характерного для полей дерева. В этом периоде существенно

что древесный ствол на поперечном распиле имеет чётко видимую структуру в виде набора концентрических колец. Каждое кольцо со- ответствует одному году жизни дерева («зимний» слой тоньше и ви- зуально просто отделяет одно «летнее» кольцо от другого). Общеиз- вестным является способ определения возраста спиленного дерева путём подсчёта числа годичных колец на распиле.

Дендроклиматология (от греч. dendron – дерево и климато- логия) – это раздел дендрохронологии, занимающийся изучением закономерностей сложения годичных слоев древесных пород для установления климата в прошлые геологические эпохи. Первым, кто сумел по структуре годичных колец древесных растений оха- рактеризовать климатические изменения в прошлом, был русский физик, профессор Новороссийского университета в Одессе Федор Никифорович Шведов (1840–1905). Именно он стал основополож- ником дендроклиматологического метода. Основная идея дендро- климатологического метода заключается в том, что ширина

зависит от продолжительности сезона, температуры, осадков и т.д. Если по горизонтали откладывать последовательно годы, а по вертикали – ширину колец, то можно составить график, кривая ко- торого покажет, как изменялись климатические условия в течение длительного промежутка времени. Если для деревьев, произрастав- ших в одной местности в одно время, построить такие графики из- менения толщины годичных колец по годам, то эти графики будут достаточно близки, а для деревьев, произраставших в разное время, они не совпадут, так как в силу случайности действия климатиче- ских факторов точное совпадение последовательности толщин ко-

лец за достаточно длительные периоды крайне маловероятно.

На основании исследования образцов древесины, датировка которых заведомо известна, строится так называемая дендрохро- нологическая шкала – последовательность толщин годичных ко- лец деревьев определённой породы в определённой местности, от текущего момента и как можно далее в прошлое [21]. Для близ- ких к современности периодов используются измерения годичных

колец живых деревьев, имеющих достаточно большой возраст.

Существуют методики выполнения таких измерений без спилива- ния дерева.

Для того, чтобы продлить шкалу датировок на временной про- межуток свыше пределов жизни одного дерева, используют «пе- рекрёстную датировку», которая базируется на неповторимом во времени и более или менее одинаковом характере изменений разме- ров и структуры годичных колец у большинства деревьев, росших в сходных условиях (в одном регионе). Её суть заключается в увязы- вании воедино следующих друг за другом поколений деревьев, годы жизни которых перекрываются. Специалисты по дендрохронологии считают, даже на основе самой грубой методики (когда кольца де- лятся на два класса – «широкие» и «узкие») 10- летнее совпадение чередования колец позволяет идентифицировать шкалу с вероятно- стью ошибки не более 0,1 %. При учёте ширины каждого кольца и применении методов математической статистики вероятность ошибки значительно снижается. В последние годы используется рентгеновский анализ годичных колец, позволяющий учитывать не только ширину колец, но и другие параметры, например, плот- ность древесины в кольце. Таким образом, дендрохронологическая шкала протягивается в прошлое настолько, насколько имеющийся в наличии материал позволяет продолжить непрерывную после- довательность. После построения шкалы по определённому виду дерева в локальной местности, анализируются корреляции данного вида с другими видами, а также изменения вида колец в соседних областях. Это позволяет постепенно расширять шкалу на более ши- рокий географический ареал.

С помощью дендрохронолического метода можно построить абсолютные и относительные шкалы датировок. В том случае, если известно точное (абсолютное) время жизни одного из поколений деревьев, участвующих в датировке, то получившаяся шкала бу- дет абсолютной. Например, это могут быть живые деревья, возраст которых известен по числу колец. С помощью абсолютной шкалы датировок можно определять возраст деревянных предметов прак- тически со 100 %-ной надёжностью (в случае точного совпадения порядка следования достаточного числа колец). В некоторых слу- чаях удаётся построить фрагменты дендрохронологической шкалы, опираясь на фрагменты древесины, датированные иным образом (например, брёвна из стены строения, дата постройки которого из- вестна из исторических документов). В таких случаях получившая-

ся шкала будет уже не абсолютной, а относительной.

Достоверность датирования с помощью относительных шкал,

являются моноизотопными, то есть 100 % природной распростра- ненности приходится на один изотоп, например, Al, Sc, Y, Rh, Nb и т.д., а другие имеют два и более изотопов: S, Ca, Ge, Ru, Pd, Cd, Sn, Xe, Nd, Sm и другие. Одни изотопы являются стабильными, другие нестабильными – радиоактивными. Радиоактивные изотопы распа- даются через какое-то время до стабильных изотопов, называемых условно-радиогенными. Радиоактивные изотопы совместно с ради- огенными используют для определения времени образования гор- ных пород, минералов и любых веществ и предметов. Например, изотоп 40K распадается на 40Ar и 40Ca. На этих явлениях построены два метода – K-Ar и K-Ca методы определения возраста горных по- род и минералов.

