Composición de la materia orgánica y producción de gases de efecto invernadero del permafrost submarino en descongelación en el mar de Laptev

Nature Communications volumen 13, Número de artículo: 5057 (2022) Citar este artículo

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El permafrost submarino representa una gran reserva de carbono que podría ser o convertirse en una importante fuente de gases de efecto invernadero. La escasez de datos observacionales genera grandes incertidumbres. Aquí utilizamos cinco núcleos de permafrost submarino de 21-56 m de largo del mar de Laptev para limitar el almacenamiento y las fuentes de carbono orgánico (CO), el estado de degradación y la producción potencial de gases de efecto invernadero tras el deshielo. Los tamaños de grano, la luminiscencia estimulada ópticamente y los biomarcadores sugieren la deposición de limo eólico y arena fluvial durante 160 000 años, con deposición fluvial/aluvial predominante de materia orgánica derivada de bosques y tundra. Estimamos una tasa de descongelación anual de 1,3 ± 0,6 kg OC m−2 en el permafrost submarino en el área, nueve veces superior a las tasas de descongelación de carbono orgánico para el permafrost terrestre. Durante incubaciones de 20 meses, la producción de CH4 y CO2 promedió 1,7 nmol y 2,4 µmol g−1 OC d−1, lo que proporcionó una línea de base para evaluar la contribución del permafrost submarino a los altos flujos de CH4 y la fuerte acidificación de los océanos observados en la región.

El permafrost submarino representa una gran reserva de carbono orgánico potencialmente vulnerable, pero también uno de los compartimentos menos restringidos del sistema criosfera-carbono-clima. El permafrost submarino podría extenderse hasta 2,5 × 106 km2 a través de los mares de la plataforma del Océano Ártico1. La mayoría (1,4 × 106 km2) se encuentra debajo de la plataforma ártica de Siberia Oriental (ESAS), el mar de plataforma continental más grande y menos profundo del mundo que comprende los mares de Laptev, Siberia Oriental y Chukchi ruso (Fig. 1). El permafrost submarino actual se formó durante el Pleistoceno cuando los niveles del mar eran más bajos y el ESAS era parte de Beringia, una masa de tierra continua que se extiende desde el este de Siberia sobre Alaska hasta el oeste de Canadá. Beringia estuvo en gran parte sin glaciares durante el Último Máximo Glacial y acumuló gruesos depósitos de permafrost durante el Pleistoceno tardío. Estos incluyen depósitos de Complejo de Hielo (ICD; también conocido como Yedoma) que muestran un alto contenido de hielo y carbono orgánico en comparación con otros tipos de permafrost mineral, pero también depósitos fluviales/aluviales y depósitos de termokarst formados durante períodos más cálidos2. Parte de este permafrost aún se conserva en tierra; otra parte fue erosionada por el rápido aumento del nivel del mar después del Último Máximo Glacial o inundada como permafrost submarino3,4,5. No está claro qué fracción del permafrost original aún se conserva debajo del ESAS. Sin embargo, la estratigrafía de los depósitos de permafrost a lo largo de las costas actuales sugiere que el ICD en el ESAS actual fue destruido en gran parte por la erosión y que el permafrost submarino representa depósitos más profundos y antiguos3,6. La extensa erosión costera continúa a lo largo de la ESAS a un ritmo de hasta 5 m por año7, lo que lleva a la inundación, transferencia y posible mineralización de cantidades sustanciales de carbono antiguo. Es probable que este proceso se acelere con el calentamiento reciente8.

a Se muestra el permafrost submarino1 y terrestre69, incluidos los depósitos del Complejo de Hielo70. Los mapas detallados muestran la bahía de Buor-Khaya, con sitios de perforación de permafrost submarinos descritos en este (4D-13, 2D-13, 4D-12, 1D-14, 5D-13) y un estudio anterior (BK-2)28, y aún más detallado, c Isla Muostakh, con sitios de perforación de permafrost submarino de núcleos 4D-13, 2D-13 y 4D-12.

Los depósitos de permafrost almacenan grandes cantidades de materia orgánica que se protege de la descomposición microbiana mientras está congelada9. Cuando se descongela, esta materia orgánica se puede convertir en gases de efecto invernadero como CO2 y CH410,11 y acelerar aún más el calentamiento global: la retroalimentación del permafrost-carbono-clima. El permafrost terrestre se ha estudiado ampliamente en las últimas décadas, lo que ha dado como resultado grandes avances en nuestra comprensión de las existencias9, la calidad12,13,14 y la mineralización del carbono orgánico a CO2 y CH411. El permafrost submarino es más difícil de acceder, los datos de observación son escasos e incluso muchas propiedades básicas son completamente desconocidas o están mal restringidas. Estos incluyen la cantidad y la calidad de las existencias de carbono orgánico del permafrost submarino, su vulnerabilidad a la mineralización tras el deshielo y el potencial resultante de emisiones de gases de efecto invernadero a la atmósfera15,16.

Al mismo tiempo, el permafrost submarino se está calentando y descongelando más rápidamente que su contraparte terrestre. Es probable que el permafrost submarino en el ESAS se caliente desde arriba por el agua de mar suprayacente16,17, y desde abajo por el flujo de calor geotérmico17,18. En la Bahía de Buor-Khaya en el sureste del Mar de Laptev (Fig. 1), el permafrost submarino es más cálido que el permafrost terrestre cercano, con temperaturas del permafrost submarino cercanas a 0 °C a una profundidad de decenas de metros19. La perforación repetida de permafrost submarino en 1982/1983 y 2013/2014 brindó la posibilidad única de comparar la tabla de permafrost unido al hielo (IBPT). Esta comparación indicó altas tasas de deshielo, con una profundización del IBPT de un promedio de 14 ± 3 cm año-1 en esta área16. Esta tasa supera en 35 veces la del permafrost terrestre en Siberia central y oriental (promedio de 0,4 cm año-1, 1990-202020,21). Las mediciones directas de la profundización del IBPT no están disponibles para otras áreas de permafrost submarinas. Se espera que el calentamiento y deshielo del permafrost submarino continúe y posiblemente se intensifique en el futuro si la temperatura del agua continúa aumentando con el calentamiento climático antropogénico.

La degradación de la materia orgánica por el deshielo del permafrost submarino es una posible fuente de CH4 y CO2 para las aguas del ESAS y la atmósfera. Se ha descrito una alta variabilidad en la producción de CO2 y CH4 para el permafrost terrestre11 y podría estar relacionada con las diferencias en el paleoambiente durante la formación, la composición de la materia orgánica y la composición de la comunidad microbiana22,23,24,25. Se desconoce el potencial de producción de CO2 y CH4 por la degradación de la materia orgánica en el permafrost submarino después del deshielo. Las campañas de campo del ESAS han observado una concentración de CH4 muy elevada en el agua de mar por encima del permafrost submarino en comparación con el equilibrio atmosférico19,26,27. Un desafío clave actual es restringir la contribución de CH4 de diferentes fuentes posibles26,27,28,29. Estos incluyen la descomposición microbiana de la materia orgánica del permafrost submarino descongelado, pero también la liberación de CH4 preformado almacenado en el permafrost submarino, en hidratos de CH4 poco profundos30 y de depósitos termogénicos de CH4 más profundos27,31. El hidrato y el CH4 termogénico pueden quedar atrapados dentro y debajo del permafrost submarino congelado y pueden escapar a la superficie a medida que el permafrost se descongela y se forman vías de migración de gas16,26,30. El ESAS también muestra una concentración de CO2 y una acidificación de los océanos particularmente altas, posiblemente relacionadas con la producción de CO2 durante la descomposición de la materia orgánica transportada desde la tierra32. La gran extensión del permafrost submarino en las plataformas del Océano Ártico y su potencial como fuente de CO2 y CH4 resaltan la necesidad de datos de observación sobre el permafrost submarino, incluida la composición de la materia orgánica y la vulnerabilidad a la descomposición tras el deshielo. En la actualidad, el permafrost submarino sigue siendo una de las mayores incertidumbres con respecto a la futura dinámica del carbono en el Ártico y las emisiones de gases de efecto invernadero.

Este estudio tiene como objetivo mejorar la comprensión de la reserva de materia orgánica del permafrost submarino y evaluar el potencial de producción de gases de efecto invernadero al reiniciar la descomposición después del deshielo reciente. Con este fin, utilizamos un conjunto único de cinco núcleos de 21 a 56 m de largo que se perforaron en el permafrost submarino del hielo marino en la bahía de Buor-Khaya en 2012-2014 para apuntar a cuatro objetivos.

El primer objetivo fue restringir las fuentes de materia orgánica en el frente de deshielo actual y probar la hipótesis de que el permafrost submarino no representa ICD sino depósitos más profundos. Comprender la naturaleza del permafrost submarino es un requisito previo para reconstruir la destrucción del permafrost y la movilización de materia orgánica durante períodos pasados ​​de rápido calentamiento y aumento del nivel del mar y, por lo tanto, informar las proyecciones de la dinámica del permafrost bajo el cambio climático en curso. La información sobre fuentes de materia orgánica también ayuda a evaluar su vulnerabilidad a la descomposición en comparación con depósitos terrestres análogos donde los datos son más abundantes. Se empleó la datación por luminiscencia estimulada ópticamente (OSL) de un núcleo junto con datos de tamaño de grano publicados previamente16,33 para ubicar los núcleos en el contexto estratigráfico de la región de estudio. Analizamos material de cinco profundidades de cada núcleo para el contenido de carbono orgánico, y luego nos enfocamos en incrementos de 3 m por encima y por debajo del IBPT de tres núcleos donde realizamos análisis de alta resolución del contenido de carbono orgánico y la composición isotópica, así como un conjunto de Proxies de biomarcadores de lignina y lípidos que informan sobre las fuentes de materia orgánica.

El segundo objetivo era cuantificar el almacenamiento y la descongelación de carbono orgánico en función de las concentraciones de carbono orgánico observadas, para proporcionar restricciones cuantitativas para los esfuerzos de modelado.

En tercer lugar, evaluamos el estado de degradación de la materia orgánica en el frente de descongelación actual, con la hipótesis de que el reinicio de la degradación después de la descongelación se reflejaría en el cambio de las propiedades moleculares de las clases de compuestos de lignina y lípidos.

