Известия РАН. Серия географическая, 2022, T. 86, № 3, стр. 447-469

ВВЕДЕНИЕ

С учетом происходящих в последние десятилетия климатических изменений актуальными становятся детальные реконструкции природной среды не только в голоцене, но и во время последнего (микулинского)межледниковья и его аналогов. Сопоставлениепоследнегои современного межледниковыхпериодовявляется перспективным длявыявления долгосрочных и среднесрочных тенденций изменения климата и связанных с ними природных событий в будущем.

Изучение микулинского межледниковья началось более чем полвека назад, и за это время был накоплен большой массив разнообразных данных. При этом ряд ключевых вопросов так и остался нерешенным. К одному из них относится проблема установления хронологии межледниковья и его отдельных фаз. Оценка возрастных границ этого периода на Русской равнине в основном базируется на косвенных данных, поскольку прямые определения количественного возраста соответствующих отложений единичны или вовсе отсутствуют. Как правило, временные характеристики микулинского (а также эемского – как ближайшего аналога) термохрона принимают исходя из сопоставления с изотопно-кислородными данными по глубоководным океаническим колонкам и ледовым кернам (Kukla et al., 2002; NEEM …, 2013 и др.). Доминирует точка зрения о соответствии последнего межледниковья морской изотопно-кислородной подстадии МИС-5е (Палеоклиматы …, 2009 и др.; Litt and Gibbard, 2008). Поэтому даже единичные прямые геохронометрические данные чаще всего трактуются с этих позиций. Так, в Александровском карьере около г. Курска получены ОСЛ датировки 127 ± 8 и 115 ± 7 тыс. лет для подстилающих и перекрывающих рышковскую палеопочву отложений. На основании этого возраста делается вывод о соответствии микулинского межледниковья подстадии МИС-5е (Sycheva et al., 2020).

Имеются и другие представления о временных границах последнего межледниковья. По данным изучения озерных отложений с годичной слоистостью в Южной Италии эемское межледниковье имеет протяженность во времени 17.7 ± 0.2 тыс. лет, включая подстадии МИС-5е и частично МИС-5d (Brauer et al., 2007). Для разреза Vevais в северо-восточной Германии, получены ОСЛ датировки 126 ± 16 и 108.9 ± 7.8 тыс. лет по отложениям, вмещающим эемские озерные осадки, что условно подтверждает предыдущее заключение (Lüthgens et al., 2011).

Рассматриваются и более продолжительные интервалы времени. Хелменс и др. (Helmens, 2014), базируясь на анализе спорово-пыльцевых записей из длинных последовательностей отложений на севере Финляндии и других регионов, включает в межледниковье всю МИС-5. По данным массового датирования раковин моллюсков и вмещающих отложений Северной Евразии с применением ЭПР (электронно-парамагнитный резонанс) и ИК-ОСЛ (инфракрасная оптико-стимулированная люминесценция) методов сделано предположение о том, что период относительно высокого уровня моря и накопления озерных межледниковых осадков соответствует интервалу примерно от 145–140 до 70 тыс. лет назад (Молодьков, Болиховская, 2011; Molodkov and Bolikhovskaya, 2009). На основе корреляции этих данных с результатами палинологического изучения лессово-почвенных толщ в ряде опорных разрезов Восточно-Европейской равнины дано заключение о том, что микулинское (эемское) межледниковье, захватывая часть МИС-6 и всю МИС-5, продолжалось около 70–75 тыс. лет.

Для идентификации микулинских/эемских отложений большинство исследователей использует палеоботанические материалы. Еще в 1961 г. на основе изменения состава спорово-пыльцевых спектров и в соответствии со стратиграфической последовательностью отложений для Русской равнины выделены характерные пыльцевые зоны M1–M8, представляющие полный объем микулинского межледниковья в данном регионе (Гричук, 1961). До сих пор они являются надежными критериями для установления межледниковых условий и хорошо сопоставляются (Новенко, 2016) с пыльцевыми зонами эемского межледниковья в Западной и Центральной Европе (Menke and Tynni, 1984). Наиболее представительная палеоботаническая информация о последнем межледниковом периоде может быть извлечена из погребенных континентальных органогенных отложений, которые в свою очередь могут быть непосредственно датированы ²³⁰Th/U методом. Поэтому одними из наиболее важных для решения вопросов его хронологии являются комплексные исследования органогенных отложений, включающие палеоботаническое изучение и ²³⁰Th/U датирование.

В пределах Русской равнины и сопредельных территорий с применением этого подхода нами изучено несколько разрезов: Микулино (Смоленская обл.), Мурава (Республика Беларусь) и Фили (Москва) (Кузнецов, Максимов, 2012; Максимов, Кузнецов, 2010). Общий интервал ²³⁰Th/U возраста с учетом погрешностей охватывал временной диапазон 117–96 тыс. лет назад и по палеоботаническим данным соответствовал всему микулинскому межледниковью. Позже нами проводилось геохронометрическое изучение погребенного торфяника и почвенного горизонта из известного разреза Черемошник в Ярославской области (Rusakov et al., 2015, 2019). ²³⁰Th/U датировки по данным спорово-пыльцевого анализа относились к начальной фазе микулинского межледниковья – 130 ± 11/9 тыс. лет (L/L), 117 ± 8/7 тыс. лет (TSD) и к его средней части – 114 ± 12/9 тыс. лет (L/L), 115 ± 16/12 тыс. лет (TSD). Близкие ²³⁰Th/U даты получены для трех торфяников в Северо-Восточной Германии и сопоставлялись с первой половиной и средней частью эемского межледниковья (Böerner et al., 2015, 2018; Rother et al., 2019).

Следует отметить, что на основе полученных нами ранее ²³⁰Th/U датировок оценить временной интервал микулинского/эемского межледниковья весьма сложно. Однако основная цель тех работ состояла в определении хроностратиграфического положения и условий формирования отложений, а не в установлении временных границ самого межледниковья. Для ²³⁰Th/U датирования брались образцы, относящиеся к разным пыльцевым зонам и не являющиеся в геологическом смысле одновозрастными, что ограничивало точность применяемого изохронного приближения. Тем не менее, даже эти полученные результаты свидетельствуют о перспективности подобных исследований для решения вопросов хронологии микулинского межледниковья.

