Л. М. Саватюгин, С. Р. Веркулич, В. Н. Масолов, А. Н. Шереметьев, В. Я. Липенков, С. С. Абызов, С. А. Булат, Н. И. Барков, И. Н. Кузьмина. Подледниковое озеро Восток (Антарктида): основные результаты геофизических, гляциологических и микробиологических исследований последних лет

УДК 551.588 (99)

Введение

С 1993 г. было проведено десять международных совещаний по проблеме изучения подледникового озера Восток в Антарктиде (рис. 1), на них обсуждалась стратегия исследований озера. Эта стратегия состоит из двух этапов: 1) сбор информации о происхождении и параметрах озера и определение оптимального места для непосредственного проникновения в него и 2) прямое проникновение в озеро и его изучение.

Первый этап, включающий геофизические, гляциологические и микробиологические исследования, а также моделирование характеристик оз. Восток, начался около семи лет назад при активном участии российских ученых. В течение последних пяти лет работы отечественных специалистов объединены в междисциплинарный научный проект "Провести исследование подледникового озера Восток" подпрограммы "Изучение и исследование Антарктики" Федеральной целевой программы "Мировой океан", что позволило России занять здесь лидирующее положение. В статье представлены основные результаты работ, выполненных в ходе реализации проекта.

Геофизические исследования

Наземные геофизические исследования оз. Восток были организованы Российской антарктической экспедицией Арктического и антарктического научно-исследовательского института и Полярной морской геолого-разведочной экспедицией. Сезонные полевые работы, проводимые с 1995 г., включали сейсмическое и радиолокационное (с 1998 г.) зондирование района озера.

Сейсмические исследования проводились в глубокой скважине 5Г-1 (ст. Восток) по методике вертикального сейсмического профилирования (ВСП), а также методом отраженных волн (MOB) на профилях, пересекающих оз. Восток в различных направлениях (см. рис. 1). Всего в ходе работ произведено несколько сотен зондирований, особенности их выполнения, а также методики обработки собранных материалов подробно описаны в статье A.M. Попкова и др. [1999].

В результате наблюдений в скважине 5Г-1 подтверждены предположения о существовании здесь мощного подледникового водного слоя [Kapitsa et al., 1996]. Установлен также характер распространения в леднике пластовых скоростей (V_пл, км/с): они составляют 3,91 в интервале глубин 400-2600 м, около 3,82 в интервале 2600-2860 м, снова около 3,91 в интервале 2860-3260 м, затем увеличиваются до 4,12 на глубинах 3260-3450 м и, наконец, уменьшаются до 3,72 км/с в интервале 3450-3523 м. Предполагая, что значение V_пл остается неизменным с глубины 3523 м до подошвы ледника, по годографам В СП графическим способом [Гальперин, 1980] были рассчитаны мощность ледника и толщина подледного водного слоя в точке бурения скважины 5Г-1, составившие соответственно 3750±30 м и 670 м.

Сейсмические исследования на профилях позволили проследить до четырех сейсмических горизонтов. Первый, выделяющийся по скоростям преломленных волн, отвечает границе снежно-фирнового слоя и ледовой толщи. Второй горизонт совпадает с подошвой ледникового покрова и является первой границей, от которой зарегистрирована отраженная волна со скоростью 3,78-3,82 км/с. Следующий отражающий горизонт соответствует поверхности дна озера (эффективная скорость 3,09-3,14 км/с), а среда, расположенная между ним и предыдущим горизонтами, является водным слоем с V_пл=1,49 км/с [Попков и др., 1999]. Последний отражающий горизонт, по-видимому, соответствует поверхности докембрийской антарктической платформы. Между ним и поверхностью дна озера на значительной части профилей залегает слой, отождествляемый с толщей донных осадков, для которого априорно была принята величина V_пл=2,5 км/с.

Глубины залегания вышеуказанных горизонтов и заключенных между ними сред по основным профилям АВ, КМ и 1-1' (см. рис. 1) показаны на сейсмических разрезах (рис. 2). При построении разрезов за нулевой уровень отсчета глубин залегания горизонтов принята дневная поверхность, высотное положение которой устанавливается по данным спутниковой альтиметрической съемки поверхности ледникового покрова Антарктиды.