Finalmente, cuantificamos las tasas potenciales de producción de CH4, CO2 y N2O por descomposición de la materia orgánica después de la descongelación, en un experimento de incubación de 20 meses de muestras seleccionadas. En conjunto, este estudio contribuye a nuestra comprensión de la reserva de materia orgánica del permafrost submarino y su potencial como fuente de gases de efecto invernadero por descomposición después del deshielo.

La transgresión marina que comenzó al final del último período glacial inundó un paisaje de permafrost complejo con ICD, lagos y ríos intactos y afectados por termokarst3. Los sitios terrestres cerca de la bahía de Buor-Khaya muestran una secuencia de depósitos, con depósitos del Holoceno en la parte superior que con frecuencia están sustentados por ICD (10–50 ka)2, pero también arenas fluviales/aluviales del MIS 4/5a-d (50 –110 ka), depósitos de termokarst formados durante el interglacial MIS 5e (115–130 ka), y ICD más antiguos del MIS 6/7 estadial (130–200 ka)2,6.

La datación por luminiscencia estimulada ópticamente junto con los tamaños de grano son consistentes con la hipótesis de que el permafrost submarino de la bahía de Buor-Khaya en gran medida no representa ICD sino material más antiguo de diferente origen. Las edades de depósito del núcleo 4D-12 caen entre 162 ka a 51 m de profundidad y 51 ka a 17 m de profundidad debajo del fondo del mar (Fig. 2 y Tabla complementaria 1). Aunque este período cubre un rango considerable de condiciones climáticas, una estrecha correlación lineal de edad y profundidad (correlación de Pearson, R2 = 0,98, n = 5) sugiere una deposición bastante constante al menos en la baja resolución temporal disponible. La edad medida de 8,5 ± 0,6 ka a 15 m de profundidad cae fuera de este patrón y refleja potencialmente un período de baja deposición o un evento de erosión. Incluso excluyendo esta única observación, las edades de OSL comparativamente jóvenes observadas aquí a grandes profundidades del núcleo 4D-12 contrastan con las edades de radiocarbono previamente determinadas de> 40 ka en ICD sobre el nivel del mar alrededor de la bahía de Buor-Khaya, incluida la isla de Muostakh34,35. Esto podría indicar inconsistencias en OSL frente a las edades basadas en radiocarbono, o un gran cambio en el entorno de depósito entre las secuencias de sedimentos del permafrost costero y submarino.

Se perforaron núcleos cerca de la isla Muostakh y en la laguna Ivashkina en la bahía Buor-Khaya. La posición de la tabla de permafrost adherido al hielo (IBPT) en 2012-2014 y 1982 se indica mediante líneas rojas y verdes, respectivamente. El intervalo marcado entre las líneas rojas discontinuas muestra las secciones del frente de descongelación donde se han realizado análisis detallados de materia orgánica. Las líneas azules indican las muestras utilizadas en el experimento de incubación. Los datos de tamaño de grano y IBPT (excepto 5D-13) son de publicaciones anteriores16,33. Los datos detallados del tamaño de grano se proporcionan en la Tabla complementaria 8.

Los núcleos de permafrost submarinos se caracterizaron por una alta variabilidad en la distribución del tamaño de grano. Los núcleos 4D-12 y 2D-13 mostraron alternancias entre depósitos de grano más fino (limo, arcilla) y de grano más grueso (arena) con distribuciones de tamaño de grano en su mayoría unimodales (Fig. 2). Estas distribuciones de tamaño de grano contrastan con la distribución típicamente multimodal de ICD con picos tanto en fracciones de limo como de arena fina35,36, y más bien sugieren fluctuaciones entre la deposición predominante relacionada con el viento y el agua. El núcleo 4D-13 mostró distribuciones mayormente bimodales con limo y arena a la misma profundidad. El material predominantemente arenoso se ha descrito previamente para el núcleo BK-2 del este de la bahía de Buor-Khaya28, donde el permafrost submarino también se desarrolló por la erosión costera y las inundaciones en nuestras ubicaciones cerca de la isla Muostakh. En la laguna de Ivashkina, donde se formó permafrost submarino por la salinización de un lago termokarst costero, se observó principalmente material arenoso para 1D-14 y una transición de limo a arena con profundidad para 5D-13. En general, las diferencias pronunciadas en la distribución del tamaño de grano apuntan a una alta variabilidad espacial de los regímenes de deposición, incluso dentro de la pequeña área de estudio de la bahía de Buor-Khaya.

Las propiedades de la materia orgánica en el frente de deshielo actual del permafrost submarino se compararon con datos publicados previamente de depósitos terrestres en el noreste de Siberia que podrían parecerse al estado original del permafrost submarino antes de la inundación. Estos incluyen (1) ICD del Pleistoceno, (2) depósitos de termokarst del Pleistoceno y del Holoceno, (3) permafrost de turba del Holoceno y (4) capas activas del Holoceno. Además, incluimos materia orgánica translocada en nuestra comparación, como (5) depósitos fluviales/aluviales del Pleistoceno, (6) material suspendido en ríos contemporáneos donde los datos de depósitos fluviales/aluviales no estaban disponibles, y (6) sedimentos superficiales marinos contemporáneos de la bahía Buor-Khaya que recibe un fuerte aporte del río Lena.

La deposición fluvial/aluvial predominante de materia orgánica en el frente de deshielo del permafrost submarino cerca de la isla Muostakh fue indicada por el contenido y la composición isotópica de 13C del carbono orgánico y un conjunto de fuentes de biomarcadores proxies. Los contenidos de carbono orgánico promediaron 0,8 ± 0,3 % (media ± desviación estándar) para 4D-13, 2D-13 y 4D-12, así como 0,5 ± 0,7 % como se describió anteriormente para el núcleo BK-228. Los contenidos de carbono orgánico no mostraron tendencias sistemáticas en estos núcleos y cayeron en el mismo rango que los de los sedimentos fluviales/aluviales depositados durante diferentes períodos del Pleistoceno2 (Fig. 3). El contenido de carbono orgánico del permafrost submarino fue en general más bajo que en el ICD del Pleistoceno, los depósitos de termokarst2 y los sedimentos superficiales cercanos a la bahía de Buor-Khaya14,37. Los núcleos 5D-13 y 1D-14 de la laguna Ivashkina mostraron contenidos más altos de carbono orgánico en la superficie (Tabla complementaria 2) que probablemente reflejan sedimentos del Holoceno, con un promedio general de 1,4 ± 1,4 % (38 anteriores más datos propios; una observación del 26 %). excluido como un valor atípico). La composición isotópica de 13C del carbono orgánico proporciona información adicional sobre las fuentes de carbono orgánico. Siberia oriental está dominada por vegetación C3 con valores de δ13C comúnmente entre −25‰ y −30‰39. El permafrost terrestre en la región, como los depósitos ICD y termokarst, caen en el extremo inferior de este rango2, y los depósitos translocados fluviales o marinos en el extremo superior2,37 (Fig. 3). Este gradiente refleja los cambios en la composición isotópica de la materia orgánica mediante el procesamiento durante el transporte, junto con la mezcla con materia orgánica comparativamente enriquecida en 13C procedente de la producción primaria acuática. Los valores promedio de δ13C de 4D-13, 2D-13 y 4D-12 coincidieron con la modificación de la materia orgánica durante la translocación fluvial (−25,0 ± 1,0‰). Los núcleos 5D-13 y 1D-14 de la laguna Ivashkina mostraron valores más reducidos en la superficie, lo que llevó a una mayor variabilidad en el núcleo inferior (−25,4 ± 1,7‰), y el núcleo BK-2 tuvo valores de δ13C más reducidos en general de −26,3 ± 0,8‰ como se describió anteriormente40. De manera similar, las relaciones de masa de carbono orgánico total sobre nitrógeno total (OC/TN) fueron más altas en la superficie y más variables en 5D-13 y 1D-14 (15,1 ± 4,8) en comparación con 4D-13, 2D-12 y 4D- 12 (9,4 ± 2,5; figura 3).

Se muestran el contenido de carbono orgánico (OC), el carbono orgánico total sobre el nitrógeno total (OC/TN) y los valores de δ13C de carbono orgánico. Todos los datos de los núcleos 4D-13, 2D-13, 4D-12, 5D-13 y de OC/TN y δ13C del núcleo 1D-14 son de este estudio. Los datos de estudios previos incluyen OC en 1D-1438 y BK-228,40, depósitos terrestres como depósitos de complejos de hielo (ICD), taberitas, termoerosión (thermoeros.) y depósitos termokarst/lacustres (thermok.) de diferente edad de depósito2, así como sedimentos superficiales de la bahía de Buor-Khaya14,37, depósitos fluviales y aluviales (fl., aluv.) que se ven afectados por la translocación. Los diagramas de caja muestran medianas con percentiles 25 y 75 como límites de caja, valores mínimos/máximos como bigotes y números de observaciones en cursiva.

Los proxies de biomarcadores basados ​​en n-alcanos y fenoles de lignina permiten una evaluación más detallada de las fuentes de materia orgánica en el permafrost submarino cerca de la isla Muostakh. Estos apoyan las contribuciones de los bosques boreales, la tundra y, en menor medida, las turberas, así como la modificación de la materia orgánica terrígena durante el transporte acuático. Las concentraciones de n-alcanos, ácidos n-alcanoicos y n-alcanoles terrestres de alto peso molecular (HMW), así como fenoles de lignina ascendieron a 2,7 ± 2,6, 1,5 ± 1,8, 1,0 ± 0,5 y 5,3 ± 5,2 mg g− 1 OC, respectivamente (Fig. 1 complementaria).

