Размещено на http://www.allbest.ru/

НАЦІОНАЛЬНА АКАДЕМІЯ НАУК УКРАЇНИ

ІНСТИТУТ ГЕОЛОГІЧНИХ НАУК

УДК [561:581.33]:551.791+551.89

СТРАТИГРАФІЯ І ПАЛЕОГЕОГРАФІЯ ПІЗНЬОГО ПЛЕЙСТОЦЕНУ ПЕРИГЛЯЦІАЛЬНОЇ ОБЛАСТІ ЦЕНТРАЛЬНОЇ І ЧАСТИНИ СХІДНОЇ ЄВРОПИ (ЗА ПАЛІНОЛОГІЧНИМИ ДАНИМИ)

04.00.09 - палеонтологія і стратиграфія

АВТОРЕФЕРАТ дисертації на здобуття наукового ступеня

доктора геологічних наук

Комар Марина Семенівна

Київ 2011

Дисертацією є рукопис

Робота виконана в відділі геології антропогену Інституту геологічних наук НАН України

Науковий консультант:

академік НАН України, доктор геолого-мінералогічних наук, професор Гожик Петро Феодосійович, Інститут геологічних наук НАН України, директор;

Офіційні опоненти:

член-кореспондент РАПН, доктор геолого-мінералогічних наук, професор Ахметьєв Михайло Олексійович, Геологічний інститут РАН, головний науковий співробітник;

доктор геологічних наук Даценко Людмила Миколаївна, Меліто-польський державний педагогічний університет ім. Б. Хмельницького, завідуюча кафедрою фізичної географії і геології;

доктор біологічних наук, старший науковий співробітник Сябряй Світлана Володимирівна, Інститут геологічних наук НАН України, старший науковий співробітник.

Захист дисертації відбудеться 30 червня 2011 р. о 10⁰⁰ на засіданні спеціалізованої вченої ради Д 26.162.01 при Інституті геологічних наук НАН України за адресою: 01054, Київ, вул. О. Гончара, 55-б; (факс +380(44)486-93-34; e-mail: info@igs-nas.org.ua)

З дисертацією можна ознайомитись в бібліотеці Інституту геологічних наук НАН України за адресою: 01054, Київ, вул. О. Гончара, 55-б.

Автореферат розісланий ____________________ 2011 р.

Учений секретар

спеціалізованої вченої ради

Д 26.162.01

кандидат геологічних наук О.А. Сухов

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність теми. Питання зміни клімату та пов'язаної з ним біоти різних регіонів Землі завжди актуальні, а інтерес до вивчення подій протягом останнього плейстоценового міжльодовиків'я, викликаний тим, що воно є аналогом сучасного міжльодовиків'я - голоцену. Знання подій, що відбувались впродовж цього теплого інтервалу, дає можливість вивчення кліматичної еволюції протягом всього термохрону без антропогенного впливу. Потреба таких досліджень постійно зростає в зв'язку з тим, що порівняння змін упродовж двох інтергляціалів - останнього плейстоценового і сучасного - дозволяє оцінити ступінь впливу антропопресії на біосферу, оскільки саме з нею пов'язуються незворотні кліматичні зміни.

Крім того, інтерес до вивчення останнього интергляціал-гляціального циклу зумовлений тим, що орбітальна конфігурація Землі під час останнього зледеніння близька до сучасної (G. Kukla, J. Gavin, 1992), хоча амплітуда зміни сучасної інсоляції слабкіша, а очікувана тривалість періода інша (A. Berger, M.-F. Loutre, 2002).

Фактичні дані по історії змін природних обстановок Землі в найближчому геологічному минулому слугують основою для пізнання закономірностей її розвитку, прогностичних екстраполяцій і перевірки теоретичних моделей клімату. Важливе місце в комплексі палеогеографічних методів посідає палінологічний метод, що дає найбільш повне уявлення про флору і домінуючі типи рослинності, їх зміни в часі, а також дозволяє реконструювати ландшафтні і кліматичні особливості минулих епох. В роботі представлені матеріали, отримані при дослідженні субаеральних відкладів Центральної і частини Східної Європи, де вони найменш вивчені за допомогою палінологічного методу.

Зв'язок роботи з науковими програмами, планами, темами. Наукові розробки, які представлені в дисертації, використані при виконанні бюджетних проектів: 1999-2003 «Стратиграфія та кореляція відкладів нафтогазоносних і вугленосних провінцій України» - державний реєстраційний номер теми - 199U002576; 2004-2008 - розділ «Відклади антропогену» державної теми «Палеогеографічні, еволюційні та палеоекологічні критерії стратиграфічного поділу відкладів фанерозою України» - державний реєстраційний номер теми 0104U000058; 2009-2012 - розділ «Четвертинна система» державної теми «Створення та модернізація стратиграфічних схем фанерозойських відкладів України» - державний реєстраційний номер теми 0109U002136; міжнародних грантів, виконавцем яких була автор роботи: 1998-2001 KBN 6 P04E 031 15 - «Paleogeografia i stratygrafia plejstocenu Wschodniego Podkarpacia miкdzy Przemyњlem i Koіomyj№ (w њwietle badaс reperowych profilуw utworуw glacjalnych i peryglacjalnych oraz stanowisk kultur paleolitycznych)»; 2006-2009 - ANR «Mammouths» Museum National d'Histoire Naturelle (France), 2007 - UMCS «Kontekst paleogeograficzny stanowiska magdaleсskiego w Wilczycach nad Opatуwk№ (Wyїyna Sandomierska)»; 2008-2011 MNiSW NN306 426234 «Paleogeograficzne podstawy fenomenu trwaіego osadnictwa paleolitycznego w strefie podkarpacko-podolskiej» і 2010-2013 MNiSW N306 474138 «Korelacja podstawowych profili lessowych Ukrainy na podstawie dat luminescencyjnych».

Мета і задачі дослідження. Основною метою дослідження є вивчення динаміки клімату і рослинності пери- та екстрагляціальної областей Центральної та суміжної частини Східної Європи протягом останнього интергляціал-гляціального циклу за матеріалами палінологічного аналізу субаеральных відкладів.

