Composition de la matière organique et production de gaz à effet de serre lors de la fonte du pergélisol sous-marin dans la mer de Laptev

Nature Communications volume 13, Numéro d'article : 5057 (2022) Citer cet article

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Le pergélisol sous-marin représente un important bassin de carbone qui pourrait être ou devenir une source importante de gaz à effet de serre. La rareté des données d'observation entraîne de grandes incertitudes. Nous utilisons ici cinq carottes de pergélisol sous-marin de 21 à 56 m de long provenant de la mer de Laptev pour limiter le stockage et les sources de carbone organique (CO), l'état de dégradation et la production potentielle de gaz à effet de serre lors du dégel. La taille des grains, la luminescence stimulée optiquement et les biomarqueurs suggèrent un dépôt de limon éolien et de sable fluvial sur 160 000 ans, avec un dépôt fluvial/alluvial dominant de matière organique dérivée de la forêt et de la toundra. Nous estimons un taux de dégel annuel de 1,3 ± 0,6 kg OC m−2 dans le pergélisol sous-marin dans la région, dépassant neuf fois les taux de dégel du carbone organique pour le pergélisol terrestre. Au cours des incubations de 20 mois, la production de CH4 et de CO2 était en moyenne de 1,7 nmol et 2,4 µmol g−1 OC j−1, fournissant une base pour évaluer la contribution du pergélisol sous-marin aux flux élevés de CH4 et à la forte acidification des océans observée dans la région.

Le pergélisol sous-marin représente un réservoir de carbone organique important et potentiellement vulnérable, mais aussi l'un des compartiments les moins contraints du système cryosphère-carbone-climat. Le pergélisol sous-marin pourrait s'étendre jusqu'à 2,5 × 106 km2 sur les mers du plateau continental de l'océan Arctique1. La majorité (1,4 × 106 km2) se trouve sous le plateau arctique de Sibérie orientale (ESAS), la plus grande et la moins profonde mer de plateau continental du monde qui comprend les mers de Laptev, de Sibérie orientale et de Tchouktches russes (Fig. 1). Le pergélisol sous-marin d'aujourd'hui s'est formé au Pléistocène lorsque le niveau de la mer était plus bas et que l'ESAS faisait partie de la Béringie, une masse terrestre continue s'étendant de l'est de la Sibérie à l'ouest du Canada en passant par l'Alaska. La Béringie était en grande partie non glaciaire pendant le dernier maximum glaciaire et a accumulé d'épais dépôts de pergélisol à la fin du Pléistocène. Il s'agit notamment des dépôts du complexe de glace (ICD, également connu sous le nom de Yedoma) qui présentent une teneur élevée en glace et en carbone organique par rapport aux autres types de pergélisol minéral, mais aussi des dépôts fluviaux/alluviaux et des dépôts de thermokarst formés pendant les périodes plus chaudes2. Une partie de ce pergélisol est encore préservée sur terre; une autre partie a été érodée par l'élévation rapide du niveau de la mer après le dernier maximum glaciaire ou inondée sous forme de pergélisol sous-marin3,4,5. On ne sait pas quelle fraction du pergélisol d'origine est encore préservée sous l'ESAS. La stratigraphie des dépôts de pergélisol le long des côtes actuelles suggère cependant que la CIM sur l'ESAS d'aujourd'hui a été en grande partie détruite par l'érosion et que le pergélisol sous-marin représente des dépôts plus profonds et plus anciens3,6. Une érosion côtière importante est toujours en cours le long de l'ESAS à des taux allant jusqu'à 5 m par an7, entraînant l'inondation, le transfert et potentiellement la minéralisation de quantités substantielles de vieux carbone. Ce processus s'accélère probablement avec le réchauffement récent8.

a Sont représentés le pergélisol sous-marin1 et terrestre69, y compris les dépôts du complexe de glace70. Des cartes détaillées montrent b la baie de Buor-Khaya, avec les sites de forage sous-marins du pergélisol décrits dans cette étude (4D-13, 2D-13, 4D-12, 1D-14, 5D-13) et une étude précédente (BK-2)28, et encore plus détaillé, c Muostakh Island, avec des sites de forage sous-marins de pergélisol de carottes 4D-13, 2D-13 et 4D-12.

