Interakce podnebí a vegetace v Arktidě - Climate and vegetation interactions in the Arctic

Papaver radicatum (arktický mák), a kvetoucí rostlina z Arktická tundra následuje slunce kolem oblohy během 24hodinové letní světlo v létě severně od polární kruh.

Měnící se klimatické podmínky jsou zesílené v polárních oblastech a severní oblasti vysokých zeměpisných šířek se podle projekcí ohřívají dvojnásobnou rychlostí než Země globální průměr.[1] Výsledkem těchto úprav je ekosystém interakce a zpětné vazby, které mohou zesílit nebo zmírnit klimatické změny. Tyto interakce mohly být důležité díky velkým výkyvům podnebí od doby ledové (posledních asi 14 500 let). Proto je užitečné zhodnotit minulou dynamiku vegetace a podnebí, aby se nedávné pozorované změny v Arktidě dostaly do kontextu. Tento článek se zaměřuje na severní Aljašku, kde bylo na toto téma provedeno mnoho výzkumů.

Nedávné změny

Jako Arktický ohřívá se předpokládá, že v celé boreálně-arktické přechodové zóně dojde k velkým posunům vysoko postavená dřevitá vegetace postupuje na sever do tundra ekosystémy. Nástup tohoto posunu byl zdokumentován historický snímky, dálkový průzkum Země, terénní pozorování, experimentální manipulace, a umístěny do kontextu s paleoekologickými údaji.[2][3][4][5] Zejména expanze keřů v ekosystémech tundry se projevuje postupující linií keřů (kolonizace), zvyšováním hustoty (výplň ) a růst jednotlivců (vznik).[6] Očekává se, že se tyto procesy zhorší permafrostové tání, což usnadňuje rozklad arktické oblasti zásoby uhlíku a zvyšuje se skleníkový plyn emise.[7][8] Studie spojují zvýšenou pokryvnost keřů s oheň tundry události, což naznačuje potenciální mechanismus pro rozšíření prostřednictvím rušení, ale faktory, které řídí nábor nových osob není dobře pochopeno.[6][9][10][11] Porozumění procesům, které umožňují keř pro definici je rozhodující expanze zpětné vazby o klimatu, zlepšování Modely systému Země a projektování budoucích změn v ekosystémech tundry.[8]

Tundra požární jizva, červenec 2015: Mingvk Lake Fire, Quartz Creek, Seward Peninsula, AK. Fotografie byla pořízena méně než jeden měsíc po požáru.
Interakce klimatu a vegetace spojené s expanzí keřů v ekosystémech arktické tundry
Pozitivní zpětné vazby [6][12][13][14][15][9]Negativní zpětné vazby [6][16]Změny krajiny [16]

Minulost klimatická změna

Řazení vegetační seskupení a požární režimy v Arktický vzhledem k síle zpětné vazby s globálním klimatickým systémem mají současnou prioritu výzkumu, nicméně instrumentální a historická pozorování mají omezené trvání a rozsah. V důsledku toho je bráněna naše schopnost odvodit potenciální velikost a směr změn, které může tato oblast zažít v důsledku budoucích klimatických změn. Bližší analýza však Pozdní kvartér dynamika v celém tomto regionu může zlepšit naše chápání biotických reakcí na posuny v podnebí poskytnutím vhledu o tom, jak byly minulé ekosystémy v této oblasti modifikovány různými environmentálními podmínkami.[17] Vzhledem k tomu, že klima historického záznamu prokázala pouze zlomek přirozené variability zaznamenané v celé historii Země (nebo dokonce v historii Země) Kvartérní období ), tato práce rozšíří současný výzkum dynamiky klimatických změn vegetace.[17][6]

Kvartérní klimatická změna na arktické Aljašce

Pleistocén (2,58 ma - 11,7 ka)

