Abstrak
Nitrous oksida (N 2 O) adalah gas rumah kaca yang kuat dengan gaya radiatifnya 265–298 kali lebih kuat daripada karbon dioksida (CO 2 ). Studi lapangan terkini menunjukkan emisi N 2 O dari ekosistem lintang utara yang tinggi (utara 45° LU) telah meningkat karena pemanasan. Namun, kuantifikasi spasiotemporal emisi N 2 O masih belum memadai di wilayah ini. Di sini kami merevisi Model Ekosistem Terestrial untuk menggabungkan proses yang lebih rinci dari siklus biogeokimia nitrogen (N) tanah, efek pencairan lapisan tanah beku permanen, dan deposisi N atmosfer. Model Ekosistem Terestrial kemudian digunakan untuk menganalisis emisi N 2 O dari ekosistem terestrial alami di wilayah tersebut. Studi kami mengungkap bahwa produksi N 2 O regional dan emisi neto meningkat dari 1969 hingga 2019. Produksi meningkat dari 1,12 (0,82–1,46) menjadi 1,18 (0,84–1,51) Tg N yr −1 , sementara emisi neto meningkat dari 0,98 (0,7–1,34) menjadi 1,05 (0,72–1,39) Tg N yr −1 , dengan mempertimbangkan pencairan lapisan tanah beku. Emisi dari wilayah lapisan tanah beku tumbuh dari 0,37 (0,2–0,57) menjadi 0,41 (0,21–0,6) Tg N yr −1 . Penyerapan N 2 O tanah dari atmosfer tetap relatif stabil pada 0,12 (0,1–0,15) Tg N yr −1 . Deposisi N atmosfer secara signifikan meningkatkan emisi N 2 O sebesar 37,2 ± 2,9%. Secara spasial, ekosistem darat alami berperan sebagai sumber atau penyerap bersih −12 hingga 900 mg N m −2 thn −1 tergantung pada perubahan suhu, curah hujan, karakteristik tanah, dan jenis vegetasi. Temuan kami menggarisbawahi kebutuhan kritis untuk lebih banyak studi observasional guna mengurangi ketidakpastian dalam anggaran N 2 O.
Poin-poin Utama:
- Emisi bersih N 2 O dari wilayah permafrost meningkat dari tahun 1969 hingga 2019 akibat pemanasan dan degradasi permafrost.
- Ekosistem daratan alami berperan sebagai penyerap atau sumber N 2 O yang berkisar antara −12 hingga 900 mg N m −2 thn −1 di wilayah ini.
- Emisi N 2 O akibat pencairan lapisan es permanen meningkat dari 0 hingga 925 mg N m −2 thn −1 , dengan rata-rata 3,35 dan median 0,97 mg N m −2 thn −1
1 Pendahuluan
Perubahan iklim global mengakibatkan meningkatnya suhu udara, perubahan pola presipitasi, dan semakin seringnya kejadian cuaca ekstrem. Konsensus yang berlaku adalah bahwa peningkatan suhu akan paling terasa di lintang utara (Overland et al., 2014 ). Arktik telah menghangat hingga lebih dari 2°C di atas tingkat praindustri, dan pemanasan cepat ini diperkirakan akan berlipat ganda pada pertengahan abad ini (Natali et al., 2021 ; Post et al., 2019 ). Wilayah daratan di lintang tinggi utara (utara 45° LU) diprediksi akan menghangat hingga 3–7°C pada akhir abad ini (IPCC, 2013 ), yang akan menyebabkan degradasi dan pencairan lapisan tanah beku secara meluas (Borge et al., 2017 ; Jones et al., 2016 ; Romanovsky et al., 2010 ) dan perubahan substansial dalam fungsi ekosistem (Grosse et al., 2016 ) dan aktivitas mikroba (Monteux et al., 2020 ). Perubahan-perubahan ini diproyeksikan akan mempercepat dekomposisi bahan organik tanah (SOM) permafrost dan merangsang emisi gas rumah kaca (GRK) (Natali et al., 2021 ; Sierra et al., 2015 ; Voigt et al., 2017 ; Yang et al., 2010 ). Luas aktual yang ditopang oleh permafrost mencakup sekitar 14 juta km 2 , yang merupakan sekitar 15% dari luas permukaan daratan yang terbuka di Belahan Bumi Utara, sementara sebagian besar wilayah ini berada di lintang tinggi utara (Obu, 2021 ), yang mencakup 32,5% (13,2 × 106 km 2 ) dari luas daratan lintang tinggi utara (Brown et al., 2002 ). Tanah permafrost juga merupakan reservoir nitrogen (N) yang besar (Post et al., 1985 ), dengan perkiraan konservatif 55–67 Pg N di lapisan tanah 3 m bagian atas dan 21 Pg N di lapisan tanah 1 m bagian atas (Harden et al., 2012 ; Palmtag et al., 2022 ). Pencairan permafrost eksperimental dengan pagar salju telah menunjukkan bahwa ketersediaan nitrogen meningkat di ekosistem tundra (Salmon et al., 2016 ).
Sementara studi terdahulu tentang emisi GRK dari lintang utara yang tinggi sebagian besar berfokus pada senyawa berbasis karbon, studi terkini menunjukkan bahwa tanah juga dapat menjadi sumber N 2 O yang signifikan dari lahan gambut (Marushchak et al., 2011 ; Repo et al., 2009 ), dengan potensi produksi N 2 O yang tinggi di tanah setelah pencairan lapisan tanah beku (Elberling et al., 2010 ). Konsentrasi N 2 O tanah yang tinggi telah diamati di tundra dataran tinggi akibat pencairan lapisan tanah beku (Abbott & Jones, 2015 ). Lebih jauh lagi, meningkatnya suhu juga mendorong emisi N 2 O dari ekosistem tundra, termasuk tundra dataran tinggi dan kompleks dataran tinggi gambut bervegetasi (Voigt et al., 2017 ), yang meliputi 8% dari permukaan tanah global (McGuire et al., 2012 ) dan 17,9% dari lintang tinggi utara (Melillo et al., 1993 ). Namun, bagaimana pencairan lapisan tanah beku permanen memengaruhi emisi N 2 O dengan berpotensi membuka stok N besar yang saat ini tersimpan di tanah belum dieksplorasi (Harden et al., 2012 ). Meskipun fluks N 2 O lintang tinggi utara rendah berdasarkan massa, fluks tersebut penting karena N 2 O adalah GRK yang lebih kuat dengan pemaksaan radiatif 265–298 kali lebih kuat daripada CO 2 (IPCC, 2013 ). N 2 O menyumbang hampir 10% dari total pemaksaan radiasi antropogenik dan merupakan salah satu bahan kimia utama yang merusak lapisan ozon stratosfer (Ravishankara et al., 2009 ).
Suhu tanah, kelembapan, keasaman, kandungan SOM, rasio C/N, dan pertumbuhan tanaman telah diidentifikasi sebagai pengatur utama emisi N 2 O dari tanah dingin (Marushchak et al., 2011 ; Smith et al., 1998 ; Voigt et al., 2017 ). Suhu tanah merupakan faktor kunci dalam proses organik (misalnya, dekomposisi) dan anorganik (misalnya, mineralisasi) dalam siklus N (Conant et al., 2011 ; Dai et al., 2020 ). Kelembapan tanah menentukan ketersediaan oksigen tanah. Kandungan air yang tinggi menyebabkan kondisi oksigen rendah, yang dikaitkan dengan lingkungan anaerobik, sedangkan lebih sedikit air menyebabkan lingkungan oksidasi. Kondisi oksigen tanah memengaruhi aktivitas mikroorganisme, dengan demikian laju nitrifikasi dan denitrifikasi (Bateman & Baggs, 2005 ). Keasaman tanah mengontrol reaksi kimia yang melibatkan H + atau OH − , yang keduanya memengaruhi aktivitas mikroorganisme dan enzim (Kunhikrishnan et al., 2016 ). Secara tradisional, emisi N 2 O yang berasal dari daerah lintang tinggi dipandang sebagai sumber yang tidak signifikan (Martikainen et al., 1993 ; Potter et al., 1996 ) karena laju mineralisasi yang lambat pada suhu rendah, kondisi lembab, dan deposisi nitrogen atmosfer yang rendah (Dentener et al., 2006 ). Dalam ekosistem terestrial alami di lintang tinggi utara, kekurangan mineral N yang terbatas dulunya merupakan salah satu alasan utama rendahnya emisi nitrogen oksida (N 2 O) yang diukur dari tanah tundra (Ludwig et al., 2006 ; Ma et al., 2007 ). Namun, dalam beberapa dekade terakhir, pemanasan iklim dan hilangnya lapisan tanah beku permanen dapat mengganggu siklus N tertutup di masa lalu dan menyebabkan ekspor N anorganik yang signifikan (Frey et al., 2007 ; Hansen & Elberling, 2023 ; Marushchak et al., 2021 ; McClelland et al., 2007 ). Pola tersebut dapat disebabkan oleh masuknya N yang sebelumnya beku ke dalam kumpulan siklus karena degradasi lapisan tanah beku permanen secara bertahap yang memperdalam zona tanah yang dicairkan secara musiman, atau dari efek langsung suhu pada proses mikroba.