La modificación de la materia orgánica terrígena durante el transporte acuático está respaldada por las proporciones terrígenas a acuáticas (TAR), que complementan los valores de carbono orgánico δ 13C. El TAR se basa en la abundancia mucho mayor de HMW en relación con los n-alcanos de bajo peso molecular (LMW) en las plantas superiores en comparación con las plantas inferiores, como las algas y los musgos41. En el noreste de Siberia, TAR delimita claramente los depósitos terrestres frente a los acuáticos siguiendo la abundancia de plantas superiores frente a las inferiores en estos sistemas (Fig. 4). Los depósitos del complejo de hielo y termokarst mostraron una TAR mucho más alta que los sedimentos de la bahía de Buor-Khaya que, sin embargo, excedieron con creces 1 (19 ± 3)42. Esto indica una mayor contribución de n-alcanos de plantas inferiores que en los depósitos de ICD y termokarst, pero aún así un predominio de n-alcanos de plantas superiores debido a la alta entrada de materia orgánica derivada de la tierra por parte del río Lena. Los valores TAR del permafrost submarino cerca de la isla Muostakh caen en el mismo rango y están en línea con la señal TAR de materia orgánica terrígena después de la translocación acuática, más que con la de la fuente terrígena en sí. Anteriormente se informó una señal terrestre aún más débil para el permafrost submarino en la laguna de Ivashkina43.

Los datos del permafrost submarino representan el frente de deshielo de los núcleos 4D-13, 2D-13 y 4D-12 de la bahía de Buor-Khaya. Se muestran las proporciones terrígenas-acuáticas (TAR) que reflejan la contribución del material acuático (acuoso) y derivado de la tierra (terr.), y las proporciones de n-alcanos C25/(C25 + C29) que reflejan la contribución de Sphagnum. Los datos de estudios anteriores muestran depósitos terrestres de ubicaciones con y sin turba, incluidos los depósitos del complejo de hielo (ICD)36,44, el termokarst del Holoceno36, el permafrost de turba45 y el material de la capa activa (AL)44,45, así como material translocado que incluye Buor-Khaya Sedimentos superficiales de la bahía (sed.)42,46 y materia en suspensión del río Kolyma47. Los diagramas de caja muestran medianas con percentiles 25 y 75 como límites de caja, valores mínimos/máximos como bigotes y números de observaciones en cursiva.

Los proxies de lignina y las proporciones de n-alcanos C25/(C25 + C29) permiten evaluar la contribución de materia orgánica de diferentes fuentes terrestres. Las proporciones bajas de n-alcanos C25/(C25 + C29) del permafrost submarino indican una baja contribución del musgo Sphagnum que forma turba. El rango observado en el permafrost submarino fue similar al de los depósitos minerales en Siberia, incluida la capa activa sin turba44, ICD36,44 y el termokarst del Holoceno36 (Fig. 4). En comparación, el material de la capa activa y del permafrost de las turberas siberianas se caracterizó por proporciones más altas de C25/(C25 + C29)45. Se observaron proporciones intermedias en el material contemporáneo influenciado por la translocación acuática, como los sedimentos de Buor-Khaya y el material en suspensión en el río Kolyma, lo que indica una contribución variable de material de turba de las cuencas de drenaje respectivas42,46,47.

Los proxies de lignina permiten distribuir materia orgánica de diferentes plantas superiores terrestres. Las proporciones de siringilo/vanillilo (S/V) y cinamil/vanillilo (C/V) lignina fenol reflejan la contribución relativa de la lignina de la angiosperma frente a la gimnosperma y de los tejidos vegetales no leñosos frente a los leñosos. El amplio rango de S/V y C/V de 0,59 ± 0,18 y 0,34 ± 0,25 en el frente de descongelación de 4D-13, 2D-13 y 4D-12 indica una contribución tanto de gimnospermas leñosas como de angiospermas no leñosas (Fig. . 5), con cambios en su proporción relativa a lo largo del tiempo (Fig. 1 complementaria). La vegetación de angiospermas no leñosas es característica de los paisajes de tundra con abundantes arbustos o pastos que dominaron los paisajes de Beringia del Pleistoceno tardío, así como la costa actual. Esto también se refleja en las altas relaciones S/V y C/V en los suelos ICD del Pleistoceno, permafrost de turba del Holoceno y suelos de capa activa de tundra14,48. Por el contrario, el material de gimnospermas leñosas probablemente fue trasladado por los ríos de los bosques boreales en el sur. Las reconstrucciones de vegetación sugieren que los árboles han sido escasos en la región de estudio desde al menos el MIS 5e interglacial49,50 ca. 115 ka antes del presente, en comparación con una edad OSL de 65–72 ka para la sección del núcleo 4D-12 que se analizó en busca de biomarcadores. Se puede observar una translocación similar de largo alcance de materia orgánica forestal en las condiciones actuales en el este de Siberia. El material orgánico suspendido en el río Lena y depositado en los sedimentos de la bahía de Buor-Khaya se caracteriza por una alta contribución de tejidos de gimnospermas leñosas que se ha inferido que reflejan el transporte desde los bosques boreales muy al sur del delta del Lena14,48 (Fig. 5).

S/V siringilo/vanillilo, C/V cinamilo/vanillilo. Las áreas grises indican rangos de diferentes tipos de tejido vegetal14,63,71,72,73,74. Los datos de estudios previos en el noreste de Siberia se muestran a modo de comparación (medias ± desviación estándar), incluidos los sedimentos superficiales de la bahía de Buor-Khaya (mar. sed.)14,42,48, la materia en suspensión del río Lena, los depósitos del complejo de hielo (ICD)14, 48, Permafrost de turba del Holoceno (pf.)14, y material de capa activa (AL) de ubicaciones de tundra y bosque boreal (taiga)48.

El permafrost submarino representa una gran reserva de materia orgánica que, si se descongela y se degrada por microbios, podría ser una fuente cada vez mayor de CO2 y CH4 para la atmósfera. El contenido promedio de carbono orgánico de los núcleos de permafrost submarinos 4D-13, 2D-13, 4D-12, 1D-14, 5D-13 y BK-2 ascendió a 0,7 ± 0,3 % o 9,3 ± 3,6 mg cm−3, según la masa de sedimento seco por volumen total de núcleos 2D-13 y 4D-12 (1,3 ± 0,2 g de peso seco cm−3), y excluyendo el metro superior que podría representar sedimentos del Holoceno. Las tasas de descongelamiento del permafrost submarino de 14 ± 3 cm año−1 en el área de estudio16 corresponden, por lo tanto, a una descongelación de 1,3 ± 0,6 kg OC m−2 año−1. En comparación, aquí se estima que el deshielo gradual del permafrost terrestre en el noreste de Siberia por la profundización de la capa activa produce 0,14 kg OC m-2 año-1 (desviación estándar 0,32 kg m-2 año-1). Esta estimación se basa en la tasa promedio de profundización de la capa activa de 0,4 cm año-1 en el centro y el este de Siberia entre 1990 y 2020 (estaciones con un mínimo de 4 años de observación)20,21, la distribución relativa de los subórdenes de suelo de permafrost9 y su promedio densidad de carbono orgánico51 entre la profundidad mínima y máxima de la capa activa20,21.

La materia orgánica que ahora se encuentra en el permafrost submarino puede haberse degradado en el sitio de origen, durante el transporte, después de volver a depositarse antes de congelarse y nuevamente después de volverse a descongelar. Los indicadores de degradación basados ​​en lignina y lípidos sugieren que la materia orgánica terrestre en depósitos translocados, como material suspendido en ríos y sedimentos marinos14,42,46,47, está más degradada que en los depósitos terrestres (fuente)14,36,44,45,48 (Fig. 6). Aunque los proxies de fuente de materia orgánica a granel y biomarcadores indican la translocación acuática y la modificación de la materia orgánica en el frente de deshielo del permafrost submarino en la bahía de Buor-Khaya, las diferencias entre las firmas de biomarcadores dan una imagen general inconsistente de su estado de degradación. Los proxies de degradación basados ​​en lignina (proporciones ácido/aldehído de siringil y vainillil fenoles, proporciones de ácido 3,5-dihidroxibenzoico/vanillil) sugieren un menor grado de descomposición de la materia orgánica que se encuentra en el permafrost submarino que en los depósitos terrestres; Los indicadores de degradación basados ​​en lípidos (índices de preferencia de carbono de n-alcanos HMW y ácidos n-alcanoicos HMW, proporciones de ácido n-alcanoico HMW/n-alcanos HMW) indican lo contrario (Fig. 6). Las correlaciones entre las muestras submarinas de permafrost muestran que la fuerte degradación indicada por los proxies basados ​​en lípidos coincidió con la baja degradación basada en los proxies basados ​​en lignina y viceversa (Tabla complementaria 3). Es posible que las discrepancias observadas entre los indicadores de degradación reflejen una menor degradación de la lignina que de los lípidos, por ejemplo, debido a la abundancia limitada de microorganismos especializados en la degradación de la lignina. Alternativamente, las diferencias podrían deberse a la estabilidad de los proxies de degradación de la lignina durante la descomposición en condiciones anóxicas52 o la alteración abiótica de los proxies durante largos períodos de tiempo. Otras posibilidades incluyen un efecto de clasificación hidrodinámica. Un estudio anterior ha observado diferencias en los proxies de degradación basados ​​en lignina y lípidos entre las fracciones de sedimentos ESAS, con materia orgánica rica en lípidos más degradada asociada con sedimentos de grano fino, y materia orgánica rica en lignina menos degradada en sedimentos más gruesos53; los cambios en el régimen de depósito podrían afectar de manera diferente a los proxies de degradación basados ​​en lignina y lípidos.

Los datos de permafrost submarino (pf.) representan los frentes de deshielo de los núcleos 4D-13, 2D-13 y 4D-12 de la bahía de Buor-Khaya. Los datos de estudios previos incluyen depósitos terrestres como los depósitos del complejo de hielo (ICD)14,36,44,48, el permafrost de turba del Holoceno14,45, el termokarst del Holoceno (thermok.)36 y el material de la capa activa (capa act.)44,45, 48, así como material translocado como los sedimentos superficiales de la bahía de Buor-Khaya (mar. sed.)14,42,46, Lena14 y Kolyma47 materia en suspensión del río. Los diagramas de caja muestran medianas con percentiles 25 y 75 como límites de caja, valores mínimos/máximos como bigotes y números de observaciones en cursiva (T: descongelado; F: congelado en el momento del muestreo). Los proxies de degradación incluyen ácido vanílico/vainillina (Vd/Vl), ácido siríngico/siringaldehído (Sd/Sl), ácido 3,5-dihidroxibenzoico/vainillilo (3,5-Bd/V); índices de preferencia de carbono (CPI) de n-alcanos HMW y ácidos n-alcanoicos HMW (ácidos n-alk.), proporciones de ácido n-alcanoico HMW/n-alcano HMW.