В настоящей работе для детализации хроностратиграфического положения органогенных отложений предлагается использовать усовершенствованный подход. На основе экспериментальных данных о распределении содержаний изотопов U и Th и их отношений активностей по вертикальному профилю отложений могут быть идентифицированы узкие участки, пригодные для ²³⁰Th/U изохронного датирования. Для выявления последовательной смены фаз микулинского межледниковья проводится палеоботаническое изучение отложений. Все это в совокупности позволяет определить ²³⁰Th/U возраст органогенных слоев, соответствующих узким временным интервалам развития растительных формаций на разных этапах последнего межледникового периода.

С учетом вышеизложенного основная цель данного исследования состояла в получении точных количественных оценок возраста отдельных этапов микулинского межледниковья по данным ²³⁰Th/U датирования и палеоботанического изучения органогенных отложений известного опорного разреза “Нижняя Боярщина” (Смоленская обл.).

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ

Разрез “Нижняя Боярщина”, расположенный в нижней части первой надпойменной террасы на левом берегу р. Каспля (Смоленская обл.), является гипостратотипом микулинского межледниковья (Гричук, 1961; Чеботарева и др., 1954). Наличие достаточно мощной органогенной толщи и полноты отражения отдельных фаз микулинского межледниковья является несомненным преимуществом данного разреза для изучения в рамках предложенного подхода.

В ходе полевых работ в сентябре 2020 г. на разрезе “Нижняя Боярщина” (55°19.119′ с.ш., 30°56.189′ в.д.) нами были вскрыты органогенная толща и вмещающие ее отложения. Для максимального удаления от дневной поверхности зачистка производилась не менее чем на 0.5–1 м в глубину. За 0 м принят уровень, расположенный на высоте 5 м над урезом воды р. Каспля. В расчистке сверху вниз представлены следующие слои (рис. 1):

1) 0–0.35 м – глина серовато-коричневая с пятнами ожелезнения;

2) 0.35–0.50 м – песок светло-желтый с гравием;

3) 0.50–1.10 м – алевритистая гиттия светло-коричневого цвета;

4) 1.10–1.71 м – торф коричневый, плитчатый, в нижней половине наблюдаются светло-коричневые прослои;

5) 1.71–1.85 м – торф темно-коричневый, низинный, встречаются гнезда песка;

6) 1.85–2.31 м – гиттия темно-серая, оскольчатая;

7) 2.31–3.05 м – гиттия серая, с коричневыми прослоями, очень плотная, нижняя (13–15 см) часть с зеленоватым оттенком и опесчаненная;

8) 3.05–3.45 м (видимая мощность) – песок мелкозернистый, светло-серый, с ожелезнением по верхней границе слоя и с желтыми прослоями ниже.

Для верхних трех слоев отмечено присутствие корней современной растительности.

Влажность отложений разреза весьма низкая, поскольку грунтовые воды фактически находились на уровне подошвы вскрытой толщи (т.е. внизу слоя 8). Относительная влажность органогенных отложений не превышает 50–60% для торфа и оскольчатой гиттии и 30–35% для нижней гиттии.

Из органогенной толщи и вмещающих ее отложений были отобраны образцы с разрешением 2–5 см на разные виды анализов: палеоботанические, определение потерь при прокаливании (ППП) и ²³⁰Th/U датирование.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Необходимая геохронологическая информация получена с применением ²³⁰Th/U датирования и палеоботанического (спорово-пыльцевой и палеокарпологический анализы) изучения осадочной толщи разреза.

Уран-ториевый метод. ²³⁰Th/U метод применяется для датирования природных объектов в диапазоне возраста от нескольких до 300–350 тыс. лет. Его использования связывается с двумя основными предпосылками (Максимов, Кузнецов, 2010; Geyh, 2001; и др.).

1) В момент своего формирования (момент времени t = 0) отложения включают только U, из которого со временем в результате радиоактивного распада накапливается дочерний изотоп ²³⁰Th.

2) Датируемые отложения в постседиментационное время представляют собой закрытую радиометрическую систему относительно изотопов U и Th.

При условии выполнения этих допущений возраст отложений может быть рассчитан из экспериментальных отношений активностей ²³⁰Th/²³⁴U и ²³⁴U/²³⁸U по уравнению Кауфмана и Брокера (Kaufman and Broecker, 1965).

Для органогенных отложений ситуация несколько усложняется, поскольку они включают в свой состав органическую и минеральную компоненты. В момент t = 0 органическая составляющая аккумулирует из природной среды гидрогенный U, из которого со временем образуется ²³⁰Th, и при условии выполнения второй предпосылки метода именно эта фракция является датируемой. Однако количественный анализ изотопов U и Th только для этой фракции, как правило, не может быть выполнен, так как при химической обработке образцов практически всегда затрагивается минеральная часть. Соответственно, экспериментальные данные “отягощены” минеральным изотопным загрязнением (²³⁴U, ²³⁸U, ²³⁰Th, ²³²Th), которое количественно идентифицируется по наличию в образцах ²³²Th. Для введения коррекции применяется изохронное приближение, которое основывается на количественном определении изотопов U и Th в серии одновозрастных образцов (Максимов, Кузнецов, 2010; Geyh, 2001; Maksimov et al., 2012). Условия возможности его применения могут быть сформулированы следующим образом.

1. Одновозрастные образцы состоят из органической и минеральной (детритной) фракций. В момент t = 0 формирующаяся органическая фракция аккумулирует из природной среды только U (с одним и тем же отношением активностей ²³⁴U/²³⁸U для всех образцов), из которого со временем в результате радиоактивного распада образуется ²³⁰Th.

2. Детритная фракция на момент t = 0 уже существует, и отношения активностей ²³⁰Th/²³⁴U, ²³⁴U/²³⁸U, ²³⁰Th/²³²Th в ней не меняются от образца к образцу, так как предполагается, что должен быть один источник первичного ториевого загрязнения.

3. Изменения отношений активностей изотопов U и Th в одновозрастных образцах связываются только с разными пропорциями органической и минеральной фракций.

4. Одновозрастные образцы в постседиментационное время являются закрытыми радиометрическими системами относительно изотопов U и Th.