Emisi N 2 O bersih di permukaan tanah merupakan hasil dari produksi, penyerapan, dan konsumsi N 2 O kotor, yang merupakan proses yang terjadi bersamaan. Konsumsi N 2 O terjadi ketika kadar air tanah meningkat dan kadar oksigen menurun, dan tanah beralih dari kondisi aerobik ke anaerobik. Kadar air atau oksigen tanah, mineralisasi, suhu, pH tanah, dan konsentrasi donor dan akseptor elektron semuanya memengaruhi penyerapan N 2 O tanah (Chapuis-Lardy et al., 2007 ; Wen et al., 2016 ). Di lintang utara yang tinggi, fluks N 2 O negatif diamati di berbagai ekosistem, khususnya di tanah kering (di mana nitrifikasi dominan), tanah yang terus menerus tergenang (di mana denitrifikasi lengkap terjadi, dengan N 2 sebagai produk utama), atau di tanah dengan konsentrasi N rendah (Butterbach-Bahl et al., 1998 ; Cantarel et al., 2011 ; Cui et al., 2018 ; Goldberg & Gebauer, 2009 ; Gong et al., 2019 ; Groffman et al., 2006 ; Matson et al., 2009 ; Morishita et al., 2014 ; Takakai et al., 2008 ; Teepe, Vor, et al., 2004 ; Ullah & Moore, 2011 ; Wu et al., 2019 ; Zhou et al., 2016 ).
Selama seabad terakhir, aktivitas antropogenik telah menggandakan kadar nitrogen tetap (Fowler et al., 2013 ), dengan peningkatan berkelanjutan yang diamati dalam beberapa tahun terakhir karena praktik pertanian dan industri (Vishwakarma et al., 2023 ). Sebagian besar nitrogen antropogenik ini memasuki ekosistem, termasuk ekosistem darat alami di lintang tinggi utara, melalui pengendapan atmosfer (Ackerman et al., 2019 ), sehingga menyebabkan perubahan besar dalam proses ekosistem, siklus nitrogen, dan emisi GRK.
Hingga saat ini, sekelompok model biogeokimia berbasis proses telah digunakan untuk mengukur fluks N 2 O, termasuk versi Model Ekosistem Terestrial (TEM) (Qin et al., 2014 , 2015 ; Yu & Zhuang, 2019 ), Model Lahan Komunitas, Siklus Karbon dan Nitrogen (CLM-CN) (Saikawa et al., 2013 ), model Abad harian (DayCent) (Del Grosso et al., 2000 ; Parton et al., 1996 ), dan Model Denitrifikasi/Dekomposisi (DNDC) (Li, 1992). Baru-baru ini, TEM QUINCY (Quantifying Interactions between terestrial Nutrient Cycles and the climate system) memperhitungkan dampak pembekuan dan pencairan tanah untuk mempelajari dampak peningkatan ketersediaan nutrisi pada pertumbuhan tanaman dan emisi N 2 O di tingkat lokasi, dan menemukan bahwa nitrogen yang dilepaskan dari pencairan permafrost hanya memberikan efek pemupukan yang sederhana pada pertumbuhan tanaman, karena ketidaksesuaian waktu antara pelepasan nitrogen dan penyerapan tanaman tetapi menyebabkan peningkatan emisi N 2 O dan pelindian nitrogen ke sungai-sungai hilir (Lacroix et al., 2022 ). Namun, tidak ada satupun dari ini yang menggabungkan dampak pencairan permafrost pada emisi N 2 O dan penyerapan dari atmosfer. Kuantifikasi emisi N 2 O di seluruh lintang utara yang tinggi masih belum terselesaikan. Di sini kami lebih lanjut mengembangkan model biogeokimia TEM berdasarkan versi Yu dan Zhuang ( 2019 ) dengan menggabungkan efek pencairan permafrost pada siklus nitrogen, stok C/N permafrost terkini yang eksplisit secara spasial dan beresolusi kedalaman, serapan N2O tanah dari atmosfer, dan deposisi nitrogen atmosfer. TEM yang direvisi dikalibrasi dan divalidasi lalu diterapkan untuk mengukur emisi N2O dari ekosistem terestrial alami di lintang tinggi utara (utara 45° LU, termasuk area permafrost dan non-permafrost) dari tahun 1969 hingga 2019.
2 Metode
2.1 Deskripsi Model
Model Ekosistem Terestrial adalah model biogeokimia skala global yang dirancang untuk mengukur siklus karbon (C) dan nitrogen (N) dalam ekosistem terestrial (McGuire et al., 1997 ; Melillo et al., 1993 ; Zhuang et al., 2003 ). Proses utama modul dinamis nitrogen (N) diwarisi dari McGuire et al. ( 1997 ) dan Yu dan Zhuang ( 2019 ), termasuk masukan nitrogen dari serasah tanaman, penyerapan nitrogen oleh vegetasi, mineralisasi tanah bersih, nitrogen yang hilang dari ekosistem, serta prinsip-prinsip stoikiometri dinamika karbon dan nitrogen dalam tanah. Persamaan terperinci dapat ditemukan di McGuire et al. ( 1997 ) dan Yu dan Zhuang ( 2019 ). Di sini kami merevisi algoritma siklus N dalam TEM dengan meningkatkan representasi efek fisik pada pemodelan nitrifikasi dan denitrifikasi, serta menggabungkan hilangnya nitrogen melalui emisi gas dengan persamaan empiris, penyerapan N 2 O dari atmosfer, dan masukan tambahan nitrogen total dan karbon organik yang dihasilkan dari pencairan lapisan es permanen, dan deposisi N atmosfer (Gambar 1 dan Persamaan 1-12 ).
Emisi N 2 O bersih (N 2 O emi ) dihitung sebagai selisih antara produksi N 2 O (N 2 O pro ) di tanah dan serapan N 2 O tanah (N 2 O upt ) dari atmosfer (Persamaan 1 ). Kami memasukkan N 2 O yang berasal dari nitrifikasi (N 2 O N ) dan denitrifikasi (N 2 O DN ) ke dalam total produksi N 2 O (Persamaan 2 ):
Jumlah serapan N 2 O (N 2 O upt ) dihitung menurut hukum difusi gas Fick (Persamaan 3 ), di mana C udara dan C tanah masing-masing mewakili konsentrasi N 2 O di udara dan tanah. Kami menggunakan konsentrasi N 2 O atmosfer sebesar 331,1 ppb. k S mewakili koefisien difusi. Koefisien difusi N 2 O yang digunakan dalam penelitian ini adalah 1,26 × 10 −6 m −2 s −1 (van Bochove, Bertran, & Caron, 1998 ). Kami berasumsi bahwa N 2 O yang dihasilkan terakumulasi dalam 30 cm teratas tanah sebelum terlepas ke atmosfer. Oleh karena itu, perhitungan konsentrasi gas tanah diperoleh dengan membagi N 2 O yang dihasilkan di area seluas 1 m 2 dengan ketinggian lapisan tanah 30 cm.
Laju produksi N 2 O dari nitrifikasi (N 2 O N ) ditentukan oleh k n , fraksi N nitrifikasi yang hilang, yaitu 0,02 dalam model DayCent (Delgrosso et al., 2000 ; Parton et al., 1996 ), dan 0,0006 dalam Model DNDC (Li, 1992), dan laju nitrifikasi N nit (Persamaan 4 ). Dalam studi ini, kami mengkalibrasi k n dalam rentang 0,0006–0,02 menggunakan data observasional. Algoritma laju nitrifikasi (Persamaan 5 ) didasarkan pada Parton et al. ( 2001 ), di mana k 1 mewakili fraksi mineralisasi bersih yang akan dinitrifikasi, N min adalah laju mineralisasi bersih, k max adalah fraksi maksimum NH 4 + yang dinitrifikasi, dan NH 4 + adalah konsentrasi amonium tanah yang diperoleh dari model (g N m −2 ). Faktor f t n , f mn , dan f phn masing-masing memperhitungkan efek suhu, kelembapan tanah, dan pH tanah. Persamaan terperinci dapat ditemukan di Huang dan Gerber ( 2015 ), Parton et al. ( 1996 ), dan Parton et al. ( 2001 ).
