6 Ergebnisse zur Eismächtigkei und Topographie 44
7.5 Erfassung der Interstadialen im letzten Glazial
Irn Meßgebie waren bis zu 5 Isochronen des letzten Glazials, die Wisconsin Intersta- dialen, zu delektieren. Meist waren es drei. Es wurde der mittlere der drei Horizonte erfaß und kartiert. Dies gelang, da das Landmarksystem die Möglichkei bietet, einen Horizont in zwei Profilen gleichzeitig zu verfolgen. Die geographischen Punkte, an de- nen dies möglic war, wurden in Abbildung 7.5 rot gekennzeichnet.
Denn bei der Erfassung der Interstadialen trat die Schwierigkeit auf, da erstens der Horizont bei etwa 42' W fast bis zum Untergrund abgesunken und zweitens weiter westlich auch nicht mehr wieder zu finden war. Der Gradient, mit dem der Horizont abtauchte, war in dem Bereich zwischen 41' W bis 42O W am größte In Abbildung 7.5 ist die Karte zur Tiefenlage der Interstadialen dargestellt.
Dabei fäll auf, da die Undulationen bei diesem Horizont viel stärke ausgepräg sind als bei dem im Holozä erfaßte Horizont, Das ist verständlich Denn, da dieser Horizont nähe am Felsuntergrund liegt, ist er stärke der Topographie des Unter- grundes ausgesetzt. Die Undulationen im Südweste des Meßgebiets das Absinken und wieder Auftauchen und das nochmalige Absinken des Horizontes, sind in der Ab- bildung 7.6 deutlich zu erkennen.
Von Ost nach West betrachtet taucht der Horizont ab, am ausgeprägteste nach Südweste hin. Der Horizont verliert an Höh von übe 800 m auf einer Strecke von etwa 170 km. Er büà somit genau so viel an Höh ein, wie der im Holozä erfaßt Horizont. Somit verläuf auch er nicht entsprechend der Topographie des Felsunter- grundes, sondern m i t einer erheblich höhere Steigung, ähnlic der Topographie der Eisoberfläche
Eine weitere Besonderheit zeigt der Verlauf des Horizonts von Sü nach Nord. Der Horizont steigt an, der Abstand vom Horizont zum Untergrund nimmt wie bei dem Horizont im Holozä zu. Die von Sü nach Nord abnehmende Akkumulationsrate ist auch hier die Ursache fur dieses Verhalten. Aber im Gebiet zwischen 38,5' und 40 westlicher Läng nimmt der Horizont zwar von Nord nach Sü an Höh zu, bleibt aber in der Breite in diesem Bereich auf einer Höhe Dieses Verhalten änder sich westlich davon. Hier nimmt die Höh mit zunehmender südwestliche Richtung ab.
7.5. ERFASSUNG DER INTERSTADIALEN /M LETZTEN GLAZIAL 69
Abbildung 7.5: Zweidimensionale Darstellung der Tiefenlage eines Interstadials des Wisconsin, bezogen auf NN.
Die weiße Bereiche in dieser Abbildung enthalten keine Werte. Da dort keine Laufzeiten fü diesen Horizont ermittelt werden konnten. Diese Bereiche werden nicht dargestellt, u m Artefakte beim Gridden so gering wie möglic zu halten. A n den rot gekennzeichneten Positionen konnte der Reflexionshorizont in den Radargrammen erfaß werden.
70 KAPITEL 7. ERGEBNISSE Z U R INNEREN S T R U K T U R
Abbildung 7.6: Dreidimensionale Darstellung der Tiefenlage eines Interstadials des Wisconsin, bezogen auf NN.
Der Blickwinkel ist hier von Süde nach Norden gerichtet. Die Bereiche unter 300 m un- ter Null kommen durch Interpolationsartefakte zustande. Da das Ausschließe bestimmter Meßbereich die Grafiksoftware bei eine Drehung der Ansicht um mehr als 18V nicht er- laubt, konnte dieser Bereich nicht ausgeschnitten werden. Ein anderer Blickwinkel ist nicht so günstig da dann das Abtauchen des Horizonts verdeckt wird.