Как видно на разрезах, протяженность оз. Восток с севера на юг составляет не менее 300 км, мощность ледникового покрова над озером изменяется в пределах 3750-4260 м (в районе 250 км профиля 1-1') [Masolov et al., 2002].

Дно изученной части озера имеет сложный рельеф, в котором выделяются глубоководная впадина и мелководные участки. Глубоководная впадина вытянута в северном направлении (см. рис. 2, профиль 1-Г) и характеризуется глубинами дна 4310-5040 м. В районе ст. Восток (см. рис. 2, профиль АВ) дно имеет форму ступенеобразного перегиба, где восточная ступень (глубина 4310 м) приподнята относительно западной на 140 м. В северном направлении от ст. Восток наблюдается локальный подъем дна до 4340 м, после чего его глубина плавно увеличивается до 5040 м.

Наибольшая мощность водного слоя (1200 м) отмечена в центральной части профиля S1 (см. рис. 1). Дно мелководной части озера на профиле АВ находится на глубине 3910-4070 м (150-300 м воды) в западной части и на глубине 3880-3980 м (100-200 м воды) - на востоке.

Дно озера в верхней части, по-видимому, покрыто рыхлыми осадками, залегающими на акустическом фундаменте. Мощность осадков меняется по разрезам и составляет or 40 до 300 м [Masolov et al., 2002].

Радиолокационные исследования в 1998-2001 гг. выполнялись в средней и южной частях оз. Восток (см. рис. 1). При работах использовалась цифровая радиолокационная система, установленная на передвижном балке и состоящая из ледового локатора РЛС-60-98, блока цифровой обработки и спутниковой навигационной системы. Исследования проводились по стандартной методике [Богородский и др., 1983], когда значение скорости распространения электромагнитного сигнала во льду принимается равным 168,4±0,5 м/мкс [Попов и др., 2001] и анализируются яркостные и амплитудные различия сигнала, отраженного от водного слоя (поверхность озера) или от подстилающих ледник горных пород [Лукин и др., 2000].

Совмещение данных радиолокационного зондирования с результатами сейсмических исследований позволило построить сводные карты мощности ледникового покрова, положения подошвы ледника, поверхности коренного рельефа и толщины водного слоя на изученной территории (рис. 3, 4, 5, 6). Мощность ледникового покрова здесь изменяется от 2806 до 4348 м, причем максимальные значения наблюдаются в районе заливов, расположенных в северо-западной части. Как было указано ранее [Попов и др., 2001], у восточного берега озера наблюдается утолщение ледника на 80-100 м, что, вероятно, вызвано генеральным направлением движения ледниковых масс от Купола В на восток. Причиной увеличения мощности ледника в заливах западного берега, по-видимому, является его изрезанность, что создает естественное препятствие на пути движения льда. Положение подошвы ледникового покрова в районе озера изменяется от -200 до -700 м относительно уровня моря; отметки поверхности коренного ложа изменяются от -1600 м в глубоководной впадине до 600 м по восточному борту озера. Толщина водного слоя, заключенного между этими поверхностями, может превышать 1000 м в западной части озера на широте около 78° ю. ш.; в районе ст. Восток мощность водного слоя достигает 680 м.

Гляциологические исследования

В феврале 1998 г. в результате многолетнего кернового бурения глубокой скважины 5Г-1 на ст. Восток (см. рис. 1) была достигнута глубина 3623 м от поверхности ледника. Учитывая, что мощность ледникового покрова Антарктиды составляет в этом районе по разным оценкам 3750 м [Саламатин и др., 1998; Попков и др., 1999], бурение скважины и отбор ледяного керна были остановлены на расстоянии примерно 130 м от поверхности оз. Восток.