Laju produksi N 2 O (N 2 O DN ) dari denitrifikasi ditentukan oleh laju denitrifikasi (N deni ) dan k dn , fraksi N denitrifikasi yang hilang sebagai fluks N 2 O (Persamaan 6 ). N deni merepresentasikan laju denitrifikasi (Persamaan 7 ), yang menghubungkan fluks gas nitrogen dengan respirasi tanah (CO 2 ) dan tingkat nitrat (NO 3 ), f no3k dan f co2k adalah koefisien terkait, dan efek suhu tanah ( f tdn ), kelembapan ( f mdn ), dan pH ( f phdn ). Fungsi-fungsi ini diturunkan dari Del Grosso et al. ( 2000 ), Hénault et al. ( 2005 ), dan Wagena et al. ( 2017 ). k dn dihitung berdasarkan perbandingan N 2 terhadap jumlah N 2 dan N 2 O (N 2 /(N 2 +N 2 O), r n2 ) hasil denitrifikasi (Persamaan 8 ), yang dipengaruhi oleh kelembaban tanah ( f m ), pH (
) dan tingkat elektron ( f nc , Persamaan 9 ). Fungsi pH untuk rasio N 2 /N 2 O (
) diturunkan dari model SWAT (Wagena et al., 2017 ) (Persamaan 10 ). Efek donor elektron terhadap substrat ( f nc , Persamaan 11 ) dan fungsi air terhadap rasio N 2 ( f m , Persamaan 12 ) diturunkan dari Del Grosso et al. ( 2000 ), di mana k gc merupakan representasi koefisien difusivitas gas tanah, dihitung sebagai fungsi porositas dan kapasitas lapangan; NO 3 /CO 2 merupakan representasi rasio NO 3 terhadap respirasi CO 2 heterotrofik ; wfps merupakan representasi ruang pori yang terisi air.
Untuk menilai dampak pencairan permafrost pada mineralisasi N, kami memperhitungkan masukan nitrogen dan karbon tambahan karena perubahan kedalaman pencairan permafrost. Kedalaman pencairan dihitung setiap bulan. Kedalaman pencairan setiap bulan untuk tahun berjalan dibandingkan dengan kedalaman pencairan maksimum dari tahun-tahun sebelumnya, dimulai dari tahun 1969, yang selalu mencapai puncaknya selama musim panas. Jika kedalaman pencairan pada bulan berjalan melebihi kedalaman pencairan maksimum sebelumnya, perbedaan kedalaman pencairan dianggap sebagai perubahan kedalaman pencairan, dan total N dan C organik antara dua kedalaman ditambahkan ke kumpulan siklus C dan N tanah. Sebaliknya, jika kedalaman pencairan pada bulan berjalan kurang dari maksimum sebelumnya, karbon dan nitrogen dalam lapisan yang sebelumnya dicairkan digunakan. Kami mendasarkan perhitungan kedalaman pencairan pada model termal tanah, yang diuji secara efektif terhadap pengamatan. Informasi terperinci didokumentasikan dengan baik dalam Liu et al. ( 2022 ) dan Zhuang et al. ( 2001 ). Kami menggunakan dataset karbon dan nitrogen tanah permafrost utara terkini yang eksplisit secara spasial (Palmtag et al., 2022 ), yang menyediakan distribusi vertikal dan horizontal stok karbon organik dan nitrogen total pada kedalaman 0–30 cm, 30–50 cm, 50–100 cm, 100–200 cm, dan 200–300 cm pada resolusi piksel 300 m. Dataset ini diambil sampelnya kembali ke sel grid 0,5° × 0,5° untuk masukan model. Kedalaman tanah maksimum ditetapkan menjadi 13 m (Tao et al., 2019 ; Liu et al., 2022 ). Untuk kedalaman di atas 300 cm, kami berasumsi bahwa stok karbon dan nitrogen mengikuti distribusi di lapisan 200–300 cm. Berdasarkan rasio nitrogen mineral terhadap nitrogen total yang dilaporkan oleh Marushchak et al. ( 2021 ) dan Beermann et al. ( 2017 ), kami memperkirakan bahwa 98% dari total nitrogen adalah organik, yang ditambahkan ke kumpulan nitrogen organik tanah untuk mineralisasi. Kami selanjutnya berasumsi bahwa 1,8% dari total nitrogen adalah NH 4 + dan 0,2% adalah NO 3 − , mengingat konsentrasi NH 4 + yang jauh lebih tinggi di permafrost daripada NO 3 − (Hansen & Elberling, 2023 ; Marushchak et al., 2021 ) dan mengalokasikan proporsi ini ke kumpulan NH 4 + dan NO 3 − tanah .
2.2 Kalibrasi dan Validasi Model
Kami menggunakan 520 pengamatan di 47 lokasi ekosistem alami dari lintang tinggi utara dalam studi ini. Pengamatan diperoleh melalui permintaan dari penulis atau didigitalkan dari gambar dalam publikasi yang dikutip. Untuk memfasilitasi perbandingan yang bermakna, semua pengamatan ini digabungkan menjadi data emisi bulanan. Pengukuran fluks N 2 O yang diambil selama 5 bulan atau lebih dipilih untuk kalibrasi model, sementara pengukuran dari kampanye yang lebih pendek digunakan untuk validasi model. Kami melakukan kalibrasi model menggunakan 338 (dari 520) pengamatan dari 24 lokasi di lintang tinggi utara, termasuk 6 lokasi tundra basah (WT)/lahan gambut, 6 lokasi tundra alpen/tundra kering, dan 12 lokasi hutan boreal (Tabel S1 dalam Informasi Pendukung S1 , Gambar 2 ). Validasi model dilakukan dengan sisa 182 dari 520 pengamatan dari lokasi atau periode waktu yang berbeda, termasuk 10 lokasi tundra Alpen/tundra kering, 7 lokasi WT/lahan gambut, dan 6 lokasi hutan boreal – (Tabel S1 dalam Informasi Pendukung S1 , Gambar 2 ).
Data kepadatan tanah dan pH diperoleh dari publikasi yang sama atau publikasi relevan yang terkait dengan lokasi yang sama, atau dari peta kepadatan massa tanah global (GLOBAL SOIL DATA TASK, 2000 ) dan Global Database of Soil Properties (Carter & Scholes, 2000 ). Data meteorologi yang digunakan sebagai model pemaksaan, termasuk suhu udara bulanan, tekanan uap air, presipitasi, dan kekeruhan, dikumpulkan dari literatur atau Climate Research Unit (CRU TS v. 4.05) (Harris et al., 2020 ).
Kami menggunakan PEST (V17.2 untuk Linux) untuk kalibrasi ( https://pesthomepage.org/ ) parameter nitrifikasi dan denitrifikasi optimal untuk tipe ekosistem alami utama di wilayah tersebut (Tabel 1 ). Kalibrasi untuk setiap lokasi dilakukan secara individual dan setiap lokasi diberi bobot yang sama. Parameter diperoleh melalui metode optimasi iteratif berdasarkan algoritma pencarian gradien Gauss-Marquardt-Levenberg (GML), di mana parameter disesuaikan untuk meminimalkan jumlah residu tertimbang kuadrat antara emisi N 2 O yang disimulasikan dan diamati di setiap lokasi. Beberapa pengamatan diukur setiap jam dan mencakup kejadian emisi tinggi sporadis yang tidak berkelanjutan selama sebulan penuh. Oleh karena itu, menggabungkan pengukuran setiap jam ini menjadi data bulanan dapat memperkirakan emisi bulanan secara lebih tinggi. Kami menetapkan bobot yang lebih rendah pada kejadian emisi tinggi ini dalam proses kalibrasi untuk meminimalkan hal ini tetapi tetap menampilkan data pengamatan mentah sebagai perbandingan (Gambar 3a ).