Las muestras de alta resolución de arriba y abajo del IBPT representan un continuo desde la materia orgánica que se ha congelado constantemente desde el Pleistoceno hasta la materia orgánica que se ha descongelado en las últimas décadas. La interpolación lineal entre las posiciones de IBPT medidas en 1982/3 y 2013 sugiere el inicio del deshielo en el límite superior de las secciones de alta resolución solo unos 10 y 20 años antes de perforar los núcleos 4D-13 y 2D-13. Examinamos los posibles cambios en los indicadores de degradación durante este tiempo comparando las propiedades de la materia orgánica por encima y por debajo del IBPT y probando las correlaciones con la distancia desde el IBPT en la parte central descongelada. Los pocos efectos significativos no fueron sistemáticos en la dirección (Tabla complementaria 4) y ocurrieron abruptamente (Figura complementaria 1). Esto indica que la variabilidad observada en los indicadores de degradación probablemente se debió a las diferencias en el estado de degradación de la materia orgánica en el momento de la deposición en lugar de la descomposición al descongelarse. Sin embargo, los datos no excluyen la descomposición de la materia orgánica después de la descongelación per se; los cambios en los indicadores de degradación podrían estar enmascarados por la variabilidad de la fuente o podrían volverse detectables solo después de períodos más prolongados de descongelación y degradación.

La degradación microbiana de la materia orgánica después del deshielo del permafrost submarino podría provocar la liberación de gases de efecto invernadero. Durante la incubación anóxica a 4 °C, la producción de CO2 del permafrost submarino descongelado fue máxima al principio (58–250 µmol g−1 OC d−1) y disminuyó con el tiempo. La tasa promedio fue de 2,4 µmol g−1 OC d−1 (0,7–6,4 µmol g−1 OC d−1) durante todo el período de 600 días (Figura 2 complementaria y Tabla 5 complementaria). Se observó una producción muy débil de N2O después del pico de CO2, en el primer intervalo de 1 a 5 días para las muestras 4D-13, 2D-13 y 4D-12 y en el intervalo de 9 a 15 días para 1D-14 (2 a 55 nmol). g−1 CO d−1). A la producción de óxido nitroso le siguió el consumo neto de N2O a concentraciones por debajo del límite de detección durante el resto de la incubación (Tabla complementaria 5). La producción de metano se observó por primera vez en el intervalo de 1 a 5 días en la muestra 4D-13, y en el intervalo de 9 a 16 días en las muestras 2D-13, 4D-13 y 1D-14 (4 a 38 nmol g−1 OC d-1, Fig. 2 complementaria y Tabla complementaria 5). En cada caso, la primera aparición de CH4 también representó el pico en las tasas de producción de CH4 que luego disminuyeron a <3 nmol g-1 OC d-1 después de 600 días. En promedio, la producción de CH4 ascendió a 1,7 nmol g−1 OC d−1 (0,4–4,1 nmol g−1 OC d−1). La secuencia de picos en CO2, N2O y CH4, cada uno seguido de una disminución en la producción neta, apunta a una transición de aceptores de electrones de mayor a menor potencial redox durante la incubación.

Tanto la producción de CO2 como la de CH4 fueron bien descritas por modelos de descomposición en dos etapas. La correlación lineal de la producción acumulada de CO2 y CH4 modelada frente a la observada mostró R2 > 0,99 para todas las muestras. Esto indica que la dinámica de degradación de la materia orgánica durante el período de incubación podría aproximarse bien mediante dos componentes discretos. Para CH4, los dos componentes del modelo probablemente reflejaron dos depósitos de carbono orgánico de diferente degradabilidad, y el depósito más fácilmente degradable representó menos del 0,001 % del carbono orgánico inicial (consulte la Tabla complementaria 6 para conocer los parámetros ajustados). Para el CO2, la transición a la producción de N2O y CH4 después del pico de CO2 no sugiere el agotamiento de un depósito de carbono más fácilmente degradable, sino más bien un agotamiento de los aceptores de electrones adecuados, detrás de las dos etapas modeladas de descomposición. Menos del 0,2% del carbono orgánico inicial se mineralizó a CO2 en la primera etapa de descomposición (Tabla complementaria 6).

El permafrost submarino en la bahía de Buor-Khaya mostró pérdidas de carbono orgánico similares a las del permafrost terrestre y una producción de CH4 comparativamente baja. Durante el primer año de incubación, el permafrost submarino perdió en promedio un 1,3 % de carbono orgánico (rango de 0,4 a 3,5 %). Las incubaciones anóxicas anteriores a temperatura fría (4 °C) han informado pérdidas similares para el permafrost terrestre con bajo contenido de carbono orgánico (<5 %), incluido el permafrost del Pleistoceno, el permafrost del Holoceno y el material termokarst (Fig. 7)10,22,25 . Durante el primer año de incubación, la producción de CH4 promedió el 0,1 % (0,04–0,23 %) de la pérdida de carbono orgánico del permafrost submarino, a una tasa de 2,1 nmol CH4 g−1 OC d−1 (0,5–5,2 nmol g−1 OC d −1). Estos rangos son comparables a los del permafrost del Pleistoceno, pero más bajos que los del permafrost del Holoceno y los depósitos de termokarst en el mismo período de tiempo (Fig. 7)10,22,25. Sin embargo, estudios previos sobre el permafrost terrestre también han destacado la alta variabilidad en las tasas de producción de CH4, la producción frecuente de CH4 por debajo del límite de detección y los tiempos de retraso de varios meses antes de su inicio10,22,25,54. De manera similar, se ha observado una alta variabilidad en la producción de CH4 para depósitos subglaciales de bajo contenido de carbono orgánico, con tasas promedio entre 0,3 y 1100 nmol CH4 g−1 OC d−1 durante 1 año a 4 °C55. Encontramos aquí la mayor producción de CH4 por carbono orgánico en muestras con una mayor influencia de la translocación acuática, indicada por un menor contenido de nitrógeno y carbono orgánico, OC/TN y TAR, relaciones S/V y C/V lignina fenol que sugieren fuentes forestales, como así como valores más altos de δ13C y C25/(C25 + C29) n-alcano Sphagnum proxies (correlación de Spearman p < 0,1). Los posibles mecanismos detrás de la variabilidad entre las muestras de permafrost submarino y en comparación con el permafrost terrestre incluyen diferencias en la degradabilidad de la materia orgánica, la composición de la comunidad microbiana metanogénica y la activación después de la descongelación, y la composición del fluido de los poros, incluidos los aceptores de electrones de mayor potencial redox que podrían inhibir la producción de CH4 o facilitar el consumo de CH4 .

Se muestran la pérdida de carbono orgánico (CO), la contribución de la producción de CH4 a la pérdida de carbono orgánico y las tasas absolutas de producción de CH4 durante el primer año de incubación. Los datos de permafrost submarino (sub. pf.) provienen de los núcleos 4D-13, 2D-13, 4D-12 y 1D-14 de la bahía de Buor-Khaya, y los datos de estudios anteriores incluyen permafrost terrestre, del Pleistoceno y del Holoceno (pf .) y también depósitos termokarst10,22,25. A efectos de comparabilidad, solo se incluyen muestras con un contenido de carbono orgánico <5 % y una temperatura de incubación de 4 °C. Los diagramas de caja muestran medianas con percentiles 25 y 75 como límites de caja, valores mínimos/máximos como bigotes y números de observaciones en cursiva.

Estas restricciones sobre la producción de CH4 por descomposición en el permafrost submarino descongelado pueden compararse con las estimaciones de los flujos de CH4 océano-atmósfera. La combinación de la tasa de descongelación del carbono orgánico descrita anteriormente con la metanogénesis observada durante el experimento da como resultado una producción estimada de 3,6 µmol CH4 m−2 d−1 (desviación estándar 4,0 µmol CH4 m−2 d−1) durante los primeros 600 días después deshielo. Si la metanogénesis persiste por más tiempo, o incluso aumenta con el tiempo, como se observa en el permafrost terrestre10,22,54, la producción de CH4 por descomposición en el permafrost submarino descongelado podría ser sustancialmente mayor. La profundidad de descongelación de los seis núcleos mencionados en este estudio y de dos núcleos adicionales de la bahía de Buor-Khaya16 tiene un promedio de 14 ± 7 m en 2012–2014. La extrapolación del modelo de dos etapas más allá de los 600 días da como resultado la producción de 129 µmol CH4 m−2 d−1 adicionales (desviación estándar 167 µmol CH4 m−2 d−1). Dado que el modelo converge a tasas constantes de producción de CH4 una vez que se agota el reservorio fácilmente degradable, esta extrapolación no tiene en cuenta la eventual disminución en la producción de CH4 que se espera con el agotamiento de todos los reservorios de carbono en períodos más prolongados. Si bien esta evaluación cuantitativa establece una escala para la producción potencial de CH4 mediante procesos de descomposición en permafrost submarino descongelado, la liberación in situ de CH4 puede verse influenciada por muchos factores que no se tienen en cuenta en nuestro experimento. Las tasas de metanogénesis pueden verse afectadas por los cambios de la comunidad microbiana a lo largo del tiempo56, o por la intrusión de agua de mar, que podría transportar sustratos microbianos que podrían facilitar o inhibir la producción de CH4, como el sulfato28. Un metanálisis anterior informó también una contribución decreciente de CH4 a las pérdidas de carbono orgánico con temperaturas más bajas11. En consecuencia, la producción de metano podría ser menor que en nuestra incubación bajo las temperaturas in situ cercanas a cero. Por otra parte, es probable que parte del CH4 producido se oxide de forma aeróbica o anaeróbica dentro del permafrost submarino descongelado28,57, en los sedimentos superficiales y en el agua suprayacente, antes de que llegue a la atmósfera. Los flujos océano-atmósfera de CH4 en las proximidades de las ubicaciones de perforación de permafrost submarino son del orden de 300–1300 µmol m−2 d−1 según varios años de observaciones de campo26. Las tasas más bajas de producción de CH4 por descomposición del permafrost submarino estimadas aquí, y la probable oxidación de parte de este CH4, no apuntan a una contribución predominante de la descomposición de materia orgánica en el permafrost submarino descongelado a las altas emisiones observadas en el área. Sin embargo, enfatizamos la alta variabilidad de las tasas de producción de CH4 observadas y las limitaciones de la ampliación de las incubaciones a los entornos naturales. En conjunto, las altas emisiones de CH4 que se observan de manera ubicua en el campo probablemente provengan de otras fuentes, como el CH4 preformado en bolsas de gas en el permafrost submarino, el colapso de los hidratos de CH4 o la ventilación de una piscina de CH4 termogénica profunda.