Предшествующие исследования вариаций различных характеристик отобранного керна льда показали, что ненарушенный климатический сигнал во льду прослеживается до глубины 3310 м, что позволило в деталях реконструировать эволюцию климата и состава атмосферы на протяжении более 400 тыс. лет [Саламатин и др., 1998; Petit et al., 1999]. В интервале глубин 3310-3538 м выявлены значительные отличия структуры и состава льда от структуры и состава вышележащей толщи, свидетельствующие об особенностях нарушения его первичного залегания, о значительной диффузионной гомогенизации изотопного состава льда атмосферного происхождения, а также о сдвиговых деформациях в леднике (максимальные - в пределах пласта 3460-3538 м) [Липенков и др., 2000]. Глубже 3528 м в профилях различных характеристик керна зафиксированы еще более резкие отличия от вышележащей ледниковой толщи, которые можно объяснить изменением генезиса льда. Было высказано предположение, что примерно на глубине 3538 м залегает граница между ледниковым льдом атмосферного происхождения и конжеляционным льдом, образовавшимся из воды оз. Восток [Lipenkov, Barkov, 1998].

Для доказательства этого предположения в течение последних лет проводилось детальное изучение ледяного керна глубже отметки 3520 м, включающее структурные и изотопные исследования и измерение газосодержания льда.

Структурные исследования показали, что лед, обнаруженный глубже 3538 м, характеризуется чрезвычайно большим размером кристаллов (до 1 м и более), а также наличием минеральных включений коренных пород (с размерами до нескольких миллиметров) на глубинах до 3609 м (рис. 7, а, б). Первая характеристика указывает на наличие контакта между вышележащим ледниковым льдом, испытавшим интенсивные сдвиговые деформации, и слабодеформированным намерзшим льдом, пассивно закрепленным на нижней поверхности движущегося ледника. Наличие включений во льду на глубинах 3538-3609 м свидетельствует, что образование этого слоя намерзшего льда происходило в непосредственной близости от дна водоема, предположительно вблизи линии налегания ледника. Исчезновение включений в интервале керна 3609-3622 м указывает на то, что этот слой льда намерзал в условиях глубоководного водоема [Липенков и др., 2000].

Результаты измерения газосодержания льда (рис. 7, в), проведенного по методике [Lipenkov et al., 1995], показали, что в районе отметки 3538 м общее количество воздуха во льду падает от уровня 0,0895 см³/г (характерного для ледникового льда в районе ст. Восток [Липенков и др., 1993]) до среднего значения, которое составляет ~ 0,0005 см³/г. Такое незначительное количество газа во льду на глубине более 3538 м явно указывает на его конжеляционное происхождение. Незначительные вариации уровня газосодержания в намерзшем льду связаны со степенью его загрязненности минеральными частицами - повышенная концентрация газа наблюдается в образцах льда, содержащих минеральные включения [Липенков и др., 2000].

Дополнительные измерения газосодержания в ледяном керне в интервале глубин 3538-3611 м и применение термодинамического моделирования позволили также реконструировать газовый состав озерного льда [Lipenkov et al., 2002]. В соответствии с этой реконструкцией, если насыщение озера газами в результате интенсивного массообмена между подледниковой водой и ледниковым покровом продолжалось в течение 0,2-1,6 млн лет (что подтверждается результатами измерения изотопного состава льда), то концентрации N₂ и O₂, растворенных в воде озера, достигли своего предела, определяемого равновесной растворимостью этих газов в присутствии гидрата воздуха. В этом случае гидраты, вытаивающие из ледникового льда, не растворяются в подледниковои воде, их количество может даже расти при условии продолжающегося насыщения озера атмосферными газами. Концентрация растворенного в озере кислорода находится в пределах от 0,5•10^-5 до 0,75•10^-3 мольных долей и, следовательно, равна или существенно превышает (в 50 раз!) концентрацию кислорода в перенасыщенных воздухом антарктических озерах с многолетним ледовым покровом.