Tabel 1. Statistik Nilai Parameter Terkalibrasi pada Proses Emisi N 2 O yang Digunakan dalam Studi Ini, Termasuk Mean ± Standard Error, Median, dan Kuartil Q1- Q3
| k 1 | k maksimal | f tidak ada3k | f co2k | tahu | ||
|---|---|---|---|---|---|---|
| Hutan Boreal | Rata-rata ± SE | 0,21 ± 0,05 | 0,22 ± 0,08 | 1,24 ± 0,1 | 0,08 ± 0,01 | 0,016 ± 0,001 |
| Rata-rata [Q1, Q3] | 0,2 [0,13, 0,31] | 0,1 [0,04, 0,26] | 1.15 [1.15, 1.15] | 0,1 [0,09, 0,1] | 0,02 [0,01, 0,02] | |
| Tundra Basah | Rata-rata ± SE | 0,13 ± 0,08 | 0,003 ± 0,002 | 0,6 ± 0,23 | 0,067 ± 0,02 | 0,007 ± 0,004 |
| Rata-rata [Q1, Q3] | 0,06 [0,00001, 0,16] | 0,00001 [0,00001, 0,0009] | 0,56 [ 0,14, 0,95] | 0,1 [0,03, 0,1] | 0,0007 [0,0006, 0,015] | |
| Tundra Alpen | Rata-rata ± SE | 0,24 ± 0,07 | 0,13 ± 0,07 | 0,93 ± 0,15 | 0,08 ± 0,017 | 0,012 ± 0,004 |
| Rata-rata [Q1, Q3] | 0,22 [0,18, 0,29] | 0,1 [0,03, 0,11] | 1.15 [0.64, 1.15] | 0,1 [0,1, 0,1] | 0,016 [0,004, 0,02] |
Nilai rata-rata diterapkan pada skenario dasar, pencairan permafrost, dan deposisi. Nilai rata-rata ± SE digunakan untuk mengukur ketidakpastian model (batas bawah dan atas). Definisi parameter terperinci dan metodologi kalibrasi disediakan dalam deskripsi Model 2.3.
2.3 Ekstrapolasi Regional
Untuk memperoleh estimasi eksplisit spasiotemporal emisi N 2 O pada skala regional, kami menggunakan data tutupan lahan, tanah, dan iklim dari berbagai sumber pada resolusi spasial 0,5° × 0,5° untuk menggerakkan TEM. Kami menggunakan data pemaksaan iklim bulanan termasuk yang berasal dari data CRU TS v. 4.05 (Harris et al., 2020 ) selama 1969–2019. Data tentang kepadatan tanah dan pH diperoleh dari peta densitas massal tanah global (GLOBAL SOIL DATA TASK, 2000 ) dan Global Database of Soil Properties (Carter & Scholes, 2000 ). Wilayah permafrost dengan cakupan lebih besar dari 0%, seperti yang diperkirakan oleh Obu ( 2021 ), dan dataset distribusi horizontal dan vertikal karbon dan nitrogen tanah wilayah permafrost utara dari Palmtag et al. ( 2022 ) digunakan. Data ini diambil sampelnya kembali ke resolusi 0,5° × 0,5° untuk simulasi di bawah skenario pencairan permafrost. Efek deposisi N disimulasikan selama 1984–2016. Data deposisi N regional dari 1984 hingga 1986, 1994 hingga 1996, 2004 hingga 2006, dan 2014 hingga 2016 bersumber dari hasil model yang di-grid ulang dari GEOS-Chem (Ackerman et al., 2018 ), dengan celah antara tahun-tahun yang dimodelkan diisi dengan nilai rata-rata antara dua periode waktu yang berdekatan. Kami berasumsi bahwa setengah dari deposisi N anorganik adalah NH 4 + . Kami menggunakan data iklim tahun pertama untuk spin-up model setidaknya selama 50 tahun untuk mencapai kondisi stabil untuk variabel status dan fluks untuk setiap sel grid. Ekstrapolasi regional dilakukan di bawah tiga skenario: dasar, pencairan permafrost, dan deposisi. Dalam skenario dasar, nilai parameter ditetapkan pada nilai rata-rata, nilai rata-rata + SE, nilai rata-rata—SE, median, Q1, dan Q3. Karena simulasi yang menggunakan nilai rata-rata dan median sangat selaras sepanjang periode (Gambar S1 dalam Informasi Pendukung S1 ), hanya nilai rata-rata yang digunakan dalam skenario pencairan dan pengendapan lapisan tanah beku permanen.
2.4 Analisis Ketidakpastian dan Sensitivitas Model
Semua parameter yang dikalibrasi dalam penelitian ini (Tabel 1 , Persamaan 4-7 ) berkorelasi positif dengan nitrifikasi, denitrifikasi, dan emisi N 2 O. Oleh karena itu, batas bawah dan atas nilai parameter (rata-rata—SE dan rata-rata + SE) akan menghasilkan estimasi minimum dan maksimum fluks N 2 O. Perbedaan antara estimasi maksimum dan minimum digunakan sebagai rentang ketidakpastian yang didorong oleh parameter dalam nitrifikasi regional, denitrifikasi, dan emisi N 2 O.
Ketidakpastian pemaksaan dievaluasi dengan variasi emisi N 2 O, nitrifikasi, dan denitrifikasi dengan mengubah suhu ±3°C atau curah hujan ±30% dalam simulasi regional. Semua masukan meteorologi lainnya tetap konstan dari tahun 1969 hingga 2019. Nilai parameter rata-rata digunakan untuk analisis sensitivitas.
2.5 Analisis Statistik
Untuk menilai signifikansi perbedaan emisi N 2 O tahunan antara simulasi dasar dan pencairan permafrost, kami melakukan regresi linier dan uji Mann-Kendall. Analisis varians satu arah dilakukan untuk mengevaluasi perbedaan laju emisi N 2 O di antara jenis vegetasi, diikuti oleh uji perbedaan signifikan jujur Tukey untuk perbandingan post hoc. Uji t juga dilakukan untuk membandingkan simulasi dasar dengan simulasi deposisi nitrogen. Analisis statistik dilakukan menggunakan R versi 4.3.3 (Tim Inti R, 2024 ). Paket “tren” digunakan untuk uji Mann-Kendall, sedangkan paket “statistik” digunakan untuk analisis statistik umum.
3 Hasil
3.1 Produksi N 2 O Tahunan, Emisi, dan Penyerapan dari Lintang Utara yang Tinggi
Model Ekosistem Terestrial memperkirakan bahwa emisi N 2 O bersih tahunan (produksi—emisi) dari ekosistem terestrial alami di lintang tinggi utara (utara 45° LU) sedikit meningkat dari tahun 1969 hingga 2019, dengan nilai tertinggi 1,02 (0,72–1,39) Tg N yr −1 pada tahun 2011 dan nilai terendah 0,98 (0,7–1,34) Tg N yr −1 pada tahun 1995, tanpa mempertimbangkan efek pencairan lapisan es permanen (selanjutnya disebut simulasi dasar). Ketika efek pencairan permafrost disertakan (selanjutnya, disebut sebagai simulasi pencairan permafrost), emisi tertinggi terjadi pada tahun 2019 (1,05 Tg N tahun -1 ) dan terendah pada tahun 1995 (0,98 Tg N tahun -1 ) (Gambar 4a ). Di lintang utara yang tinggi, emisi N 2 O bersih dari simulasi pencairan permafrost secara signifikan lebih tinggi daripada yang berasal dari simulasi dasar ( p < 0,001) dan perbedaan antara simulasi dasar dan simulasi pencairan permafrost meningkat seiring waktu, dengan perbedaan terbesar terjadi pada tahun 1997, 2018, dan 2019 (0,03 Tg N tahun -1 , 3%).
Kalibrasi kami memberikan batas bawah dan atas parameter untuk setiap tipe ekosistem di lintang tinggi utara (Tabel 1 ). Berdasarkan nilai parameter ini, model kami memperkirakan bahwa ketidakpastian emisi N 2 O regional meningkat dari 0,7 menjadi 0,73 Tg N yr −1 (batas bawah, rata-rata set parameter—SE) dan dari 1,34 menjadi 1,4 Tg N yr −1 (batas atas, rata-rata set parameter + SE) untuk periode 1969–2019 (Gambar 4a ). Batas atas dan bawah nitrifikasi regional tahunan, denitrifikasi, dan emisi N 2 O, dibandingkan dengan simulasi dasar, dirangkum dalam Tabel 2 .