Для досягнення вказаної мети були поставлені такі завдання:

· виявлення геолого-стратиграфічних особливостей будови відкладів верхнього неоплейстоцену;

· детального вивчення палінологічним методом найбільш повних і показних розрізів континентальних утворень пери- та екстрагляціальної областей пізнього плейстоцену Центральної і частини Східної Європи;

· встановлення стратиграфічної значущості рослинних сукцесій;

· уточнення положення границі між середнім і верхнім неоплейстоценом;

· визначення систематичного та кількісного складу паліноспектрів з метою кліматостратиграфічних і палеогеографічних побудов;

· реконструкція кліматичних параметрів різних часових проміжків на території дослідження;

· застосування методу біомізації з метою реконструкції пануючих ландшафтів території пери- та екстрагляціальної областей Центральної і суміжної частини Східної Європи в пізньому неоплейстоцені.

Об'єкт дослідження - субаеральні відклади території Центральної та частини Східної Європи.

Предмет дослідження - мікрофітофосилії у відкладах лесово-ґрунтової формації пери- та екстрагляціальної зон Центральної та частини Східної Європи з метою відтворення характеру змін рослинного покриву та клімату протягом останнього плейстоценового кліматичного циклу.

Методи дослідження - дослідження проведені за допомогою палінологічного методу з використанням результатів термолюмінесцентного, оптично-стимульованого люмінесцентного та радіовуглецевого методів.

Наукова новизна одержаних результатів. Вперше детально вивчені за допомогою палінологічного методу відклади найбільш повних і показних розрізів континентальних утворень пери- та екстрагляціальної областей пізнього плейстоцену Центральної і частини Східної Європи. Для характеристики цих відкладів території Центральної Європи вперше застосовано метод реконструкції кількісних значень скалярних кліматичних показників на основі палеофлористичних матеріалів (метод побудови кліматограм), який дав змогу простежити зміни температурного режиму. Комплексний аналіз геологічних, біологічних і кліматичних даних дозволив провести реконструкцію рослинності і клімату пізньоплейстоценового часу, а використання результатів термолюмінесцентного і радіовуглецевого датування збільшило надійність побудов автором схеми розвитку природних умов досліджуваної території. Цьому сприяло і застосування методу біомізації (I.C. Prentice et al., 1992, 1996), вперше використаного при дослідженнях субаеральних відкладів території Центральної та суміжної частини Східної Європи, що дало змогу не тільки відновити сукцесії рослинних угруповань в вертикальному розрізі, але й охарактеризувати їх по простяганню. палінологічний плейстоцен кліматичний екстрагляціальний

Практичне і теоретичне значення роботи. Результати проведених досліджень суттєво розширюють та деталізують відомості про загальні та регіональні закономірності змін рослинного покриву, ландшафтів і клімату території пери- та екстрагляціальної зон Центральної та частини Східної Європи упродовж останнього плейстоценового кліматичного циклу. Показана можливість використання матеріалів палінологічного аналізу для вирішення ряду палеографічних і стратиграфічних задач. Уточнено положення границі між середнім і верхнім неоплейстоценом. Аргументовано доведено, що границю між середнім і верхнім неоплейстоценом доцільно проводити по підошві відкладів прилуцького горизонту і в основі підстадії 5е ізотопно-кисневої шкали. Створена схема кореляції субаеральних відкладів України з відкладами екстрагляціальної зони Центральної, льодовикової зони Північної Європи, а також європейської частини Росії на підставі аналізу рослинних сукцесій різних ландшафтних обстановок і динаміки змін рослинного покриву протягом останнього плейстоценового кліматичного циклу.

Детально розглянуто питання можливості збереження деревної рослинності в рефугіумах упродовж останнього плейстоценового зледеніння в пери- та екстрагляціальній областях Європи. Зроблені висновки про розміщення рефугіумів деревних на території Європи.

Отримані дані про зміну палеогеографічних умов протягом пізнього плейстоцену на території Центральної і частини Східної Європи можуть бути використані в якості основи прогнозу розвитку природних процесів, наприклад таких, як кліматичні зміни. Крім того, отриманий матеріал може застосовуватись для розчленування і кореляції розрізів пізнього плейстоцену території Європи.

Особистий внесок здобувача. Всі основні результати і висновки, представлені в дисертаційній роботі, були отримані автором самостійно. В основу дисертаційної роботи покладені матеріали польових і камеральних досліджень, проведених автором у відділі геології антропогену Інституту геологічних наук НАН України і відділі геології плейстоцену Інституту геологічних наук Польської Академії наук протягом 2001-2010 рр. За цей час були описані і детально вивчені найбільш повні опорні розрізи континентальних відкладів пізнього плейстоцену, а також археологічні пам'ятки. Автор особисто приймала участь у відборі зразків для всіх видів аналізу, обробці отриманих матеріалів, їх узагальненні та інтерпретації. В процесі роботи були відібрані, опрацьовані, визначені під мікроскопом та описані 570 зразків верхньоплейстоценових континентальних відкладів Німеччини, Чехії, Польщі і України. В роботі були використані результати вивчення порід різними методами, в тому числі палеомагнітним, радіовуглецевим, методами термо- та оптичної люмінесценції, матеріали досліджень археологічних пам'яток. Хімічна мацерація зразків виконана автором в лабораторії палінологічного аналізу відділу геології антропогену ІГН НАН України, а також у лабораторії первинної обробки Інституту геологічних наук Польської академії наук.

Апробація результатів дисертації. Матеріали роботи були представлені на вітчизняних і міжнародних симпозіумах, семінарах і конференціях, в тому числі: конференціях молодих вчених ІГН НАН України; сесіях Українського палеонтологічного товариства (2002 - 2009), VI European Paleobotany-Palynological conference, Athens, 2002; Joint Workshop Meeting INQUA, Moskow, 2003; IV International Loess seminar «Record of climatic changes in loess successions», Strzelin, 2004; conference «Reconstruction of Quaternary palaeoclimate and palaeoenvironments and their abrupt changes», Biaіowieїa, 2004; ESSC Conference «Soil conservation issues in Nordic Countries», Tartu, 2005; konferencji «Stratygrafia plejstocenu Polski - Lessy i utwory lessopodobne w stratygrafii plejstocenu», Warszawa, 2005; 11 Міжнародній палеоботанічній конференції «Современные проблемы палеофлористики, палеофитогеографии и фитостратиграфии», Москва, 2005; ХІ Всеросійській палінологічній конференції «Палинология: теория и практика»; конференції «Studia interdyscyplinarne nad lessami - problemy metodyczne», Sandomierz, 2006; VII European Paleobotany- Palynological conference, Praha, 2006; Danube Loess Symposium (INQUA), Novi Sad, 2006; ХІІ Всеросійській палінологічній конференції «Палинология: стратиграфия и геоекология», Санкт-Петербург, 2008; Міжнародній науковій конференції «Актуальные проблемы геологии Белорусии и смежных територий», присвяченій 90-річчю з дня народження академіка НАН Білорусії О.С. Махнача, Мінськ, 2008; International working conference OIS3 stage, Brno, 2010; Міжнародній науковій конференції INQUA-SEQS, Ростов-на-Дону, 2010; Міжнародній науковій конференції, присвяченій 75-річчю з дня народження С.В. Мейена, Москва, 2010.