Kapitel 8
Interpretation
8.1 Betrachtungen zur Eismächtigkei und zur To- pographie
Die Eisoberfläch i m Meßgebie verläuf sehr eben. Modellrechnungen von Höhe der Eisoberfläch i n Grönlan der letzten 200 000 Jahren zeigen eine stets ähnlich Ver- teilung der Höhe [Huybrechts, 19941. Die Gradienten der Oberfläch haben sich nur bei großräumig Betrachtung verändert Bei einer Fläch des Meßgebiet von 40 000 km2 in Zentralgrönland kommen keine große Änderunge vor.
Die Eismächtigkei ist i m westlichen Bereich des Meßgebiet geringer als i m östli chen, da sich i m Westen ein Hang auf einer Strecke von etwa 75 k m u m maximal 400 m erhebt, die Eisoberfläch aber weitgehend bei Werten u m 2800 m uber N N bleibt.
Die größ Eismächtigkei wird uber einem Graben i m Eisuntergrund gemessen. D i e tiefste Stelle des Grabens liegt bei etwa 200m unter NN. Der Korridor m i t Eismächtig keiten von Ÿbe 3100 m, und auch der Graben, verlaufen parallel zur heutigen Eis- scheide (vgl. Abbildung 6.2 und Abbildung 6.5).
à ¶ s t l i c der Eisscheide liegen die Werte der Felstopographie bei Werten u m 100 m unter NN. A m südöstlich Rand des Meßgebiete erhebt sich auf einer Strecke von etwa 45 k m ein Hang von 100 m unter N N auf Ÿbe 100 m Ÿbe NN. Weitere Er- hebungen wurden auf dem Verbindungsflug von NGRIP nach GRIP festgestellt, der Ÿbe dieses Gebiet verläuft Die Eisoberfläch und der Felsuntergrund verlaufen i m Meßgebie relativ eben.
Bei NGRIP beträg die Eismächtigkei zwischen 3000 m und 3100 m. Dies ist in sehr guter Übereinstimmun m i t der an NGRIP angegebenen Eismächtigkei von 3085 m [Dahl-Jensen e t al., 19971.
KAPITEL 8. INTERPRETATION Daà sich weite Teile des Untergrunds i m Meßgebie unter N N befinden, deckt sich m i t den Angaben aus dem Grönland-GIS Das Grönland-GI gibt fü dieses Gebiet die niedrigste Topographie fü den Untergrund m i t 400 m unter N N an. Die niedrigsten i n dieser Arbeit bestimmten Werte liegen bei 3 4 3 2 ~ 5 0 m unter NN.
8.2 Betrachtungen zur internen Schichtung
I n Kapitel 7 wurde die Tiefenlage des Übergang Holozän-Pleistozà und die der Wisconsin-Interstadiale gezeigt. Beiden gemeinsam ist, da ihre Tiefenlage von Südwes nach Nordost abnimmt.
Die Akkumulationsraten i m Meßgebie nehmen von Südwest das Maximalwerte von 400 m m Wasseräq J a h r 1 aufweist, nach Nordost, m i t Minimalwerten von 150 m m Wasseräq J a h r 1 , ab; eine markante Grenze ist die Eisscheide. Sie stellt offensicht- lich eine Wettergrenze zwischen dem warmen Atlantik und dem wesentlich kältere Nordpolarmeer dar. I m Meßgebie herrschen Westwinde vor.
Von Sü nach Nord betrachtet, wird die Akkumulationsrate geringer. Dies wird ebe- falls durch die Akkumulationsraten an den Bohrlokationen NGRIP und GRIP be- kräftigt
W i e von Reeh [I9891 beschrieben häng die Tiefenlage einer Isochrone eines große Eisschildes i m wesentlichen von der Akkumulationsrate ab. In Gebieten m i t große Ak- kurnulationsrate liegen die Horizonte i n größer Tiefe als i n Gebieten m i t geringerer Akkumulationsrate. Diese Beobachtungen decken sich m i t den Ergebnissen aus den vier Vorerkundungsflügen die 1995 von der NASA und University o f Kansas durch- geführ worden sind [Dahl-Jensen e t al., 19971. Die Horizonte liegen an nördlichere Meßpunkte weiter entfernt vom Untergrund als in südlicheren
Der Grund fü dieses Verhalten liegt an unterschiedlichen Akkumulationsraten i m Meßgebiet A u f dem Grönländisch Eisschild sind die Akkumulationsraten südwest lich des Summits bis zu doppelt so hoch als i n den östliche Gebieten [Jung-Rothenhäus ler, 1998; Ohmura und Reeh, 19911. Das liegt daran, da sich südwestlic der Eisschei- de der relativ warme Atlantik und nordöstlic das wesentlich kälter Nordpolarmeer befindet. Es k o m m t somit südwestlic der Eisscheide zu mehr Akkumulation. Die Ak- kumulationsverteilung fü Grönlan ist i n Abbildung 8.1 dargestellt.