Les dépôts de pergélisol stockent de grandes quantités de matière organique qui sont protégées de la décomposition microbienne lorsqu'elles sont gelées9. Une fois dégelée, cette matière organique peut être convertie en gaz à effet de serre tels que le CO2 et le CH410,11 et accélérer encore le réchauffement climatique : la rétroaction pergélisol-carbone-climat. Le pergélisol terrestre a été largement étudié au cours des dernières décennies, ce qui a permis de grandes avancées dans notre compréhension des stocks9, de la qualité12,13,14 et de la minéralisation du carbone organique en CO2 et CH411. Le pergélisol sous-marin est plus difficile d'accès, les données d'observation sont rares et même de nombreuses propriétés de base sont complètement inconnues ou mal contraintes. Il s'agit notamment de la quantité et de la qualité du stock de carbone organique du pergélisol sous-marin, de sa vulnérabilité à la minéralisation lors du dégel et du potentiel d'émissions de gaz à effet de serre dans l'atmosphère qui en résulte15,16.

Dans le même temps, le pergélisol sous-marin se réchauffe et dégèle plus rapidement que son homologue terrestre. Le pergélisol sous-marin sur l'ESAS est probablement réchauffé par le haut par l'eau de mer sus-jacente16,17 et par le bas par le flux de chaleur géothermique17,18. Dans la baie de Buor-Khaya, au sud-est de la mer de Laptev (Fig. 1), le pergélisol sous-marin est plus chaud que le pergélisol terrestre voisin, avec des températures de pergélisol sous-marin proches de 0 °C jusqu'à une profondeur de plusieurs dizaines de mètres19. Le forage répété du pergélisol sous-marin en 1982/1983 et 2013/2014 a donné la possibilité unique de comparer la table de pergélisol lié à la glace (IBPT). Cette comparaison a indiqué des taux élevés de dégel, avec un approfondissement de l'IBPT en moyenne de 14 ± 3 cm an−1 dans cette zone16. Ce taux dépasse 35 fois celui du pergélisol terrestre en Sibérie centrale et orientale (moyenne de 0,4 cm an−1, 1990–202020,21). Les mesures directes de l'approfondissement de l'IBPT ne sont pas disponibles pour les autres zones de pergélisol sous-marin. Le réchauffement et le dégel du pergélisol sous-marin devraient se poursuivre et peut-être s'intensifier à l'avenir si les températures de l'eau continuent d'augmenter avec le réchauffement climatique anthropique.

La dégradation de la matière organique lors du dégel du pergélisol sous-marin est une source possible de CH4 et de CO2 pour les eaux ESAS et l'atmosphère. Une forte variabilité de la production de CO2 et de CH4 a été décrite pour le pergélisol terrestre11 et pourrait être liée à des différences dans le paléoenvironnement pendant la formation, la composition de la matière organique et la composition de la communauté microbienne22,23,24,25. Le potentiel de production de CO2 et de CH4 par la dégradation de la matière organique dans le pergélisol sous-marin après le dégel est inconnu. Des campagnes de terrain à l'ESAS ont observé une concentration en CH4 fortement élevée dans l'eau de mer au-dessus du pergélisol sous-marin par rapport à l'équilibre atmosphérique19,26,27. Un défi clé actuel consiste à limiter la contribution du CH4 à partir de différentes sources possibles26,27,28,29. Celles-ci comprennent la décomposition microbienne de la matière organique dégelée du pergélisol sous-marin, mais aussi la libération de CH4 préformé stocké dans le pergélisol sous-marin, dans des hydrates de CH4 peu profonds30 et à partir de bassins de CH4 thermogéniques plus profonds27,31. Le CH4 hydraté et thermogénique peut être piégé dans et sous le pergélisol sous-marin gelé et peut s'échapper à la surface lorsque le pergélisol dégèle et que des voies de migration des gaz se forment16,26,30. L'ESAS montre également une concentration en CO2 et une acidification des océans particulièrement élevées, éventuellement liées à la production de CO2 lors de la décomposition de la matière organique transportée depuis la terre32. La grande étendue du pergélisol sous-marin sur les plateaux de l'océan Arctique et son potentiel en tant que source de CO2 et de CH4 soulignent le besoin de données d'observation sur le pergélisol sous-marin, y compris la composition de la matière organique et la vulnérabilité à la décomposition lors du dégel. À l'heure actuelle, le pergélisol sous-marin reste l'une des plus grandes incertitudes concernant la dynamique future du carbone arctique et les émissions de gaz à effet de serre.