При соблюдении этих положений в координатах ²³⁰Th/²³²Th–²³⁴U/²³²Th и ²³⁴U/²³²Th–²³⁸U/²³²Th могут быть построены линейные зависимости, определены изотопные отношения ²³⁰Th/²³⁴U, ²³⁴U/²³⁸U в датируемой органической фракции, не содержащей ²³²Th, и рассчитан изохронный возраст отложений.

Для количественного определения изотопов U и Th предварительно высушенные и озоленные при температуре 600°С образцы полностью переводились в раствор посредством последовательной обработки в разных кислотах (TSD-модель) согласно радиохимической методике (Максимов, Кузнецов, 2010). Эта методика предполагала и одновременное определение потерь при прокаливании (ППП). Модель полного растворения образцов (TSD) позволяет получить исчерпывающую информацию об изотопном составе образцов и, соответственно, корректно применять изохронное приближение. Мы использовали две основные методики расчета изохронного возраста.

Линейная методика. Аналитические данные серии пригодных для датирования одновозрастных образцов дают в координатах ²³⁰Th/²³²Th–²³⁴U/²³²Th линейную зависимость. Отношение активностей ²³⁰Th/²³⁴U в органической фракции отдельного образца может быть найдено с использованием параметров линейной регрессии (Максимов, Кузнецов, 2010; Geyh, 2008):

где ²³⁰Th_i, ²³²Th_i, ²³⁴U_i – удельные активности в i-ом образце, f – коррекционный индекс, равный отсекаемому прямой линией отрезку на оси ординат и позволяющий извлечь из аналитических данных величину детритного (“первичного”) ториевого загрязнения.

Аналогичным образом из линейной регрессии в координатах ²³⁴U/²³²Th–²³⁸U/²³²Th может быть рассчитано отношение активностей ²³⁴U/²³⁸U в органической фракции каждого из серии одновозрастных образцов.

где ²³⁴U_i, ²³⁸U_i, ²³²Th_i, – удельные активности в i-ом образце, g – коррекционный индекс, равный отсекаемому прямой линией отрезку на оси ординат (может иметь отрицательное значение, если отношение активностей ²³⁴U/²³⁸U в органической фракции больше, чем в детритной).

Погрешности (σ) полученных значений $({{^{{230}}{\text{Th}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{^{{230}}{\text{Th}}} {^{{234}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {^{{234}}{\text{U}}}})_{i}^{{{\text{орг}}}}$, $({{^{{234}}{\text{U}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{^{{234}}{\text{U}}} {^{{238}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {^{{238}}{\text{U}}}})_{i}^{{{\text{орг}}}}$ рассчитывались по закону накопления ошибок.

Далее согласно методике (Максимов, Кузнецов, 2010, с. 100–101) из значений $({{^{{230}}{\text{Th}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{^{{230}}{\text{Th}}} {^{{234}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {^{{234}}{\text{U}}}})_{i}^{{{\text{орг}}}}$ ± σ_i и $({{^{{234}}{\text{U}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{^{{234}}{\text{U}}} {^{{238}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {^{{238}}{\text{U}}}})_{i}^{{{\text{орг}}}}$ ± σ_i рассчитывался детритно-корректированный возраст T_i ± σ_i органической фазы для каждого образца. Средневзвешенное значение из набора T_i ± σ_i является изохронным возрастом слоя отложений в интервале глубин выбранных одновозрастных образцов. Его погрешность ±1σ рассчитывалась в соответствии с распределением Гаусса.

Важно отметить, что основной вклад в коррекции аналитических данных связан с определениями значений $({{^{{230}}{\text{Th}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{^{{230}}{\text{Th}}} {^{{234}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {^{{234}}{\text{U}}}})_{i}^{{{\text{орг}}}}$, т.е. вычитанием из них величины “первичного” ториевого загрязнения. Тогда как расчет значений $({{^{{234}}{\text{U}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{^{{234}}{\text{U}}} {^{{238}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {^{{238}}{\text{U}}}})_{i}^{{{\text{орг}}}}$ необходим только при одновременном наличии двух условий: существенных расхождениях этого отношения активностей в органической и детритной фракциях и возрасте отложений ≥50–60 тыс. лет. В иных случаях вполне достаточно использовать экспериментальные значения (²³⁴U/²³⁸U)_i.

Нелинейная методика. Она основана на минимизации разброса корректированных датировок для серии одновозрастных образцов, что может быть осуществлено с помощью подбора значения f (Максимов и др., 2019; Максимов, Кузнецов, 2010; Geyh, 2008). Для каждого значения f (в диапазоне значений f, пригодных для расчета возраста) согласно уравнению (1) производится простая коррекция аналитических данных i-х образцов (число образцов i = 1, …, n). Из полученных значений $({{^{{230}}{\text{Th}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{^{{230}}{\text{Th}}} {^{{234}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {^{{234}}{\text{U}}}})_{i}^{{{\text{орг}}}}$ и экспериментальных значений ${{({{^{{234}}{\text{U}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{^{{234}}{\text{U}}} {^{{238}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {^{{238}}{\text{U}}}})}_{i}}$ рассчитываются T_i, их среднее арифметическое значение T, дисперсия S² = (Σ(T_i – ‒ T)²)/(n – 1) и относительная погрешность d = = S/T. В координатах d–f образуется вогнутая кривая. Изохронный возраст и его погрешность T ± S определяются для значения f, которое соответствует точке минимума данной кривой.

Нелинейная методика отличается своей простотой и отсутствием сложностей, связанных с возможностью использования разных модификаций метода наименьших квадратов в линейных способах расчета. Необходимо отметить следующее важное обстоятельство. Если смоделировать идеальные условия для реализации изохронного приближения, то коэффициенты линейных зависимостей в этом случае равны единице, а возраст, рассчитанный согласно линейной и нелинейной методикам, будет иметь одно и то же значение.

Применение обеих методик для одних и тех же серий одновозрастных образцов обеспечивало надежность датирования узких временных интервалов.