Die Beobachtung der Tiefenlage des Horizontes am Übergang von Holozän-Pleistozà und die der Wisconsin Interstadialen lassen darauf schließen da die räumlich Vertei- lung der Niederschläg und damit die Akkumulationsraten von der Deposition dieser Lagen bis Heute regional gleich geblieben sind. Die ohnehin geringe Topograohie des Felsuntergrundes hat offensichtlich kaum Einfluà auf die Tiefenlage der Isochronen.
8.2. BETRACHTUNGEN ZUR INTERNEN SCHICHTUNG
Abbildung 8.1: Übersich der Verteilung der Akkumulationsraten in Grönland Diese Verteilung der Akkumulationsraten ist dem Grönland-GI von Jung-Rothenhäusle [I9981 entnommen. Südwestlic der Verbindungslinie zwischen GRIP und NGRIP, also der Eisscheide, steigen die Werte der Akkumulation von 200 bis a u f 500 m m Wasseräq J a h r 1 an. Nordöstlic der Eisscheide fallt sie bis auf Werte von 100 m m Wasseräq Jahr-' ab.
74 KAPITEL 8. INTERPRETATION
8.3 Undulationen der internen Schichtung
Die Undulationen der internen Schichten des Eisschildes sind i n tieferen Bereichen stärke ausgepräg als i n oberflächennahe Bereichen.
Die Undulationen der internen Schichten des Eisschildes wurden auch von Dahl-Jensen [I9971 beobachtet. Diese Oszillationen werden nicht durch Untergrundundulationen hervorgerufen, da das Felsbett i m Bereich der Undulationen weitgehend eben ist.
Darübe hinaus werden die Oszillationen in höhe gelegenen Schichten kleiner.
Als Ursache fü die Oszillationen nennt Dahl-Jensen [I9971 einerseits Variationen i n der Akkumulationsrate oder Variationen des dynamischen Geschwindigkeitsfeldes entlang der Eisscheide. Wobei sie der zweiten Erklärun den Vorzug gab, da der Ein- fluà veränderliche Akkumulationsraten m i t der Tiefe abnimmt [Dahl-Jensen e t al., 19971.
Fü das letzte Glazial werden von heutigen Akkumulationsraten, Eismächtigkeite und Temperaturen i m Eisschild ausgehend, am Übergan von Eis zu Fels, basale Temperaturen angegeben, die 2 , 5 O C höhe waren als die heutigen. Basales Schmel- zen, Schmelzen des Eises am Übergan von Eis zu Fels, kann irn letzten Glazial vorgekommen sein.
Liegt die basale Temperatur nahe dem Druckschmelzpunkt, so sind zwei Prozesse zu beachten. Z u m einen bildet sich zwischen dem Eis und dem Untergrund eine Was- serschicht, da das Eis schmilzt (basales Schmelzen). Z u m anderen beginnt das Eis auf dem Wasserfilm zu Gleiten (basales Gleiten).
Sowohl Gleiten des Eises am Untergrund als auch basales Schmelzen bewirken ei- ne Veränderun des Verlaufs der darüberliegende Schichten. Basales Gleiten d à ¼ n n die internen Schichten aus und basales Schmelzen bewirkt ein Absinken der Schichten [Dahl-Jensen e t al., 19971. Die Undulationen i m Wisconsin könne als ein Ergebnis dieser beiden Prozesse verstanden werden.
8.4. ALTERSZUORDNUNG DES HORIZONTE
8.4 Alterszuordnung des Horizonte
Alterszuordnung des Horizonts im Holozä
Die i n Abbildung 8.2 dargestellte Tiefen-Alter-Beziehung fü GRIPist "The Greenland Summit Ice Cores CD-ROM" [I9971 entnommen. Bis in Tiefen von etwa 1600 m verläuf die Beziehung zwischen Alter und Tiefe linear.
0 500 1000 1500 2000 2500 3000
Tiefe (m)
Abbildung 8.2: Alterszuordnung m i t der Tiefe irn GRIP Eiskern.
