Journal of Geocryology, v.1, 2000

В.И.Николаев1*, В.М.Федоров2

Экспедиция “Millennium” к Южному полюсу (изотопно-кислородные исследования поверхностного снега Антарктиды)

1 Институт географии РАН, Старомонетный пер., 23, Москва, 109017, Россия

2Географический факультет МГУ им. М.В.Ломоносова, Москва, 119899

 

Expedition “Millenium” to South Pole

(Oxygen isotope investigation of Antarctic snow cover)

 

Nikolaev Vladimir1* , Fyodorov Valeriy2

 

1 Institute of Geography, Russian Academy of Sciences, Staromonetny per., 29, 109017, Moscow, Russia

2 Geography Faculty, Moscow State University, Moscow, 119899, Russia

* Corresponding author. Tel.: +007 (095) 427 15 05; Fax: +007 (095) 959 00 33;

E-mail: V.Nikolaev@g23.relcom.ru

 

ВВЕДЕНИЕ.

Анализ данных 30-летних исследований стабильных изотопов в атмосферных осадках свидетельствует о существовании тесной корреляционной связи между температурой приземного воздуха, количеством осадков и их изотопным составом [Rozanski et al., 1993]. К настоящему времени эти зависимости широко используется для реконструкции климатических изменений в полярных регионах [Dansgaard et al., 1973; 1982, 1993; Grootes et al., 1993; Johnsen et al., 1972, 1992; Lorius et al., 1979; 1985; Jouzel et al., 1987b; Petit et al., 1997 и др.].

Был разработан ряд моделей описывающих формирование изотопного состава атмосферных осадков. Во-первых, это модели описываемые уравнением Рэлея как предполагающие немедленное удаление конденсата [Dansgaard, 1964], так и допускающие его существование в облаке [Merlivat, Jouzel, 1979]. Они предназначены для моделирования изотопного состава атмосферных осадков сформированных из изолированных воздушных масс с одним источником водяного пара.

Во-вторых, разрабатывались также динамически более сложные модели [Eriksson, 1965; Rozanski et al., 1982; Fisher and Alt, 1985; Fisher, 1990]. И наконец, циклы изотопов воды были включены в модели общей циркуляции атмосферы [Joussaume et al., 1984; Jouzel et al., 1987a, 1991].

Несмотря на широкое развитие теоретических представлений, палеоклиматическая интерпретация изотопного состава древних атмосферных осадков базируется главным образом на пространственных особенностях распределения изотопного состава современных осадков получаемых эмпирически. Так по изотопным профилям ледяных кернов с полярных ледников реконструируется эволюция термического режима за время формирования изученного льда, при этом предполагается, что используемые изотопно-температурные зависимости в прошлом были идентичны современным полученным при региональных исследованиях снежного покрова [Dansgaard et al., 1973, 1989; Jouzel et al., 1987b].

Добавим, что в случае внутриконтинентальных полярных регионов Антарктиды изучение поверхностных проб проводилось главным образом вдоль маршрутов нескольких трансантарктических походов. Полученные данные носят разновременный характер как по времени получения проб поверхностного снега и фирна, так и по стратиграфическому объему изученных проб и покрывают ограниченную территорию.

Наиболее значимыми работами наших предшественников являются данные по маршруту станция Дюмон-д’Юрвиль - купол С (Земля Адели) [Lorius, Merlivat, 1977] и Международной трансантарктической экспедиции 1990 года Антарктический полуостров - Пэтриот Хиллс - Южный полюс - станция Восток - станция Комсомольская - станция Мирный [Qin Dahe et al., 1994].

 

МАРШРУТ ЭКСПЕДИЦИИ, ПРОБЫ, ИХ РЕПРЕЗЕНТАТИВНОСТЬ

В соответствии с Федеральной программой мероприятий по встрече III тысячелетия и празднования 2000-летия христианства (Указы Президента РФ №138 от 6.02.98, №1468 от 4.12.98), а также международной программой “Марш мира - дорога в новое тысячелетие” в декабре 1999 г. - январе 2000 г. была проведена международная комплексная антарктическая экспедиция ("Millennium Expedition") - руководитель экспедиции заслуженный мастер спорта СССР В.С.Чуков. Участники экспедиции совершили трансантарктический поход от пункта Пэтриот Хиллс (горы Элсуэрт, хребет Херитидж; 80,32oS, 81,37oW) до Южного полюса и обратно, с использованием дизельных вездеходов на колесах сверхнизкого давления.