Измерения изотопного состава льда (δD), а также расчетные значения дейтериевого эксцесса d (рис. 7, г) свидетельствуют о существенных изменениях этих характеристик в пределах глубин 3538,5-3538,7 м. Содержание дейтерия во льду увеличивается здесь примерно на 10‰, а дейтериевый эксцесс падает от 14 (типичное значение для льда атмосферного происхождения в районе ст. Восток) до 7-8‰. Ниже, до глубины 3611 м, уровень содержания дейтерия и уровень дейтериевого эксцесса остаются практически постоянными. Таким образом, узкая 20-сантиметровая зона в районе глубины 3538,6 м является границей между двумя разными в изотопном отношении, а значит, и различными по происхождению типами льда.

В том случае, если оз. Восток обязано своим существованием придонному таянию льда [Kapitsa et al., 1996], изотопный состав озерной воды должен представлять собой средневзвешенный (по линии тока льда и времени оборота воды в озере) изотопный состав твердых атмосферных осадков. В атмосферных осадках δD и δ¹⁸O связаны между собой линейной зависимостью (MWL - Meteoric Water Line), коэффициент наклона которой для δD (δ¹⁸O) равен 8 и постоянен, а положение относительно координатных осей δD и δ¹⁸O определяется дейтериевым эксцессом d. По результатам более 4000 измерений изотопного состава ледяного керна в интервале 0-3538 м была также установлена линейная зависимость δD (δ¹⁸O) (рис. 8, прямая М), коэффициент наклона которой равен 7,93 (т.е. весьма близок к коэффициенту наклона MWL), а средний дейтериевый эксцесс (d=14‰), типичен для данного района Антарктиды.

При медленном намерзании конжеляционного льда на нижней поверхности ледника в замкнутом объеме вновь образующийся лед обогащается дейтерием и тяжелым кислородом по сравнению с водой, фракционирование происходит при относительном равновесии на контакте вода-лед [Jouzel, Souchez, 1982], а коэффициент наклона прямой δD (δ¹⁸O), который можно легко рассчитать, равен 3,98 [Липенков и др., 1993; Souchez, Jouzel, 1984]. Следовательно, если предположение о конжеляционном происхождении льда верно, то значения его изотопного состава (δD и δ¹⁸O) на глубинах больше 3538 м должны уходить вправо от прямой атмосферного льда М, что и подтверждается полученными данными (см. рис. 8).

Результаты изотопных измерений, выполненных для интервала 3520-3611 м, концентрируются на графике в две группы (крестик на рис. 8): вокруг квадрата 2 на прямой М (значения, полученные до глубины 3538 м) и на прямой L (значения, полученные глубже 3538 м), соответствующей образованию льда в результате замерзания воды и имеющей коэффициент наклона 3,98. Поскольку точка, характеризующая средний изотопный состав озерной воды, должна одновременно принадлежать прямым L (из-за отсутствия фракционирования при таянии) и М (определяющей исходный изотопный состав воды до замерзания), то ее положение на графике определяется пересечением этих прямых в квадрате 3 (см. рис. 8), а ее значение составляет δD=-449,3‰; δ¹⁸O-57,9‰.

Таким образом, результаты изотопных анализов подтвердили конжеля-ционное (озерное) происхождение льда на глубине более 3538 м и позволили определить средний изотопный состав воды в оз. Восток. Принимая во внимание различия между средними изотопными составами ледникового льда, сформировавшегося за последние 410 тыс. лет в интервале глубин 0-3310 м (см. рис. 8, квадрат 1), льда в интервале 3310-3538 м (квадрат 2) и озерной воды (квадрат 3), и используя современную зависимость между изотопным составом атмосферных осадков в Антарктиде и температурой [Petit et al., 1999], можно рассчитать, что такое изменение изотопного состава по разрезу озеро-ледник эквивалентно похолоданию климата на 2 °С. Сопоставляя эту оценку с данными об общей тенденции и скорости изменения климата в четвертичном периоде [Jouzel et al., 1999], можно заключить, что средний возраст воды в оз. Восток составляет более 1 млн лет.