Los valores isotópicos estables de CH4 generados durante nuestra incubación están en línea con el rango informado anteriormente para la fermentación microbiana58. Los valores de δD promediaron −300 ± 14 ‰ y δ13C −65 ± 5 ‰ (Tabla complementaria 7). La huella digital de CH4 determinada aquí a partir de la degradación microbiana de la materia orgánica del permafrost submarino se puede combinar con las huellas dactilares isotópicas de otras fuentes potenciales de CH4 para calcular las contribuciones relativas de estas fuentes a la liberación de CH4 observada en el campo.

Además de la posible liberación del fuerte gas de efecto invernadero CH4, nuestro experimento de incubación sugiere que la descongelación del permafrost submarino podría ser un impulsor mucho menos considerado de las emisiones de CO2 oceánicas y la acidificación de los océanos. Usando el mismo enfoque que para CH4, estimamos la producción promedio de 5,2 mmol CO2 m-2 d-1 (desviación estándar 6,2 mmol CO2 m-2 d-1) en los primeros 600 días después de la descongelación, y 201 mmol CO2 adicionales m−2 d−1 (desviación estándar 232 mmol CO2 m−2 d−1) en marcos de tiempo más largos. Estudios previos han informado altas concentraciones de CO2 en el mar de Laptev, cerca de la costa, la liberación neta de CO2 a la atmósfera y una fuerte acidificación del océano por disolución de CO2 que amenaza a la fauna oceánica, y los han relacionado con la descomposición de materia orgánica terrígena en CO2 en el océano32,59. La respiración de la materia orgánica terrígena se ha estimado en 5,9 mmol C m-2 d-1 para el exterior del mar de Laptev60. Es probable que las tasas sean más altas en nuestra área de estudio más cercana a la costa considerando las concentraciones más altas de materia orgánica terrígena32 y columna de agua CO259. Por lo tanto, la estimación del flujo de CO2 basada en la incubación de permafrost submarino es de una magnitud relevante para la dinámica del CO2 en aguas ESAS. Sin embargo, en condiciones naturales, el carbono inorgánico producido por la descomposición de la materia orgánica en el permafrost submarino estará presente no solo como CO2, sino también como carbonato y bicarbonato, en proporciones que dependen del pH. La cantidad de CO2 que finalmente se libera a la columna de agua también dependerá del consumo de carbono inorgánico disuelto por los procesos microbianos y el equilibrio de las reacciones de precipitación y disolución. Sin embargo, nuestros hallazgos sugieren que la descomposición de la materia orgánica en el permafrost submarino recientemente descongelado también podría desempeñar un papel en las emisiones de CO2 y la acidificación de los océanos en áreas de rápido deshielo del permafrost submarino.

El permafrost submarino en los extensos mares de la plataforma del Océano Ártico euroasiático se está descongelando rápidamente debido al calentamiento natural y antropogénico. Aquí caracterizamos la composición y la dinámica de la materia orgánica en un conjunto de núcleos de perforación de permafrost submarinos del sureste del mar de Laptev que reflejan la deposición de sedimentos en un paisaje heterogéneo y dinámico durante los últimos 160 000 ka. Los proxies de biomarcadores basados ​​en lignina y lípidos indican la contribución de la materia orgánica que se origina en la tundra y el bosque al actual frente de deshielo del permafrost submarino cerca de la isla Muostakh, y la modificación de esta materia orgánica durante el transporte acuático. Aunque el contenido de carbono orgánico fue aquí relativamente bajo (promedio de 0,7 ± 0,3 %), las altas tasas de descongelación del permafrost de 14 ± 3 cm año−1 en el sitio de estudio arrojan una descongelación de 1,3 ± 0,6 kg OC m−2 año− 1. Estas tasas exceden las de los sitios terrestres por un factor de 35 para la profundización de la capa de permafrost y por un factor de nueve para el deshielo de materia orgánica. Es urgentemente necesario restringir la susceptibilidad a la degradación de la vasta reserva de carbono orgánico del permafrost submarino que se descongela rápidamente para mejorar las estimaciones de las emisiones de gases de efecto invernadero de todos los compartimentos del permafrost. Este estudio proporciona restricciones para el permafrost submarino en la producción potencial de CO2, CH4 y N2O por descomposición de materia orgánica al descongelarse y la composición isotópica de CH4. Nuestros hallazgos apuntan a otras fuentes además de la degradación microbiana del permafrost submarino en descongelación como los principales impulsores de las altas emisiones de CH4 en el área de estudio. Sin embargo, el permafrost submarino podría contribuir a la fuerte acidificación de los océanos en la región de la plataforma ártica de Siberia Oriental que no se ha considerado hasta ahora.

La bahía de Buor-Khaya se encuentra en el sureste del mar de Laptev y forma parte de la ESAS, ubicada al este del delta del río Lena (Fig. 1). El área ha sido afectada por regresiones y transgresiones marinas durante el Pleistoceno y el Holoceno. La parte interna y menos profunda del ESAS, incluida la bahía de Buor-Khaya, probablemente estuvo expuesta a la atmósfera como parte de Beringia al menos desde el inicio de la penúltima glaciación ca. Hace 190 ka hasta el final del Pleistoceno18,49. Grandes cantidades de carbono orgánico se acumularon en Beringia durante el Pleistoceno, a menudo en forma de depósitos de permafrost de grano fino y ricos en hielo conocidos como depósitos Ice Complex (ICD) o Yedoma3,35 que, en parte o en su totalidad, provienen de la deposición eólica35,36, en además de permafrost a menudo de grano más grueso de origen fluvial y aluvial2. Los depósitos de permafrost del Pleistoceno fueron parcialmente degradados por la formación de termokarst durante los períodos cálidos en el interglacial MIS 5e2 y al final del Pleistoceno3, y más tarde por la erosión térmica, del hielo marino y de las olas cuando el ESAS quedó sumergido después del Último Máximo Glacial3,4 ,5. Si bien los depósitos de permafrost del Pleistoceno se conservan al menos parcialmente en la tierra2, no está claro cuánto del permafrost original, ahora debajo del ESAS, todavía existe1,3,16,17.

Se obtuvieron núcleos de perforación de permafrost submarino durante expediciones en la primavera de 2012, 2013 y 2014. Se extrajeron núcleos del hielo marino en la bahía de Buor-Khaya, utilizando una plataforma de perforación (URB-4T) con un mecanismo de presión hidráulica rotativa que funciona sin fluido de perforación para evitar la contaminación por carbono. Los tubos de los pozos y los revestimientos de los pozos tenían 4 m de largo y 147 mm de diámetro. Los revestimientos se perforaron en el lecho marino y los núcleos se extrajeron de los pozos, se seccionaron congelados y se transportaron a Tiksi en cajas termoaisladas para su almacenamiento a -12 °C. Los detalles sobre el procedimiento de perforación y la logística han sido descritos por Shakhova y colaboradores16.

Los cinco núcleos utilizados en este estudio se perforaron en la bahía de Buor-Khaya (71–72°N, 129–130°E; Fig. 1), específicamente en la terraza de termoerosión submarina de la isla Muostakh (4D-13, 2D -13, 4D-12) y en la Laguna de Ivashkina (1D-14, 5D-13). Las profundidades del agua estaban entre 2,5 y 3,6 m en el momento del muestreo, luego de una inmersión hace 145 a 511 años en esta ubicación cercana a la costa16 (Tabla 1). Todos los núcleos atravesaron el IBPT, es decir, la parte superior estaba descongelada y la parte inferior congelada en el momento del muestreo. La información sobre la longitud del núcleo, la profundidad del IBPT en el momento del muestreo y las tasas de profundización del IBPT publicadas por Shakhova et al.16 está disponible en la Tabla 1. Aquí presentamos (i) una cronología derivada de OSL para el núcleo 4D-12 junto con ( ii) datos litológicos publicados previamente16,33, (iii) concentración de carbono orgánico y composición isotópica a cinco profundidades de cada núcleo, seguido de (iv) un análisis detallado de la materia orgánica en el frente de deshielo superior actual de 4D-13, 2D- 13 y 4D-12 a alta resolución, y (iv) un experimento de incubación de muestras seleccionadas para cuantificar las tasas potenciales de producción de gases de efecto invernadero.

Los datos de tamaño de grano para 4D-13, 2D-13, 4D-12 y 1D-14 se publicaron previamente16,33 y aquí se analizan nuevamente junto con los datos para 5D-13. Estos datos complementan los nuevos datos OSL para ubicar los núcleos de perforación de permafrost submarinos en el contexto estratigráfico del permafrost costero en la región de estudio (consulte las publicaciones originales para conocer los detalles del método16,33). Aquí calculamos las propiedades estadísticas de las distribuciones de tamaño de grano, en particular el número de modos y su tamaño de grano máximo, utilizando el programa Gradistat v861. Para derivar las modas, el programa primero normaliza la fracción de material en cada clase de tamaño analizada por la diferencia entre los logaritmos de base 2 de los umbrales de clase de tamaño superior e inferior. Luego, una moda se define como un pico local en la fracción normalizada dentro de una clase de tamaño que alcanza al menos el 15 % del pico más grande general de la muestra respectiva. Los datos originales y los resultados del análisis de modo se proporcionan en la Tabla complementaria 8.