Cette étude vise à améliorer la compréhension du bassin de matière organique du pergélisol sous-marin et à évaluer le potentiel de production de gaz à effet de serre en recommençant la décomposition après le récent dégel. À cette fin, nous avons utilisé un ensemble unique de cinq carottes de 21 à 56 m de long qui ont été forées dans le pergélisol sous-marin à partir de la glace de mer dans la baie de Buor-Khaya en 2012-2014 pour cibler quatre objectifs.

Le premier objectif était de contraindre les sources de matière organique au front de dégel actuel et de tester l'hypothèse selon laquelle le pergélisol sous-marin ne représente pas l'ICD mais des dépôts plus profonds. Comprendre la nature du pergélisol sous-marin est une condition préalable pour reconstruire la destruction du pergélisol et la mobilisation de la matière organique au cours des périodes passées de réchauffement rapide et d'élévation du niveau de la mer, et ainsi éclairer les projections de la dynamique du pergélisol dans le cadre du changement climatique en cours. Les informations sur les sources de matière organique permettent également d'évaluer sa vulnérabilité à la décomposition par comparaison avec des dépôts terrestres analogues où les données sont plus abondantes. La datation par luminescence stimulée optiquement (OSL) d'une carotte ainsi que les données de taille de grain publiées précédemment16,33 ont été utilisées pour placer les carottes dans le contexte stratigraphique de la région d'étude. Nous avons analysé le matériau de cinq profondeurs de chaque noyau pour la teneur en carbone organique, puis nous nous sommes concentrés sur des incréments de 3 m au-dessus et en dessous de l'IBPT de trois noyaux où nous avons effectué une analyse à haute résolution de la teneur en carbone organique et de la composition isotopique, ainsi qu'une suite de proxies de biomarqueurs de lignine et de lipides qui renseignent sur les sources de matière organique.

Le deuxième objectif était de quantifier le stockage et le dégel du carbone organique sur la base des concentrations de carbone organique observées, afin de fournir des contraintes quantitatives pour les efforts de modélisation.

Troisièmement, nous avons évalué l'état de dégradation de la matière organique au front de dégel actuel, en émettant l'hypothèse que la reprise de la dégradation après le dégel se refléterait dans l'évolution des propriétés moléculaires de la lignine et des classes de composés lipidiques.

Nous avons finalement quantifié les taux potentiels de production de CH4, CO2 et N2O par décomposition de la matière organique après décongélation, dans une expérience d'incubation de 20 mois d'échantillons sélectionnés. Dans son ensemble, cette étude contribue à notre compréhension du bassin de matière organique du pergélisol sous-marin et de son potentiel en tant que source de gaz à effet de serre par décomposition après dégel.