Целью экспедиции было совершенствование технологий проведения поисково-спасательных операций: испытание новой техники, оборудования, снаряжения, новых высококалорийных продуктов питания, а также сбор научной информации и натурных материалов в целях гляциологических и медико-физиологических исследований.

Подготовка и проведение экспедиционных работ проходили при поддержке Правительства РФ, Государственной Думы Федерального собрания РФ, Научно-технического совета Междуведомственной комиссии по делам Арктики и Антарктики, Министерства по чрезвычайным ситуациям РФ. В разработке научной программы и обработке полученных данных и материалов приняли участие Федеральная служба воздушного транспорта России, Институт Географии РАН, ЦНИИ авиационной и космической медицины (МО РФ), Географический факультет МГУ им. М.В.Ломоносова. В составе экспедиции приняли участие гражданине России, Белоруссии, Франции, США и других стран (всего 18 стран).

Доставка экспедиции в Антарктиду была проведена самолетом ИЛ-76ТД (командир экипажа - Герой России Р.Г.Грифанов) по маршруту Москва - Минск - Мадрид - о-ва Зеленого мыса - Ресифи (Бразилия) - Пунта Аренас (Чили) - Пэтриот Хиллс (Антарктида) в период с 17.12.99 г. по 25.12.99 г. Впервые в истории освоения Антарктиды самолет с посадочной массой 190 тонн совершил посадку на неподготовленную ледовую площадку.

31 декабря 1999 года в районе базового лагеря Пэтриот Хиллс под руководством мастера спорта испытателя парашютов Е.И.Бакалова было благополучно выполнено массовое (32 человека) десантирование с самолета. Первоначально предполагалось осуществить десантирование на Южном полюсе, но в связи с тем, что в 1997 году при аналогичной попытке трое из шести американских парашютистов погибли, а остальные получили тяжелые ранения и увечья прыжки в районе станции Амундсен-Скотт были запрещены.

Главным мероприятием экспедиции был поход к Южному полюсу и обратно (02-14.01.2000 г.) на вездеходах во время которого производился отбор проб снега и фирна на изотопно-кислородный анализ (маршрут похода см. Рис.1). Были использованы дизельные (с катализатором, использующие полярную солярку) вездеходы на колесах сверхнизкого давления разработанные и произведенные в Республике Беларусь и оснащенные двигателями производства фирмы Volkswagen (Германия). Во время похода был организован промежуточный (страховочный) лагерь на 86оS, где осталась половина участников и 4 из 8 вездеходов. Полюса достигло 16 участников (из них 4 - россияне) на трех вездеходах пройдя 1200 км за 7 дней. На полюсе впервые в истории Антарктиды был поднят воздушный шар (пилот Иван Трифонов из Австрии). В ночь с 13 на 14 января в базовый лагерь вернулись все участники похода на всех 8 вездеходах. Эвакуация экспедиции из Антарктиды была проведена самолетом в период с 17 по 24.01.2000г.

Пробы снега и фирна отбирались по всему маршруту экспедиции (всего 15). Координаты и высота над уровнем моря мест отбора получены методами спутниковой геодезии (см. Рис. 1 и Табл. 1). Среднегодовые значения температуры воздуха (температуры фирна на глубине 10м) и аккумуляции снега по маршруту экспедиции получены по соответствующим картам Атласа снежно-ледовых ресурсов мира [1998] путем интерполяции между изолиниями.

 

Рис.1. Местоположение разрезов по которым изучался изотопный состав поверхностного снега в Антарктиде ( Пэтриот Хиллс - Южный полюс [настоящая работа]; Пэтриот Хиллс - Восток - Мирный [Qin Dahe et al., 1994]; Дюмон-д’Юрвиль [Lorius., Merlivat, 1977].