Микробиологические исследования

Микробиологические исследования керна из скважины 5Г-1 (интервал глубин 3541-3611 м) проводились сотрудниками Института микробиологии РАН и были нацелены на изучение морфологического разнообразия микроорганизмов и получение доказательств возможного сохранения их жизнеспособности в базальных горизонтах ледниковой толщи, включая конжеля-ционный лед.

Определение количества бактериальных клеток в исследованных горизонтах конжеляционного льда (несколько сотен клеток в 1 мл пробы) показало, что их несколько меньше, чем в горизонтах вышележащей толщи ледникового льда атмосферного происхождения (несколько тысяч клеток в 1 мл пробы). Численность микроорганизмов в зоне конжеляционного льда также испытывает значительные колебания: их максимальные концентрации обнаружены на глубинах 3534, 3555, 3592 и 3606 м, а на глубинах 3541, 3579 и 3611 м отмечено снижение их численности (до пяти раз). Детальные наблюдения показали, что в горизонтах с наименьшей концентрацией бактериальных клеток, их морфологическое разнообразие ограничивалось в основном микрококками и короткими палочками. Морфологически бедный состав микрофлоры соответствовал незначительному содержанию во льду примесей органического происхождения. Большее количество различных представителей прокариотных форм сочеталось, как правило, с большей численностью бактериальных клеток и более значительным содержанием примесей детрита разной природы.

Сравнение морфологического состава микрофлоры из зоны конжеляционного льда и из вышележащих горизонтов ледникового льда показало, что в этих разных по происхождению пластах ледникового покрова содержатся преимущественно сходные типы бактериальных организмов. Как и в толще льда атмосферного происхождения, во всех слоях конжеляционного льда было обнаружено относительно много кокков и мелких палочек разной формы, цианобактерий в виде отдельных клеток и микроколоний, микроводорослей и клеток, сходных с пыльцой высших растений. Встречались единичные экземпляры нитей актиномитетов, дрожжевые клетки, а также гифы и конидии грибов.

Вместе с тем в некоторых горизонтах озерного льда найдены микроорганизмы, которые практически не встречались в основной толще ледникового покрова, в частности, бактерии, принадлежащие к роду Cytophaga (выявлены в пробах с глубины 3555 м), и бактерии, морфологически сходные с различными представителями рода Caulobacter (выявлены на глубине 3565 м).

Во всех пробах конжеляционного льда наряду с клетками бактерий, являвшихся основным объектом исследований, обнаружены одноклеточные микроводоросли, а также клетки, сходные с пыльцой высших растений. Они встречались в виде целых клеток (интенсивно светящихся), а также частично или полностью лизированных. Среди микроводорослей преобладали диатомовые, достигающие относительно больших концентраций на горизонтах 3541 и 3611 м. Предварительные количественные расчеты показывают, что общая численность микроводорослей в зоне озерного льда на один-два порядка меньше, чем численность бактерий, и составляет несколько единиц или десятков в 1 мл пробы.

Скорости микробиологических процессов, определенные с применением радиоизотопных методов в двух образцах конжеляционного льда (с 3568 и 3594 м), были крайне низкими: в течение 24 и 72 часов инкубации выделение С02 составляло от 0,0003 до 0,0627 мкг С/сут, а включение в биомассу варьировало в пределах 0,0001-0,0148. Тем не менее потребление гидролизата белка, меченного С¹⁴, а также выделение респерированной углекислоты свидетельствует о проявлении активности биологических систем, т. е. о присутствии жизнеспособных клеток микроорганизмов в зоне конжеляционного льда.

Молекулярно-биологические исследования

Молекулярно-биологическое изучение микробных сообществ проводилось в Петербургском институте ядерной физики РАН методом 16S рДНК-секвенирования в образцах из керна скважины 5Г-1, сложенных льдом как атмосферного происхождения, так и конжеляционным льдом (с глубин более 3545 м). При исследованиях огромное внимание уделялось максимально возможной чистоте обработки кернов, снижающей уровень химического и биологического загрязнения отобранного льда.