Все исследования изотопов связаны с определениями изотопно- го состава вещества с помощью масс-спектрометров. В масс-спек- трометрах исследуемые изотопы превращаются в пучок заряжен- ных частиц, который проходя в магнитном поле, делится по отно- шению масса к заряду, а регистрирующее устройство в конечном итоге определяет соотношение исследуемых изотопов. Масс-спек- трометры делятся на газовые, твердофазные и с индуктивно-связан- ной плазмой. В газовых масс-спектрометрах исследуемое вещество должно подаваться в виде газа, в ионном источнике которого под воздействием пучка электронов происходит превращение в ионы. Такой способ используется для анализа изотопного состава легких элементов (углерод, водород, кислород. сера, азот и т.д.), а также инертных газов (гелий, аргон и других). В твердофазных масс-спек- трометрах анализируемое вещество в виде раствора наносится на ленточку из тугоплавкого металла, по которой пропускается ток, разогревающий ее до высокой температуры. За счет высокой тем- пературы нанесенное вещество

исследуемого вещества вводят в плазму аргоновой горелки, в которой атомы и молекулы моментально превращаются в ионы. Таким образом, для анализа изотопного состава лёгких элементов (углерод, водород, кислород, сера, азот и других) используется ио- низация электронным ударом, а для анализа изотопов более тяже- лых элементов – термоионизация или ионизация в индуктивно-свя- занной плазме.

Применимость изотопного анализа для палеоклиматологии состоит в том, что соотношение изотопов в различных состояни- ях воды зависит от температуры, при которой протекали процессы

испарения и конденсации, или плавления и замерзания. Следова- тельно, изотопный состав атмосферных осадков может служить индикатором как сезонных, так и длительных колебаний темпера- туры приповерхностного слоя атмосферы. Развитие изотопных ме- тодов исследования привело к появлению приборов, позволяющих изучать изотопный состав ледяных кернов и древесины годичных колец.

Наиболее известным и распространенным является изотоп- ный метод определения палеотемператур, который был разработан в начале 1950-х годов американским ученым лауреатом Нобелев- ской премии Г.К. Юри по изотопному составу кислорода карбона- тов [3]. Сущность метода состоит в том, что в природе множество процессов сопровождается изотопным фракционированием, в том числе происходят изменения в содержании стабильных изотопов кислорода – наиболее распространенного в земной коре элемента.

Существуют три стабильных природных изотопа кислорода:

хемогенный, образовавшийся в равновесии с водой, в дальнейшем был без изменения захоронен, то в нем сохранилось и соответствующее первоначальному изотопное соотношение, не- сущее информацию о древних температурах. При этом погреш- ность коэффициента по масс-спектрометру 0,01 %, а фактическая погрешность определяемых температур 0,5–1,0 °С. Теоретически изотопный метод позволяет определить температуры образования карбонатов с возрастом до 700 млн лет.

Однако, не смотря на свою высокую точность, изотопный ме- тод определения палеотемператур имеет и ряд ограничений:

1. Изотопный состав кислорода в кальците может быть в зна- чительной мере изменен после образования раковин или карбонат-

Особенно этим процессам подвержены образования с недостаточно компактной структурой, испытавшие значительное погружение и обладающие значительным геологическим возрастом.

2.Многие животные и растения могут отлагать карбонаты кальция без сохранения изотопного равновесия кислорода карбона- тов и воды. Выявить, существовало или отсутствовало такое равно- весие для ископаемых объектов, не всегда возможно или по крайней мере не легко.

3.Еще не известен изотопный состав кислорода древних оке- анов. Предположение же о том, что он был тождествен современно- му, может быть ошибочным.

4.Содержание 18О в воде в высшей мере зависит от ее солено- сти. В конечном итоге опреснение сказывается так же на отношение 18О/16О в карбонате, как и повышение температуры. Более того, если

опреснение связано с добавлением пресной воды, поступающей за счет таяния льда, то оно сильнее влияет на изменение содержания 18О, чем опреснение до того же уровня, но вследствие притоков обычных речных вод. Поэтому необходимо отбирать такие

5.Температуры, полученные по органическим остаткам раз- ных организмов, отобранных из одного слоя, часто различны. От- личаются они, как правило, и от температур, получаемых по вме- щающему их карбонатному материалу. Эти различия могут быть вызваны рядом причин:

а) наиболее интенсивным наращиванием раковин различными организмами при разных температурах;

б) обитанием организмов на разных глубинах; в) различиями биогенного изотопного фракционирования у

этих организмов и другими особенностями.

Перечисленные причины обусловили то, что определение па- леотемператур древних морей были выполнено лишь для юрского и более поздних периодов. При этом большая часть температур для мезозойских морей была определена по рострам белемнитов, так как именно в них лучше всего обычно сохраняется первичное от-

ношение 18О/16О. Характерно, что для белемнитов получены более низкие значения температур по сравнению с другими

Так, по рострам позднемеловых белемнитов Русской плат- формы получены температуры около 14–16 °С, а по вмещающим