1- основные ледоразделы; 2 - климаторазделы (по [Котлякову и др., 1989] с упрощениями);

АО - сфера влияния Атлантического океана; ТО - Тихого океана; ИО - Индийского океана

 

Метеорологические условия в отдельные годы могут сильно различаться. Год от года разняться скорости снегонакопления и интенсивности ветровой дефляции снега. Следовательно, представительные средние годовые значения d18О для выявления температурных зависимостей могут быть получены лишь при анализе интегральных проб, охватывающих периоды аккумуляции нескольких лет. Пробы представляли собой вырезанные пробоотборником цилиндры снега и фирна длиной 120-160 см. Время формирования таких проб (их стратиграфический объем) меняется от места к месту и зависит от скорости аккумуляции. Исследования [Qin Dahe and Ren Jiawen, 1991] показали, что средняя плотность 1-метрового поверхностного слоя снежно-фирновой толщи в центральных районах Антарктиды варьирует в пределах от 0,3 до 0,4 г/см3. Учитывая, что наши пробы охватывали в среднем 1,5-метровую толщу, мы в своих расчетах использовали значение средней плотности равное 0,4-0,45 г/см3, что соответствует 3-4 годовым слоям в районе Пэтриот Хилс и 8-12 на Южном полюсе [Атлас снежно-ледовых ресурсов мира, 1998]. В исследованиях подобных нашим обычно принимается, что стратиграфический объем интегральных проб снежного покрова должен превышать 3-5-ти летний период (см., например [Котляков ,Гордиенко, 1982; Qin Dahe et al., 1994]), чтобы уменьшить влияние случайных факторов на получаемые результаты. Таким образом, с формальной стороны все изученные пробы - репрезентативны.

Таблица 1.

Местоположение изученных проб, аккумуляция снега и среднегодовая температура приземного воздуха [Атлас снежно-ледовых ресурсов, 1998] мест их отбора, результаты изотопно-кислородного анализа

 

Номер

проб

Широта

Долгота

Высота над уровнем моря, м

Аккумуля-ция, г/см2

ToC

d18O, ‰

1 (фирн)

80,32oS

81,37oW

845

17

-27

-32,2

2 (лед)

80,32oS

81,37oW

850

17

-27

-33,5

3

81,00oS

81,10oW

910

16,5

-27,7

-33

4

81,38oS

81,12oW

995

16,2

-28,7

-36,2

5

82,00oS

81,10oW

970

15,7

-28,4

-35

6

82,52oS

81,15oW

1275

15,3

-31,9

-36,3

7

82,95oS

81,17oW

1155

15

-30,6

-35,2

8

83,45oS

81,18oW

1280

14,6

-32

-36,5

9

83,93oS

81,18oW

1420

14

-33,5

-38,7

10

84,60oS

82,17oW

1350

13,2

-32,8

-37,9

11

85,50oS

81,17oW

1600

12,1

-35,5

-40,5

12

87,18oS

83,13oW

2450

10

-45,6

-45,3

13

88,67oS

82,37oW

2785

7,8

-49,8

-45,3

14

89,25S

82,35oW

2840

6,7

-50,5

-50,6

15

89,70S

82,33oW

2970

6

-52,1

-48,8

 

В середине января в базовом лагере собранные пробы снега были растоплены в герметично закрытых пластиковых пакетах при комнатной температуре, перелиты в полиэтиленовую посуду снабженную уплотнителями. В начале февраля пробы поступили в лабораторию где хранились до проведения изотопного анализа в замороженном виде.

 

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Изотопно-кислородные исследования были проведены в Институте географии РАН. Подготовка проб воды к изотопному анализу кислорода (18O/16O) осуществлена методом изотопного уравновешивания c углекислым газом, при котором масс-спектрометрически изучается изотопный состав кислорода углекислого газа, изотопно уравновешенного с исследуемой водой.

В настоящей работе все изотопные данные выражены как относительное отклонение, d, содержания тяжелого изотопа в образце от содержания в стандарте V–SMOW (Венская средняя океаническая вода с отношением 18O/16O – 2005,2 ppm [Beartschi, 1976]) в промилле (‰). Стандартные отклонения повторных измерений тех же самых образцов воды лежали в пределах от ±0,1 до ±0,15‰ (1s). Результаты изотопно-кислородных исследований приведены в Таблице 1.

 

 

 

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Результаты изотопно-кислородных исследований показаны на Рис.2. Здесь же для сравнения приведены вариации температуры фирна (ToC) и аккумуляции (А, г/см2) по данным [Атлас снежно-ледовых ресурсов мира, 1998]. Координаты (j) и абсолютная высота (H) мест отбора получены методами спутниковой геодезии.