La transgression marine commençant à la fin de la dernière période glaciaire a inondé un paysage complexe de pergélisol avec des ICD, des lacs et des rivières intacts et affectés par le thermokarst3. Les sites terrestres près de la baie de Buor-Khaya montrent une séquence de dépôts, avec des dépôts holocènes au sommet qui sont fréquemment sous-jacents à la CIM (10–50 ka)2, mais aussi des sables fluviaux/alluviaux du SIM 4/5a-d (50 –110 ka), des dépôts thermokarstiques formés au cours de l'interglaciaire MIS 5e (115–130 ka) et des ICD plus anciens du stade MIS 6/7 (130–200 ka)2,6.

La datation par luminescence stimulée optiquement ainsi que la taille des grains sont compatibles avec l'hypothèse selon laquelle le pergélisol sous-marin de la baie de Buor-Khaya ne représente en grande partie pas la CIM mais plutôt un matériau plus ancien d'origine différente. Les âges de dépôt du noyau 4D-12 se situent entre 162 ka à 51 m de profondeur et 51 ka à 17 m de profondeur sous le fond marin (Fig. 2 et tableau supplémentaire 1). Bien que cette période couvre une gamme considérable de conditions climatiques, une étroite corrélation linéaire de l'âge et de la profondeur (corrélation de Pearson, R2 = 0,98, n = 5) suggère un dépôt plutôt constant au moins à la faible résolution temporelle disponible. L'âge mesuré de 8,5 ± 0,6 ka à 15 m de profondeur se situe en dehors de ce modèle et reflète potentiellement une période de faible dépôt ou un événement d'érosion. Même en excluant cette seule observation, les âges OSL relativement jeunes observés ici à de grandes profondeurs du noyau 4D-12 contrastent avec les âges au radiocarbone précédemment déterminés de> 40 ka dans l'ICD au-dessus du niveau de la mer autour de la baie de Buor-Khaya, y compris sur l'île de Muostakh34,35. Cela pourrait indiquer des incohérences dans l'OSL par rapport aux âges basés sur le radiocarbone, ou un grand changement dans l'environnement de dépôt entre les séquences de sédiments côtiers et sous-marins du pergélisol.

Des carottes ont été forées près de l'île de Muostakh et dans la lagune d'Ivashkina dans la baie de Buor-Khaya. La position de la table de pergélisol lié à la glace (IBPT) en 2012-2014 et 1982 est indiquée par des lignes rouges et vertes, respectivement. L'intervalle marqué entre les lignes rouges pointillées montre les sections du front de dégel où des analyses détaillées de la matière organique ont été effectuées. Les lignes bleues indiquent les échantillons utilisés dans l'expérience d'incubation. La granulométrie et les données IBPT (sauf 5D-13) proviennent de publications antérieures16,33. Des données détaillées sur la taille des grains sont fournies dans le tableau supplémentaire 8.

Les carottes de pergélisol sous-marin étaient caractérisées par une grande variabilité de la distribution granulométrique. Les carottes 4D-12 et 2D-13 ont montré des alternances entre des dépôts plus fins (limon, argile) et plus grossiers (sable) avec des distributions granulométriques majoritairement unimodales (Fig. 2). Ces distributions granulométriques contrastent avec la distribution typiquement multimodale de l'ICD avec des pics dans les fractions de limon et de sable fin35,36, et suggèrent plutôt des fluctuations entre les dépôts prédominants liés au vent et à l'eau. La carotte 4D-13 a montré des distributions largement bimodales avec du limon et du sable à la même profondeur. Un matériau principalement sableux a déjà été décrit pour le noyau BK-2 de l'est de la baie de Buor-Khaya28 où le pergélisol sous-marin s'est également développé par l'érosion côtière et l'inondation comme pour nos emplacements près de l'île de Muostakh. Dans la lagune d'Ivashkina, où le pergélisol sous-marin s'est formé par la salinisation d'un lac thermokarst côtier, des matériaux principalement sableux ont été observés pour 1D-14, et une transition du limon au sable avec la profondeur pour 5D-13. Dans l'ensemble, des différences prononcées dans la distribution granulométrique indiquent une grande variabilité spatiale des régimes de dépôt, même dans la petite zone d'étude de la baie de Buor-Khaya.