The Pleistocén epocha byla charakterizována častými velkými výkyvy klimatu, které měly následně dramatický dopad na strukturu a funkci ekosystému, což je jev, který tomu tak bylo zejména v Arktidě. Zatímco globální teploty byly pro většinu této epochy pod současným průměrem, došlo k výrazně teplejším obdobím. Například se předpokládá, že během posledního interglacial stupně (od 130 do 116 ka) teploty vzrostly na 4 ° C nad přítomné v důsledku zvýšení sluneční záření hodnoty během boreálního léta (o 11% vyšší než v současnosti), což vedlo k podproudu rozsah ledu a stromová linie postup na přibližně 600 km severně od moderní hranice.[18] Podnebí bylo později drasticky chladnější (o 5–6 ° C nižší, než je současný globální průměr mezi 25 a 21 ka) Poslední ledové maximum (LGM), což mělo za následek rozšířené severní polokoule zalednění a pokles v hladina moře přibližně 125 metrů.[18][19] Během této doby Beringia zůstal neobarvený v důsledku toho, že se díky posunu směrem k více interiéru výrazně vysušil kontinentální režim způsobený zvýšenou expozicí pevniny se snížením hladiny moře.[20] To vyústilo v arktickou krajinu, o které se předpokládá, že byla mnohem chladnější, suchší a větrnější než v současnosti, což následně způsobilo výrazný ústup stromové linie na jih.[18][21] Oteplování na konci LGM následně vedlo k přechodu z pleistocénu na Holocén, období zkrácené klimatická variabilita ve vztahu k předchozímu epocha.

Holocen (11,7 - 4,2 ka)

Skrz rané Holocen V zemském podnebí se i nadále vyskytovaly výkyvy, avšak v průběhu času se jeho velikost zmenšovala a celková variace byla snížena ve srovnání s dramatickými změnami předchozí epochy. Po ústupu na severní polokouli ledové příkrovy, které se během roku rozšířily Poslední ledové maximum (LGM) teplotní a vlhkostní podmínky na východě Beringia (severozápadní Aljaška) nadále kolísala, dokud nedosáhla středu Holocenové tepelné maximum od 7-5 ka, kde byly teploty o 0,5-2 ° C teplejší než poslední tisíciletí.[22][23] Po tomto teplém období začaly teploty klesat kolem 4–3 ka, což vedlo k nástupu Neoglaciální chlazení tak vysoko sluneční záření úrovně začaly klesat.[22][21] Načasování středního holocénového tepelného maxima bylo podstatně pozdější, než bylo původně odvozeno (dříve se předpokládalo, že toto teplé období začalo během raného období Holocén 11.0-9. Ka) multiproxy analýza prokázal, že na severozápadní Aljašce v tomto bodě neexistovalo jednotné tepelné maximum.[24][23]

Minulá změna ekosystému

Kvartérní změna prostředí na arktické Aljašce

Pleistocén

Tundra ekosystémy se vyvinuly na severní polokouli ke konci Pliocén (3,6 ma) byla Arktida před tímto bodem převážně pokryta lesy a křovinami, které sahaly na sever až k pobřeží Severního ledového oceánu. Během středního pleistocénu se však tento vegetační vzor posunul na a graminoid stepa tundra.[18] Tento přechod od vegetace s vyššími výškami pokračoval dále, dokud nedosáhl extrému během posledního glaciálního maxima, kdy lesy nedosahovaly severně od 55 ° severní šířky, s výjimkou oblastí, kde byla kryptická refugia došlo uvnitř Beringia.[21][25] Pravděpodobně kvůli vyprahlosti (a následnému nedostatku sněhová pokrývka ) v celé neglazované oblasti byla v této době keřová tundra v porovnání s předchozími ekosystémy velmi omezená. Místo toho, přes Beringia graminoidní tundra, step vytvořila mozaiku s vyčerpaný trpasličí keř a graminoidy zakázané tundře (an ekotyp který je dnes omezen).[18][21] Reprezentativní velké klimatické změny, ke kterým dochází v této době, ukazují vegetační vzorce pleistocénu velké expanze a kontrakce různých ekosystémů.

Holocén

Během dramatického přechodu krajiny, ke kterému došlo v celé Beringii z pleistocénního LGM do raného holocénu, byla vyprázdněna suchá tundra, protože keře se rozšířily v teplejších a vlhčích obdobích a nakonec vytvořily mozaiku rašeliniště, boreální les, a tát jezera který dnes charakterizuje region.[6][23] Během této doby boreální les opět postupoval na sever, když se bobři a stromy (smrk, bříza a topol) rozšiřovaly na Poloostrov Seward, nakonec se rozšířil nad rámec 20. století u těchto druhů.[26][27] Avšak nástup neoglaciální chlazení po Holocenní klimatické optimum omezil tyto druhy na jejich přítomnost rozdělení jako relativně chladné klimatické podmínky pravděpodobně omezovaly reprodukci vegetace vyššího vzrůstu.[6][21] V počátečních fázích přechodu z LGM do středu Holocenové tepelné maximum krajina se nadále transformovala jako rašeliniště a tát jezera tvořil se vysokou rychlostí. Tyto změny však dosáhly vrcholu mezi 11 a 10 ka před poklesem během raného holocénu změnou sezónnosti, nikoli změnami krajinných procesů a vegetačních posunů samotnou změnou teploty.[23] Řazení rozsahové limity a shromáždění rostlin byla dále ovlivněna typ půdy Výsledkem bylo, že vegetační změny nebyly kontrolovány samotnými klimatickými podmínkami.[28][18]