Спорово-пыльцевой анализ. Методика проведения спорово-пыльцевого анализа (СПА) состоит из предварительной химической подготовки образцов, определения и подсчета ископаемых пыльцы и спор, статистической обработки полученных данных и представления их в виде спорово-пыльцевой диаграммы (СПД). Предварительная обработка проб выполнена для органогенных отложений с применением щелочного метода Л. фон Поста, а для минеральных отложений – сепарационного метода В.П. Гричука (Гричук, Заклинская, 1948; Moore et al., 1991). На заключительном этапе анализа была применена ультразвуковая очистка проб методом просеивания через сито с диаметром ячеек 7 мкм (Cwynar et al., 1979). СПА был выполнен для 58 образцов в интервале 3.45–0.60 м с дискретностью 4–6 см. При построении СПД процентное содержание каждого пыльцевого и спорового таксона было рассчитано от суммы пыльцы наземных растений за исключением водных. Границы палинозон проведены с использованием кластерного анализа программы CONISS (Grimm, 1987). Определение микрофоссилий проводилось при помощи атласов (Бобров и др., 1983; Куприянова, Алешина, 1972, 1978; Moore et al., 1991; и др.) и постоянной коллекции современной пыльцы СПбГУ.

Палеокарпологический анализ. Лабораторная обработка для палеокарпологического анализа органогенных отложений проводилась по стандартной методике (Никитин, 1969). Образцы вымачивали в водном растворе кальцинированной соды и промывали через лабораторные сита с диаметром ячеек 0.25 мм. Определение ископаемых макроостатков проводилось при помощи стереомикроскопа Stemi 2000 и с помощью атласов (Величкевич, 1982; Домбровская и др., 1959; Кац и др., 1965; Velichkevich and Zastawniak, 2006, 2008), современные коллекции семян БИН им. Комарова РАН также привлекались для сравнения.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В ходе полевых работ 2020 г. было установлено, что строение центральной части разреза “Нижняя Боярщина”, включающей органогенную толщу и вмещающие ее отложения, изменилось с середины прошлого века (Гричук, 1982, 1989; Чеботарева, 1954). Расхождения в основном связаны с мощностью органогенных осадков. В целом же было подтверждено, что во время их накопления доминировали условия озерной седиментации, прерывающиеся в средней части кратковременным образованием болотных отложений (Гричук, 1989).

Рассмотрим результаты радиоизотопного и палеоботанического изучения разреза “Нижняя Боярщина”.

²³⁰Th/U ДАТИРОВАНИЕ

Проведено определение содержания изотопов U и Th в 63 образцах, отобранных по всему вертикальному профилю органогенной толщи и подстилающих ее отложений (интервал 0.6–3.20 м).

Оценка возможности применения изохронного приближения ²³⁰Th/U метода на разных стадиях озерно-болотного осадконакопления проведена на основе анализа графиков распределения ППП, содержания изотопов U, Th и их соотношений по вертикальному профилю отложений (рис. 2).

Величина ППП в целом близка содержанию органического вещества в отложениях, поскольку их карбонатность весьма незначительна. Наибольшее количество органического вещества относится к слоям торфа (см. рис. 2а). Вариации U в толще в целом довольно слабо коррелируют с изменениями количества органического вещества. Тогда как содержание Th (²³²Th) уменьшается с увеличением органического вещества (см. рис. 2б), что указывает на его прямую связь с минеральной составляющей и, соответственно, подтверждает возможность применения изохронного приближения к этим органогенным отложениям.

Пригодные для датирования серии одновозрастных образцов отобраны с учетом совокупности нескольких критериев.

Первый из них заключался в выявлении отдельных участков толщи (по вертикальному профилю), которые могли быть отнесены к закрытым в постседиментационное время радиометрическим системам относительно U и Тh. Для этого необходимо зафиксировать геохимические барьеры (открытые в постседиментационное время радиометрические системы), связанные с возможной миграцией водорастворимых форм U (миграция тория происходит в основном в составе взвесей и обломочного материала). Согласно графикам вертикального распределения (см. рис. 2в, г), в интервалах глубин 3.04–3.10, 1.87–2.06, 1.39–1.43 и 0.72–0.80 м были отмечены существенно пониженные значения отношений активностей ²³⁰Th/²³⁴U и одновременно существенно повышенные содержания урана (за исключением 1.39–1.43 м). На этих глубинах, по всей видимости, происходило образование геохимических барьеров в результате постседиментационной аккумуляции отложениями водорастворимых форм U из окружающих вод. Это приводило к увеличению содержания U и к резкому уменьшению значений отношений активностей ²³⁰Th/²³⁴U.

Нижний барьер, по всей видимости, связан с изменением окислительно-восстановительной обстановки на границе слоев 7 и 8 (Алексеенко, Алексеенко, 2003). Грунтовые воды, протекающие через отложения песка, контактируют с глеевой зоной (нижняя зеленоватая часть слоя 7). При условии наличия свободного кислорода в водах происходит переход Fe⁺², содержащегося в гиттиях, в Fe⁺³, который осаждается и, соответственно, на контакте песок–гиттии возникает т.н. ожелезнение. Кроме того, при смене окислительной обстановки (грунтовая вода) на восстановительную (глеевая зона) происходит аккумуляция (осаждение) водорастворимых форм U, поступающих с грунтовыми водами. Таким образом, в постседиментационное время формируется геохимический барьер с повышенными концентрациями U, и, соответственно пониженными значениями отношений активностей ²³⁰Th/²³⁴U. Следует отметить, что последняя величина является наилучшим индикатором барьера, поскольку зависит не только от количества поглощенного постседиментационного U, но и от момента времени его поступления (чем позже это происходит, тем меньше накапливается ²³⁰Th, и соответственно, тем меньше значение отношения активностей ²³⁰Th/²³⁴U). Этот нижний барьер фактически препятствует постседиментационному поступлению U в гиттии выше от контакта с песком.

Для вышележащих барьеров характерно следующее обстоятельство. Вероятно, постседиментационная сорбция U происходила при латеральном движении природных вод. Так, верхние слои немонолитной оскольчатой гиттии (1.87–2.06 м) характеризуются повышенными концентрациями U и пониженными значениями отношений активностей ²³⁰Th/²³⁴U, образуя геохимический барьер. По всей видимости, в постседиментационное время эти отложения являлись своеобразным “каналом” для субгоризонтальных потоков грунтовых вод. Расположенные еще выше геохимические барьеры, вероятно, могут отражать подобные процессы, в том числе связанные с проникновением корней современной растительности.

Соответственно, образцы, отнесенные к геохимическим барьерам, непригодны для ²³⁰Th/U датирования. Тогда как образцы, отобранные на участках вне этих барьеров, предположительно могли сохраняться в постседиментационное время как закрытые радиометрические системы.