Tabel 2. Perbedaan Absolut dan Persentase Ketidakpastian Berdasarkan Parameter Emisi N 2 O Tahunan, Laju Nitrifikasi, dan Laju Denitrifikasi di Lintang Utara dan Wilayah Permafrost Dibandingkan dengan Kondisi Dasar
| Tingkat nitrifikasi | Tingkat denitrifikasi | Emisi N 2 O | |||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| (Tg) | (%) | (Tg) | (%) | (Tg) | (%) | ||
| Lintang utara yang tinggi | Batas atas | 3,37 ± 0,11 | 7,93 ± 0,33 | 0,47 ± 0,01 | 18,27 ± 0,42 | 0,37 ± 0,003 | 36,57 ± 0,26 |
| Batas bawah | -5,25 ± 0,08 | -12,5 ± 0,13 | -0,37 ± 0,01 | -14,02 ± 0,57 | -0,29 ± 0,01 | -28,81 ± 0,42 | |
| Wilayah permafrost | Batas atas | 2,29 ± 0,03 | 17,32 ± 0,31 | 0,3 ± 0,01 | 41,61 ± 0,55 | 0,21 ± 0,002 | 54,98 ± 0,38 |
| Batas bawah | -2,72 ± 0,05 | -20,55 ± 0,16 | -0,25 ± 0,01 | -35,2 ± 0,62 | -0,18 ± 0,002 | -46,28 ± 0,3 | |
Total produksi N 2 O yang diperkirakan menunjukkan sedikit peningkatan dari tahun 1969 hingga 2019. Dalam skenario dasar, nilai terendah teramati pada tahun 1995 (1,12 Tg N yr −1 ), sedangkan nilai tertinggi teramati pada tahun 2015 (1,15 Tg N yr −1 ). Ketika memperhitungkan pencairan lapisan tanah beku permanen, nilai puncaknya mencapai 1,18 Tg N yr −1 pada tahun 2019.
Total serapan N 2 O di lintang tinggi utara sedikit menurun baik dalam simulasi pencairan dasar maupun permafrost, tetapi dengan variasi kecil dari tahun ke tahun sebesar 0,12 Tg N yr −1 dalam simulasi pencairan dasar dan permafrost (Gambar S2B dalam Informasi Pendukung S1 ). Batas atas adalah 0,15 Tg N yr −1 dan batas bawah adalah 0,1 Tg N yr −1 . Serapan N 2 O mencakup 10,3%–11,1% dari total produksi dan 11,7%–12,6% dari total emisi dalam simulasi dasar, 10%–11% dari total produksi dan 11,3%–12,5% dari total emisi dalam simulasi pencairan permafrost.
3.2 Produksi dan Emisi N 2 O Tahunan di Wilayah Permafrost dan Non-Permafrost
Kami memperkirakan luas wilayah permafrost adalah 19,95 × 106 km 2 di wilayah ini berdasarkan Obu ( 2021 ) dan Palmtag et al. ( 2022 ). Emisi N 2 O netto dari wilayah ini berkisar antara 0,37 (0,2–0,57) hingga 0,39 (0,21–0,6) Tg N yr −1 dari tahun 1969 hingga 2019 dalam simulasi dasar. Di bawah pencairan permafrost, emisi N 2 O netto berkisar antara 0,37 hingga 0,41 Tg N yr −1 (Gambar 4b ). Di wilayah permafrost, emisi N 2 O netto dari simulasi pencairan permafrost secara signifikan lebih tinggi daripada yang berasal dari simulasi dasar ( p < 0,001) dan perbedaan total emisi N 2 O antara skenario pencairan permafrost dasar dan meningkat seiring waktu, mencapai perbedaan maksimum lebih dari 0,02 Tg N yr −1 (lebih dari 5%) pada tahun 1997 dan dari tahun 2015 hingga 2019. Di wilayah non-permafrost, total emisi N 2 O tetap lebih stabil seiring waktu, berkisar antara 0,61 hingga 0,64 Tg N yr −1 di seluruh simulasi pencairan permafrost dasar dan (Gambar S3 dalam Informasi Pendukung S1 ). Mirip dengan emisi N 2 O bersih tahunan ( produksi N 2 O—penyerapan N 2 O), produksi N 2 O dari wilayah permafrost secara umum meningkat dari 1969 hingga 2019 (Gambar 7d ), dengan nilai tertinggi 0,46 Tg N yr −1 pada 2019 dan nilai terendah 0,44 Tg N yr −1 pada 1986 dalam simulasi dasar, dan tertinggi pada 2019 (0,48 Tg N yr −1 ) dan terendah pada 1986 (0,44 Tg N yr −1 ) dalam simulasi pencairan permafrost. Perbedaan produksi N 2 O di wilayah permafrost antara simulasi dasar dan simulasi pencairan permafrost meningkat dari 1969 hingga 2019, dengan perbedaan terbesar pada 2015–2019 (>5%).
Di wilayah permafrost, rata-rata emisi N 2 O tahunan dalam simulasi kami dari hutan boreal, tundra kering, dan WT berbeda secara signifikan satu sama lain ( P < 0,001). Dalam kondisi pencairan permafrost, ekosistem tundra memiliki emisi N 2 O yang lebih tinggi daripada hutan boreal di wilayah ini (Tabel 3 , Gambar S4 dalam Informasi Pendukung S1 ).
Tabel 3. Simulasi Emisi N 2 O Tahunan di Seluruh Jaringan Hutan Boreal, Tundra Kering, dan Tundra Basah di Wilayah Permafrost dengan Skenario Pencairan dari Tahun 1969 hingga 2019
| Hutan boreal (mg N m −2 thn −1 ) | Tundra kering (mg N m −2 thn −1 ) | Tundra basah (mg N m −2 thn −1 ) | |
|---|---|---|---|
| Rata-rata [Q1, Q3] | 12.17 [8.21, 14.9] | 18.86 [10.34, 20.46] | 15.21 [5.17, 24.33] |
| Rata-rata ± SD | 11,44 ± 6,29 | 19,92 ± 18,98 | 15,93 ± 16,17 |
3.3 Variabilitas Spasial Emisi N 2 O
Untuk setiap simulasi dasar dan simulasi pencairan permafrost, dua irisan waktu 5 tahun (1969–1973 dan 2015 hingga 2019) diambil untuk analisis pola spasial. Secara spasial, dalam simulasi dasar, emisi N 2 O berkisar dari −12,47 hingga 555,25 mg N m −2 thn −1 pada tahun 1969–1973 dan dari −12,34 hingga 555,35 mg N m −2 thn −1 pada tahun 2015–2019. Ekosistem dengan serapan bersih N 2 O (emisi bersih <0,0) sebagian besar tersebar di wilayah lintang yang lebih tinggi (>65° LU), sementara titik panas untuk sumber N 2 O bersih terkonsentrasi di wilayah lintang yang lebih rendah (<65° LU) (Gambar 5a dan 5b ). Pola spasial keseluruhan emisi N 2 O netto tetap relatif stabil dari tahun 1969 hingga 2019 (Gambar 5a dan 5b ). Namun, selama periode ini, perubahan bervariasi menurut garis lintang. Kisi-kisi garis lintang yang lebih tinggi umumnya menunjukkan peningkatan emisi, sementara wilayah garis lintang yang lebih rendah di wilayah ini menunjukkan sedikit penurunan (Gambar 5g ). Luas wilayah serapan netto N 2 O berkurang dari 3,29% menjadi 2,58% di atas ekosistem darat alami di wilayah tersebut.
Dengan mempertimbangkan efek pencairan lapisan tanah beku permanen, simulasi emisi N 2 O berkisar dari −12,47 hingga 554,25 mg N m −2 thn −1 pada tahun 1969–1973 dan dari −10,59 hingga 946,69 mg N m −2 thn −1 pada tahun 2015–2019. Mirip dengan simulasi dasar, pola spasial umum tidak memiliki perubahan yang jelas dari tahun 1969 hingga 2019 (Gambar 5a dan 5c ). Namun, dibandingkan dengan simulasi dasar, ada banyak area yang mengalami peningkatan emisi dari tahun 1969 hingga 2019, khususnya di lintang yang lebih tinggi (Gambar 5e dan 5h ), dengan cakupan lapisan tanah beku permanen lebih dari 90% di Obu ( 2021 ). Proporsi sel grid yang bertindak sebagai penyerap bersih N 2 O menurun dari 3,29% menjadi 2,38%.
Meskipun total emisi N 2 O dari lintang utara yang tinggi, termasuk wilayah permafrost, hanya meningkat sedikit dibandingkan dengan simulasi dasar, variasi spasial emisi cukup besar, berkisar dari 0 hingga 925 mg N m −2 thn −1 . Beberapa grid menunjukkan perubahan lebih besar dari 10 mg N m −2 thn −1 dan lebih dari 100% dibandingkan dengan simulasi dasar pada tahun 2015–2019 (Gambar 5f dan 5i ). Peningkatan emisi N 2 O rata-rata dibandingkan dengan simulasi dasar adalah 3,35 mg N m −2 thn −1 , dengan median 0,97 mg N m −2 thn −1 . Secara keseluruhan, pencairan permafrost secara signifikan meningkatkan emisi N 2 O regional.