Der GRIP Eiskern ist 3029 m lang und reicht 250 000 Jahre zurück Die Beziehungzwischen Alter und Tiefe verläuf bis in etwa 1600 m Tiefe linear und dann exponentiell.
Wie in Abschnitt 7.4 erwähn waren noch bei größer Laufzeiten als 16,3 p s teilwei- se Horizonte sichtbar. Eine durchgehende Verfolgung dieser auf dem Flug von GISP 2 nach GRIP war aber nicht möglich Deshalb wurde ein Horizont ausgewählt der i m Bereich größer Laufzeiten des Holozä liegt, und bei der Tiefenlage so gut wie möglic zu verfolgen ist.
Dieser erfaßt Horizont i m Holozä , der in Abschnitt 7.4 eingehend beschrieben wurde, wurde von GISP2-GRIP ausgehend kartiert. Dabei t r a t bei dem Flug zwischen GISP2 und GRIP die Schwierigkeit auf, da genau an GRIP zwei Kurven geflogen worden sind. Da die Antennen dabei nicht parallel zur Eisoberfläch stehen, muà das
KAPITEL 8. INTERPRETATION Signal einen längere W e g zurücklegen Die Laufzeit wird verfälsch und dies f à ¼ h r zu größer Abweichungen. Diese Störunge führe zu Abweichungen von 50,3 p s bzw. i n der Tiefenlage zu Abweichungen von ±2 rn. Die Genauigkeit m i t der die Tiefenlage eines Reflexionshorizontes angegeben werden kann beträg 50 rn.
Z u r Altersbestimmung dieses Horizonts ist an GRIP die Zweiweg-Laufzeit von 16,35 p s bestimmt worden. Dieser Wert wird halbiert und dann m i t der Geschwindigkeit der Welle i n Eis multipliziert und eine Firnkorrektur nach Hodge [I9901 durchgeführt Daraus ergibt sich fü diesen Horizont eine Tiefenzuordnung von 1384~k75 m. Diese Tiefenlage entspricht einem Alter von 8665,6&749 Jahren vor heute.
0 Alterszuordnung der erfaßte Interstadiale irn letzten Glazial
D i e Alterszuordnung der erfassten Interstadiale basiert auf den Ergebnissen des GRIP Kerns, da sie sich vom Meßgebie bis in die Näh von GRIP verfolgen lassen. A u f den Flugprofilen zwischen GISP2 und GRIP konnten sie nicht verfolgt werden,
W i e i n Abschnitt 7.5 beschrieben waren im Meßgebie meist drei Isochronen der Wisconsin Interstadialen zu delektieren. Es wurde die mittlere der drei Horizonte er- faß und kartiert. Irn Wisconsin werden 7 Interstadiale angegeben [Murawski, 19921:
etwa 30 000 (Denekamp), 40 000 (Hengelo), 50 000 (Moershoofd), 57 000 (Od- derade), 64 000 (Brorup) und 68 000 vor heute(Arnersfoort). M i t ECM-Messungen konnten i m GRIP Eiskern vier Interstadiale, der Jahre 30 000, 40 000, 50 000 und 57 000 Jahre vor heute, gefunden werden. [Wolff et al., 19971. Hempel [I9941 zeigte, da die m i t dem Radarverfahren delektierten Horizonte auch irn E C M zu sehen waren.
D a der kartierte Horizont, der mittlere der Wisconsin Interstadialen, übe sich teil- weise keinen, aber manchmal einen anderen Horizont, jedoch unter sich stets einen, manchmal gar zwei Horizonte aufweisen konnte, wird fü diesen angenommen, da es sich entweder um die Hengelo Interstadiale (40 000 Jahre vor heute) oder u m die Moershoofd Interstadiale (50 000 Jahre vor heute) handelt.
Kapitel 9
Schlussfolgerung und Ausblick
Die Bestimmung der Eismächtigkei konnte i m Meßgebie m i t einer recht hohen Da- tendichte durchgeführ werden. Die Eismächtigkei erreicht Werte zwischen 2500 m und 3200 m . Die Höh der Eisoberfläch liegt zwischen 2700 m und 3000 m übe N N und die des Felsuntergrundes zwischen 400 m unter N N bis zu 300 m übe NN.
