проанализированных зерен при перасчете по зарядам не укладывались в общую формулу серпентинов и хлоритов [4, 6], поскольку количество Si в них существенно превышало 4 атома на формулу. Такие фазы относились к продуктам гидролиза серпентина типа корренситов, принадлежащих к смешаннослойным образованиям ряда хлорит-сапонит [12]. Нельзя исключать, что обогащенные кремнием слоистые силикаты (см. табл. 1, спектры 79, 80) относятся к дефектным хлоритам [6] или к смешаннослойным образованиям тальк-хлорит [4]. Заслуживают внимания заметно обогащенные хромом представители ряда хлорит-сапонит (см. табл. 1, спектр 79, 80). Среди минералов группы хлорита преобладают высокомагнезиальные разновидности (см. табл. 1, спектры 25, 26, 27).

 

Таблица 1. Состав магнезиальных минералов и минеральных образований индского яруса долины р. Ветлуга

Образец	Точка анализа	Оксиды										Минералы и минеральные образования
		Mg	Al	Si	K	Са	Ti	Cr	Mn	Fe	Всего
166/22	3	7.62	17.01	67.75	1.05	1.13	–	–	1.05	4.4	100	палыгорскит
166/22	11	5.84	17.02	67.75	1.6	1.37	–	–	–	6.43	100	палыгорскит
166/22	20	4.45	11.38	48.22	1.42	1.04	1.04	–	–	4.97	72.12	палыгорскит
166/22	21	4.44	13.86	51	1.57	1.17	1.17	–	–	6.82	79.85	палыгорскит
166/22	25	15.23	15.03	28.05	0.12	0.9	–	–	0.42	22.09	81.76	Mg-хлорит
166/22	26	14.4	17.19	29.31	0.19	0.56	–	–	0.58	19.12	81.08	Mg-хлорит
166/22	27	18.12	16.38	32.35	0.2	0.62	–	–	–	17.24	84.91	Mg-хлорит
166/22	29	27.32	–	38.89	–	0.23	–	–	–	1.19	67.63	серпентин
66/17	79	19.09	4.83	46.99	0.54	0.47	0.4	0.33	–	4.98	77.64	смешанно- слойный хлорит-сапонит или Сr-тальк-хлорит
66/17	80	16.31	2.85	35.67	0.35	0.36	0.18	0.34	–	5.19	61.25	смешанно-слойный хлорит-сапонит или тальк-хлорит
66/17	82	38.76	–	48.85	–	0.17	–	–	–	3.88	91.66	серпентин
66/17	83	35.59	–	47.37	–	0.21	–	–	–	3.4	86.57	серпентин

Примечание. Положение точек анализа см. рис. 5. Прочерк – элемент не обнаружен.

 

Все названные фазы, кроме палыгорскита, являются типичными минералами метаультрабазитов или относятся к продуктам их выветривания. Mg-хлорит может быть отчасти аутигенным, так как он часто образуется в эвапоритовых обстановках в умеренно-аридных (еще не “солевых”) условиях, где частичное упаривание поровых вод, иммобилизующее и концентрирующее Mg, может привести к образованию не только палыгорскита, но и аутигенного Mg-хлорита, который развивается за счет серпентина и других обломочных минералов метаультрабазитов [6].

В залегающей над индским ярусом шилихинской свите оленекского яруса палыгорскит встречается далеко не в каждом проанализированном образце, и можно говорить об уменьшении его концентрации.

Широкое развитие аутигенного палыгорскита в индской части вохминской свиты коррелируется с двумя важными геохимическими рубежами пограничного пермо-триасового интервала МС, о чем свидетельствуют закономерности распределения содержаний ряда микроэлементов.

Как установили Дж. Гарвер с соавторами [14], вероятное присутствие среди источников сноса ультраосновных пород реконструируется по повышенному содержанию в осадочных породах т. н. экзотических микроэлементов Cr (>150 г/т) и Ni (>100 г/т), характерным величинам отношения их концентраций Сr/Ni (~1.3–1.5) и высокой положительной корреляции между ними (≥0.9). Все перечисленные параметры характерны для нижнетриасовой индской части вохминской свиты, что отчетливо проявляется в разрезах долины р. Ветлуга (рис. 6, 7). В подстилающих верхнепермских отложениях вятской свиты содержание Сr примерно в половине исследованных образцов, как в алеврито-глинистых, так и в карбонатных, меньше 150 г/т. Содержание Ni колеблется в пределах 69.1–211.5 г/т. Значения отношения Cr/Ni в единичных случаях достигают 1.3. В индских отложениях содержание Сr регулярно превышает 150 г/т при норме 92–126 г/т ([19, 20, 16] и др.), а Ni – варьирует в пределах 133.5–269.6 г/т при норме 47–55 г/т ([19, 20, 16] и др.). Уровни разреза с высоким содержанием Сr, отражающим максимальный вклад ультрабазитового источника в общий объем осадочного материала, маркируют эпизоды наиболее активного влияния соответствующего петрофонда Уральской питающей провинции. Интервал значений отношения Сr/Ni около 1.3–1.5 в индских отложениях становится практически постоянным, что также указывает на усиление влияния уральского ультраосновного источника сноса обломочного материала в начале индского века.

 

Рис. 6. Содержание хрома и никеля в верхнепермских и нижнетриасовых отложениях Ветлужской группы разрезов. Условные обозначения на рис. 2. Уровни отбора образцов показаны кружками справа от колонок. Серое поле – среднее содержание Сr и Ni в тонкозернистых осадочных породах (по [19, 20, 16) и др.).