3.4 Sensitivitas Model
Analisis sensitivitas model menunjukkan bahwa emisi N 2 O sangat sensitif terhadap perubahan suhu (±3°C) tetapi kurang sensitif terhadap perubahan presipitasi (±30%). Secara umum, tingkat suhu dan presipitasi yang lebih tinggi meningkatkan emisi N 2 O di wilayah tersebut, sementara suhu dan presipitasi yang lebih rendah menghambat emisi. Laju nitrifikasi regional meningkat sebesar 8,5%, sementara denitrifikasi meningkat sebesar 23% pada peningkatan suhu 3°C, yang menyebabkan peningkatan emisi N 2 O sebesar 21% (Tabel 4 ). Sebaliknya, penurunan suhu sebesar 3°C mengakibatkan penurunan emisi N 2 O dan laju nitrifikasi dalam besaran yang sama, tetapi denitrifikasi cenderung menurun lebih banyak. Total laju nitrifikasi dan denitrifikasi di lintang tinggi utara menunjukkan sensitivitas yang lebih kecil terhadap presipitasi. Perubahan presipitasi sebesar 30% tidak menyebabkan perubahan dramatis baik dalam laju nitrifikasi maupun laju denitrifikasi; dengan demikian, emisi N 2 O bersih regional. Hal ini terutama disebabkan oleh metode kami yang secara merata menetapkan data presipitasi bulanan untuk setiap hari dalam bulan tersebut; presipitasi harian yang rendah tidak menghasilkan perubahan substansial dalam kelembaban tanah harian meskipun ada variasi 30% dalam presipitasi bulanan. Akibatnya, baik laju nitrifikasi maupun denitrifikasi tidak mengalami pergeseran substansial. Namun, lokasi yang berbeda menunjukkan respons yang bervariasi. Secara spasial, ada berbagai respons terhadap perubahan presipitasi dalam laju nitrifikasi dan denitrifikasi (Gambar S8, S9 dalam Informasi Pendukung S1 ). Nitrifikasi menunjukkan respons optimal non-linier terhadap kelembaban tanah; dengan demikian, perbedaan kelembaban tanah di wilayah tersebut menghasilkan perbedaan substansial dalam laju nitrifikasi di bawah kondisi presipitasi yang lebih tinggi (+30%) dan lebih rendah (–30%) dibandingkan dengan kondisi kelembaban tanah awal. Selain pengaruh presipitasi pada kelembaban tanah, laju denitrifikasi juga dipengaruhi oleh laju nitrifikasi karena nitrifikasi menyediakan substrat NO 3 − untuk denitrifikasi; Dengan demikian, bahkan ketika kondisi kelembapan tanah menjadi lebih mendukung terjadinya denitrifikasi, laju denitrifikasi mungkin tidak mengalami peningkatan yang signifikan, yang menyebabkan variasi laju denitrifikasi pada sel-sel grid yang berbeda di wilayah tersebut.
Tabel 4. Sensitivitas Emisi N 2 O Tahunan, Laju Nitrifikasi, dan Laju Denitrifikasi terhadap Perubahan Suhu dan Curah Hujan di Lintang Utara antara Tahun 1969 dan 2019, Relatif terhadap Simulasi Dasar
| Suhu +3°C | Suhu -3°C | Curah hujan +30% | Curah hujan −30% | |
|---|---|---|---|---|
| Emisi N 2 O (%) | 20,6 ± 0,53 | -19,6 ± 0,44 | 3,4 ± 0,49 | -2,3 ± 0,7 |
| Tingkat nitrifikasi (%) | 8,5 ± 0,34 | -16,0 ± 0,27 | 0,3 ± 0,2 | -1,6 ± 0,28 |
| Tingkat denitrifikasi (%) | 23,8 ± 0,69 | -21,3 ± 0,48 | 1,6 ± 0,54 | 0,2 ± 0,63 |
4 Diskusi
4.1 Perbandingan dengan Penelitian Lain
Emisi N 2 O global dari sumber alami diperkirakan berkisar antara 8 hingga 12,5 Tg N yr −1 dalam beberapa dekade terakhir (Syakila dan Kroeze., 2011; Bouwman et al., 2013 ; Yu & Zhuang, 2019 ; Tian et al., 2020 ), sementara estimasi spesifik untuk emisi N 2 O neto dari lintang tinggi utara sejauh ini belum ada. Dari studi tingkat lokasi, median dan Q1, Q3 emisi N 2 O musim tanam berkisar antara 19 hingga 60 [-9, 481] μg N 2 O-N m −2 day −1 di semua lanskap permafrost bervegetasi termasuk lahan gambut, dataran tinggi, lahan basah (Voigt et al., 2020 ), yang sejalan dengan kisaran simulasi kami. Analisis pemodelan untuk Arktik tinggi menunjukkan peningkatan emisi N 2 O setelah pencairan lapisan es dengan nilai rata-rata 2 mg N m −2 yr −1 (Lacroix et al., 2022 ), konsisten dengan simulasi kami.
Voigt et al. ( 2020 ) memperkirakan bahwa anggaran N 2 O tahunan wilayah belahan bumi utara (17,8 × 106 km 2 ) adalah 0,07–0,51 (rata-rata median) Tg N yr −1 selama musim tanam 100 hari, dan 0,14 hingga 1,03 (rata-rata median) Tg N yr −1 dengan peningkatan skala dari studi fluks eksperimental pada musim tanam. Dalam studi baru (Hugelius et al., 2024 ), pendekatan bottom-up dan top-down menunjukkan bahwa estimasi N 2 O dari 18,42 × 106 km 2 wilayah permafrost utara adalah 0,7 (0,1, 1,3) dan 0,09 (−0,19, 0,37) Tg N yr −1 , berturut-turut. ( 2024 ) memproyeksikan bahwa emisi N 2 O dari wilayah permafrost utara (18,5 × 106 km 2 ) berkisar antara 0,07–1,3 Tg N yr −1 . Untuk area yang sama, emisi N 2 O yang disimulasikan dari Voigt et al. ( 2020 ), Hugelius et al. ( 2024 ) dan Ramage et al. ( 2024 ) adalah 0,16–1,15 (median-rata-rata) Tg N yr −1 , 0,11 hingga 1,41 (bawah ke atas) dan −0,21 hingga 0,4 Tg N yr −1 (atas ke bawah), 0,08 hingga 1,4 Tg N yr −1 , masing-masing. Perkiraan emisi N 2 O dari wilayah permafrost berada dalam kisaran ini (Gambar 4b ).
Dalam simulasi kami, serapan N 2 O terutama terjadi selama musim dingin, ketika tanah menunjukkan produksi N 2 O terendah , dengan laju serapan maksimum mencapai 0,05 mg N m −2 hari −1 . Di antara studi observasional yang telah kami periksa, tujuh studi, termasuk yang dilakukan oleh Butterbach-Bahl et al., Dinsmore et al. ( 2017 ), Glatzel dan Stahr. (2001), Lohila et al. ( 2010 ), Jørgensen dan Elberling ( 2012 ), Cantarel et al. ( 2011 ), dan Drewer et al. ( 2010 ), melaporkan fluks N 2 O negatif di musim dingin. Laju serapan N 2 O musim dingin yang diamati di seluruh studi ini berkisar dari 0,014 hingga 0,36 mg N m −2 hari −1 . ( 2020 ) melaporkan bahwa serapan N 2 O di tanah hutan boreal dapat mencapai hingga 0,4 mg N m −2 hari −1 . Serapan tertinggi terjadi selama musim suhu rendah, yang sejalan dengan perkiraan kami. Sebuah studi sebelumnya menunjukkan bahwa potensi serapan median adalah 4 μg N m −2 jam −1 dan total konsumsi global kurang dari 0,3 Tg N tahun −1 (Schlesinger, 2013 ). Penyerapan yang diproyeksikan adalah sekitar 5% dari fluks N 2 O bersih global saat ini yang diperkirakan dari tanah ke atmosfer (Schlesinger, 2013 ), yang lebih rendah dari perkiraan kami di lintang tinggi utara.