Se tomaron submuestras del núcleo 4D-12 en condiciones de cuarto oscuro para la datación OSL y se procesaron y analizaron en el Lund Luminescence Laboratory, Suecia. Se proporciona una descripción detallada del método en el Material complementario.

Para el análisis del área superficial específica, las muestras se descongelaron a temperatura ambiente y se homogeneizaron manualmente. Las alícuotas se liofilizaron, se sometieron a combustión durante 12 h a 400 °C para eliminar la materia orgánica, se enjuagaron con agua Milli Q, se liofilizaron nuevamente y se desgasificaron con flujo de N2 durante 2 h a 200 ° utilizando un sistema de desgasificación de muestras Micromeritics FlowPrep 060. El área superficial específica de los minerales se determinó con un analizador de área superficial y porosidad Micromeritics Gemini VII con N2 como absorbente.

Para el análisis de las concentraciones de carbono orgánico total y nitrógeno total, así como los valores de δ13C de carbono orgánico, las submuestras liofilizadas se molieron en un mortero y las alícuotas se llenaron en cápsulas de Ag, se acidificaron con HCl 1 M y se secaron para eliminar los carbonatos. El procedimiento de acidificación se repitió hasta que cesó la efervescencia. Las muestras se analizaron utilizando un espectrómetro de masas Finnigan Delta Plus XP acoplado a un analizador de elementos Thermo Fisher Scientific Flash 2000 Isotope Ratio Mass Spectrometer (IRMS) a través de una interfaz Conflo II. La incertidumbre analítica se determinó para un subconjunto de muestras por triplicado (21 de 153 muestras). Las desviaciones estándar para los triplicados promediaron 0,039 % del peso seco de la muestra para el carbono orgánico total, 0,003 % del peso seco de la muestra para el nitrógeno total y 0,158 ‰ para δ13C. Los valores de las muestras individuales se presentan en la Tabla complementaria 2.

Se utilizó la oxidación de CuO asistida por microondas de muestras liofilizadas y molidas para hidrolizar las macromoléculas que constituyen la mayor parte de la materia orgánica y analizar los fenoles, hidroxibencenos y p-hidroxibencenos derivados de la lignina;62 consulte el Material complementario para obtener más detalles. Vainillina (Vl), acetovanillona (Vn), ácido vanílico (Vd), siringaldehído (Sl), acetosiringona (Sn), ácido siríngico (Sd), ácido p-cumárico (pCd), ácido ferúlico (Fd), ácido benzoico (Bd ), ácido m-hidroxibenzoico (m-Bd), ácido 3,5-dihidroxibenzoico (3,5-Bd), p-hidroxibenzaldehído (Pl), p-hidroxiacetofenona (Pn) y ácido p-hidroxibenzoico (Pd). . La suma de fenoles de vanililo (V) se calculó como Vl + Vn + Vd, la suma de fenoles de siringilo (S) como Sl + Sn + Sd, la suma de fenoles de cinamil (C) como pCd + Fd, y la suma de todos fenoles de lignina como V + S + C. Los valores individuales se presentan en la Tabla complementaria 9.

Se calcularon cinco proporciones para describir el origen y el estado de descomposición de la lignina. Las proporciones de siringilo sobre las subunidades de vanillilo (S/V) y cinamilo sobre las subunidades de vanillilo (C/V) reflejan la fuente de los fenoles de lignina, con proporciones S/V más altas en los tejidos de angiospermas que en los de gimnospermas, y proporciones C/V más altas en los tejidos no leñosas (p. ej., hojas) que en tejidos leñosos63. Las proporciones de ácidos sobre aldehídos de las subunidades de siringilo y vanillilo (Sd/Sl, Vd/Vl) reflejan el estado de descomposición de la lignina; ambos aumentan durante la descomposición aeróbica debido a la oxidación64. De manera similar, las proporciones de ácido 3,5-dihidroxibenzoico sobre vanillil (3,5-Bd/V) aumentan durante la descomposición65.

Los biomarcadores de lípidos se extrajeron de muestras liofilizadas con extracción acelerada con solventes y se analizaron para n-alcanos, ácidos n-alcanoicos, n-alcanoles y esteroides mediante cromatografía de gases-espectrometría de masas (consulte el Material complementario para obtener más detalles). Los valores individuales se presentan en las tablas complementarias 10-12.

Aquí presentamos concentraciones de n-alcanos HMW (C25-C33), ácidos n-alcanoicos HMW (C24-C30) y n-alcanoles HMW (C24-C32), junto con un conjunto de proporciones para describir el origen y el estado de degradación. de lipidos. La relación terrígeno-acuática (TAR) se calculó como la relación de los n-alcanos (C27 + C29 + C31)/(C15 + C17 + C19) e indica el origen terrestre frente al acuático de los lípidos en función de la gran abundancia de C27, C29 , y C31 en ceras epicuticulares de plantas terrestres frente a la alta abundancia de C17 en algas41. La relación n-alcano C25/(C25 + C29) se utilizó como indicador de lípidos derivados de musgos Sphagnum66. Los índices de preferencia de carbono (CPI) de los n-alcanos (C25-C31) y los ácidos n-alcanoicos (C24-C28) de APM disminuyen durante la degradación acercándose a uno67. Las proporciones de ácidos n-alcanoicos HMW (C24-C28) sobre n-alcanos (C25-C31), y de n-alcanoles HMW (C24-C32) sobre n-alcanos (C25-C31) disminuyen durante la descomposición debido a la mayor estabilidad de n-alcanos, y las proporciones de sitostanol sobre β-sitosterol aumentan debido a la conversión de estenoles en estanoles67.

El experimento de incubación se diseñó para medir las tasas de producción de CH4, CO2 y N2O mediante la descomposición de la materia orgánica del permafrost submarino descongelado en condiciones lo más cercanas posible al entorno natural (es decir, frío y anóxico), y para determinar el 13C- y D -composición isotópica del CH4 producido. Se eligió al azar una muestra de cada uno de los cuatro núcleos para el experimento, cubriendo un rango de profundidades: 4D-13 a 4,55 m de profundidad, 4D-12 a 27,4 m, 2D-13 a 24,7 m y 1D-14 a 25,1 m. El material de permafrost submarino se incubó a 4 °C en condiciones anóxicas y se determinaron las concentraciones de gases de efecto invernadero los días 1, 5, 9, 16, 23, 37, 114, 286 y 601. La composición isotópica del CH4 acumulado se analizó después 335 días de incubación en el Instituto de Investigación Marina y Atmosférica de la Universidad de Utrecht. En el material complementario se proporciona una descripción detallada del método, incluido el ajuste del modelo a la producción de gases de efecto invernadero observada. Los datos sobre las tasas de producción de gases de efecto invernadero, los ajustes del modelo y la composición isotópica se presentan en las tablas complementarias 5–7.

Los análisis estadísticos se realizaron utilizando R 3.3.168. Probamos las correlaciones entre los parámetros medidos en los tres núcleos utilizando las correlaciones de suma de rangos de Spearman. Este método prueba una relación monótona entre dos parámetros; la cercanía de esta relación se describe luego mediante el coeficiente de correlación ρ de Spearman. Las diferencias entre los segmentos del núcleo por encima y por debajo del IBPT se probaron individualmente para cada núcleo mediante pruebas de Wilcox no paramétricas. Las correlaciones de la suma de rangos de Spearman se aplicaron además para probar cambios monótonos con la distancia desde el IBPT en la parte descongelada del núcleo que podría reflejar una descomposición progresiva tras la descongelación. Las pruebas estadísticas se consideraron significativas a p < 0,05.

Todos los datos generados para esta publicación se presentan en detalle en la Información complementaria. Los datos sobre la concentración de carbono y nitrógeno y la composición isotópica, así como las concentraciones de biomarcadores, se han depositado adicionalmente en la base de datos del Centro Bolin de la Universidad de Estocolmo (https://bolin.su.se/data/wild-2022-subsea-permafrost-1 ).

Overduin, PP et al. Mapa de permafrost submarino en el Ártico modelado usando flujo de calor transitorio 1-D (SuPerMAP). J. Geophys. Res. Océano. 124, 3490–3507 (2019).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Schirrmeister, L. et al. Características de la materia orgánica fósil en depósitos de permafrost del Ártico nororiental de Siberia. J. Geophys. Res. Biogeosci. 116, G00M02 (2011).

Artículo CAS Google Académico

Romanovskii, NN et al. Termokarst e interacciones tierra-océano, región del mar de Laptev, Rusia. Permafr. Periglac. Proceso. 11, 137–152 (2000).

3.0.CO;2-L" data-track-action="article reference" href="https://doi.org/10.1002%2F1099-1530%28200004%2F06%2911%3A2%3C137%3A%3AAID-PPP345%3E3.0.CO%3B2-L" aria-label="Article reference 3" data-doi="10.1002/1099-1530(200004/06)11:23.0.CO;2-L">Artículo Google Académico

Martens, J. et al. Removilización del antiguo carbono del permafrost a los sedimentos del mar de Chukchi durante el final de la última desglaciación. globo Biogeoquímica. Ciclos 33, 2–14 (2019).

Artículo ADS CAS Google Académico

Martens, J. et al. Removilización de carbono latente del permafrost siberiano-ártico durante tres eventos de calentamiento pasados. ciencia Adv. 6, eabb6546 (2020).

Artículo ADS CAS PubMed PubMed Central Google Scholar

Slagoda, EA Kriolitogennye Otlozheniya Primorskoi Ravniny Morya Laptevykh: Litologiya i Mikromorfologiya (Ekspress, Tyumen, Russia, 2004).

Lantuit, H. et al. La base de datos Arctic Coastal Dynamics: un nuevo esquema de clasificación y estadísticas sobre las costas de permafrost ártico. Costas de estuarios 35, 383–400 (2012).

Artículo CAS Google Académico

Günther, F., Overduin, PP, Sandakov, AV, Grosse, G. y Grigoriev, MN Termoerosión a corto y largo plazo de las costas de permafrost ricas en hielo en la región del mar de Laptev. Biogeociencias 10, 4297–4318 (2013).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Hugelius, G. et al. Existencias estimadas de carbono permafrost circumpolar con rangos de incertidumbre cuantificados y lagunas de datos identificadas. Biogeociencias 11, 6573–6593 (2014).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Knoblauch, C., Beer, C., Sosnin, A., Wagner, D. y Pfeiffer, EM Predicción de la mineralización de carbono a largo plazo y la producción de gases traza a partir del deshielo del permafrost del noreste de Siberia. globo Chang. Biol. 19, 1160–1172 (2013).