Публикації. Автором за темою дисертаційної роботи опубліковано 42 наукові роботи, серед яких 1 монографія (в співавторстві), 22 статті в фахових наукових виданнях України.

Структура та об'єм роботи. Загальний обсяг дисертації - 273 сторінки. Вона складається із вступу, десяти розділів, висновків, списку літератури (371 найменування), чотирьох додатків та містить 82 малюнка, 8 таблиць і 13 фото.

Дисертаційна робота виконана в відділі геології антропогену ІГН НАН України, очолюваному доктором геолого-мінералогічних наук, професором В.Н. Шовкоплясом, якому автор висловлює щиру вдячність.

Особливу подяку за неоціненну допомогу в роботі, всебічну підтримку і незмінно уважне відношення автор висловлює польським, чеським, німецьким, грузинським, білоруським та російським колегам - професорам Тересі Мадейській, Марії Ланчонт, Станіславу Федоровичу, Павлу Босаку, Кристині Шерочинській, Здіславу Ярому, Дороті Наліпці, Хільмару Шредеру, докторам наук Елісо Квавадзе, Кристині Балазі та Іоанні Мирослав-Грабовській, докторам Пшемиславу Мрочку, Ярославу Кусяку, Янушу Кіді, Даріушу Цішку, Ельвірі Сенкевич, Міхалу Гонсьоровському, Ленці Лісі, Ульріці Эйдам, Ользі Дзюбі, Олені Новенко, Павлу Тарасову, Валентині Шалабоді, Валентині Зерніцькій. Щира вдячність Дмитру Трибушному, без допомоги якого застосування методу біомізації було б неможливим.

Величезну подяку автор висловлює співробітникам відділу геології антропогену ІГН НАН України С.К. Прилипку і О.І. Крохмалю за допомогу надану при дослідженні розрізів і відборі зразків, а також всьому колективу цього відділу за сприяння у виконанні даної роботи.

ОСНОВНИЙ ЗМІСТ ДИСЕРТАЦІЇ

СТУПІНЬ ВИВЧЕНОСТІ

Питання про ступінь вивченості останнього інтергляціал-гляціального циклу території Центральної Європи достатньо складне. Не зважаючи на велику кількість проведених досліджень і безліч опублікованих робіт, відомості про субаеральні пізньоплейстоценові відклади за різноманітними дисциплінами розподіляються дуже нерівномірно.

Початком досліджень саме пізньоплейстоценових відкладів варто, мабуть, вважати 1932 р., коли на ІІ Конгресі INQUA в Ленінграді була прийнята схема поділу четвертинної системи на чотири частини: еоплейстоцен, мезоплейстоцен, неоплейстоцен і голоцен. До неоплейстоцену були віднесені відклади рис-вюрмського, або заале-вейхзельського (еемського), міжльодовиків'я і вюрмського, або вейхзельського (віслінського), льодовиків'я. Це не означає, що до цього моменту ніяких досліджень не проводилось. Пізньоплейстоценові відклади території Центральної Європи були об'єктом вивчення вже в другій половині XIX ст. у зв'язку з розвитком теорії полігляціалізму. А. Penck та Е. Bruckner при вивченні передгір'їв Альп встановили присутність слідів чотирьох зледенінь. Ними була запропонована перша схема розподілу плейстоценових відкладів в Альпах і Європі в цілому. На початку ХХ ст. ця схема була широко стосована в четвертинній стратиграфії. В Росії ідея багаторазовості зледенінь вперше була висловлена А.П. Павловим, який також виділив чотири зледеніння і зіставив їх з тими, що виділили А. Penck та Е. Bruckner. В 1935 р. F.E. Zeuner і A.T. Hopwood представили свою схему розчленування плейстоценових відкладів, ґрунтуючись на характеристиках колекцій викопних хребетних, визначивши три приблизно рівних за тривалістю відрізка. В подальшому схеми розчленування плейстоценових відкладів були деталізовані, переведені на якісно новий рівень і багаторазово уточнювались дослідженнями багатьох авторів, серед яких варто згадати прізвища таких вчених як N.J. Shakleton, J. Fink, H. Maruszczak, M. Pйsci, J.E. Mojski, G. Kukla, H.D. Hedberg, P. Haesaerts, D.-D. Rousseau, Р. Gibbard, С. Turner, P.C. Tzedakis, В.І. Крокос, П.К. Заморій, В.Г. Бондарчук, М.Ф. Веклич, І.І. Краснов, К.В. Нікіфорова, Є.В. Шанцер, В.М. Шовкопляс, П.Ф. Гожик, А.О. Величко, В.А. Зубаков, А.Є. Додонов і ін., що привело до створення сучасних схем стратиграфічного розчленування плейстоценових відкладів. Незважаючи на дослідження багатьох вчених, далеко не всі питання вирішені до нинішнього часу. Неодноразово робилися спроби проведення кореляції лесово-ґрунтових серій із стратиграфічними підрозділами морських і льодовикових утворень Європи на підставі даних літостратиграфії, геоморфології, геохронології, палеомагнетизму. Однак висновки авторів про стратиграфічне розчленування пізньоплейстоценових відкладів, кореляцію стратиграфічних підрозділів і зіставлення палеогеографічних обстановок в Європі не завжди збігаються. Суттєвою проблемою є кореляція локальних стратиграфічних схем, особливо між країнами Західної і Східної Європи, а також тривалість останнього плейстоценового інтергляціалу та відповідність морської і континентальної стратиграфічних схем.

Cучасні уявлення про лесово-ґрунтові покриви Європи склались завдяки роботам таких дослідників як J. Jersak, H. Maruszczak, M. Pйsci, J.E. Mojski, G. Kukla, І.П. Герасимов, В.І. Крокос, П.К. Заморій, В.Г. Бондарчук, А.О.Величко, М.Ф. Веклич, І.В. Попов, В.С. Биков, Є.М. Сергєєв, Н.О. Сіренко, Т.Д. Морозова, Н.С. Боліховська і В.Ф. Боліховський та багатьох інших. Тим не менш до сих пір залишаються дискусійними питання визначення і генезису лесу, шляхів формування субаеральних ґрунтів, наявності або відсутності кріогенних структур в ґрунтах пери- та екстрагляціальної областей тощо.