Второй критерий состоял в выборе отдельных отрезков вертикального профиля (вне геохимических барьеров), для образцов которых характерны существенные вариации значений отношения активностей ²³⁰Th/²³²Th (см. рис. 2д). Это давало возможность построить линейные зависимости в координатах ²³⁰Th/²³²Th–²³⁴U/²³²Th с существенным размахом точек для каждого такого участка профиля.

Наконец, согласно третьему критерию, предполагалось, что отдельные серии одновозрастных образцов выбраны из достаточно узких интервалов глубин 0.1–0.2 м, что обеспечивало малочувствительные для ²³⁰Th/U метода отличия в их возрасте.

С учетом вышеизложенного, нами рассмотрены аналитические данные для трех участков по вертикальному профилю 2.79–3.03, 1.65–1.79 и 1.19–1.37 м (табл. 1 ), которые соответствуют условиям обозначенных критериев. Необходимо отметить, что в некоторых из выбранных образцов отношение активностей ²³⁴U/²³⁸U чуть меньше единицы (см. табл. 1 ). Не исключено, что это может быть связано с небольшим постседиментационным преимущественным выщелачиванием ²³⁴U при контакте отложений с окружающими водами согласно эффекту Чердынцева−Чалова (Чердынцев, Чалов, 1977). Однако фактически все эти значения отношения активностей ²³⁴U/²³⁸U с учетом погрешности перекрывают единицу. Поэтому, вероятно, это обстоятельство (т.е. ²³⁴U/²³⁸U < 1) связано в большей степени со статистическим фактором.

Для первых двух интервалов глубин 2.79–3.03 и 1.65–1.79 м приведено графическое представление о применении двух методик расчета изохронного возраста (рис. 3, 4). Дополнительно для выбора наиболее пригодных к ²³⁰Th/U изохронному датированию образцов использовались координаты ²³⁰Th/²³⁴U–²³²Th/²³⁴U (см. рис. 3в, 4в), как более чувствительные к линейности аналитических данных (Geyh, 2008). Некоторые образцы отклонялись от линейности, вероятно, по причине наличия несколько источников первичного ториевого загрязнения и исключались из рассмотрения. Кроме того показано, что образцы, отнесенные к геохимическим барьерам (открытым радиометрическим системам), кардинально отклоняются от линейных зависимостей в координатах ²³⁰Th/²³²Th–²³⁴U/²³²Th и ²³⁰Th/²³⁴U–²³²Th/²³⁴U (см. рис. 3а, в, 4а, в).

Высокие коэффициенты корреляции являлись существенным доводом в пользу соответствия выбранных образцов предпосылкам изохронного приближения. Изохронные возрасты, рассчитанные по обеим методикам, хорошо согласуются между собой (табл. 2). В качестве оценки возраста использовался диапазон, являющийся общим для доверительных интервалов, полученных по каждой из них.

Таким образом, ²³⁰Th/U изохронный возраст органогенных слоев равен:

130–126 тыс. лет на глубине 2.89–3.03 м;

110–108 тыс. лет на глубине 1.65–1.79 м;

102–97 тыс. лет на глубине 1.19–1.37 м.

Для верхнего участка в интервале 1.19–1.37 м оценка радиоизотопного возраста является, вероятно, менее надежной по причине меньшей амплитуды значений отношений активностей ²³⁰Th/²³²Th (см. табл. 1 , рис. 2д) и более низкого значения коэффициента линейной корреляции (см. табл. 2). Не исключено, что предпосылки изохронного приближения могли быть выполнены не в полной мере.

СПОРОВО-ПЫЛЬЦЕВОЙ АНАЛИЗ

В результате проведения СПА определены 59 пыльцевых и споровых таксонов. Построена диаграмма, выделены 8 пыльцевых зон и соответствующие им фазы развития растительности (рис. 5).

Палинозона (ПЗ) NB-1 (3.45–3.15 м). В спектрах господствует пыльца Betula sect. Albae (максимум 60%) с участием Picea (10–20%). Количество пыльцы трав составляет 20–30% и представлена в основном Poaceae, Cyperaceae, Artemisia. Отличительной особенностью данной палинозоны является высокое содержание спор и пыльцы хвойных дочетвертичных растений, которая составляет от 20 до 70%. Кроме того, можно отметить низкую насыщенность образцов микрофоссилиями.

ПЗ NB-2 (3.15–2.83 м). Возрастает количество пыльцы Picea (до 35%) и травянистых растений (до 30–60%), включая Poaceae, Cyperaceae, Artemisia и Chenopodiaceae. Прибрежно-водная растительность представлена пыльцой Sparganium, Myriophyllum и Typha. В небольшом количестве обнаружены споры Botrychium cf. lunaria, Selaginella selaginoides и Equisetum. Резко возрастает общее количество пыльцы и спор.

ПЗ NB-3 (2.83–2.60 м). Содержание пыльцы трав снижается до 20%. В спектрах господствует пыльца таких древесных таксонов как Pinus (25–45%), Picea (10–15%) и Betula sect. Albae (10–20%). Среди прибрежно-водной растительности появляется пыльца Menyanthes, Nuphar и Nymphaceae. В группе споровых растений отмечены только споры Botrychium cf. Lunaria и Equisetum.

ПЗ NB-4 (2.60–2.29 м). В спектрах господствует пыльца Pinus и Betula sect. Albae и составляет от 20 до 50%. Пыльца Picea постепенно выпадает из состава спектров, продолжает снижаться количество пыльцы трав. Присутствуют единичные зерна пыльцы Quercus robur, Ulmus и Carpinus. Прибрежно-водная растительность по-прежнему представлена разнообразными пыльцевыми таксонами.

ПЗ NB-5 (2.29–1.92 м). Основной отличительной особенностью зоны является появление и доминирование пыльцы Quercus robur, Q. petrae и Ulmus. В начале зоны NB5а (2.29–2.10 м) еще в достаточном количестве присутствует пыльца Pinus (25–30%) и Betula sect. Albae (15–20%), появляется пыльца Viburnum (3–7%), Fraxinus (1–2%). Абсолютное господство среди пыльцы широколиственных пород принадлежит Quercus robur (10–20%), затем Ulmus (5–10%) и Q. petrae (3–5%). Во второй половине зоны NB5b (2.10–1.92 м) резко сокращается количество пыльцы Pinus и Betula sect. Albae, а кривые содержания пыльцы Quercus robur, Ulmus и Q. petrae образуют максимумы 55, 14 и 12% соответственно. В спектрах появляется пыльца Corylus (до 20%) и Alnus (до 10%). Среди споровых преобладают споры Polypodiaceae.