Artículo ADS PubMed Google Scholar

Schädel, C. et al. Emisiones potenciales de carbono dominadas por dióxido de carbono de suelos de permafrost descongelados. Nat. Clima Chang. 6, 950–953 (2016).

Artículo ADS CAS Google Académico

Höfle, S., Rethemeyer, J., Mueller, CW & John, S. Composición y estabilización de la materia orgánica en un suelo de tundra poligonal del delta del Lena. Biogeociencias 10, 3145–3158 (2013).

Artículo ADS CAS Google Académico

Müller, CW et al. Grandes cantidades de carbono orgánico lábil en suelos de permafrost del norte de Alaska. globo Chang. Biol. 21, 2804–2817 (2015).

Artículo ADS PubMed Google Scholar

Winterfeld, M., Goñi, MA, Just, J., Hefter, J. & Mollenhauer, G. Caracterización de la materia orgánica particulada en el delta del río Lena y la zona cercana a la costa, noreste de Siberia - Parte 2: composiciones de fenoles derivados de la lignina. Biogeociencias 12, 2261–2283 (2015).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Angelopoulos, M., Overduin, PP, Miesner, F., Grigoriev, MN y Vasiliev, AA Avances recientes en el estudio del permafrost submarino del Ártico. Permafr. Periglac. Proceso. 31, 442–453 (2020).

Artículo Google Académico

Shakhova, N. et al. Tasas y mecanismos actuales de degradación del permafrost submarino en la plataforma ártica de Siberia Oriental. Nat. común 8, 15872 (2017).

Artículo ADS CAS PubMed PubMed Central Google Scholar

Nicolsky, DJ et al. Modelado del permafrost submarino en la plataforma ártica de Siberia Oriental: la región del mar de Laptev. J. Geophys. Res. Oleaje de la Tierra. 117, 1–22 (2012).

Artículo Google Académico

Romanovskii, NN & Hubberten, HW Resultados del modelado de permafrost de las tierras bajas y la plataforma de la región del mar de Laptev, Rusia. Permafr. Periglac. Proceso. 12, 191–202 (2001).

Artículo Google Académico

Shakhova, N. et al. Ebullición y liberación de metano inducida por tormentas de la plataforma ártica de Siberia Oriental. Nat. Geosci. 7, 64–70 (2014).

Artículo ADS CAS Google Académico

CALMA. Base de datos del programa Circumpolar Active Layer Monitoring (CALM). https://www2.gwu.edu/~calm/ (2021).

Abramov, A. et al. Dos décadas de monitoreo activo del espesor de la capa en el noreste de Asia. Polar Geogr. https://doi.org/10.1080/1088937X.2019.1648581 (2019).

Holm, S. et al. La respuesta metanogénica al deshielo del permafrost a largo plazo está determinada por el paleoambiente. FEMS Microbiol. Ecol. 96, 1–13 (2020).

Artículo CAS Google Académico

Heslop, JK et al. Aumento de la biolabilidad del carbono orgánico con profundidad en el permafrost de Yedoma: ramificaciones para el cambio climático futuro. J. Geophys. Res. Biogeosci. 124, 2021–2038 (2019).

Artículo CAS Google Académico

Heslop, J., Walter, K. y Zhang, M. Utilizando pirólisis GC-MS para caracterizar la calidad de la materia orgánica en relación con la producción de metano en un núcleo de sedimento de lago termokarst. org. geoquímica 103, 43–50 (2017).

Artículo CAS Google Académico

Jongejans, LL et al. Producción de gases de efecto invernadero y distribución de biomarcadores de lípidos en los sedimentos de los lagos termokarst de Yedoma y Alas en el este de Siberia. globo Chang. Biol. 27, 2822–2839 (2021).

Artículo CAS PubMed Google Académico

Shakhova, N. et al. Extenso escape de metano a la atmósfera a partir de sedimentos de la plataforma ártica de Siberia Oriental. Ciencia 327, 1246–1251 (2010).

Artículo ADS CAS PubMed Google Scholar

Steinbach, J. et al. Prorrateo de origen del metano que escapa del sistema de permafrost submarino en la plataforma ártica euroasiática exterior. proc. Academia Nacional. ciencia EE. UU. 118, 1–9 (2021).

Artículo CAS Google Académico

Overduin, PP et al. Oxidación de metano después de la degradación submarina del permafrost: mediciones de un pozo central en la plataforma del mar de Laptev. J. Geophys. Res. Biogeosci. 120, 965–978 (2015).

Artículo CAS Google Académico

Sapart, CJ et al. El origen del metano en la plataforma ártica de Siberia Oriental se reveló con un análisis de triple isótopo. Biogeociencias 14, 2283–2292 (2017).

Artículo ADS CAS Google Académico

Romanovskii, NN, Hubberten, H.-W., Gavrilov, AV, Eliseeva, AA y Tipenko, GS Zona de estabilidad de hidratos de gas y permafrost en alta mar en la plataforma de los mares de Siberia Oriental. Geo-mar. Letón. 25, 167–182 (2005).

Artículo ADS CAS Google Académico

Cramer, B. & Franke, D. Indicaciones para un sistema de petróleo activo en el Mar de Laptev, noreste de Siberia. J. Mascota. Geol. 28, 369–384 (2005).

Artículo CAS Google Académico

Semiletov, I. et al. Acidificación de las aguas de la plataforma ártica de Siberia Oriental mediante la adición de agua dulce y carbono terrestre. Nat. Geosci. 9, 361–365 (2016).

Artículo ADS CAS Google Académico

Ulyantsev, AS, Bratskaya, SY, Romankevich, EA, Semiletov, IP y Avramenko, VA Composición del tamaño de partículas de los depósitos del Holoceno-Pleistoceno del mar de Laptev (bahía de Buor-Khaya). Dokl. Ciencias de la Tierra 467, 241–245 (2016).

Artículo ADS CAS Google Académico

Andreev, AA et al. Cambios paleoambientales en el noreste de Siberia durante el Cuaternario tardío: evidencia de registros de polen de la península de Bykovsky. Polarforschung 70, 13–25 (2002).

Google Académico

Schirrmeister, L. et al. Características sedimentarias y origen del complejo de hielo del Pleistoceno tardío en las tierras bajas e islas costeras del Ártico nororiental de Siberia: una revisión. Cuat. En t. 241, 3–25 (2011).

Artículo Google Académico

Strauss, J. et al. Calidad de la materia orgánica del carbono del permafrost profundo: un estudio de Siberia ártica. Biogeociencias 12, 2227–2245 (2015).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Vonk, JE et al. Activación de carbono antiguo por erosión del permafrost costero y submarino en Siberia ártica. Naturaleza 489, 137–140 (2012).

Artículo ADS CAS PubMed Google Scholar

Ulyantsev, AS, Belyaev, NA, Bratskaya, SY & Romankevich, EA La composición molecular de la lignina como indicador de la descongelación del permafrost subacuático. Dokl. Ciencias de la Tierra 482, 1357–1361 (2018).

Artículo ADS CAS Google Académico

Gentsch, N. et al. Almacenamiento y transformación de fracciones de materia orgánica en suelos de permafrost crioturbados en el Ártico siberiano. Biogeociencias 12, 4525–4542 (2015).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Overduin, PP et al. Temperatura del pozo, concentraciones de metano en el permafrost submarino y química del agua intersticial medidas en el pozo BK-2, plataforma central del mar de Laptev. PANGEA https://doi.org/10.1594/PANGAEA.846279 (2015).

Bourbonniere, RA & Meyers, PA Registros de geolípidos sedimentarios de cambios históricos en las cuencas hidrográficas y productividades de los lagos Ontario y Erie. Limnol. Oceanogr. 41, 352–359 (1996).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Bröder, L. et al. Destino de la materia orgánica terrígena a través del mar de Laptev desde la desembocadura del río Lena hasta las profundidades del mar del interior del Ártico. Biogeociencias 13, 5003–5019 (2016).

Artículo ADS CAS Google Académico

Ulyantsev, AS et al. Característica de la sedimentación cuaternaria en una plataforma del mar de Laptev según la composición molecular de los n-alcanos. Dokl. Ciencias de la Tierra 473, 449–453 (2017).

Artículo ADS CAS Google Académico

Vonk, JE et al. Distinguir entre fuentes de permafrost antiguas y modernas en el sistema de plataforma terrestre del noreste de Siberia con análisis de δ2H de compuestos específicos. Cryosph 11, 1879–1895 (2017).

Artículo Google Académico

Gabov, DN, Beznosikov, VA, Gruzdev, IV & Yakovleva, EV Acumulación de n-alcanos y ácidos carboxílicos en montículos de turba. Eurasia. Ciencia del suelo 50, 1138–1153 (2017).

Artículo ADS CAS Google Académico

van Dongen, BE, Semiletov, I., Weijers, JWH y Gustafsson, Ö. Composición contrastante de biomarcadores lipídicos de materia orgánica terrestre exportada desde el Ártico euroasiático por los cinco grandes ríos árticos rusos. globo Biogeoquímica. Ciclos 22, 1–14 (2008).

Google Académico

Bröder, L. et al. Dinámica de partículas de materia orgánica en una cabecera de permafrost y el cauce principal del río Kolyma. J. Geophys. Res. Biogeociencias 125, 1–16 (2020).

Artículo ADS CAS Google Académico

Tesi, T. et al. Composición y destino de la materia orgánica terrígena a lo largo del continuo tierra-océano del Ártico en Siberia oriental: conocimientos de biomarcadores e isótopos de carbono. Geochim. Cosmoquim. Acta 133, 235–256 (2014).