Питання, пов'язані з палінологічними характеристиками відкладів різного генезису часу останнього інтергляціал-гляціального циклу різних регіонів Європи, розглянуті в численних публікаціях. Більшість цих робіт присвячено дослідженню озерних осадків. Серед них варто згадати декілька, які стали основою просторових кореляцій для більшості палінологів. Однією з перших була робота K. Jessen і V. Milthers «Stratigraphical and paleontological studies of interglacial fresh-water deposits in Jutland and Northwest Germany» 1928 року. Запропонована ними зональність протягом багатьох років залишалась стандартною схемою для опису пилкових діаграм останнього плейстоценового інтергляціалу для всієї Північної Європи.

В 1953 р. інтергляціал Еем як біостратиграфічна одиниця в його стратотиповому районі був встановлений I.M. van der Vlerk і F. Florschьtz. Він визначався сукцесією пилкових біозон, яка має виразну відповідність в усіх районах Східної і Північної Європи (W. H. Zagwijn, 1996; С. Turner, 2000).

В 1961 р. W.H. Zagwijn дав одну з перших детальних характеристик еемської і ранньовейхзельської рослинних сукцесій місцезнаходження біля м. Amersfoort, а також провів кореляцію з іншими місцезнаходженнями одновікових відкладів Північно-Західної Європи. Пізніше на основі аналізу пилкових діаграм і макрофосилій 31 європейського розрізу він проаналізував історію змін клімату Західної та Центральної Європи протягом Еемського інтергляціалу. Ним було встановлено, що, порівняно з голоценом, клімат останнього плейстоценового інтергляціалу був більш океанічним, а зимові температури змінювались паралельно із змінами рівня Світового океану. В якості головного інструменту аналізу використовувався метод видів-кліматичних індикаторів (climatic indicator species), а для кількісних характеристик - тільки окремі види деревних (Abies alba Mill., Acer monspessalanum L., Acer tataricum L., Buxus sempervirens L. and Tilia tomentosa Moench) (W.H. Zagwijn, 1996).

Різними авторами для Еемського інтергляціалу були запропоновані локальні схеми, а загальна схема, яка підрозділяє Еем на шість пилкових біозон, була застосована для території від Західної Франції до Польщі (С. Turner C., 2000). Автори узагальненої схеми розглядали ці зони, як «явно синхронні» на всій території Європи.

Накопичено значний палеоботанічний матеріал, що характеризує відклади останнього плейстоценового міжльодовиків'я Східно-Європейської (Руської) рівнини, які зіставляються з європейським Еемом. Початок досліджень поклали матеріали з вивчення міжморенного торфовища біля с. Микулино, які пізніше були доповнені даними із розрізу поблизу с. Нижня Боярщина (Н.С. Чеботарева, 1954; В.П. Гричук, 1961;1982; 1989; П.І. Дорофеев, 1963; Ф.Ю. Величкевич, 1982). Ці матеріали дозволили виділити вісім фаз розвитку рослинності (пилкових зон), а міжльодовиків'я отримало назву микулинського. Для території СРСР характеристики цих пилкових зон були запропоновані Н.О. Махнач (Н.О. Махнач, 1957), а в 1961 р. була опублікована система палінологічних зон (В.П. Гричук, 1961), яка широко використовується до сих пір у геологічній практиці.

Значно менша кількість робіт присвячена палінологічній характеристиці відкладів останнього плейстоценового зледеніння. В основному ці публікації дають уявлення про рослинність інтерстадіальних часових проміжків Amersfoort/Brцrup, Odderade, значно рідше Oerel, Glinde, Moershоofd, Hengelo і Denekamp (J. Hahne, S. Kemle, J. Merkt, K.-D. Meyer, 1994; B. Menke, R. Tynni, 1984; K.-E. Behre, U. Lade, 1986; K.-E. Behre, 1989; S. Klotz, U. Mьller, V. Mosbrugger, J.-L. de Beaulieu, M. Reille, 2004 та ін.).

Пізньоплейстоценові відклади лесово-ґрунтової формації території Європи палінологічно охарактеризовані недостатньо. Більшість наявних публікацій присвячена розрізам, що розташовані в Східній Європі. Це характеристики розрізів (О.Т. Артюшенко, Р.Я. Арап, Л.Г. Безусько, Н.С. Боліховська, Н.П. Герасименко, В.П. Гричук, М.П. Гричук, Е.М. Зеліксон, М.С. Комар, Є.Т. Ломаєва, С.І. Паришкура-Турло, Г.О. Пашкевич та ін.) і результати досліджень багатошарових археологічних стоянок (Н.С. Боліховська, Г.О. Пашкевич, Н.І. Герасименко, Г.М. Левковська, Л.Г. Безусько, О.Ю. Новенко, М.С. Комар і ін.). На жаль, багато робіт містять лише графіки флористичного складу, що дозволяє зробити висновок тільки про наявність-відсутність різних таксонів у рослинних угрупованнях. Ситуація з палінологічною характеристикою розрізів, що розташовані на території Західної і Центральної Європи невтішна. Є лише декілька робіт, в яких містяться результати досліджень пізньоплейстоценових відкладів Західної і Центральної Європи спорово-пилковим методом. Це публікації B. Urban (1984), P. Antoine et al. (2001) та декілька інших.

Представлена робота виконана з метою заповнити цю прогалину та отримати матеріали про зміну рослинності, палеоландшафтів і палеоклімату пери- та екстрагляціальної зони Центральної і суміжної частини Східної Європи.

СТРАТИГРАФІЧНИЙ НАРИС

Для розгляду проблем пізнього неоплейстоцену перш за все треба було чітко визначити, що таке пізній неоплейстоцен і які відклади до нього відносяться.

Як вже згадувалось в попередньому розділі, поділ плейстоцену на ранній, середній і пізній ґрунтувався на кількості зледенінь і характеристиках колекцій викопних хребетних. В основу розрахунку кожного з підрозділів покладена часова шкала Міланковича (F.E. Zeuner, 1935; F.E. Zeuner, 1959). Тобто границя середнього-пізнього плейстоцену знаходилась в тій самій позиції, що і в теперішній час в Європейській стратиграфічній схемі, в основі останнього міжльодовиків'я, а саме в основі стадії Еем (Eemian, Микулино, Сангамон). В альпійській стратиграфічній схемі цей інтергляціал має назву Рис-Вюрма (Riss-Wьrm), оскільки розділяє дві льодовикові епохи - середньоплейстоценову Рис (Riss) і пізньоплейстоценову Вюрм (Wьrm). В стратиграфічних схемах інших країн він іменується так: Ipswich в Великобританії, Tepsankumpu в Фінляндії, Merkine в Литві, Prangli в Естонії, Felicianova в Латвії, микулинський в Росії, муравинський в Білорусі і Sangamonian в Півчнічній Америці. В 1962 р. було прийнято датування нижньої границі - 120 тис. років (P. Woldstedt, 1962).