Časoprostorová variabilita

Během dramatických transformací, ke kterým došlo globálně během pozdního pleistocénu, došlo v oblasti Beringia k relativně malému změny vegetace ve srovnání s jinými částmi světa, protože tundra step přetrvávala navzdory chladným a suchým podmínkám.[18] To je pravděpodobně důsledek extrémních klimatických tlaků vyvíjených na vegetaci v této oblasti, což omezuje druhové složení na mozaiku asambláží, které jsou společně přizpůsobeny chladu, suchu a narušené prostředí.[21][18] Následující deglaciace severní posun stromové linie se nevyskytoval rovnoměrně v celé cirkumpolární oblasti, protože největší posun nastal ve střední Sibiř zatímco změny v Severní Americe byly méně významné, což naznačuje rozdílné změny v letním teplu a sezónnost.[29][21] V důsledku složitých interakcí, které utvářejí kolísavou dynamiku podnebí a vegetace, je důležité vzít v úvahu jak povahu změn, tak důkazy použité k jejich interpretaci. Toto je relevantní téma pro moderní a historické vědeckého bádání napříč poli, ale je zvláště důležité pro paleoekologický rekonstrukce biotické reakce na klimatické změny.[17]

Viz také

Změna klimatu v Arktidě

Reference

  1. ^ Změna, Mezivládní panel pro klima (2014-03-24). Změna klimatu 2013: základ fyzikální vědy: Pracovní skupina I příspěvek k páté hodnotící zprávě Mezivládního panelu pro změnu klimatu. Stocker, Thomas. New York. ISBN  9781107057999. OCLC  879855060.
  2. ^ Silapaswan, C.S .; Verbyla, D.L .; McGuire, A.D. (říjen 2001). „Změna krajinné pokrývky na poloostrově Seward: Využití dálkového průzkumu Země k vyhodnocení potenciálních vlivů oteplování klimatu na historickou dynamiku vegetace“. Kanadský žurnál dálkového průzkumu Země. 27 (5): 542–554. doi:10.1080/07038992.2001.10854894. ISSN  0703-8992. S2CID  129510621.
  3. ^ Chapin, F. Stuart; Holicí strojek, Gaius R .; Giblin, Anne E.; Nadelhoffer, Knute J .; Laundre, James A. (duben 1995). „Odpovědi arktické tundry na experimentální a pozorované změny v podnebí“. Ekologie. 76 (3): 694–711. doi:10.2307/1939337. ISSN  0012-9658. JSTOR  1939337.
  4. ^ Anderson, Patricia M .; Bartlein, Patrick J .; Brubaker, Linda B. (květen 1994). „Pozdní kvartérní historie vegetace tundry na severozápadní Aljašce“. Kvartérní výzkum. 41 (3): 306–315. doi:10.1006 / qres.1994.1035. ISSN  0033-5894.
  5. ^ Bret-Harte, M. Syndonia; Holicí strojek, Gaius R .; Zoerner, Jennifer P .; Johnstone, Jill F.; Wagner, Joanna L .; Chavez, Andreas S .; Gunkelman, Ralph F .; Lippert, Suzanne C .; Laundre, James A. (leden 2001). „Developmental Plasticity Allowsbetula Nanato Dominate Tundra podrobena změněnému prostředí“. Ekologie. 82 (1): 18–32. doi:10.1890 / 0012-9658 (2001) 082 [0018: dpabnt] 2.0.co; 2. ISSN  0012-9658.
  6. ^ A b C d E F G Myers-Smith, Isla H .; Forbes, Bruce C .; Wilmking, Martin; Hallinger, Martin; Lantz, Trevor; Blok, Daan; Tape, Ken D .; Macias-Fauria, Marc; Sass-Klaassen, Ute (2011). „Expanze keřů v ekosystémech tundry: dynamika, dopady a priority výzkumu“. Dopisy o výzkumu v oblasti životního prostředí. 6 (4): 045509. doi:10.1088/1748-9326/6/4/045509. ISSN  1748-9326.