Les propriétés de la matière organique au front de dégel actuel du pergélisol sous-marin ont été comparées aux données publiées précédemment sur les dépôts terrestres du nord-est de la Sibérie qui pourraient ressembler à l'état d'origine du pergélisol sous-marin avant l'inondation. Celles-ci comprennent (1) le DCI du Pléistocène, (2) les dépôts de thermokarst du Pléistocène et de l'Holocène, (3) le pergélisol tourbeux de l'Holocène et (4) les couches actives de l'Holocène. Nous avons en outre inclus la matière organique transloquée dans notre comparaison, telle que (5) les dépôts fluviaux/alluviaux du Pléistocène, (6) les matériaux suspendus à la rivière contemporains où les données des dépôts fluviaux/alluviaux n'étaient pas disponibles, et (6) les sédiments de surface marins contemporains de la baie de Buor-Khaya qui reçoit un fort apport de la rivière Lena.

Le dépôt fluvial/alluvial prédominant de matière organique sur le front de dégel du pergélisol sous-marin près de l'île de Muostakh a été indiqué par la teneur et la composition isotopique 13C du carbone organique et une suite de proxies de source de biomarqueurs. La teneur en carbone organique était en moyenne de 0,8 ± 0,3 % (moyenne ± écart type) pour 4D-13, 2D-13 et 4D-12, ainsi que de 0,5 ± 0,7 % comme décrit précédemment pour le noyau BK-228. Les teneurs en carbone organique n'ont montré aucune tendance systématique dans ces carottes et se situaient dans la même fourchette que celles des sédiments fluviaux/alluviaux déposés au cours des différentes périodes du Pléistocène2 (Fig. 3). Les teneurs en carbone organique du pergélisol sous-marin étaient en général inférieures à celles de l'ICD du Pléistocène, des dépôts de thermokarst2 et des sédiments de surface proches de la baie de Buor-Khaya14,37. Les carottes 5D-13 et 1D-14 de la lagune d'Ivashkina ont montré des teneurs en carbone organique plus élevées à la surface (tableau supplémentaire 2) qui reflètent probablement les sédiments de l'Holocène, avec une moyenne globale de 1,4 ± 1,4 % (précédent38 plus propres données ; une observation de 26 % exclu comme valeur aberrante). La composition isotopique 13C du carbone organique fournit des informations supplémentaires sur les sources de carbone organique. La Sibérie orientale est dominée par une végétation C3 avec des valeurs de δ13C généralement comprises entre −25‰ et −30‰39. Le pergélisol terrestre de la région, comme les dépôts de DCI et de thermokarst, se situe à l'extrémité inférieure de cette plage2, et les dépôts fluviaux ou marins transloqués à l'extrémité supérieure2,37 (Fig. 3). Ce gradient reflète les changements dans la composition isotopique de la matière organique par traitement pendant le transport, ainsi que le mélange avec de la matière organique relativement enrichie en 13C provenant de la production primaire aquatique. Les valeurs moyennes de δ13C de 4D-13, 2D-13 et 4D-12 étaient conformes à la modification de la matière organique lors de la translocation fluviale (−25,0 ± 1,0‰). Les carottes 5D-13 et 1D-14 de la lagune d'Ivashkina ont montré des valeurs plus appauvries à la surface, ce qui a entraîné une variabilité plus élevée en aval (−25,4 ± 1,7 ‰), et la carotte BK-2 avait globalement des valeurs δ13C plus appauvries de −26,3 ± 0,8 ‰ comme décrit précédemment40. De même, les rapports massiques du carbone organique total sur l'azote total (OC/TN) étaient plus élevés en surface et plus variables dans 5D-13 et 1D-14 (15,1 ± 4,8) par rapport à 4D-13, 2D-12 et 4D- 12 (9,4 ± 2,5 ; figure 3).