Сьогодні у європейських геологів, які вивчають четвертинні відклади, практично відсутні розбіжності відносно положення нижньої границі пізнього плейстоцену. Вона проводиться в підошві відкладів, які відповідають підстадії ізотопно-кисневої шкали 5е (ОIS 5е). Дана кореляція була запропонована N.J. Shakleton (N.J. Shakleton, 1969). Його головний аргумент - цей інтервал являє собою окремий кліматичний ритм: від екстремально холодного клімату до більш теплого, ніж сучасний, і знову до холодного - залишається правомірним і нині.

Еем як біостратиграфічна одиниця в його стратотиповому районі був встановлений I.M. van der Vlerk і F. Florschьtz (1953). Як хроностратиграфічній одиниці стадії Еем формально було дано визначення голостратотипу (W.Н. Zagwijn, 1975), на підставі вивчення відкладів профілю, що був пробурений біля м. Amersfoort (Нідерланди). Нижня границя інтергляціальної стадії Еем була визначена з використанням біостратиграфічних критеріїв, а саме рівня на пилковій діаграмі на початку інтергляціальної сукцесії, де кількість пилку деревних вже перевищує 50% від загальної суми мікрофітофосилій. Пізніше лектостратотип відкладів Еемського інтергляціалу був встановлений і детально описаний в свердловині Amsterdam-Terminal (van Leeuwen et al., 2000). Проект, що підготовлений на засіданні робочої групи «Middle/Upper Pleistocene Boundary» в 2005 р., підтримав пропозицію про проведення границі між стадіями Заалє (Saalian) і Еем (Eemian), а відповідно і границі між середнім і пізнім плейстоценом у континентальних відкладах свердловини Amsterdam-Terminal, а сам розріз було запропоновано затвердити в якості стратотипу інтергляціалу Еем для Північно-Західної Європи. При розгляді питання кореляції морських і континентальних відкладів було прийнято в цілому, що узгодженим еквівалентом в океанічних басейнах є підстадія 5e морської кисневої шкали (MIS 5е). Таким чином, саме положення границі середнього/пізнього плейстоцену в західних схемах можна вважати встановленим.

Однак у стратиграфічній схемі України положення границі середнього і пізнього неоплейстоцену трактувалось не завжди однозначно і до сих пір є предметом дискусій. З цього питання існує декілька поглядів. Відповідно до діючого Стратиграфічного кодексу України (1997), до пізнього неоплейстоцену відносяться відклади віком від 140 до 9 тис. років, які включають відклади прилуцької, вітачівської, бузької, дофіновської та причорноморської ступенів Загальної стратиграфічної схеми четвертинних відкладів України. Границя середнього і пізнього неоплейстоцену проводиться по підошві прилуцького горизонту. Існують інші погляди. Раніше М.Ф. Векличем із співавторами (М.Ф. Веклич, Н.О. Сиренко, О.М. Адаменко и др., 1983.) границя проводилась в покрівлі прилуцького горизонту і, таким чином, кайдацький і прилуцький горизонти відносились до середнього неоплейстоцену. D. Rousseau, G. Kukla, Н.П. Герасименко, Ж.М. Матвіїшина і ін. відносять ґрунти кайдацького і прилуцького комплексів до пізнього неоплейстоцену (Н.П. Герасименко, 2004.; Ж. Матвіїшина, Н. Герасименко, 2005; N. Gerasimenko, 2000; D.-D. Rousseau, N. Gerasimenko, Zh. Matviischina et al., 2001). Однак більшість геологів, що вивчають ці відклади, проводять границю між середньою та верхньою ланками неоплейстоцену в підошві прилуцького горизонту. Щоб внести ясність у вирішення даного питання були досліджені відклади двох похованих ґрунтів і розділяючих їх лесоподібних суглинків опорного розрізу Старі Кодаки. За результатами проведених досліджень були зроблені висновки про те, що накопичення відкладів досліджуваної частини розрізу відбувалось протягом двох різних інтергляціалів і розділяючого їх гляціалу. Зміни рослинності, зафіксовані в пилкових спектрах верхнього похованого ґрунту, близькі до сукцесій рослинності останнього плейстоценового інтергляціалу на території Центральної і Східної Європи. Отримані в розрізі Старі Кодаки дані підтверджуються результатами досліджень ряду опорних розрізів Північного Причорномор'я: Приморське, Роксолани, Станіслав, Миронівка, Урзуф, Широкине і Платово. Проведені дослідження дозволяють зробити висновок, що стратиграфія відкладів прилуцького термохрону виглядає таким чином. Всі відклади досліджуваного ґрунтового комплексу за віком відносяться до 5 стадії ізотопно-кисневої шкали (F. C. Bassinot, 1994). Будова ґрунтового комплексу тісно пов'язана з характером палеографічних змін, що чітко фіксуються на інсоляційних кривих М. Міланковича, на яких в цьому часовому проміжку відмічаються три піка підвищення і два пониження рівня інсоляції (E. Tziperman et al., 2006). Можна стверджувати, що ґрунт, який сформувався в інтервалі 130-110 тис. років тому, синхронний підстадії 5е ізотопно-кисневої шкали і є південним аналогом власне прилуцького похованого ґрунту. Верхні поховані ґрунти ґрунтового комплексу можна достатньо впевнено скорелювати з інтерстадіалами останнього плейстоценового зледеніння Amersfoort/Brшrup і Odderade.