Analisis isotop stabil telah mengindikasikan bahwa pada tanah dengan ruang pori terisi air sebesar 50%–55%, nitrifikasi merupakan proses dominan (>80%) yang berkontribusi terhadap emisi N2O ( Ma et al., 2007 ). Sebaliknya, pada tanah dengan ruang pori terisi air berkisar antara 60% hingga 70%, emisi N2O yang tinggi terkait dengan denitrifikasi (Gil et al., 2017 ; Marushchak et al., 2011 ; Voigt et al., 2020 ). Simulasi kami menunjukkan bahwa nitrifikasi lebih tersebar luas daripada denitrifikasi di lintang tinggi utara. Namun, denitrifikasi tetap menjadi sumber utama emisi N2O di seluruh lintang tinggi utara (Gambar 6g dan 6h ).
4.2 Peran Pencairan Permafrost
Pencairan lapisan tanah beku permanen melepaskan lebih banyak N organik tanah untuk mineralisasi serta N anorganik untuk nitrifikasi dan denitrifikasi. Akibatnya, peningkatan jumlah ketersediaan N anorganik menghasilkan tingkat nitrifikasi dan denitrifikasi yang lebih tinggi (Gambar 6a , 6b , 6c ).
Dalam simulasi pencairan dasar dan permafrost, laju nitrifikasi regional, laju denitrifikasi, produksi N 2 O yang dihasilkan dari nitrifikasi, dan produksi N 2 O yang dihasilkan dari denitrifikasi menunjukkan tren naik dari tahun 1969 hingga 2019 (Gambar 6e , 6f , 6g , 6h ). Produksi N 2 O yang lebih tinggi dari nitrifikasi dan denitrifikasi berkontribusi pada peningkatan keseluruhan dalam produksi N 2 O total. Denyut dalam denitrifikasi, produksi N 2 O, dan emisi N 2 O bersih dikaitkan dengan denyut masukan nitrogen tinggi yang didorong oleh peningkatan kedalaman pencairan permafrost yang luas (Gambar 6a dan 6b ).
Rata-rata kedalaman pencairan permafrost maksimum di wilayah permafrost lintang tinggi utara meningkat sebesar 0,5 m dalam simulasi kami (Gambar S5B dalam Informasi Pendukung S1 ), yang berarti bahwa nitrogen organik dan karbon yang tersimpan dalam lapisan yang dicairkan setebal 0,5 m tersedia untuk dekomposisi. Suhu rata-rata di wilayah permafrost lintang tinggi utara meningkat dari -8,8°C menjadi -6,4°C selama 1969–2019 menurut CRU Ts v. 4.05. Peningkatan kedalaman pencairan dari 1969 hingga 2019 kecil dalam simulasi saat ini. Namun, wilayah Arktik diprediksi akan menghangat hingga 3–7°C dan permafrost 3 m teratas diperkirakan akan terdegradasi (Schuur dan Abbott., 2011) untuk area 47%–61% pada tahun 2100 di bawah skenario pemanasan tinggi, yang kemungkinan akan secara signifikan mengintensifkan emisi N 2 O dari wilayah tersebut.
4.3 Peran Deposisi N dalam Emisi N 2 O Regional
Dalam pengamatan lapangan, deposisi nitrogen telah terbukti menyebabkan peningkatan substansial dalam emisi N 2 O hingga 95% di padang rumput Alpen kering (Yan et al., 2018 ), padang rumput (Du et al., 2021 ), dan hutan boreal dan temporal (Deng et al., 2020 ). Dalam simulasi kami, dampak deposisi N pada emisi N 2 O bervariasi secara spasial tergantung pada kandungan N awal dan jumlah deposisi N.
Simulasi kami menunjukkan bahwa pengendapan nitrogen dari atmosfer menyebabkan peningkatan signifikan (37,2 ± 2,9%, p < 0,001) dalam total emisi N 2 O dibandingkan dengan simulasi tanpa pengendapan N (Gambar 7 ). Dengan pengendapan N dari atmosfer, meskipun distribusi spasial serapan N 2 O bersih dan sumbernya tetap sama, ada lebih banyak sel grid di lintang rendah (<60°) yang memiliki emisi N 2 O tinggi (>100 mg N m −2 yr −1 , Gambar 8 ), umumnya mengikuti pola spasial pengendapan nitrogen (Ackerman et al., 2018 ). Emisi N 2 O dari grid di lintang lebih tinggi menunjukkan sedikit peningkatan dalam nilai absolut (<10 mg N m −2 yr −1 ), tetapi dengan peningkatan lebih dari 50% dibandingkan dengan simulasi tanpa pengendapan nitrogen (Gambar 8c dan 8d ). Hal ini terutama karena daerah-daerah tersebut, yang sebelumnya terbatas nitrogen, sekarang mendapat manfaat dari meningkatnya ketersediaan nitrogen.
Dampak pengendapan N lebih besar daripada dampak pencairan lapisan tanah beku, terutama karena masukan N dari pengendapan N (>10 Tg N yr −1 , Gambar 7 ) jauh lebih besar daripada total masukan Nitrogen dari pencairan lapisan tanah beku di wilayah ini (<0,1 Tg N yr −1 , Gambar 6b ).
4.4 Keterbatasan dan Studi Masa Depan
Studi ini tunduk pada beberapa batasan yang memerlukan pertimbangan. Pertama-tama, kalibrasi dan validasi saat ini bergantung pada kumpulan data observasi dengan cakupan spasiotemporal terbatas, khususnya terlihat di wilayah permafrost Arktik. Sementara tren emisi absolut tetap dibatasi secara statistik oleh batasan observasi saat ini, karakterisasi ketidakpastian estimasi kami menetapkan prioritas penting untuk kebutuhan perluasan jaringan observasi di area ini untuk lebih baik mengatasi variabilitas pendorong kritis (misalnya, kelembaban tanah, suhu, dan ketersediaan nitrogen) yang mengatur emisi N 2 O dan memajukan pemahaman mekanistik kita tentang pendorong lingkungan heterogen yang memodulasi fluks N 2 O di seluruh domain permafrost utara. Perbaikan tersebut tidak hanya akan menyempurnakan akurasi parameter dan mengurangi ketidakpastian dalam estimasi saat ini, tetapi juga secara signifikan meningkatkan representasi proses dalam model biogeokimia, dengan demikian memperkuat kemampuan prediktif dalam berbagai skenario perubahan iklim.
Kedua, serapan N 2 O dihitung berdasarkan konsentrasi N 2 O yang konstan di atmosfer dan proses fisik difusi dalam model saat ini. Namun, tanah yang melepaskan N 2 O meningkat, yang mengarah ke konsentrasi N 2 O yang lebih tinggi di atmosfer, akibatnya, meningkatkan serapan N 2 O dari atmosfer. N 2 O dikonsumsi melalui beberapa reaksi nitrifikasi (Wrage et al., 2004 ), dan dalam kondisi anaerobik, denitrifikasi yang tidak lengkap menghasilkan N 2 O, sedangkan langkah terminal denitrifikasi (yaitu, reduksi N 2 O menjadi N 2 dengan tidak adanya gen nos Z) mengkonsumsi N 2 O (Shan et al., 2021 ; Wen et al., 2016 ). Selain itu, dalam profil tanah dan pori-pori tanah yang terisi udara, N 2 O dapat direduksi lebih lanjut menjadi N 2 selama pengangkutannya ke permukaan tanah (Chapuis-Lardy et al., 2007 ; Wen et al., 2016 ; Yang & Silver, 2016 ). Kami memperkirakan peningkatan penyerapan N 2 O dengan mempertimbangkan proses-proses ini dalam pemodelan kami di masa mendatang.