Der Felsuntergrund i n der Umgebung von NGRIP ist eben. Die Forderung, da die internen Schichten an NGRIP in geringerer Tiefenlage als an GRIP verlaufen, wird erfüllt Es ist daher nicht zu erwarten, da die untersten Eisschichten an NGRIP durch den Untergrund ähnlic deformiert werden wie es fü GISP2 oder GRIP vermutet wird.
Daher ist die Position der Bohrlokation NGRIP optimal ausgewählt
Die Tiefenlage isochroner interner Horizonte ist i n Gebieten m i t höhere Akkumula- tionsrate größ als i n Gebieten m i t niedrigerer Akkumulationsrate. Aus der Struktur der Schichtung i m Eisschild und der Anordnung der internen Horizonte zum Feisun- tergrund zeichnet sich ab, da die räumlich Verteilung der Niederschläge so auch die Akkumulationsrate, sich i n diesem Gebiet in den letzten 100 000 Jahren nicht wesentlich veränder hat.
Aus diesem Grunde befindet sich die größ Eismächtigkei übe einem Graben west- lich der Eisscheide. Aus der regionalen Verteilung der Akkumulationsraten ergibt sich die Tiefenlage der internen Horizonte, die von Südweste nach Nordosten abnimmt.
Es wurden markante Undulationen i m unteren Bereich des Eissschildes, der dem letz- ten Glazial zugeordnet wird, beobachtet. Diese Undulationen werden nicht durch die Topographie des Felsuntergrundes hervorgerufen, da das Felsbett weitgehend eben ist.
Eine möglich Erklärun fü diese Undulationen könnt sein, da i m letzten Glazial basales Schmelzen und basales Gleiten stattgefunden haben.
78 KAPITEL 9. SCHLUSSFOLGERUNG UND AUSBLICK
F à ¼ die Bohrung an NGRIP, bei der der Bohrer in der Saison 1997 stecken geblieben ist, kann fü die Auswahl einer neuen Bohrlokation empfohlen werden, von der jetzi- gen Position aus eine Lokation irn Nordnordosten zu wählen
D a die Daten nun i m Landrnarksystern verfügba sind, könne weitere Horizonte relativ schnell kartiert werden. Das bietet die Möglichkeit die Veränderunge der Akkumulationsraten fü mehrere aufeinander folgende Zeitabschnitte herauszuarbei- ten und so zeitlich differenzierte Aussagen zur Variabilitä der Akkumulationsraten zu treffen, wie es irn Rahmen dieser Arbeit m i t ausgewählte isochronen Horizonten möglic gewesen ist und somit einen weiteren Parameter fü Modellberechnungen zu bestimmen.
Literaturverzeichnis
Alley, R. B. et al. (1997). Visual-stratigraphic dating of the GlSP2 ice core: Basis, reproducability, and application, J. Geophys. Res. 102: S. 367-381.
Asrnan, W . A. H, und B. Drukker (1988). Modelled historical concentrations and depositions of amrnonia and arnmoniurn in Europe, Atmospheric Environment 22: S. 725-735.
Behrendt, J. C. (1962). Geophysical 2nd Glaciological Studies in the Filchner lce Shelf Area of Antarctica, J. Geophys. Res. 1: S. 221-234.
Bentley, C. R. und N. A. Ostens0 (1961). Glacial 2nd subglacial topography of West Antarctica, J. Glaciol. 3 : S. 882-911,
Bogorodsky, V. V., C. R. Bentley und P. E. Gudmansen (1985). Radioglac~ology, Verlag D. Reidel Publishing Company, Dordrecht,
Bücker C., R. Löffe und A. Schult (1990). Uochauf/ösend Dichtemessungen an Bohrkernen mittels Absorption von Gamma-Strahlung, Niedersächsische Lan- desarnt fü Bodenforschung (NLfB), Hannover, S. 132-145.
Bull, C. und J. R. Hardy (1956). The deterrnination of the thickness of a glacier frorn rneasurernents of the value of gravity, J. Glaciol, 2: S. 755-763.
Clausen, H. B. und C. U. Hammer (1988). The Laki and Tarnbora eruptions as revealed in Greenland ice cores frorn 11 locations, Ann. Glaciol. 1 0 : 16-22.
Dahl-Jensen, D., N. S. Gundestrup, K. Keller, S. J. Johnsen, S. P. Gogineni, C. T.