Наступне питання, що розглядається в цьому розділі - питання тривалості останнього інтергляціалу. Наразі на нього немає однозначної відповіді. Висуваються різні версії. N.J. Shakleton (1969) припустив, що інтергляціал Еем у Північно-Західній Європі був еквівалентний не всій 5 стадії ізотопно-кисневої шкали, а, скоріше, інтервалу всередині її - підстадії 5е, тобто останній інтергляціал продовжувався не половину циклу ексцентриситету (50 тис. років), а, найімовірніше, половину циклу прецесії (10 тис. років). Пізніше H. Mьller (1974) в розрізі озерних відкладів Bispingen (Північна Німеччина) підрахував тривалість цілого інтергляціалу як 9-11 тис. років. J. Hahne (J. Hahne et al., 1994), досліджуючи озерні відклади у Quakenbrьck, визначив тривалість інтергляціалу приблизно в 9500 років. G. Kukla із співаторами (1997), порівнюючи дані спорово-пилкового аналізу розрізу Grand Pile з результатами палінологічного дослідження осадків і кривими планктонних форамініфер з кернів свердловин глибокого буріння в Північній Атлантиці, припустив, що тривалість інтергляціалу була недооцінена. Авторами була висловлена думка, що тривалість останнього інтергляціалу відповідає не тільки підстадії 5e, але також ранній частині підстадії 5d. В цьому випадку тривалість Еема приблизно вдвічі довша, ніж підрахував H. Mьller. Протилежного погляду дотримувались О. Caspers із співавторами. На основі досліджень ряду місцезнаходжень в Німеччині вони підтримали думку про тривалість останнього плейстоценового міжльодовиків'я в 10-11 тис. років (О. Caspers et al., 2002). P.C. Tzedakis з співаторами (P.C. Tzedakis et al., 2002) надали астрономічно калібровані дані спорово-пилкового аналізу розрізу Ioanina в Греції. Відповідно до цієї часової моделі, останній інтергляціал тривав 16 тис. років - від 127 до 111 тис. років. У більш пізніх публікаціях (N. Kьhl et al., 2007; S. Brewer et al., 2008), хоча і відмічається відставання початку інтергляціалу на декілька тисяч років у континентальних секвенціях, вказується тривалість інтергляціалу 13,5-13 тис. років. При цьому сам інтергляціал зіставляється виключно з підстадією 5е ізотопно-кисневої шкали. В основі всіх вищезгаданих розрахунків тривалості останнього плейстоценового інтергляціалу лежать дані, що ґрунтуються на підрахунку шарів і визначенні швидкостей осадконакопичення морських та озерних відкладів. Тим не менш висновки суттєво відрізняються. Ще важче вирішити дане питання на підставі результатів, отриманих для осадків субаеральних. Термолюмінесцентні дати, одержані С.К. Прилипком для власне прилуцького ґрунту, коливаються в межах 130-110 тис. років (С.К. Прилипко, 2009). Верхні ґрунти прилуцького ґрунтового комплексу, що відповідають, мабуть, ранньовалдайським (Amersfoort/Brцrup і Odderade) інтерстадіалам знаходяться в межах 90-75 тис. років (Прилипко С.К., 2009). Таким чином, тривалість останнього неоплейстоценового міжльодовиків'я за даними термолюмінесцентного методу становить близько 20 тис. років. Подібні дані отримані і S. Fedorowicz (2006). Ґрунти прилуцького (гороховського) ґрунтового комплексу в Україні датуються 124-80 тис. років, у Литві - мяркінський ґрунт - 135,5-103 тис. років.

При дослідженні ґрунтового покриву Європи Т.Д. Морозова (1981) відмітила, що хоча потужності профілів еемських (микулинських) ґрунтів, що збереглися, перевищують потужності голоценових, в цілому вони порівнянні. На підставі цього вона висунула припущення, що оцінка тривалості інтергляціалу H. Mьller є більш достовірною. На жаль, доводиться визнати, що всі отримані дотепер дані не дають однозначної відповіді на питання про тривалість останнього плейстоценового інтергляціалу.

До складних проблем при вивченні пізнього неоплейстоцену можна віднести і встановлення числа і рангу кліматичних змін у межах вюрмського (валдайського) льодовикового мегаритму. Основні розбіжності стосуються кількості кліматичних коливань та їх масштабу. В розділі наведена кореляційна таблиця подій в Південній, Центральній і Північній Європі, а також схема кореляції субаеральних відкладів України з такими екстрагляціальної зони Центральної і льодовикової зони Північної Європи і європейської частини Росії (див. табл. 1).

Дуже тривалий час залишалось невирішеним і питання про верхню границю пізнього неоплейстоцену/нижню границю голоцену. Голоценова комісія на засіданні конгресу INQUA в Парижі ще в 1969 р. рекомендувала хронометрично визначити границю плейстоцену-голоцену в 10 тис. років методом ¹⁴C (B.P. Hageman, 1969). Було висловлено припущення про те, що завдяки визначенню початку голоцену на підставі радіовуглецевого датування пришвидшиться визначення відповідного стратотипу, який повинен бути хроностратиграфічним стандартом для подальшого порівняння. В якості стратотипів границі, починаючи з 80-х років минулого сторіччя, пропонувались розрізи морських і озерних відкладів, однак і ті, і інші були пізніше відхилені з різни причин. В якості альтернативи морським і озерним послідовностям для визначення нижньої границі голоцену було запропоновано використовувати дані полярного льоду. В 2004 р. була створена робоча група програми North Atlantic INTIMATE (Integration of ice-core, marine and terrestrial records: INQUA проект 0408) і підкомісії по четвертинній стратиграфії (Subcommission on Quaternary Stratigraphy) з метою визначення границі плейстоцен/голоцен (GSSP) в кернах льодового щита Гренландії (NGRIP). В травні 2008 р. виконавчий комітет Міжнародного союзу геологічних наук (IUGS) ратифікував точку як стандарт визначення нижньої границі голоцену, розташовану на глибині 1492,45 м льодового керна NGRIP (M. Walker, 2008; 2009). Згідно з отриманими даними, вік верхньої границі плейстоцену і відповідно нижньої границі голоцену визначається в 11,7 тис. років.

Як було сказано раніше, відповідно до діючого Стратиграфічного кодексу України (1997) вік пізнього неоплейстоцену визначається часовим інтервалом від 140 до 9 тис. років, що не відповідає сучасному рівню знань, а також рішенням Міжнародного союзу геологічних наук і Міжнародної стратиграфічної комісії. Цю невідповідність можна усунути шляхом внесення коректив в Стратиграфічний кодекс України. Але якщо остаточного рішення щодо датування нижньої границі пізнього плейстоцену до сих пір Міжнародним стратиграфічним комітетом не прийнято, то верхня границя точно визначена. Відповідно і в стратиграфічній схемі України необхідно проводити верхню границю на рівні 11,7 тис. років.