La teneur en carbone organique (OC), le carbone organique total sur l'azote total (OC/TN) et les valeurs de carbone organique δ13C sont indiquées. Toutes les données des carottes 4D-13, 2D-13, 4D-12, 5D-13 et sur OC/TN et δ13C de la carotte 1D-14 sont issues de cette étude. Les données des études précédentes incluent OC dans 1D-1438 et BK-228,40, les dépôts terrestres tels que les dépôts du complexe de glace (ICD), les taberites, la thermoérosion (thermoeros.) et les dépôts de thermokarst/lac (thermok.) d'âge de dépôt différent2, ainsi que les sédiments de surface de la baie de Buor-Khaya14,37, les dépôts fluviaux et alluviaux (fl., alluv.) qui sont affectés par la translocation. Les boîtes à moustaches montrent les médianes avec les 25e et 75e centiles comme limites de la boîte, les valeurs minimales/maximales comme moustaches et le nombre d'observations en italique.

Les proxys de biomarqueurs basés sur les n-alcanes et les phénols de lignine permettent une évaluation plus détaillée des sources de matière organique dans le pergélisol sous-marin près de l'île de Muostakh. Ceux-ci supportent les apports des forêts boréales, de la toundra et, dans une moindre mesure, des tourbières, ainsi que la modification de la matière organique terrigène lors du transport aquatique. Les concentrations de n-alcanes terrestres de poids moléculaire élevé (HMW), d'acides n-alcanoïques et de n-alcanols, ainsi que de phénols de lignine s'élevaient à 2,7 ± 2,6, 1,5 ± 1,8, 1,0 ± 0,5 et 5,3 ± 5,2 mg g− 1 OC, respectivement (Fig. 1 supplémentaire).

La modification de la matière organique terrigène au cours du transport aquatique est étayée par les rapports terrigène sur aquatique (TAR), en complément des valeurs de carbone organique δ 13C. Le TAR s'appuie sur l'abondance beaucoup plus élevée de HMW par rapport aux n-alcanes de faible poids moléculaire (LMW) dans les plantes supérieures par rapport aux plantes inférieures telles que les algues et les mousses41. Dans le nord-est de la Sibérie, le TAR délimite nettement les dépôts terrestres et aquatiques en fonction de l'abondance des plantes supérieures et inférieures dans ces systèmes (Fig. 4). Les dépôts du complexe de glace et du thermokarst ont montré un TAR beaucoup plus élevé que les sédiments de la baie de Buor-Khaya qui, cependant, dépassaient encore de loin 1 (19 ± 3)42. Cela indique une contribution plus élevée de n-alcanes des plantes inférieures que dans les dépôts ICD et thermokarst, mais toujours une dominance des n-alcanes des plantes supérieures en raison de l'apport élevé de matière organique d'origine terrestre par la rivière Lena. Les valeurs TAR du pergélisol sous-marin près de l'île de Muostakh se situent dans la même fourchette et sont conformes au signal TAR de la matière organique terrigène après translocation aquatique, plutôt qu'à celui de la source terrigène elle-même. Un signal terrestre encore plus faible a déjà été signalé pour le pergélisol sous-marin dans la lagune d'Ivashkina43.

Les données sur le pergélisol sous-marin représentent le front de dégel des carottes 4D-13, 2D-13 et 4D-12 de la baie de Buor-Khaya. Les rapports terrigènes-aquatiques (TAR) reflétant la contribution des matières aquatiques (aqu.) et d'origine terrestre (terr.), et les rapports n-alcane C25/(C25 + C29) reflétant la contribution de la sphaigne sont indiqués. Les données d'études précédentes montrent des dépôts terrestres provenant d'emplacements tourbeux et non tourbeux, y compris les dépôts du complexe de glace (ICD)36,44, le thermokarst holocène36, le pergélisol de tourbe45 et le matériau de la couche active (AL)44,45, ainsi que le matériau transféré, y compris Buor-Khaya Sédiments de surface de la baie (séd.)42,46 et matières en suspension de la rivière Kolyma47. Les boîtes à moustaches montrent les médianes avec les 25e et 75e centiles comme limites de la boîte, les valeurs minimales/maximales comme moustaches et le nombre d'observations en italique.