ПЗ NB-6 (1.92–1.32 м). Данная зона характеризуется абсолютным максимумом содержания пыльцы Corylus (60–75%) и Alnus (20–35%), появлением пыльцы Carpinus и Tilia, максимальным для разреза количеством пыльцы Fraxinus (3–5%). В группе споровых растений споры Polypodiaceae сменяются господством спор Sphagnum в средней части зоны.

ПЗ NB-7 (1.32–1.15 м). В спектрах вновь появляется пыльца Picea, Pinus и Betula sect. Albae, а количество пыльцы Corylus, Alnus, Quercus robur, Q. petrae, Ulmus сокращается. В тоже время кривая содержания пыльцы Carpinus образует максимум около 7%, а Tilia 1–2%. Отмечается повышение количества пыльцы травянистых растений, главным образом за счет пыльцы таких таксонов как Poaceae, Cyperaceae, Apiaceae, Rosaceae. Среди споровых растений по-прежнему доминируют споры Sphagnum, встречены единичные зерна спор Osmunda cinnamonea.

ПЗ NB-8 (1.15–0.63 м). В спектрах доминирует пыльца Picea, Pinus, Betula sect. Albae и затем Alnus. Количество пыльцы Corylus и Carpinus колеблется от 5 до 10%, а Betula nana увеличивается до 6%, Salix – до 1%. В группе споровых растений встречены единичные зерна спор Osmunda cinnamonea.

Верхние 63 см отложений не подвергались спорово-пыльцевому анализу, т.к. в них обнаружены следы современных склоновых отложений.

Цисты пресноводных зеленых водорослей Pediastrum и Botryococcus в количестве 10–15% зафиксированы в интервале 3.45–1.95 м, что литологически соответствует пескам и гиттии и подтверждает их формирование в водной среде.

Сопоставление полученных данных с результатами предыдущих исследований болотно-озерных отложений на р. Каспле близ дер. Нижняя Боярщина (Гричук, 1989; Чеботарева, 1954) показало очевидное сходство спорово-пыльцевых спектров и восстановленных сукцессий с растительностью микулинского межледниковья. Однако анализ каждого 4–6 см слоя отложений (в сравнении с 10–20 см, анализированными ранее) в нашем случае, позволил детальнее восстановить развитие растительности в районе расположения разреза “Нижняя Боярщина”.

По данным СПА можно предположить, что пески в интервале 3.45–3.05 м (ПЗ NB-1) формировались в достаточно прохладных климатических условиях, на окружающей территории господствовали березовые леса с участием ели, сосны и ольхи. Такие условия могут соответствовать концу оледенения. Однако высокое содержание дочетвертичных пыльцы и спор может указывать на интенсивные эрозионные процессы, которые способствуют переотложению микрофоссилий. Этот факт в сочетании с относительно низким общим содержанием пыльцы не позволяет достаточно уверенно провести реконструкцию растительности. Выше по разрезу во время формирования органогенных озерно-болотных отложений растительность неоднократно изменялась коренным образом. ПЗ NB-2 характеризует растительность разреженных еловых лесов с участием перигляциальной флоры и может быть сопоставлена с региональной зоной М1, установленной В.П. Гричуком для разделения микулинского межледниковья на территории большей части Русской равнины (1989). Затем березовые и сосновые леса c участием ели становятся доминирующими на территории рассматриваемого района, а ПЗ NB-3 может быть сопоставлена с региональной зоной М2. Постепенное появление и увеличение участия дуба и вяза в сосновых и березовых лесах отражено в ПЗ NB-4, которая сопоставляется с региональной зоной М3. Сосновые леса с небольшой примесью дуба и вяза сменяются монодоминантными дубовыми лесами с участием вяза и примесью лещины в подлеске (ПЗ NB-5a, b и соответствующая ей зона М4). Следующая фаза развития растительности соответствует полидоминантным широколиственным лесам из дуба, вяза, граба, ясеня и липы с участием ольхи и абсолютным господством лещины в подлеске (ПЗ NB-6 и региональная зона М5). Широколиственные леса с участием ольхи и лещины сменяются смешанными широколиственными лесами из граба, дуба и липы с участием ели, ольхи и лещины. В травянистом ярусе произрастала осмунда (ПЗ NB-7 и региональная зона М6). В последующем развивались сосново-еловые леса с участием березы и примесью широколиственных пород, среди которых преобладал граб. Постепенно возрастала роль кустарников. В травянистом покрове по-прежнему встречался папоротник осмунда. Такой состав растительности отражен в ПЗ NB-8, которая сопоставляется с региональной зоной М7.

В нашем случае в отличие от предыдущих исследований разреза “Нижняя Боярщина” наиболее полно представлено начало климатического оптимума микулинского межледниковья. Показано постепенное появление дуба (ПЗ NB-5a) и развитие дубовых широколиственных лесов сначала с участием березы и сосны (ПЗ NB-5b), а затем – лещины и ольхи (ПЗ NB-6). Кроме того, зафиксировано значительное участие калины (ПЗ NB-5a) и ясеня (ПЗ NB-6) в составе растительного покрова.

ПАЛЕОКАРПОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ

Образцы на карпологический анализ были отобраны из прослоев, содержащих растительные остатки (торф и гиттия). Всего было проанализировано четырнадцать образцов; объем каждого образца составлял 500–600 см³. Видовой состав карпоидов и их распределение в изученных образцах отображены на карпологической диаграмме (рис. 6). Палеокарпологическим методом в ископаемой флоре выявлено 32 таксона, определенных на видовом или, в некоторых случаях, на родовом уровне. Макроостатки наиболее показательных видов представлены на рис. 7. По систематическому составу полученная нами флора сходна с ископаемой флорой, описанной Ф.Ю. Величкевичем (1982) из этого же местонахождения. Карпологический комплекс, выделенный Ф.Ю. Величкевичем, более разнообразен, что, вероятно, связано с гораздо большим объемом пробы, в которой определялись карпоиды.