 

Рис. 7. Распределение величин литохимических индексов Cr/Ni, Σ_bases/Al и CALMAG в верхнепермских и нижнетриасовых отложениях Ветлужской группы разрезов. Условные обозначения на рис. 2.

 

В вохминской свите заметно увеличивается величина отношения суммарной концентрации оксидов щелочей и щелочноземельных элементов к алюминию, или индекс Σ_bases/Al = = (Na₂O + MgO + K₂O + CaO)/Al₂O₃, который рассчитывается с использованием молярных долей оксидов элементов и широко применяется как палеоклиматический индикатор, в том числе при исследовании палеопочв (обзор см. в работе [17]). Оценка проводилась в верхнепермских и нижнетриасовых терригенных породах, в разной степени затронутых палеопедогенной трансформацией. При расчете отношения Σ_bases/Al были исключены карбонатные породы и обогащенные непедогенным карбонатным материалом терригенные отложения.

При переходе от верхнепермской вятской свиты к асташихинской пачке вохминской свиты индекс Σ_bases/Al увеличивается: от минимальных значений (близких к 1) до 2.7 (см. рис. 7) и указывает на ослабление миграционной способности (мобилизации) щелочных и щелочноземельных элементов в засушливых условиях. В индских отложениях величина индекса колеблется преимущественно в пределах 1.5–2.5, достигая максимального значения 3.8, что свидетельствует о более аридных обстановках.

Индекс выветривания CALMAG = Al₂O₃/(Al₂O₃ + CaO + MgO)×100 [15], используется как индикатор влажности климата (см. рис. 7). Значения этого индекса в отложениях верхнепермской вятской свиты демонстрируют высокую вариабельность. Очень низкие величины (преимущественно 15–35) характерны для карбонатных пачек озерного генезиса, выявлены в узких стратиграфических интервалах и указывают на засушливые обстановки. Низкие величины сменяются очень высокими (до 76.86) в алеврито-глинистых отложениях, свидетельствуя о высокой степени выветривания пород питающей провинции и в палеопочвах. Из приведенных контрастных величин следует вывод, что вятский век поздней перми, в масштабах геологического времени (сотни тысяч лет), характеризовался в целом гидрологически контрастным климатом с преобладанием обстановок с относительно высоким индексом гумидности.

В верхнепермских отложениях вохминской свиты величина индекса CALMAG уменьшается, и в основном колеблется в пределах 50–60, отражая переход к более засушливым условиям. В индских отложениях вохминской свиты вариабельность индекса CALMAG колеблется от 31.84 до 67.44 при среднем значении 55.56. Отсюда в пределах МС в индское время в целом реконструируются более аридные обстановки по сравнению с основной частью вятского века поздней перми. Засушливые обстановки привели к ослаблению процессов химического выветривания в палеопочвах, невысокой степени обводнения почвенной массы, повышению концентрации магния в поровых почвенных водах, синтезу палыгорскита и, возможно, Mg-хлорита.

Таким образом, на широкое распространение палыгорскита в нижнетриасовых (индских) отложениях МС могли повлиять два фактора.

1) Транспортировка речными водами терригенного материала, диспергированного при разрушении ультраосновных пород Урала, обеспечило высокую концентрацию Мg в поровых почвенных водах индского ландшафта, достаточную для синтеза палыгорскита. Источником ионов Mg²⁺ преимущественно служили эродируемые породы офиолитового пояса Уральского орогена.

2) Широкое распространение палыгорскита в индском веке следует связывать с глобальным потеплением и аридизацией климата на рубеже перми и триаса, максимальное проявление которых установлено в инде [18]. В пределах МС на рубеже вятского и индского веков также реконструируется тренд потепления, выразившийся в увеличении значений δ¹⁸О в педогенных карбонатах [1]. Потепление и аридизация климата привели к снижению обводненности палеопочв и росту концентрации Mg²⁺ в поровых почвенных водах, что стало необходимым условием для синтеза палыгорскита. Широкое распространение палыгорскита является региональным отражением глобального потепления в эпоху великого позднепермского вымирания на рубеже перми и триаса и пришлось на заключительную фазу кризиса в индское время.

Поскольку палыгорскит отсутствует в верхнепермских отложениях, он может быть использован в стратиграфических целях – для определения в разрезе положения довольно однообразных по внешнему облику континентальных пород (или сложенных ими циклитов) относительно границы перми и триаса.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Исследования проведены в рамках государственного задания ГИН РАН (тема № 123032400064-7).

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

Sobre autores

M. Arefiev

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Autor responsável pela correspondência
Email: mihail-3000@inbox.ru
Rússia, Moscow

E. Shchepetova

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: mihail-3000@inbox.ru
Rússia, Moscow

E. Pokrovskaya

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: mihail-3000@inbox.ru
Rússia, Moscow

B. Shkurskii

Lomonosov Moscow State University

Email: mihail-3000@inbox.ru
Rússia, Moscow

N. Nurgalieva

Kazan Federal University

Email: mihail-3000@inbox.ru
Rússia, Kazan

G. Batalin

Kazan Federal University

Email: mihail-3000@inbox.ru
Rússia, Kazan

B. Gareev

Kazan Federal University

Email: mihail-3000@inbox.ru
Rússia, Kazan

Bibliografia

Arquivos suplementares