Les proxies de lignine et les ratios C25/(C25 + C29) n-alcanes permettent d'évaluer la contribution de la matière organique provenant de différentes sources terrestres. Les faibles rapports n-alcane C25/(C25 + C29) du pergélisol sous-marin indiquent une faible contribution de la mousse de sphaigne formant de la tourbe. La gamme observée dans le pergélisol sous-marin était similaire à celle des gisements minéraux en Sibérie, y compris la couche active sans tourbe44, la CIM36,44 et le thermokarst holocène36 (Fig. 4). En comparaison, les matériaux de la couche active et du pergélisol des tourbières sibériennes étaient caractérisés par des rapports C25/(C25 + C29) plus élevés45. Des ratios intermédiaires ont été observés dans les matériaux contemporains influencés par la translocation aquatique tels que les sédiments de Buor-Khaya et les matériaux en suspension dans la rivière Kolyma, indiquant une contribution variable des matériaux tourbeux des bassins versants respectifs42,46,47.

Les procurations de lignine permettent de répartir la matière organique de différentes plantes terrestres supérieures. Les rapports syringyl/vanillyl (S/V) et cinnamyl/vanillyl (C/V) lignine phénol reflètent la contribution relative de la lignine des angiospermes vs gymnospermes et des tissus végétaux non ligneux vs ligneux. La large plage S/V et C/V de 0,59 ± 0,18 et 0,34 ± 0,25 au front de dégel de 4D-13, 2D-13 et 4D-12 indique une contribution des tissus des gymnospermes ligneux et des angiospermes non ligneux (Fig. . 5), avec des changements dans leur proportion relative au fil du temps (Fig. 1 supplémentaire). La végétation d'angiospermes non ligneuses est caractéristique des paysages de toundra avec d'abondants arbustes ou graminées qui dominaient les paysages béringiens du Pléistocène tardif ainsi que le littoral actuel. Cela se reflète également dans les rapports S/V et C/V élevés dans les CIM du Pléistocène, le pergélisol de tourbe de l'Holocène et les sols de la couche active de la toundra14,48. En revanche, le matériel ligneux de gymnospermes a probablement été transloqué par les rivières depuis les forêts boréales du sud. Les reconstitutions de la végétation suggèrent que les arbres ont été rares dans la région d'étude depuis au moins le MIS 5e interglaciaire49,50 ca. 115 ka avant le présent, par rapport à un âge daté OSL de 65 à 72 ka pour la section du noyau 4D-12 qui a été analysée pour les biomarqueurs. Une translocation similaire à longue distance de la matière organique forestière peut être observée dans les conditions actuelles en Sibérie orientale. La matière organique en suspension dans la rivière Lena et déposée dans les sédiments de la baie de Buor-Khaya est caractérisée par une forte contribution de tissus de gymnospermes ligneux qui a été déduite pour refléter le transport depuis les forêts boréales loin au sud du delta de la Lena14,48 (Fig. 5).

S/V syringyle/vanillyle, C/V cinnamyle/vanillyle. Les zones grises indiquent les gammes de différents types de tissus végétaux14,63,71,72,73,74. Les données d'études antérieures dans le nord-est de la Sibérie sont présentées à titre de comparaison (moyennes ± écart type), y compris les sédiments de surface de la baie de Buor-Khaya (séd. mars)14,42,48, les matières en suspension de la rivière Lena, les dépôts du complexe de glace (ICD)14, 48, pergélisol de tourbe holocène (pf.)14 et matériau de la couche active (AL) de la toundra et de la forêt boréale (taïga)48.