В полученной нами флоре преобладают макроостатки водных и прибрежных растений; плоды и семена древесных пород (ольха и береза) отмечены единично. Карпологические остатки широколиственных деревьев не обнаружены. Тем не менее, наличие некоторых характерных видов “бразениевого комплекса” водных и прибрежных растений (Aldrovanda vesiculosa, Caldesia parnassifolia и Schoenoplectus mucronatus), а также умеренно термофильных видов (Ceratophyllum demersum, Najas marina) позволяют уверенно отнести изученные озерно-болотные отложения к микулинскому межледниковью.

По новым карпологическим данным можно сделать некоторые выводы об изменениях локальной водно-болотной растительности. Так, на этапе формирования гиттии (2.31–3.05 м) в палеоозере в водных сообществах преобладали нетребовательные к температуре виды рдестов (Potamogeton pectinatus, P. filiformis), по берегам произрастали представители семейства осоковых. Сопоставление карпологических данных с СПД показывает, что такая локальная растительность существовала в начальные фазы микулинского межледниковья (зоны M1 и М2 схемы В.П. Гричука (1961)).

Локальные карпологические комплексы (ЛКК) из вышележащей темно-серой гиттии свидетельствуют о появлении в составе водных сообществ умеренно-термофильных растений, таких как наяда (Najas marina) и роголистник (Ceratophyllum demersum), что указывает на повышение теплообеспеченности. Данные ЛКК соответствуют палинозонам M3 и М4, которые отражают развитие широколиственных лесов в районе исследований по мере потепления климата. Сходные по составу ЛКК, отвечающие этим фазам, были получены и в других разрезах микулинского межледниковья на Русской равнине (Карпухина и др., 2020; Zyuganova, 2009).

Формирование толщи торфа (1.10−1.85 м) в разрезе указывает на обмеление и заболачивание водоема. Появились виды, характерные для верховых болот (Comarum palustre, Scheuchzeria palustris и Chamaedaphne calyculata). Наряду с этим сохранялись и мелководные участки, где произрастало реликтовое насекомоядное растение Aldrovanda vesiculosa − представитель микулинского “бразениевого комплекса” (Velichkevich and Zastavniak, 2008). Находка остатков Caldesia parnassifolia также указывает на достаточно теплые условия. Сопоставление с пыльцевой диаграммой показывает, что данные карпологические комплексы сформировались во время климатического оптимума микулинского межледниковья (зона М5 и начало зоны М6).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Основной вопрос, возникающий при оценке надежности данных ²³⁰Th/U изохронного датирования, касается выполнения второй предпосылки метода, т.е. соблюдения условий закрытости радиометрической системы относительно изотопов U и Th. В озерно-болотной толще разреза “Нижняя Боярщина” были выявлены несколько геохимических барьеров, возникших в постседиментационное время в результате аккумуляции отложениями водорастворимых форм U из грунтовых и подземных вод. Соответственно, особое внимание было обращено на участки вертикального профиля между этими барьерами, которые могли относиться к закрытым радиометрическим системам. Построенные изохронные линейные зависимости в интервалах глубин 2.89–3.03, 1.65–1.79 и 1.19–1.37 м, в целом подтверждали данное предположение. Однако следует отметить, что, возможно, степень выполнения второй предпосылки ²³⁰Th/U метода для этих участков может быть разная.

Самый верхний интервал датирования (1.19–1.37 м) близок к области распространения корней современной растительности, поэтому не исключается, что условия закрытости системы могли быть нарушены. Выше уже упоминалось, что согласно изохронным построениям оценка ²³⁰Th/U возраста для этого диапазона глубины является, вероятно, менее надежной, чем остальные.

Два нижних интервала датирования (2.89–3.03, 1.65–1.79 м), по всей видимости, в большей степени соответствуют условиям закрытых радиометрических систем, что наглядно отражено на рис. 2, 3 и 4.

Необходимо отметить, что ²³⁰Th/U оценки носят вероятностный характер, т.е. как более вероятные возрастные интервалы, полученные из расчетов по обеим методикам.

Согласно новым палеоботаническим данным показано, что изученная органогенная толща разреза “Нижняя Боярщина” отложилась без перерывов в течение почти всего микулинского межледниковья, включая фазы развития растительности в соответствии с пыльцевыми зонами М1–М7. Лишь завершающие этапы межледниковья не были отражены на спорово-пыльцевой диаграмме. По данным ²³⁰Th/U изохронного датирования получены оценки возраста разных этапов формирования озерно-болотной толщи (см. рис. 1).

Гиттии в диапазоне глубин 3.03–2.89 м, соотнесенные со второй половиной пыльцевой зоны М1, формировались 130–126 тыс. лет назад. Фактически этот возрастной интервал относится к концу переходной фазы от оледенения к началу микулинского межледниковья (Гричук, 1989; Новенко, 2016).

Выше по разрезу, слои торфа в интервале глубин 1.65–1.79 м отложились 110–108 тыс. лет назад и соответствуют первой половине пыльцевой зоны M5, т.е. началу климатического оптимума микулинского межледниковья.

Наконец верхняя часть отложений торфа на глубине 1.37–1.19 м образовалась 102–97 тыс. лет назад и сопоставляется с пыльцевой зоной M6.

Поскольку в настоящей работе идет речь о детальной хронологии отдельных фаз микулинского межледниковья, то встает вопрос, к какому конкретно моменту времени относятся эти возрастные данные. Процесс аккумуляции U формирующимися органогенными отложениями в большей степени связывается со временем разложения органического вещества. Соответственно, вероятно, что есть некоторое запаздывание начала отсчета радиометрической системы относительно начального момента (t = 0) образования отложений.

Ранее по результатам геохронометрического изучения погребенной озерно-болотной толщи р. Черной в Большеземельской тундре было установлено, что ²³⁰Th/U и ¹⁴С датировки органогенных отложений весьма близки и расходятся между собой не более чем на 1–2 тыс. лет (Максимов и др., 2021). Это означает, что ²³⁰Th/U изохронный возраст с учетом погрешности в целом фиксирует начальный момент (t = 0) образования отложений. Тогда в нашем случае можно предположить, что полученные ²³⁰Th/U возрастные интервалы вполне соответствуют фазам развития растительности в районе разреза “Нижняя Боярщина”.