Сопоставление изотопных (d18O) и температурных (Т) данных показывает наличие тесной корреляционной зависимостей между ними: d18O – Т (r=0,978). Понижение температур воздуха по мере подъема на высокое антарктическое плато и продвижения в глубь континента являются причиной существования корреляционных зависимостей изотопного состава кислорода снега от широты - d18O – j (r=-0,974) и высоты над уровнем моря мест отбора его проб - d18O – Н (r=-0,978);. Высокий коэффициент корреляции значений изотопного состава кислорода поверхностных проб снега с величинами годовой аккумуляции - d18O – A (r=0,981), по нашим представлениям, связан не с изменением стратиграфического объема проб, а с зависимостью тех и других от средней температуры конденсации атмосферных осадков.

Коэффициенты регрессии перечисленных выше параметров равны dd18O/dT=0,63±0,04‰ на 1oC; dd18O/dj=1,77±0,11‰ на 1o широты; dd18O/dA =1,52±0,09‰ на 1г/см2; dd18O/dH=0,74±0,04‰ на 100м.

Полученное нами значение dd18O/dT лежит между коэффициентами регрессии ранее рассчитанными для Купола Лоу [Budd., Morgan, 1977] и Земли Адели [Lorius, Merlivat, 1977] (0,53 и 0,75‰ на 1oC, соответственно).

В 1990 году по нашему маршруту (Пэтриот Хиллс - Южный полюс) прошла международная трансантарктическая экспедиция [Qin Dahe et al., 1994]). Расчет коэффициента регрессии по данным (n=21) приведенным в указанной работе дал практически идентичный нашему результат (0,66±0,03‰ на 1oC). Такое совпадение результатов выполненных в разные годы наблюдается далеко не всегда. Так для проб снега собранных во время походов по маршруту станция Восток - станция Мирный в 60-е годы и в 1990 г. получены соответственно 0,85 и 0,97±0,03‰ на 1oC (см. Таблицу 2), что может свидетельствовать об изменчивости здесь условий формирования атмосферных осадков или (и) о неудачном отборе образцов.

Изученные пробы по данным авторов [настоящая работа и Qin Dahe et al., 1994] были отложены в районе Пэтриот Хиллс в периоды 1988Έ1990гг. и 1996-97Έ2000гг., а в районе Южного полюса - 1985Έ1990гг. и 1988-92Έ2000гг. Таким образом, для данного участка склона высокого антарктического плато мы можем констатировать для обоих временных этапов близкие условия формирования атмосферных осадков (то есть мобилизации, транспортировки и конденсации влаги). Расчеты по объединенному массиву данных (n=36) дали значение dd18O/dT=0,66±0,03‰ на 1oC (r=0,968) (см. Таблицу 2). А соответствующее уравнение регрессии имеет вид: d18O=0,66Т-15,6.

Таким образом получены данные характеризующие пространственные вариации изотопного состава кислорода атмосферных осадков для обширного сектора Антарктики между 80 и 90оS c широким диапазоном природных условий (DН=845Έ2970м; DА=6Έ17 г/см2; DТ=-27Έ-52оС).

В таблице 2 нами собраны данные по градиентам dd18O/dT преимущественно по трансантарктическому разрезу (Пэтриот Хиллс - Южный полюс - станция Восток - станцияМирный) полученные различными авторами в разные годы.

Таблица 2

Изменение зависимости изотопного состава кислорода поверхностного слоя снежно-фирновой толщи и атмосферных осадков от температуры (dd18O/dT )по трансконтинентальному разрезу* [настоящая работа; Гордиенко и др., 1976; Котляков и др., 1980; Lorius et al., 1969; Lorius, Merlivat, 1977; Qin Dahe et al., 1994 и др.]