  7. ^ Schuur, Edward A. G .; Bockheim, James; Canadell, Josep G .; Euskirchen, Eugenie; Field, Christopher B .; Goryachkin, Sergey V .; Hagemann, Stefan; Kuhry, Peter; Lafleur, Peter M. (01.09.2008). „Zranitelnost uhlíku Permafrost vůči změně klimatu: důsledky pro globální uhlíkový cyklus“. BioScience. 58 (8): 701–714. doi:10.1641 / b580807. ISSN  1525-3244.
  8. ^ A b Myers-Smith, Isla H .; Hik, David S. (2017-09-25). "Oteplování podnebí jako hnací síla postupu tundry na křoví" (PDF). Journal of Ecology. 106 (2): 547–560. doi:10.1111/1365-2745.12817. ISSN  0022-0477.
  9. ^ A b Mack, Michelle C .; Bret-Harte, M. Syndonia; Hollingsworth, Teresa N .; Jandt, Randi R .; Schuur, Edward A. G .; Holicí strojek, Gaius R .; Verbyla, David L. (červenec 2011). „Ztráta uhlíku z bezprecedentního požáru arktické tundry“. Příroda. 475 (7357): 489–492. doi:10.1038 / příroda10283. ISSN  0028-0836. PMID  21796209. S2CID  4371811.
  10. ^ Racine, Charles; Jandt, Randi; Meyers, Cynthia; Dennis, John (únor 2004). „Tundra Fire and Vegetation Change along a Hillslope on the Seward Peninsula, Alaska, USA“. Arktický, antarktický a alpský výzkum. 36 (1): 1–10. doi:10.1657 / 1523-0430 (2004) 036 [0001: tfavca] 2.0.co; 2. ISSN  1523-0430.
  11. ^ Swanson, David K. (2015-09-17). „Environmentální limity vysokých keřů v arktických národních parcích na Aljašce“. PLOS ONE. 10 (9): e0138387. doi:10.1371 / journal.pone.0138387. ISSN  1932-6203. PMC  4574981. PMID  26379243.
  12. ^ Lawrence, David M .; Swenson, Sean C. (2011). „Reakce permafrostu na zvyšující se hojnost arktických keřů závisí na relativním vlivu keřů na místní chlazení půdy oproti velkému oteplování klimatu“. Dopisy o výzkumu v oblasti životního prostředí. 6 (4): 045504. doi:10.1088/1748-9326/6/4/045504. ISSN  1748-9326.
  13. ^ Chapin, F. S .; Sturm, M .; Serreze, M. C .; McFadden, J. P .; Key, J. R .; Lloyd, A. H .; McGuire, A. D .; Rupp, T. S .; Lynch, A. H. (2005-10-28). „Úloha změn zemského povrchu při oteplování arktického léta“. Věda. 310 (5748): 657–660. CiteSeerX  10.1.1.419.9432. doi:10.1126 / science.1117368. ISSN  0036-8075. PMID  16179434. S2CID  19705156.
  14. ^ Swann, Abigail L.; Fung, Inez Y .; Levis, Samuel; Bonan, Gordon B .; Doney, Scott C. (2010-01-26). „Změny arktické vegetace zesilují oteplování vysokých zeměpisných šířek prostřednictvím skleníkového efektu“. Sborník Národní akademie věd. 107 (4): 1295–1300. doi:10.1073 / pnas.0913846107. ISSN  0027-8424. PMC  2803141. PMID  20080628.
  15. ^ WEINTRAUB, MICHAEL N .; SCHIMEL, JOSHUA P. (2005). „Cyklus dusíku a šíření keřů Změny v uhlíkové bilanci ekosystémů arktické tundry“. BioScience. 55 (5): 408. doi:10.1641 / 0006-3568 (2005) 055 [0408: ncatso] 2.0.co; 2. ISSN  0006-3568.
  16. ^ A b Mod, Heidi K .; Luoto, Miska (2016). „Arktická křovina zprostředkovává dopady oteplovacího klimatu na změny vegetace tundry“. Dopisy o výzkumu v oblasti životního prostředí. 11 (12): 124028. doi:10.1088/1748-9326/11/12/124028. ISSN  1748-9326.
  17. ^ A b C Geologický záznam ekologické dynamiky: porozumění biotickým účinkům budoucích změn prostředí. Národní rada pro výzkum (USA). Výbor pro geologický záznam dynamiky biosféry. Washington, D.C .: National Academies Press. 2005. ISBN  9780309548441. OCLC  70747369.CS1 maint: ostatní (odkaz)