Предварительные результаты работ показали [Bulat et al., 2002], что во всех анализируемых образцах наряду с уникальными представителями были определены бактерии - комменсалы и патогены человека, свидетельствующие об остаточной загрязненности исследованных образцов (несмотря на все принятые меры их очистки). Кроме того, полученные данные свидетельствуют о различии микробного состава атмосферного и озерного льда, что объясняется разным происхождением этих типов льда и, следовательно, различным источником поступления в них микробов.

Наиболее неожиданной оказалась находка трех специфических бактерий в образце конжеляционного льда с глубины 3607 м. Эти бактерии (опубликование их истинных названий пока нуждается в закреплении авторских прав) оказались термофильными и по меньшей мере способными к авто-трофному способу жизни. В соответствии с литературными данными одна из бактерий обитает в горячих источниках и может жить только в атмосфере водорода и углекислого газа, т. е. представляет собой термофильный "примитивный" хемолитоавтотроф. Две другие родственны бактериям, обнаруженным в гидротермальных источниках на дне океана. Таким образом, впервые удалось идентифицировать бактерии, представляющие истинную биоту оз. Восток. Представляется вероятным, что они могут жить на дне озера (в горячих источниках?) и использовать для жизнедеятельности только неорганические соединения (например, водород, углекислый газ, тио-сульфаты) [Bulat et al., 2002].

Выводы

Проведенные в последние годы геофизические, гляциологические и микробиологические исследования в значительной степени улучшили наши представления о подледниковом озере Восток и выявили перспективность дальнейшего изучения этого уникального природного объекта.

Геофизические исследования позволили охарактеризовать основные параметры системы ледниковый покров-озеро Восток: мощность ледникового покрова над озером (от 3750 до 4260 м), протяженность озера в субмеридиональном (не менее 300 км) и субширотном (не менее 55 км) направлениях, толщину водного слоя (максимальная - до 1200 м), мощность доных осадков (до 300 м), морфологические особенности озерной котловины и плановые очертания озера (преимущественно его южной части).

Гляциологические исследования ледяного керна из скважины 5Г-1 со ст. Восток доказали конжеляционное происхождение льда, залегающего с глубины 3538 м до границы раздела ледник-озеро Восток. Анализ различных характеристик этого льда выявил его неоднородность по глубине залегания, позволил рассчитать значение среднего изотопного состава озерной воды (δD=-449,3‰; δ¹⁸O-57,9‰), а также предположить, что средний возраст воды в озере превышает 1 млн лет. Кроме того, применение термодинамического моделирования к полученным данным позволило предположить, что концентрации N₂ и O₂, растворенных в озере, достигли своего предела, определяемого равновесной растворимостью этих газов в присутствии гидрата воздуха, а концентрация растворенного в озере кислорода находится в пределах от 0,5•10^-5 до 0,75•10^-3 мольных долей и, следовательно, равна или существенно превышает (в 50 раз!) концентрацию кислорода в перенасыщенных воздухом антарктических озерах с многолетним ледовым покровом.

Микробиологические и молекулярно-биологические исследования керна конжеляционного льда из скважины 5Г-1 выявили присутствие в нем различных микроорганизмов, причем некоторые из них сохранили жизнеспособность. Наличие в этом льду термофильных, способных к автотрофному способу жизни бактерий, не встречающихся в вышерасположенной толще ледника, позволило сделать предположения о возможности попадания в конжеляционный лед микроорганизмов из водной системы самого озера Восток, существовании в озере новых видов микроорганизмов, а также о возможном существовании на дне озера горячих источников. Дальнейшие гляциологические и микробиологические исследования керна конжеляционного льда, безусловно, дополнят наши представления об основных геохимических и микробиологических характеристиках оз. Восток.

В связи с этим крайне важно провести бурение и отобрать из скважины 5Г-1 дополнительно 50 м кожеляционнного льда, в котором должна содержаться уникальная информация о происхождении и эволюции озера. Комплексный анализ этой информации, а также продолжение сбора данных о параметрах озера с помощью дистанционных методов позволят улучшить качество моделирования современного состояния и процессов, происходящих в оз. Восток, а также выбрать наиболее репрезентативную точку для прямого изучения его водной толщи и донных осадков.