Маршрут, полярные станции

(см. Рис. 1)

Геоморфологическое положение [Атлас Антарктики, 1966]

Источник влаги

[Котляков и др., 1989]

Ледосборный бассейн [Атлас Антарктики, 1966]

dd18O/dT

(‰ на 1oC)

r

Пэтриот Хиллс – Южный полюс

склон высокого антарктического плато

Тихий океан

(ТО)

Атлантического океана (АО)

0,66±0,03

0,968

Южный полюс –

ст. Восток

высокое антарктическое плато

преимущественно ТО

преимущественно ТО

0,89±0,16

0,766

Южный полюс –

ст. Восток-1

высокое антарктическое плато

Тихий и Индийский

(ИО) океаны

АО + ТО + ИО

1,22±0,14

0,834

ст. Восток (атмос-ферные осадки)

высокое антарктическое плато

ТО

ИО

0,84Έ0,87

 

ст. Восток –

ст. Восток-1

высокое антарктическое плато

ИО

преимущественно ИО

1,44±0,08

0,985

ст. Восток –

ст. Мирный (поход 1990 года)

высокое антарктическое плато и склон к ИО

ИО

ИО

0,97±0,03

0,990

ст. Восток –

ст. Мирный (дан-ные 60-х годов)

высокое антарктическое плато и склон к ИО

ИО

ИО

0,85

 

ст. Комсомольская

(атмосферные осадки)

высокое антарктическое плато, главный ледораздел

ИО

ИО

0,92

 

ст. Комсомольская – ст. Мирный

склон от вершины главного ледораздела до побережья

ИО

ИО

0,90±0,04

0,989

Ст. Восток-1, ст. Пионерская (атм. осадки)

склон высокого антарктического плато

ИО

ИО

0,92

 

ст. Дюмон-д’Юрвиль – купол С

 склон высокого антарктического плато

ледораздел

ИО и ТО

ИО

0,75

0,989

*- в ряде случаев данные по изотопному составу кислорода снега получены путем пересчета результатов исследований содержания дейтерия в нем по уравнению Г.Крейга (dD=8d18O+10).

 

Даже беглый взгляд на приведенные в таблице 2 данные позволяет сделать несколько выводов: Наиболее тесная корреляционная связь между значениями d18O и Т отмечается для склонов высокого антарктического склона (r=0,97Έ0,99), в то время как для собственно высокого плато значения коэффициента корреляции существенно снижаются (r=0,77Έ0,83). Коэффициенты регрессии (dd18O/dT) для траверса Пэтриот Хиллс - станция Восток заметно ниже, чем для траверса станция Восток - станция Мирный.

Антарктида окружена относительно теплым океаном и может получать осадки с различных сторон и из разных воздушных масс имеющих свою собственную историю формирования изотопного состава водяного пара. Несколько южнее станции Восток проходит климатораздел Тихого и Индийского океанов [Котляков и др., 1989] (см. Рис.1). Снег на участке станция Мирный - станция Восток формируется за счет влаги поступающей с Индийского океана, а на участке Пэтриот Хиллс - Южный полюс - станция Восток - с Тихого океана, что обеспечивает отмеченные изотопные различия.

                Центральные районы Антарктиды получают осадки тремя различными путями: 1) влага, сгущаясь в атмосфере образует ледяные иглы; 2) влага, осаждаясь на поверхности, образует изморозь; 3) осадки выпадают в виде снега. Осадки различных осадков выпадают здесь в течение 300 дней в году. Снег выпадающий при циклонической ситуации наблюдается всего 10-15 дней в году, однако хотя циклоны редко посещают Центральную Антарктиду, они приносят больше всего осадков. В центральных районах Антарктиды большое значение имеют антициклонические осадки, обусловленные потоками сравнительно теплого воздуха, постоянно направленными к поверхности. Благодаря существованию сильной приземной инверсии при этом процессе происходит сублимация водяного пара, ведущая к образованию в безооблачном небе мелких ледяных кристаллов, которые медленно падают на поверхность и образуют существенную часть массы снежного покрова. Изморозь образуется на самой снежно-фирновой поверхности, потому что зимой она холоднее даже приповерхностного слоя воздуха [Котляков, 1961; Марков и др., 1968].