КОРОТКА ХАРАКТЕРИСТИКА ЛЕСОВОГО ПОКРИВУ ЦЕНТРАЛЬНОЇ І СХІДНОЇ ЄВРОПИ

Основним об'єктом досліджень є відклади лесово-ґрунтової формації території, що розташована за межами останнього плейстоценового материкового зледеніння. Вибір цих відкладів в якості об'єкта досліджень не випадковий. Це один з найбільш розповсюджених типів континентальних четвертинних відкладів, що покриває понад 3,2% площі суші і розвинутий на площі всіх континентів за винятком Антарктиди (Лессовый покров Земли и его свойства, 2001). Пізньоплейстоценовий лесово-ґрунтовий покрив має більшу просторову нерівномірність. За даними А.О. Величко та ін. (Палеогеография Европы в позднем плейстоцене. Реконструкции и модели, 1973), ширина по меридіану європейської лесової області в своїй східній частині досягає 1500 км. На захід, у бік приатлантичних районів її ширина, як і потужність лесового покриву, поступово скорочується і на території Франції практично виклинюється. В основному лесові масиви Європи приурочені до поясу помірного клімату і тільки на півостровах Середземномор'я найбільш південна частина ареалу лесових порід досягає субтропіків (Лессовый покров Земли и его свойства, 2001).

Для лесів Європи характерна зональна різноманітність (H. Maruszczak, 1990). Майже всі лесові масиви Європи знаходяться в суббореальному підпоясі, якщо прийняти поділ помірного поясу субконтиненту на бореальний (північний) і суббореальний (південний). Таким чином, більшою мірою їх розповсюдження пов'язане з пери- та екстрагляціальною зонами останнього зледеніння - зледеніння Валдай (Wьrm, Weichselian, Vistulian). Можна виділити такі зони: кріогенну, перигляціальну, середземноморську і перипустельну (M. Јanczont, J. Wojtanowicz 2000).

Границею кріогенної зони лесових порід Європи вважається границя останнього валдайського (Vistulian, Wьrm, Weichselian) зледеніння, хоча масиви лесових порід безпосередньо підходять до границі не по всій її довжині. В Центральній Європі це межиріччя Ельби та Одри, а на Східно-Європейській рівнині - верхів'я басейну Дніпра і невеликі ділянки в верхів'ях басейну Волги.

Зона перигляціальних лесів - основна зона європейських лесів. Утворена головним чином покривним субаеральним еоловим лесом потужністю 5-40 м і більше. Невеликі розрізнені масиви лесових порід у Франції й Англії є західним краєм лесового ареалу Європи. Перигляціальну лесову зону можна поділити на дві підзони (Лессовые породы СССР, 1986). Північна підзона знаходиться в межах границь плейстоценових зледенінь і характеризується потужностями лесів 5-10 м і здебільшого одним (хоча іноді двома і більше) похованим ґрунтом. Південна підзона - поза межами зледеніння з полігенетичними лесами потужністю 10-40 м, які охоплюють всі ланки плейстоцену з численними похованими ґрунтами/ґрунтовими комплексами.

Зона середземноморських лесів займає територію Південної Європи і басейн Середземного моря. Зона перипустельних лесів охоплює Південно-Східну Європу в районі Чорного і Каспійського морів.

Для лесів характерна велика просторова різноманітність як у напрямку схід - захід, так і північ - південь. Відмічається регіональна і локальна різноманітність: літологічних властивостей лесу (гранулометричних, фізико-хімічних, інженерно-геологічних показників), потужності, віку (кількості горизонтів лесів і похованих ґрунтів), а частково і генезису. Ця просторово-географічна різноманітність обумовлена такими чинниками: кліматом, геологією (характер підстилаючих порід) і гідрогеологією, геоморфологією, різним ступенем дальнього і локального переносу еолового матеріалу. Враховуючи зазначені фактори, європейські леси, тобто, головним чином перигляціальну зону, можна розділити на декілька регіонів: східний, центральний і західний. За версією M. Јanczont і J. Wojtanowicz (2009) це: А - регіон східноєвропейських континентальних лесів; В - регіон центральноєвропейських лесів сухого (В₁) і помірного вологого типу (В₂); С - регіон західноєвропейських атлантичних лесів. Обумовлена кліматом зональність лесів виразно проявляється в їх речовинному складі. При уявній однорідності лесових порід мінеральний склад і співвідношення хімічних елементів лесів різних територій суттєво відрізняються. Ця різноманітність більшою мірою спричинена різницею живильних провінцій і лише потім віком відкладів.

Якщо виходити з положення, що утворення лесу як геологічного тіла значною мірою пов'язано з кліматичними особливостями території, то формування горизонтів похованих ґрунтів залежить як від палеогеографічних умов, так і від особливостей рельєфу, на якому вони утворювались. Гумус постійно присутній у лесових породах в різних формах. Оскільки процес ґрунтоутворення - це складне біогеохімічне перетворення породи, що відповідає певному типу ландшафту, деякі горизонти похованих ґрунтів є маркуючими і мають стратиграфічне значення. До таких маркуючих горизонтів відноситься еемський ґрунт. Еемський (салинський, прилуцький, нижній ґрунт РК ІІІ) залягає в основі верхньоплейстоценової серії відкладів. При цьому на Східно-Європейській, Нижньодунайській рівнинах і в південних районах Середньоєвропейської рівнини, в межах Середньодунайської низини він одночасно є основою ґрунтового комплексу, що складається з інтергляціального і від одного до двох-трьох інтерстадіальних ґрунтів. На більшій частині території Європи ці ґрунти розвивалися під лісовою рослинністю за винятком південної частини Східно-Європейської рівнини, де формувались ґрунти лугово-степових відкритих просторів. Три основних процеси ґрунтоутворення, а саме лесиваж, оглинення і поверхневе оглеєння, були активно задіяні в формуванні ґрунтів останнього міжльодовиків'я. Поєднання цих процесів видно в будові ґрунтових профілів.

Горизонти похованих ґрунтів відмічаються і всередині валдайської (Vistulian, Wьrm, Weichselian) лесової товщі. В різних регіонах Європи відрізняється їх кількість, вигляд і характеристики.

Переважна кількість дослідників дотримується думки, що леси і лесоподібні відклади відповідають зледенінням і їх стадіям, а поховані ґрунти - міжльодовиків'ям та інтерстрадіалам. Основні розбіжностістосуються реконструкції палеогеографічних умов утворення лесів і похованих ґрунтів пери- та екстрагляціальної зони протягом останнього гляціалу. Можна виділити два основних погляда з цього питання. Перший -ці леси і ґрунти формувались в тундро-степових і частково бореальних умовах; другий - утворення ґрунтів відбувалось в умовах помірно степових, лісостепових і лісових, а седиментація лесів - в аридних умовах холодного степу. На наш погляд обидва погляди правильні, тобто північний регіон і частина центральних регіонів Європейського субконтиненту характеризувалась тундро-степовими і частково бореальними умовами, а південні, зокрема території України, Угорщини, Чехії, Сербії, Румунії, Болгарії - лісостеповими і помірно степовими під час інтерстадіалів та аридними холодними степовими під час стадіалів.