  18. ^ A b C d E F G h Blinnikov, Michail S .; Gaglioti, Benjamin V .; Walker, Donald A .; Wooller, Matthew J .; Zazula, Grant D. (říjen 2011). "Pleistocene graminoidy ovládané ekosystémy v Arktidě". Kvartérní vědecké recenze. 30 (21–22): 2906–2929. doi:10.1016 / j.quascirev.2011.07.002. ISSN  0277-3791.
  19. ^ „Bering Land Bridge Animation“. instaar.colorado.edu. Citováno 2018-12-03.
  20. ^ „Alaska PaleoGlacier Atlas“. instaar.colorado.edu. Citováno 2018-12-03.
  21. ^ A b C d E F G Bigelow, Nancy H. (2003). „Změna podnebí a arktické ekosystémy: 1. Vegetace se mění na sever od 55 ° severní šířky mezi posledním ledovcovým maximem, středním holocénem a současností“ (PDF). Journal of Geophysical Research. 108 (D19). doi:10.1029 / 2002jd002558. ISSN  0148-0227.
  22. ^ A b 1943-, Ruddiman, W. F. (William F.) (01.10.2013). Podnebí Země: minulost a budoucnost (Třetí vydání.). New York. ISBN  9781429255257. OCLC  859558965.CS1 maint: číselné názvy: seznam autorů (odkaz)
  23. ^ A b C d Kaufman, Darrell S .; Axford, Yarrow L .; Henderson, Andrew C.G .; McKay, Nicholas P .; Oswald, W. Wyatt; Saenger, Casey; Anderson, R. Scott; Bailey, Hannah L .; Clegg, Benjamin (září 2016). „Holocénní změny podnebí ve východní Beringii (SZ Severní Amerika) - systematický přehled důkazů prováděných více zástupci“. Kvartérní vědecké recenze. 147: 312–339. doi:10.1016 / j.quascirev.2015.10.021. ISSN  0277-3791.
  24. ^ Kaufman, D (březen 2004). „Holocenové tepelné maximum v západní Arktidě (0–180 ° Z)“ (PDF). Kvartérní vědecké recenze. 23 (5–6): 529–560. doi:10.1016 / j.quascirev.2003.09.007. ISSN  0277-3791.
  25. ^ Brubaker, Linda B .; Anderson, Patricia M .; Edwards, Mary E .; Lozhkin, Anatoly V. (2005-04-29). „Beringia jako ledovcové refugium pro boreální stromy a keře: nové perspektivy z mapovaných údajů o pylu“. Časopis biogeografie. 32 (5): 833–848. doi:10.1111 / j.1365-2699.2004.01203.x. ISSN  0305-0270.
  26. ^ 1924-2016., Pielou, E. C. (1991). Po době ledové: návrat života do zaledněné Severní Ameriky. Chicago: University of Chicago Press. ISBN  978-0226668093. OCLC  45843330.CS1 maint: číselné názvy: seznam autorů (odkaz)
  27. ^ Edwards, Mary E .; Dawe, Janice C .; Armbruster, W. Scott (srpen 1991). „Velikost pylu Betula na severní Aljašce a interpretace záznamů pozdně kvartérní vegetace“. Canadian Journal of Botany. 69 (8): 1666–1672. doi:10.1139 / b91-211. ISSN  0008-4026.
  28. ^ Oswald, W. Wyatt; Brubaker, Linda B .; Hu, Feng Sheng; Kling, George W. (2003-11-21). „Záznamy o pylu holocénu z centrálních Arctic Foothills na severní Aljašce: testování role substrátu v reakci tundry na změnu klimatu“ (PDF). Journal of Ecology. 91 (6): 1034–1048. doi:10.1046 / j.1365-2745.2003.00833.x. hdl:2027.42/73204. ISSN  0022-0477.
  29. ^ Sundqvist, H. S .; Kaufman, D. S .; McKay, N. P .; Balascio, N.L .; Briner, J. P .; Cwynar, L. C .; Sejrup, H. P .; Seppä, H .; Subetto, D. A. (2014-08-29). „Arktická holocénová proxy klimatická databáze - nové přístupy k hodnocení geochronologické přesnosti a kódování klimatických proměnných“. Klima minulosti. 10 (4): 1605–1631. doi:10.5194 / cp-10-1605-2014. ISSN  1814-9324.