Метелевый перенос снега в условиях низкой годовой аккумуляции, когда толщина годового слоя снега сравнима или даже вдвое меньше амплитуды высот микрорельефа приводит к формированию “псевдосезонных” изотопных пиков. Вариации значений d18О односантиметровых проб снега имеют продолжительность, в несколько раз превышающую толщину слоя годового накопления, какая-либо корреляция со структурно-стратиграфическими особенностями снежной толщи отсутствуют, однако амплитуда (Dd18О) этих пиков достигает 10‰, свидетельствуя о случайном сохранении в снежной толще сезонных колебаний изотопного состава [Екайкин и др., 2000; Николаев, Колоколов, 1993]. Таким образом, осадки выпадающие на высокое антарктическое плато происходят из различных воздушных масс, имеющих разную историю мобилизации, транспорта и конденсации влаги. После отложения снег подвергается интенсивным процессам преобразования (метелевый перенос, диффузия водяного пара и др.), которые искажают его первичный изотопный состав. Все вышесказанное приводит к отмеченной нестабильности условий формирования изотопного состава снежного покрова высокого антарктического плато.

Анализируя положение различных регионов исследований как с точки зрения их гипсометрического положения, так и особенностей циркуляции атмосферы над Антарктидой (см. Таблицу 2 и Рис.1 и 2) можно заключить, что для района станции Восток может быть обосновано использование различных коэффициентов регрессии (dd18O/dT):

                – 0,84Έ0,87‰ на 1оС - получено на основе исследований атмосферных осадков собранных непосредственно на станции Восток;

                – 1,22‰ на 1оС - разрез через высокое плато от “атлантического” до “индоокеанского” склона (Южный полюс - станция Восток-1);

                – 1,44‰ на 1оС - разрез через “индоокеанский сектор” высокого плато (станция Восток - станция Восток-1);

                – 0,85Έ0,97‰ на 1оС - разрез через весь “индоокеанский сектор” от побережья до климатораздела с Тихим океаном (станция Восток - станция Мирный) и др.

 

Рис.2. Гипсометрическое положение основных пунктов на разрезе Пэтриот Хиллс - Южный полюс - Восток - Мирный.

 

Таким образом с формальной стороны для района глубокой скважины на станции Восток может быть принят любой коэффициент регрессии (dd18O/dT) из диапазона 0,84Έ1,44‰ на 1оС. Следовательно при палеотемпературной интерпретации полученных изотопных данных по ледяному керну [Lorius et al., 1985; Jouzel et al., 1987b; Petit et al., 1997] возникает неопределенность при которой реконструируемая амплитуда температур в плейстоцене может изменяться в 1,7 раза. Одним из возможных выходов из создавшейся ситуации может быть калибровка изотопного палеотермометра по данным измерения температур в глубоких скважинах на ледниках [Cuffey et al., 1994].

Аналитические исследования финансировалась за счет Федеральной целевой программы “Интеграция” (проект № 279) и гранта 00-05-64044 Российского Фонда Фундаментальных Исследований.

 

ЛИТЕРАТУРА

Атлас Антарктики, 1966. Ленинград - Москва, ГУГК, т.1

Атлас снежно-ледовых ресурсов мира, 1998, М.

Гордиенко Ф.Г., Барков Н.И., Орлов А.И., 1976. Вариации изотопного состава атмосферных осадков и озерной воды в Антарктиде и Субантарктике. – Материалы гляциологических исследований, вып.26, с.150-154.

Екайкин А.А., Липенков В.Я., Барков Н.И., Пети Ж.Р., Массон В., 2000. Изотопный состав поверхностного слоя снежной толщи в районе станции Восток, Центральная Антарктида. – XII гляциологический симпозиум. Ритмы природных процессов в гляциосфере Земли. Тезисы докладов. 15-19 мая 2000 г., г.Пущино Московской области. Москва, с.27.

Котляков В.М., 1961. Снежный покров Антарктиды и его роль в современном оледенении материка. Москва, Издательство АН СССР, 246с.

Котляков В.М., Гордиенко Ф.Г., 1982. Изотопная и геохимическая гляциология. Ленинград, Гидрометеоиздат, 288с.

Котляков В.М., Гордиенко Ф.Г., Барков Н.И., Короткевич Е.С., 1980. Изотопные исследования керна со станции Восток и их палеогляциологическая интерпретация. – Антарктика. Доклады комиссии, вып.19, Москва, Наука, с.45-53.

Котляков В.М., Кренке А.Н., Глебова Л.Н., Зверкова Н.М., Чернова Л.П., 1989. Роль снежного покрова материков Южного полушария в перераспределении влаги между океанами. – Доклады АН СССР, т.304, №5, с.1221-1225.