В теперішній час є дві концепції формування субаеральних ґрунтів. Перша, класична концепція, яка бере початок від В.В. Докучаєва і К.Д. Глинки, полягає в тому, що ґрунт розвивається в стабільній товщі материнської породи в глибину від фіксованої денної поверхні і досягає зрілого рівноважного стану, різного в різному природному середовищі. Друга концепція, поряд з процесом ґрунтоутворення, припускає регулярне надходження еолового матеріалу на денну поверхню, при якому товща ґрунтів росте вгору. Дослідження пізньоплейстоценових відкладів пери- та екстрагляціальної зон Центральної і Східної Європи переконливо показують, що ґрунтоутворення відбувалося безперервно з різною інтенсивністю і направленістю процесів і поєднувалось з накопиченням мінерального матеріалу. Інтенсивне ж ґрунтоутворення було переривчастим (Ф. Дюшофур, 1970; В.О. Таргульян, А.Л. Александровский, 1976; Т.Д. Морозова, 1981, V.O. Targulian, 1980).

МЕТОДИЧНІ ПИТАННЯ СПОРОВО-ПИЛКОВОГО АНАЛІЗУ СУБАЕРАЛЬНИХ ВІДКЛАДІВ

Історія палінологічних досліджень відкладів лесово-ґрунтової формації коротша за історію досліджень органогенних осадків. Майже до 70-х років минулого століття вважалось, що пилковий аналіз субаеральних відкладів малоінформативний. Однак з удосконаленням методик мацерації, метод став більш широко застосовуватись для вивчення порід лесово-ґрунтової формації. Але і в теперішній час кількість досліджених розрізів значно поступається озерним, болотним. алювіальним і морським відкладам. Причинами такого дисбалансу можна назвати тривалість, трудомісткість і дорожнечу самого процесу мацерації порід лесовог-грунтової формаціі (ЛГФ), а також труднощі інтерпретації отриманого матеріалу. Тим не менш,не зважаючи на складнощі дослідження, результати палінологічного аналізу субаеральних відкладів дозволяють простежити з однаковим ступенем детальності в одному місцезнаходженні безперервний послідовний ряд різновікових флор.

В процесі досліджень виникає ряд питань, без вирішення яких неможлива правильна інтерпретація отриманих даних. До них відносяться такі: причини збідніння спорово-пилкових спектрів; дослідження засобів формування паліноспектрів і ступеня їх адекватності щодо складу рослинності; встановлення син- і гетерохронності компонентів паліноспектрів і, нарешті, ступінь детальності палінологічних визначень.

Рядом дослідників (С.Н. Тюремнов, Н.А. Березина, 1965; Н.А. Березина, 1969; Г.В. Мусина, Р.С. Сахибгиреев, 1981 та ін.) було встановлено, що фосилізації пилкових зерен багатьох рослин передує порушення цілісності екзини, навіть у випадку швидкого поховання. Подальше руйнування відбувається у міру фосилізації. Зміна збереженості паліноформ в процесі фосилізації відбувається стадійно у відповідності до основних стадій літогенезу. Встановлено, що стійкість мікрофітофосилій до впливу фізичних факторів зростає в ряду пилок хвойних > пилок покритонасінних > спори, а стійкість до хіміко-біологічного руйнування - в ряду покритонасінні > голонасінні > спори. В розділі розглянуті причини втрат, викликані як природними явищами, так і процесами в ході мацерації і запропоновані схеми хімічної обробки порід лесової серії, застосування яких виявилось найбільш результативним.

Одним із важливих аспектів спорово-пилкового аналізу є дослідження шляхів формування пилкових спектрів і з'ясування ступеня їх адекватності складу рослинності. В вирішенні першого питання немає єдиної думки. Прихильники синседиментаційної теорії утворення ґрунтів, вважають, що ґрунтовий профіль, подібно до торфовища, безперервно росте вгору, акумулюючи рослинні залишки. На думку цих авторів вимивання пилку і спор, закріплених гумусними гелями і ґрунтовими колоїдами, практично не відбувається. Відсутня також інфільтрація пилку і спор із ґрунтів в лесові горизонти, хоча мікрофітофосилії можуть потрапляти в леси по тріщинам усихання. В лесах, за даними Р.В.Федорової (1964), інфільтрація пилку також відсутня. Таким чином, міграція пилку і спор незначна і не може суттєво спотворити спорово-пилкові спектри. Інші дослідники вирішальним фактором формування паліноспектрів вважають тип ґрунту та умови його формування. Вони вказують на можливість міграції пилку вниз по профілю в результаті вимивання його спадаючими токами води в ґрунтах підзолистого типу легкого гранулометричного складу. В суглинистих ґрунтах вимивання відбувається у вигляді суспензій по порах і тріщинах; в чорноземах, найменш схильних до вимивання, міграція пилку викликана тріщиноутворенням і перемішуванням матеріалу ґрунтовою фауною. В зв'язку з існуванням несхожих поглядів в розділі приділено увагу розгляду двох теорій ґрунтоутворення - синседиментаційній і постседиментаційній, та висловлена думка про необхідність диференційованого підходу до вирішення питання про шлях формування спорово-пилкових спектрів.

Крім того, в розділі детально розглянуті питання про адекватність паліноспектрів складу рослинності та інтерпретації результатів спорово-пилкового аналізу. Для вирішення проблеми відмінності пізньоплейстоценового і голоценового пилку від сучасного запропоновано відмовитись від процедури ацетолізу, яка руйнує протоплазму сучасних мікрофітофосилій в процесі мацерації. Тоді за наявністю протоплазми можна буде відділити сучасні мікрофітофосилії від викопних.

Особлива увага приділена питанню видових визначень, що необхідні як для достовірних палеоценотичних реконструкцій, так і для використання прийомів фітоіндикації. Показано, що виявлення комбінації видів може характеризувати як місцеперебування з відповідною екологією, так і певну стадію сукцесійного процесу, а відомості про екологічну приуроченість різних видів можуть значно збагатити загальну картину розвитку рослинності.