Artículo ADS CAS Google Académico

Kienast, F. et al. Los registros paleontológicos indican la existencia de bosques abiertos en un clima interior seco en la costa ártica actual en el oeste de Beringia durante el último interglacial. Cuat. ciencia Rev. 30, 2134–2159 (2011).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Zimmermann, HH et al. La historia de los taxones de árboles y arbustos en la isla Bol'shoy Lyakhovsky (Archipiélago de Nueva Siberia) desde el último interglaciar descubierto por datos sedimentarios de ADN y polen antiguos. Genes 8, (2017).

Harden, JW et al. La información de campo vincula el carbono del permafrost con las vulnerabilidades físicas del deshielo. Geofísico. Res. Letón. 39, L15704 (2012).

Artículo ADS CAS Google Académico

Hamilton, SE & Hedges, JI Las geoquímicas comparativas de ligninas y carbohidratos en un fiordo anóxico. Geochim. Cosmoquim. Acta 52, 129–142 (1988).

Artículo ADS CAS Google Académico

Tesi, T., Semiletov, I., Dudarev, O., Andersson, A. y Gustafsson, Ö. Efectos de la asociación de matrices en la clasificación hidrodinámica y la degradación de la materia orgánica terrestre durante el transporte entre plataformas en los mares de la plataforma de Laptev y Siberia Oriental. J. Geophys. Res. Biogeociencias 121, 731–752 (2016).

Artículo ADS CAS Google Académico

Knoblauch, C., Beer, C., Liebner, S. & Grigoriev, MN La producción de metano como clave para el balance de gases de efecto invernadero del deshielo del permafrost. Nat. Clima Chang. 8, 309–312 (2018).

Artículo ADS CAS Google Académico

Stibal, M. et al. Potencial metanogénico de los ambientes subglaciales del Ártico y la Antártida con fuentes de carbono orgánico contrastantes. globo Chang. Biol. 18, 3332–3345 (2012).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Mitzscherling, J. et al. El desarrollo de comunidades bacterianas de permafrost en condiciones submarinas. J. Geophys. Res. Biogeociencias 122, 1689–1704 (2017).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Winkel, M. et al. Las comunidades metanótrofas anaeróbicas prosperan en el permafrost submarino profundo. ciencia Rep. 1-13 (2017).

Whiticar, MJ Sistemática de isótopos de carbono e hidrógeno de formación bacteriana y oxidación de metano. química Geol. 161, 291–314 (1999).

Artículo ADS CAS Google Académico

Anderson, LG, Jutterström, S., Hjalmarsson, S., Wåhlström, I. & Semiletov, IP Desgasificación de CO2 de los mares de la plataforma siberiana por descomposición de materia orgánica terrestre. Geofísico. Res. Letón. 36, (2009).

Humborg, C. et al. Patrones de intercambio de aire-mar a lo largo de la plataforma ártica central y exterior de Siberia Oriental, según se deduce de mediciones continuas de CO2, isótopos estables y química a granel. globo Biogeoquímica. Ciclos 31, 1173–1191 (2017).

Artículo ADS CAS Google Académico

Blott, SJ & Pye, K. Gradistat: Un paquete estadístico y de distribución de tamaño de grano para el análisis de sedimentos no consolidados. Oleaje de la Tierra. Proceso. Landf. 26, 1237–1248 (2001).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Goñi, MA & Montgomery, S. Oxidación alcalina de CuO con un sistema de digestión por microondas: análisis de lignina de muestras geoquímicas. Anal. química 72, 3116–3121 (2000).

Artículo PubMed CAS Google Académico

Hedges, JI & Mann, DC La caracterización de tejidos vegetales por sus productos de oxidación de lignina. Geochim. Cosmoquim. Acta 43, 1803–1807 (1979).

Artículo ADS CAS Google Académico

Ertel, JR & Hedges, JI El componente de lignina de las sustancias húmicas: distribución entre el suelo y las fracciones húmicas, fúlvicas e insolubles en bases sedimentarias. Geochim. Cosmoquim. Acta 48, 2065-2074 (1984).

Artículo ADS CAS Google Académico

Prahl, FG, Ertel, JR, Goni, MA, Sparrow, MA y Eversmeyer, B. Contribuciones de carbono orgánico terrestre a los sedimentos en el margen de Washington. Geochim. Cosmoquim. Acta 58, 3035–3048 (1994).

Artículo ADS CAS Google Académico

Vonk, JE y Gustafsson, O. Calibración de proxies de n-alcano Sphagnum en el subártico escandinavo. org. geoquímica 40, 1085–1090 (2009).

Artículo CAS Google Académico

Meyers, PA & Ishiwatari, R. Geoquímica orgánica lacustre: una descripción general de los indicadores de fuentes de materia orgánica y diagénesis en sedimentos lacustres. org. geoquímica 20, 867–900 (1993).

Artículo CAS Google Académico

Equipo central R. R: Un lenguaje y entorno para la computación estadística. (2016).

Obu, J. et al. Mapa de permafrost del hemisferio norte basado en modelos TTOP para 2000–2016 a una escala de 1 km2. Ciencias de la Tierra Rev. 193, 299–316 (2019).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Strauss, J. et al. Base de datos de permafrost de Yedoma rico en hielo (IRYP). https://doi.org/10.1594/PANGAEA.861733 (2016).

Dao, TT et al. Destino de los carbohidratos y la lignina en los suelos de permafrost del noreste de Siberia. Biol. del suelo Bioquímica 116, 311–322 (2018).

Artículo CAS Google Académico

Goñi, MA & Hedges, JI Dímeros de lignina: estructuras, distribución y posibles aplicaciones geoquímicas. Geochim. Cosmoquim. Acta 56, 4025–4043 (1992).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Hedges, JI & Parker, PL Materia orgánica derivada de la tierra en sedimentos superficiales del Golfo de México. Geochim. Cosmoquim. Acta 40, 1019–1029 (1976).

Artículo ADS CAS Google Académico

Otto, A. & Simpson, MJ Evaluación de los parámetros de oxidación de CuO para determinar la fuente y la etapa de degradación de la lignina en el suelo. Biogeoquímica 80, 121–142 (2006).

Artículo CAS Google Académico

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Este estudio fue financiado por el Consejo Sueco de Investigación VR (números de subvención 621-2013-5297 y 2017-01601 a Ö.G., así como 2018-05489 a BW), el Consejo Sueco de Investigación para el Desarrollo Sostenible Formas (número de subvención 2018 -01547 a BW), el Consejo Europeo de Investigación (ERC-AdG CC-TOP, número de subvención 695331 a Ö.G.) y la Fundación Rusa para la Ciencia (número de subvención 21-77-30001 a IS). El trabajo de campo fue apoyado por el Ministerio de Ciencia y Educación Superior de Rusia (proyecto 075-15-2020-928 para NS y tema 0211-2021-0010 para OD). Este estudio fue apoyado además por el Programa de Desarrollo de la Universidad Estatal de Tomsk (Prioridad-2030). También agradecemos a Rajendra Shrestha (Universidad de Lund) por la preparación de muestras de OSL y a Carina van der Veen (Instituto de Investigación Marina y Atmosférica de Utrecht) por el análisis isotópico de CH4.

Financiamiento de acceso abierto proporcionado por la Universidad de Estocolmo.

Departamento de Ciencias Ambientales, Universidad de Estocolmo, 11418, Estocolmo, Suecia

Birgit Wild, Hanna Grimm, Inna Nybom, Felipe Matsubara y Örjan Gustafsson

Bolin Center for Climate Research, Universidad de Estocolmo, 11418, Estocolmo, Suecia

Birgit Wild, Felipe Matsubara, Martin Jakobsson y Örjan Gustafsson

Instituto Oceanológico del Pacífico Il'ichov, Rama del Lejano Oriente de la Academia Rusa de Ciencias, Vladivostok, 690041, Rusia

Natalia Shakhova, Oleg Dudarev, Denis Kosmach e Igor Semiletov

Universidad Estatal de Tomsk, Tomsk, 634050, Rusia

Natalia Shakhova, Oleg Dudarev, Alexey Ruban, Denis Kosmach, Vladimir Tumskoy e Igor Semiletov

Universidad Politécnica de Tomsk, Tomsk, 634050, Rusia

Alexey Ruban y Alexey Mazurov

Instituto Melnikov Permafrost, rama siberiana de la Academia Rusa de Ciencias, Yakutsk, 677010, Rusia

vladimir tumskoy

Instituto de Ciencias Polares, Consejo Nacional de Investigación, 40129, Bolonia, Italia

tesis de tomás

Geomicrobiología, Departamento de Geociencias, Universidad de Tubinga, 72076, Tubinga, Alemania

Hanna Grimm

Departamento de Geología, Universidad de Lund, 22362, Lund, Suecia

helena alexanderson

Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad de Estocolmo, 11418, Estocolmo, Suecia

Martín Jakobsson

Instituto de Ecología, Escuela Superior de Economía, Moscú, 101000, Rusia

Ígor Semilétov

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BW, IS y Ö.G. diseñó el estudio; OD, AR, DK, VT e IS realizaron las campañas de perforación y procesaron núcleos y muestras. HA y MJ proporcionaron datos OSL. El análisis de las propiedades de la materia orgánica a granel se realizó por TT, de los fenoles de lignina por BW, de los lípidos por IN y FM, y del área de superficie específica por HGBW y Ö.G. dirigió la redacción del manuscrito con la contribución de todos los autores NS, OD, AR, DK, VT, TT, HJ, IN, FM, HA, MJ, AM e IS

Correspondencia a Birgit Wild o Örjan Gustafsson.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

Nature Communications agradece a los revisores anónimos por su contribución a la revisión por pares de este trabajo. Los informes de los revisores están disponibles.

Nota del editor Springer Nature se mantiene neutral con respecto a los reclamos jurisdiccionales en mapas publicados y afiliaciones institucionales.

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Wild, B., Shakhova, N., Dudarev, O. et al. Composición de la materia orgánica y producción de gases de efecto invernadero del permafrost submarino en descongelación en el mar de Laptev. Nat Comun 13, 5057 (2022). https://doi.org/10.1038/s41467-022-32696-0

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Recibido: 02 julio 2021

Aceptado: 10 de agosto de 2022

Publicado: 27 agosto 2022

DOI: https://doi.org/10.1038/s41467-022-32696-0

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