Марков К.К., Бардин В.И., Лебедев В.Л., Орлов А.И., Суетова И.А., 1968. География Антарктиды. Москва, Мысль, 439с.

Николаев В.И., Колоколов С.Л., 1993. Палеоклиматическая интерпретация изотопно-кислородных данных по ледяным кернам с полярных ледников. – Материалы гляциологических исследований, вып.76, с.146-154.

Beartschi, P., 1976. Absolute 18O content of Standard Mean Ocean Water. – Earth and Planetary Science Letters, vol.31, p.341–344.

Budd W.F., Morgan V.I., 1977. Isotopes, climate and ice sheet dynamics from core studies on Law Dome, Antarctica. – Isotopes and impurities in snow and ice. IAHS-AISH Publication No.118, p.312-321.

Cuffey, K., Alley, R., Grootes, P., Bolzan, J., Anandakrishnan, S., 1994. Calibration of the delta 18O isotopic paleothermometer for Central Greenland, using borehole temperatures: Results and sensitivity. – Journal of Glaciology, 40 (135), 341-349.

Dansgaard, W. Stable isotopes in precipitation. – Tellus, vol. 16, No. 4, 1964, p.436-468.

Dansgaard W., Johnsen, S.J., Clausen H.B., Gundestrup, N., 1973. Stable isotope glaciology. – Meddelelser om Grψnland, 197(2), 53pp.

Dansgaard W., Johnsen, S.J., Clausen H.B., Dahl-Jensen, D., Gundestrup, N., Hammer C.U., Hvidberg, C.S., Steffensen, J.P., Sveinbjornsdottir, A.E., Jouzel., J., Bond, G., 1993. Evidence for general instability of past climate from a 250 kyr ice core. – Nature, 364(6434), p.218-219.

Dansgaard, W., Clausen H.B., Gundestrup, N., Hammer C.U., Johnsen, S.F., Kristinsdottir, P.M., Reeh, N.,1982. A new Greenland deep ice core. – Science, 218(4579), p.1273-1277.

Dansgaard, W.,.White, J.W.C., Johnsen, S.J., 1989. The abrupt termination of the Younger Dryas climatic event. – Nature, 339(6225), p.532-534.

Eriksson, E., 1965. Deuterium and oxygen-18 in precipitation and other natural waters. Some theoretical considerations. – Tellus, 17(4), p.498-512.

Fisher, D.A., 1990. A zonally-averaged stable-isotope model coupled to a regional variable-elevation stable-isotope model. – Annals of Glaciology, 14, p.65-71.

Fisher, D.A., Alt, B.T., 1985. A global oxygen isotope model – semi-empirical, zonally averaged. –. Annals of Glaciology, 7, p.117-124.

                Grootes, P.M., Stuiver, M., White, J.W.C., Johnsen, S., Jouzel, J., 1993. Comparison of oxygen isotope records from the GISP2 and GRIP Greenland ice cores. – Nature, 366(6455), p.552-554.

Johnsen, S.J., Clausen, H.B., Dansgaard, W., Fuhrer, K., Gundestrup, N., Hammer, C., Iversen, P., Jouzel, J., Stauffer, B., Steffensen. J.P., 1992.. Irregular glacial interstadials recorded in a new Greenland ice core. - Nature, vol. 359, No.6393, p.311-313

Johnsen, S.J., Dansgaard, W., Clausen H.B., Langway, C.C., Jr., 1972. Oxygen isotope profiles through the Antarctica and Greenland ice sheets. – Nature, 235(5339), p.429-434.

Joussaume, S., Sadourny, R., Jouzel, J., 1984. A general circulation model of water isotope cycles in the atmosphere. – Nature, 311(5981), p.24–29.

Jouzel, J., Russel, G.L., Koster, R.D., Suozzo, R.J., White, J.W.C., Broecker, W.S., 1987a. Simulation of the HDO and H18O cycles using the NASA GISS general circulation model: The seasonal cycle for present-day conditions. – Journal of Geophysical Research, vol.92(D12), p.14739-14760.

Jouzel, J., Lorius, C., Petit, J.R., Genton, C., Barkov, N.I., Kotlyakov, V.M., Petrov, V.N., 1987b. Vostok ice core: a continuous isotope temperature record over last climatic cycle (160,000 years). – Nature, vol. 329, No.6138, p.403-408.