Нижний ²³⁰Th/U возраст, соответствующий конечной фазе переходного этапа к микулинскому межледниковью, фактически согласуется с принятыми большинством специалистов хронологическими оценками начала последнего межледникового периода, сопоставляемого с началом МИС-5 (Новенко, 2016).

Два верхних по разрезу ²³⁰Th/U возраста сопоставляются с климатическим оптимумом (пыльцевые зоны М5 и М6). В результате, максимальная продолжительность части микулинского межледниковья от конца зоны М1 и до конца зоны М6 по данным ²³⁰Th/U датирования органогенной толщи разреза “Нижняя Боярщина” охватывает, примерно, временной промежуток от 130 до 97 тыс. лет назад, включая подстадии МИС-5е, МИС-5d и частично МИС-5с.

Полученные в настоящем исследовании хронологические рамки микулинского межледниковья в той или иной степени сопоставляются с вышеприведенными нашими ²³⁰Th/U данными для микулинских и эемских органогенных отложений (Кузнецов, Максимов, 2012; Максимов, Кузнецов, 2010; Böerner et al., 2015, 2018; Rother et al., 2019; Rusakov et al., 2015; Rusakov et al., 2019). Еще ранее были опубликованы результаты ²³⁰Th/U датирования эемских торфяников, выполненного в Германии (Geyh, 2001). Временной отрезок формирования торфов из 7 разрезов (Германия) 120–98 тыс. лет назад в целом соизмерим с нашими данными. Однако следует отметить, что фазы эемского межледниковья в данном случае не конкретизированы. Так или иначе, данные ²³⁰Th/U датирования погребенных континентальных органогенных отложений позволяют предположить, что продолжительность последнего межледниковья существенно больше доминирующей оценки о соотнесении его с морской изотопно-кислородной подстадией МИС-5е.

В этом плане примечательны количественные данные с относительно небольшими погрешностями, полученные на основе других методов геохронометрии. Так, в разрезе “Затон”, расположенном на левом берегу р. Мезень (Архангельская обл.), выявлена фауна, хорошо сохранившаяся и более теплолюбивая, чем современная, получены ЭПР датировки и выполнен палинологический анализ морских отложений (Molodkov, 2020). Пыльцевые зоны были сопоставлены с пыльцевыми зонами характерными для микулинского межледниковья. В итоге второй половине зоны М4 соответствует ЭПР возраст 111.3 ± 5.0 тыс. лет, а фазам М5–М6 – 90.4 ± 1.9 тыс. лет. Если первая цифра вполне сопоставима с результатами, полученными нами, то вторая датировка явно моложе. Такое же несоответствие отмечается и при рассмотрении позднеплейстоценового разреза Вока на берегу Финского залива (Болиховская, Молодьков, 2020). С применением методов ИКС-ОСЛ датирования и спорово-пыльцевого анализа реконструированы изменения растительности и климата второй половины микулинского межледниковья. На основании сопоставления региональных и микулинских палинозон выявлено, что зона М6 соотносится с временным интервалом 92–81.5 тыс. лет назад, что существенно моложе наших данных на глубине 1.37–1.19 м (коррелируемых с зоной М6). Таким образом, ²³⁰Th/U, ЭПР и ОСЛ данные, полученные для второй половины микулинского межледниковья, не согласуются между собой. Тем самым подтверждается тезис о том, что возраст верхней границы последнего межледниковья относится к наиболее дискуссионным вопросам (Новенко, 2016). Причины расхождений, в том числе, обусловлены степенью выполнимости предпосылок разных методов геохронометрии.

Предложенный в данной работе комплексный геохронологический подход на основе ²³⁰Th/U датирования и палеоботанических методов может быть применен для ряда других разрезов с микулинскими органогенными отложениями, что позволит сопоставлять и верифицировать экспериментальные данные, и поэтому он является перспективным для установления хронологии последнего межледниковья.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ (ВЫВОДЫ)

По данным палеоботанического изучения и количественного датирования озерно-болотной толщи гипостратотипического разреза “Нижняя Боярщина” (Северо-Запад Русской равнины) воссоздан растительный покров во время формирования отложений и получены ²³⁰Th/U данные о возрасте некоторых фаз микулинского межледниковья. Впервые в геохронологической практике ²³⁰Th/U метод применялся для датирования нескольких слоев органогенной толщи в одном разрезе.

По результатам работы можно сделать следующие выводы.

1. Сопряженные детальные палинологические и карпологические исследования позволили подтвердить принадлежность изученных отложений к микулинскому межледниковью и выполнить детальную реконструкцию изменений лесной и локальной водно-болотной растительности в районе расположения разреза “ Нижняя Боярщина”. На основе палинологических данных проведено биостратиграфическое расчленение разреза, в результате чего датированные горизонты были соотнесены с пыльцевыми зонами стратиграфической схемы В.П. Гричука (1961) и, соответственно, с фазами микулинского межледниковья.

2. Установлен ²³⁰Th/U возраст конца переходного этапа от оледенения к началу микулинского межледнковья (вторая половина пыльцевой зоны М1). Он соответствует интервалу времени 130–126 тыс. лет назад.

3. Начало климатического оптимума микулинского межледниковья (первая половина пыльцевой зоны М5), характеризующееся развитием полидоминантных широколиственных лесов из дуба, вяза, ясеня, с участием липы и ольхи, и абсолютным господством лещины в подлеске, – по данным ²³⁰Th/U датирования соотносится с временным интервалом 110–108 тыс. лет назад. Закончился климатический оптимум последнего межледниковья (граница пыльцевых зон М6 и М7) около 100 тыс. лет назад.

4. Согласно полученным ²³⁰Th/U возрастным оценкам, длительность периода развития растительности микулинского межледниковья, соответствующего пыльцевым зонам М1–М6, включает подстадии МИС-5е, МИС-5d и частично МИС-5с и составляет, приблизительно, 25–30 тыс. лет.

5. Для установления временных границ и хроностратиграфической позиции отдельных фаз, а также продолжительности микулинского межледниковья на Русской равнине целесообразно применять данный подход для изучения как уже известных, так и вновь открываемых разрезов с органогенными отложениями.