Литература

Богородский В. В., Бентли Ч., Гудмансен П. Радиогляциология. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. 308 с.

Гальперин У. И. Вертикальное сейсмическое профилирование. М.: Недра, 1980. 254 с.

Липенков В. Я., Барков Н. И., Мартенри П., Райно Д. Общее газосодержание ледяных отложений в районе станции Восток//Антарктика: Докл. комис. М.: Наука, 1993. Вып. 31. С. 85-89.

Липенков В. Я., Барков Н. И., Саламатин А. Н. История климата и оледенения Антарктиды по результатам изучения ледяного керна со станции Восток//Пробл. Арктики и Антарктики. 2000. Вып. 72. С. 197-236.

Лукин В. В., Масолов В. Н., Миронов А. В. и др. Результаты геофизических исследований под-ледникового озера Восток (Антарктида) в 1995-1997 гг.//Там же. 2000. Вып. 72. С. 237-248.

Попков A. M., Веркулич С. Р., Масолов В. Н., Лукин В. В. Сейсмический разрез в районе станции Восток (Антарктида) - результаты исследований 1997 г.//Материалы гляциол. исслед. 1999. Вып. 86. С. 152-159.

Попов С. В., Миронов А. В., Шереметьев А. Н. Результаты наземных радиолокационных исследований подледникового озера Восток в 1998-2000 гг.//Там же. 2001. Вып. 89. С. 129-133.

Саламатин А. Н., Вострецов Р. Н., Пети Ж. Р. и др. Геофизические и палеоклиматические приложения составного температурного профиля из глубокой скважины на станции Восток (Антарктида)//Там же. 1998. Вып. 85. С. 233-240.

Bulat S. A., Alekhina I. A., Blot M. et al. Thermophiles microbe signature in Lake Vostok, antarctica//Eos. Trans. AGU. 2002. Vol. 83, N 19: Spring Meet. Suppl.: Abstract. P. S88.

Jousel J., Petit J. R., Souchez R. et al. More than 200 m of lake ice above subglacial Lake Vostok, antarctica//Science. 1999. Vol. 286. P. 2138-2141.

Jouzel J., Souchez R. A. Melting-refreezing at the glacier sole and the isotopic composition of the ice//J. Glaciol. 1982. Vol. 28, N 98. P. 35-42.

Kapitsa A. P., Ridley J. K., Robin G. De Q. et al. A large deep freshwater lake beneath the ice of central East antarctica//Nature. 1996. Vol. 381, N 6584. P. 684-686.

Lipenkov V. Ya., Barkov N. J. Internal structure of the antarctic ice sheet as revealed by deep core drilling at Vostok Station//Lake Vostok study: Scientific objectives and technological requirements: Abstracts of the International workshop (March 24-26, 1998, St Petersburg). St Petersburg, 1998. P. 31-35.

Lipenkov V., Candaudap F., Ravoir J. et al. A new device for air content measurements in polar ice//J. Glaciol. 1995. Vol. 41, N 138. P. 423-429.

Lipenkov V. Ya., Istomin V., Raynaud D., Petit J. -R. An estimate of the dissolved oxygen concentration in subglacial Lake Vostok//Eos. Trans. AGU. 2002. Vol. 83, N 19: Spring Meet. Suppl.: Abstract. P. S87-S88.

Masolov V. N., Lukin V. V., Sheremetiev A. N. et al. Subglacial Lake Vostok characteristics from Russian ground-based geophysical studies//Ibid. 2002. Vol. 83, N 19. P. S87.

Petit J. R., Jouzel J., Raynaud D. et al. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, antarctica//Nature. 1999. Vol. 399. P. 429^36.

Ridley J. K., Cudlip W., Laxon W. Identification of subglacial lakes using ERS-1 radar altimeter//J. Glaciol. 1993. Vol. 39, N 133. P. 625-634.

Souchez R. A., Jouzel J. On the isotopic composition in 8D and 8180 of water and ice during freezing//Ibid. 1984. Vol. 30, N 106. P. 369-372.