Allen, T. S. Chuah, H. Miller, S. Kipfstuhl und E. D. Waddington (1997). A search in north Greenland for a new ice-core drill site. J. Glaciol. 43: S. 300-306.
Dansgaard, W . et al, (1993). Evidence for general instability frorn a 250-kyr ice-core record, Nature 364: S. 218-220.
Fletcher, N. H. (1970). The chemical physics o f ice, Verlag Carnbridge University Press, Cambridge, London. S,
80 LITERATURVERZEICHNIS
Gerland, S. (1992). Zerstörungsfrei hochauflösend Dichteuntersuchungen mariner Sedimente, Dissertation, Universitä Bremen.
Gerland, S., S. Kipfstuhl und A. Minikin (1994). Non-destructive high resolution den- sity measurements of the ice core B15, Bd. 8 von FRISP Report, Alfred-wegener- Institut fiir Polar-und Meeresforschung, Columbusstraße D-27568 Bremerhaven, S. 24-28.
Goodman, D. (1994). Ground-penetrating radar simulation in engineering and ar- chaeology, Geophysics 59: S. 224-232.
GRlPMembers (1993). Climate instability during the last interglacial period recorded in the GRIP ice core, Nature 364: S. 203-207.
Grootes, P. M . , M . Stuiver, J. W . C. White, S. Johnsen und J. Jouzel (1993). Com- parison of oxygen isotope records from the GlSP2 and GRIP Greenland ice cores, Nature 366: S. 552-554. evidence of post-glacial volcanism and its climatic impact, Nature 288: S. 230- 233.
Hecht, E. (1989). Optik, 2 Aufl., Verlag Addison-Wesley GmbH, New York.
Hempel, L. (1994). Der Zentralteil des grönländisch Inlandeises: Ergebnisse aus hochauflösende elektromagnetischen Reflexionsmessungen, Dissertation, Westfälisch Wilhelms-Universitä Münster
Hempel, L. und F. Thyssen (1992). Deep Radio Echo Soundings in the Vicinity of GRIP and GlSP2 Drill Sites, Greenland, Polarforschung 62: S.
Hodge, S. M., D . L. Wright, J. A. Bradley, R. W. Jacobel, N. Skou und B. Vaughn (1990). Determination of the surface and bed topography in Central Greenland, J. Glaciol. 36: S . 17-30.
Hollernan, W. (1995). Lehrbuch der anorganischen Chemie, 101 Aufl., Verlag Walter de Gruyter & Co, Berlin-New York.
Huybrechts, P. (1993). Basal temperature conditions o f the Greenland ice sheet during the glacial cycles, Ann. Glaciol. 23: S. 226-236.
LITERATURVERZEICHNIS
Huybrechts, P. (1994). The present evolution of the Greenland ice sheet: an as- sessment by modelling, Global 2nd Planetary Change 9: S. 39-51.
Jackson, J, D. (1985). Klassische Elektrodynamik, 2 Aufl., Verlag Walter de Gruyter
& Co, Berlin-New York.
Jouzel, J. et al. (1996). Climatic interpretation of the recently extended Vostok ice records, Climate Dynamics 12: S . 513-521.
Jung-Rothenhäusler F. (1998). Fernerkundungs- und GIS-Studien in Nordost- grönland Dissertation, Universitä Bremen.
Miller, H. (1971). Untersuchungen auf dem Guslar- und Vernagtferner in den Ötztale Alpen m i t der Methode der Refraktions-Seismik und einer Vierpunkt-Methode der Geoelektrik, Dissertation, Ludwig-Maximilians-Universitä München Minikin, A. und S. Kipfstuhl (1992). Preliminary results of the in situ core processing
o f the new 320 m ice core from the central Filchner-Ronne lce Shelf: ECM, AC conductivity and density, Bd. 6 von FRISP Report, Alfred-Wegener-Institut fü Polar- und Meeresforschung, Columbusstraße D-27568 Bremerhaven. S. 54-60.
Moore, J. C. und S. Fujita (1993). Dielectric Properties of lce Containing Acid and Salt lmpurity at Microwave and Low Frequencies, J. Geophys. Res. 98: S.
9769-9780.
Murawski, H. (1992). Geologisches Wörterbuch 9 Aufl., Enke Verlag, Stuttgart.