Jouzel, J., Koster, R.D., Suozzo, R.J., Russell, G.L., White, J.W.C., Broecker, W.S., 1991. Simulation of the HDO and H18O cycles using the NASA GISS general circulation model: Sensitivity experiments for present-day conditions. – Journal of Geophysical Research, vol.96 (D4), p.7495-7507.

Lorius C., Jouzel, J., Ritz, C., Merlivat L., Barkov, N.I., Korotkevich, Y.S., Kotlyakov, V.M., 1985. A 150,000-year climatic record from Antarctic ice. – Nature, 316(6029), p.591-596.

Lorius C., Merlivat L, 1977. Distribution of mean surface stable isotope values in East Antarctica: observed changes with depth in the coastal area. – Isotopes and impurities in snow and ice. IAHS-AISH Publication No.118, p. 127-137.

Lorius C., Merlivat L.,Hagermann, R.,1969. Variation in the mean deuterium content of precipitation in Antarctica. – Journal of Geophysical Research, 74(28), p.7027-7031.

Lorius C., Merlivat L., Jouzel J., Pourchet M., 1979. A 30,000 year isotope climatic record from Antarctic ice. – Nature, 280(5724), p.644-648.

Merlivat L., Jouzel J., 1979. Global climatic interpretation of the deuterium-oxygen 18 relationship for precipitation. – Journal of Geophysical research, 84(C8), p.5029-5033.

Petit, J.R., Basile, I., Leruyuet, Raynaud, D., Lorius, C., Jouzel., J., Stievenard, M.,  Lipenkov, V.Y., Barkov, N.I., Kudryashov, B.B., Davis, M., Saltzman, E. Kotlyakov, V/M., 1997. Four climate cycles in Vostok ice core. – Nature, 387(6628), p.359-360.

Qin Dahe, Petit J.R., Jouzel J., Stievenard M., 1994. Distribution of stable isotopes in surface snow along the route of the 1990 International Trans-Antarctica Expedition. – Journal of Glaciology, vol.40, No.134, 107-118.

Qin Dahe and Ren Jiawen, 1991. A study on snow profile and surface characteristics along 6 000 km trans-Antarctica route, (I). Part 1. – Science in China (Series B), 34(9), p.100-108.

Rozanski, K., Sonntag, C., Mόnnich, K.O., 1982. Factors controlling stable isotope composition of European precipitation. – Tellus, 34(2), p.142-150.

Rozanski, K., Araguas-Araguas, L., Gonfiantini, R., 1993. Isotopic patterns in modern global precipitation. – In: Climate Change in Continental Isotopic Records (Geophysical Monograph 78). American Geophysical Union, Washington, DC., p.1–36.

 

RESUME

This paper present the distribution of average d18O values for the top 1,2-1,6m surface snow for a large area of Antarctica. The samples were collected on the International Expedition “Millennium” which reach crossed continent from Patriot Hills to South Pole in January 2000. The empirical relationships between d18O the isotopes, temperature and elevation are computed. The slope of d18O with respect to the surface temperature is practically the same to that observed by the 1990 International Trans-Antarctica Expedition. Calibration of isotopic paleotermomter using borehole Vostok temperatures requires due to uncertainty of modern spatial gradients of d18Osnow and temperature in Central Antarctica

РЕЗЮМЕ

В работе приводятся данные по пространственному распределению значений d18O для слоя поверхностного снега и фирна толщиной 1,2-1,6м для большого региона Антарктиды. Пробы были отобраны международной экспедицией в январе 2000 года по маршруту Пэтриот Хиллс - Южный полюс. Рассчитаны эмпирические зависимости между значениями d18O, поверхностной температуры и высоты над уровнем моря. Полученный коэффициент регрессии для значений d18O и поверхностной температуры практически совпадает с данными Международной трансантарктической экспедиции 1990 года. Неопределенность современных изотопно-температурных градиентов (dd18O/dT) в Центральной Антарктиде делает необходимым проведение калибровки изотопного палеотермометра станции Восток на основе геотермических исследований.

 

| Home | News | Projects | Articles | Photo Gallery | Maps | Discussions | Membership | Info | Contact us |

© Copyright Permafrost International Inc. All rights reserved.