Ketiga, emisi N 2 O yang tinggi selama pencairan musim semi dan pembekuan musim gugur telah diamati. Tiga studi yang digunakan untuk kalibrasi dan validasi model melaporkan emisi “musim bahu” ini (Heinzle et al., 2023 ; Jørgensen & Elberling, 2012 ; Merbold et al., 2013 ). Pola emisi bahu yang lebih tinggi juga disimulasikan di tundra Arktik oleh Lacroix et al. ( 2022 ). Dua sumber telah diusulkan untuk berkontribusi pada peningkatan emisi N 2 O saat pencairan permafrost, termasuk siklus beku-cair musiman yang secara fisik melepaskan N 2 O yang diproduksi sepanjang musim dingin dan terperangkap di bawah lapisan permukaan beku dan emisi N 2 O yang baru diproduksi. Sementara studi awal menunjukkan bahwa pelepasan fisik N 2 O yang terakumulasi dari lapisan tanah bawah permukaan adalah mekanisme utama yang berkontribusi pada emisi pencairan musim semi (Risk et al., 2013 ), sebagian besar studi saat ini mendukung N 2 O yang baru diproduksi karena mikroorganisme tetap aktif selama kedua periode (Risk et al., 2013 ; Röver et al., 1998 ; Teepe, Brumme, et al., 2004 ) karena waktu dan jumlah pelepasan N 2 O selama pencairan tidak sesuai dengan jumlah N 2 O yang terperangkap dalam tanah (Furon et al., 2008 ; Wagner-Riddle et al., 2008 ). Emisi “musim bahu” ini belum dimodelkan dengan baik sebagaimana yang dipersyaratkan model mengingat dinamika salju dan model fisik tanah perlu digerakkan dengan data harian untuk menangkap dinamika skala temporal yang lebih halus ini. Langkah waktu dalam model saat ini tidak cukup halus untuk memperhitungkan proses beku-cair ini. Dalam pemodelan saat ini, emisi N 2 O terutama terjadi pada musim tanam, dengan emisi N 2 O pada musim dingin dapat diabaikan. Hal ini dapat menyebabkan perkiraan yang terlalu rendah terhadap emisi N 2 O tahunan.
Keempat, sementara model kami mensimulasikan mineralisasi dan denitrifikasi nitrogen dengan memperhitungkan ketersediaan nitrogen tanah dan faktor lingkungan, studi terkini juga menunjukkan bahwa rasio karbon terhadap nitrogen (C/N) tanah dapat berperan dalam memengaruhi nitrifikasi (Bengtsson et al., 2003 ; Elrys et al., 2021 ). Rasio ini memengaruhi kelimpahan bakteri pengoksidasi amonia dan archaea (AOA) (Xiao et al., 2021 ). Hilangnya faktor kontrol stoikiometri ini dalam model kami dapat menimbulkan ketidakpastian pada estimasi kami.
Kelima, dalam simulasi kami, serapan N tanaman didasarkan pada produktivitas primer kotor dan konsentrasi N tanah. Namun, sejauh mana tanaman dapat memanfaatkan N yang baru tersedia dari pencairan lapisan tanah beku bersifat kompleks dan sering dibatasi oleh faktor-faktor seperti distribusi vertikal N dalam profil tanah, waktu pelepasan N, dan persaingan dengan tanaman dan mikroorganisme lain (Lacroix et al., 2022 ; Pedersen et al., 2020 ). Eksperimen pencairan lapisan tanah beku telah menunjukkan peningkatan yang kuat dalam panjang dan pertumbuhan akar total di lapisan aktif, dengan akar yang dalam memanjang ke lapisan lapisan tanah beku yang baru dicairkan di bawahnya (Blume-Werry et al., 2019 ). Adaptasi vegetasi Arktik ke kedalaman pencairan yang lebih dalam ini dapat membatasi ketersediaan N tanah dan mengurangi emisi N 2 O karena peningkatan penyerapan N oleh vegetasi, yang dapat membiaskan simulasi kami.
Keenam, model kami dijalankan pada resolusi 0,5° × 0,5°, yang mencakup area luas dengan heterogenitas spasial yang signifikan dalam lanskap, jenis vegetasi, serta penyimpanan karbon organik tanah (SOC) dan nitrogen total (TN), khususnya di wilayah permafrost Yedoma (Mishra et al., 2021 ; Strauss et al., 2022 ). Simulasi skala yang lebih kecil dapat membantu mengurangi ketidakpastian pelepasan N melalui gas atau jalur lainnya.
Ketujuh, pemodelan beku-cair kami memperkirakan dinamika lapisan aktif, yang digunakan untuk mengukur N organik dan anorganik tambahan untuk produksi N 2 O. Namun, kami belum secara eksplisit memodelkan dampak pencairan lapisan tanah beku pada kondisi kelembapan tanah karena kurangnya informasi kandungan es yang eksplisit secara spasial untuk wilayah tersebut. Ke depannya, kami akan merevisi komponen termal dan hidrologi tanah dari kerangka kerja pemodelan kami untuk menggabungkan air ekstra dari pencairan lapisan tanah beku dan mencairnya es tanah. Peningkatan ini akan memungkinkan kami untuk memperkirakan kelembapan tanah secara lebih akurat, pendorong penting untuk meningkatkan estimasi emisi N 2 O (Zhuang et al., 2001 , 2003 ).
Terakhir, meskipun kami telah menyertakan empat lahan gambut bervegetasi dalam proses kalibrasi dan empat lahan gambut dalam validasi, dan total estimasi emisi N 2 O kami dari wilayah permafrost selaras dengan penelitian lain, model kami tidak menyertakan modul khusus untuk simulasi emisi N 2 O lahan gambut. Voigt dkk. ( 2020 ) menunjukkan bahwa lahan gambut permafrost saat ini merupakan penghasil N 2 O tertinggi dari tanah yang terkena dampak permafrost Arktik. Lahan gambut utara diperkirakan mencakup 3,7 ± 0,5 juta km 2 dan menyimpan 10 ± 7 Pg N. Namun, lahan gambut tersebut merupakan sumber nitrogen oksida yang kecil, yang memancarkan 0,022 ± 0,005 Tg N yr −1 (Hugelius et al., 2020 ), 0,07 Tg N yr −1 (Zhao & Zhuang, 2024 ) dan 0,03 hingga 0,1 Tg N yr −1 (Martikainen et al., 1993 ), yang setara dengan kurang dari 5% dari total emisi N 2 O yang disimulasikan untuk seluruh lintang tinggi utara. Meskipun demikian, lahan gambut tersebut mewakili proporsi yang lebih besar dari wilayah permafrost di lintang tinggi utara (10%–30%). Akibatnya, tidak adanya pemodelan emisi N 2 O lahan gambut yang eksplisit tidak mungkin membuat perbedaan yang signifikan dari perkiraan kami saat ini untuk lintang tinggi utara.
5 Kesimpulan
Studi ini memajukan kuantifikasi fluks N 2 O di ekosistem lintang tinggi utara dan wilayah permafrost dengan kerangka kerja pemodelan berbasis proses yang mengintegrasikan tiga mekanisme penting: (a) meningkatkan representasi efek fisik dalam pemodelan nitrifikasi dan denitrifikasi sambil menggabungkan kehilangan nitrogen melalui emisi gas dengan persamaan empiris, (b) menghitung perubahan biogeokimia yang disebabkan oleh pencairan permafrost, dan (c) menggabungkan stok C/N permafrost terkini yang eksplisit secara spasial dan terselesaikan secara mendalam, dinamika serapan N 2 O atmosfer, dan efek deposisi nitrogen antropogenik. Temuan kami menunjukkan bahwa pertemuan pemanasan iklim dan pengayaan nitrogen telah mengubah ekosistem ini menjadi sumber N 2 O bersih yang semakin kuat selama lima dekade terakhir, dengan degradasi permafrost muncul sebagai penguat utama heterogenitas emisi regional. Walaupun peningkatan emisi yang dimodelkan sebesar 5% (lebih dari 0,02 Tg N yr −1 ) akibat pencairan lapisan es permanen mungkin tampak sederhana pada skala regional, titik panas lokal menunjukkan peningkatan lebih dari 900 mg N m −2 yr −1 , yang menggarisbawahi variabilitas spasial yang tinggi.
Ketidakpastian yang didorong oleh parameter dalam rentang emisi N 2 O dari −28,81% hingga 36,57% (−0,29 hingga 0,37 Tg N yr −1 ) untuk wilayah lintang tinggi utara dan dari −46,38% hingga 54,98% (−0,18 hingga 0,21 Tg N yr −1 ) untuk wilayah permafrost, yang menggarisbawahi perlunya studi observasional yang diperluas untuk mengurangi ketidakpastian. Pemantauan jangka panjang di luar musim tanam dan pada resolusi temporal yang lebih baik sangat penting untuk meningkatkan kalibrasi model dan mengurangi ketidakpastian. Penelitian eksperimental lebih lanjut tentang proses fungsional mikroba dan dinamika isotop nitrogen akan memberikan wawasan berharga tentang mekanisme siklus nitrogen di ekosistem lintang tinggi utara yang sensitif terhadap iklim ini. Selain itu, menggabungkan lebih banyak pengamatan lintang tinggi dan menyempurnakan dinamika termal dan hidrologi tanah dalam proses beku-cair, interaksi permafrost-tanaman-mikroorganisme akan sangat penting untuk memajukan pemahaman kita tentang fluks N 2 O di lintang tinggi utara.