Neftel, A., J. Beer, H. Oeschger, F. Zürche und R. C. Finkel. (1985). Sulphate and nitrate concentrations in Snow from South Greenland 1895-1978, Nature 314: S.
611-613.
Nixdorf, U., D. Steinhage und F, Gökta (1997). Airborne radio-echosounding, Field Season Report 1997, N Gundestrup, Paris, Copenhagen, S. S. 30-32.
Ohmura, A. und N. Reeh (1991). New precipitation and accumulation maps for Greenland. J. Glaciol. 37: S. 40-148.
Paren, J. G. (1981). Reflection coefficient at a dielectric interface, J. Glaciol. 27: S.
203-204.
82 L I TERATURVERZEICHNIS
Paterson, W . S. B. (1994). The Physics o f Glaciers, 3 Aufl., Verlag Pergamon Press, Oxford, England.
Petrenko, V. F. (1993a). Structure of Ordinary lce Eh. Part I: Ideal Structure of lce., Special Report 93-25, U.S. Arrny Cold Regions Research and Engineering Labratory.
Petrenko, V. F. (1993b). Electrical Properties of lce, Special report 93-20, U.S. Arrny Cold Regions Research and Engineering Labratory.
Siegert, M. J., J. A. Dowdeswell, M. R. Gorman und N. F. Mclntyre (1996). An inventory of Antarctic sub-glacial lakes, Antarctic Science 3: S. 281-286.
Srnith, E. und A, Whiffin (1952). Density of concrete slabs using garnrna radiation, The Engineer 194: S. 278-281.
Steffensen, J. P., H. B . Clausen und J. M. Christensen (1988). On the spatial va- riability of irnpurity content and stable isotopic cornposition in recent Surnrnit snow, in Wolff, E, W , und R. C. Bales (Hrsgb.), Chemical exchange between the atmosphere and polar snow, Bd. 43 von NATO ASI I, Springer Verlag, Berlin, S. S. 607-615.
Telford, W. M., L. P. Geldart und R. E. Sheriff (1996). Applied Geophysics, 2 Aufl., Verlag Carnbridge University Press.
Vogel, H. (1995). Gerthsen Physik., 18 Aufl., Springer Verlag, Berlin.
Wolff, E. W., J. C. Moore, H. B. Clausen und C. U. Hammer (1997). Climatic implications of background acidity and other chernistry derived frorn electrical studies o f the Greenland lce Core Project ice core, J. Geophys. Res. 102: S.
325-332.
84 ANHANG
A . 1 Vergrà tapelergebnisse
Abbildung A.1: Vergrößer Darstellung der Stapelergebnisse,
A.2. VERGROSSERTE DARSTELLUNG EINES RADA RGRAMMS 85
A.2 VergrÖBert arsteilung eines Radargramms
( ~ ) l ! ~ > f ~ ! l l ~ 0 ~ ' - l J s ! 3
Abbildung A.2: Vergrößer Darstellung eines Radargramms.
ANHANG
B.1 Verzeichnis der EMR-Profile
Ein Profil wird übe sechs Ziffern (xxxxxx), seiner sogenannten Profilnummer, identi- fiziert. Die ersten beiden Ziffern geben das Jahr in dem das Profil geflogen worden ist an (z.B. 96xxxx). Die dritte Stelle gibt an (z.B. 963xxx), um welchen Puls, 60- oder 600-ns-Puls, es sich handelt. Die letzten drei Ziffern kennzeichnen das Profil (2.B.
963501). Zur Unterscheidung der Pulse, wurde der 60-ns-Puls mit 9x3xxx u n d der 600-ns-Puls mit 9x2xxx numeriert. In der untenaufgeführte Tabelle ist in der
1. Spalte die Flugnummer
2. Spalte das Datum, an dem der Flug absolviert worden ist 3. Spalte die Wendepunkte in einem Profil
4. Spalte die geograhische Läng des Wendepunktes an 5. Spalte die geographische Breite des Wendepunktes an 6. Spalte die Profilnummer des Flugabschnittes aufgelistet.
Wobei das X in der Profilnummer als Ersatzzeichen fü die Pulsart eingetragen ist.
Z.B. kennzeichnet die Profilnummer 962511 ein Profil m i t 600-ns-Puls und 963511 ein Profil mit 60-ns-Puls.
Datum
1
Markierung1
geogr. Läng1
geogr. Breite1
Profilnr.1
Datum