Le pergélisol sous-marin représente un vaste bassin de matière organique qui, s'il est dégelé et dégradé par des microbes, pourrait être une source croissante de CO2 et de CH4 dans l'atmosphère. La teneur moyenne en carbone organique des carottes de pergélisol sous-marin 4D-13, 2D-13, 4D-12, 1D-14, 5D-13 et BK-2 s'élevait à 0,7 ± 0,3 % ou 9,3 ± 3,6 mg cm−3, selon la masse de sédiments secs par volume total des carottes 2D-13 et 4D-12 (1,3 ± 0,2 g poids sec cm−3), et en excluant le mètre le plus haut qui pourrait représenter les sédiments de l'Holocène. Les taux de dégel du pergélisol sous-marin de 14 ± 3 cm an−1 dans la zone d'étude16 correspondent ainsi à un dégel de 1,3 ± 0,6 kg OC m−2 an−1. Par comparaison, le dégel progressif du pergélisol terrestre dans le nord-est de la Sibérie par approfondissement de la couche active est estimé ici produire 0,14 kg OC m−2 an−1 (écart type 0,32 kg m−2 an−1). Cette estimation est basée sur le taux moyen d'approfondissement de la couche active de 0,4 cm an−1 en Sibérie centrale et orientale entre 1990 et 2020 (stations avec un minimum de 4 années d'observation)20,21, la distribution relative des sous-ordres de sol du pergélisol9, et leur moyenne densité de carbone organique51 entre la profondeur minimale et maximale de la couche active20,21.

La matière organique actuellement présente dans le pergélisol sous-marin peut avoir été dégradée sur le site d'origine, pendant le transport, après redéposition avant le gel, et à nouveau après le re-dégel. Les indicateurs de dégradation basés sur la lignine et les lipides suggèrent que la matière organique terrestre dans les dépôts déplacés tels que les matières en suspension dans les rivières et les sédiments marins14,42,46,47 est plus dégradée que dans les dépôts terrestres (source)14,36,44,45,48 (Fig. . 6). Bien que les proxies de la matière organique en vrac et de la source des biomarqueurs indiquent la translocation aquatique et la modification de la matière organique sur le front de dégel du pergélisol sous-marin dans la baie de Buor-Khaya, les différences entre les signatures des biomarqueurs donnent une image globale incohérente de son état de dégradation. Les indicateurs de dégradation à base de lignine (rapports acide/aldéhyde des syringyl et vanillyl phénols, rapports acide 3,5-dihydroxybenzoïque/vanillyl) suggèrent un degré de décomposition de la matière organique plus faible dans le pergélisol sous-marin que dans les dépôts terrestres ; les proxys de dégradation à base de lipides (indices de préférence pour le carbone des n-alcanes HMW et des acides n-alcanoïques HMW, rapports acide n-alcanoïque HMW / n-alcane HMW) indiquent le contraire (Fig. 6). Les corrélations entre les échantillons de pergélisol sous-marin montrent qu'une forte dégradation indiquée par des proxys à base de lipides coïncide avec une faible dégradation basée sur des proxys à base de lignine et vice versa (tableau supplémentaire 3). Il est possible que les écarts observés entre les proxies de dégradation reflètent une dégradation plus faible de la lignine que des lipides, par exemple, en raison de l'abondance limitée de micro-organismes spécialisés dégradant la lignine. Alternativement, les différences pourraient provenir de la stabilité des proxys de dégradation de la lignine lors de la décomposition dans des conditions anoxiques52 ou de l'altération abiotique des proxys sur de longues périodes. D'autres possibilités incluent un effet de tri hydrodynamique. Une étude précédente a observé des différences dans les proxys de dégradation à base de lignine et de lipides entre les fractions de sédiments ESAS, avec une matière organique plus dégradée et riche en lipides associée à des sédiments à grains fins, et une matière organique moins dégradée et riche en lignine dans des sédiments plus grossiers53 ; des changements dans le régime de dépôt pourraient donc affecter différemment les proxies de dégradation à base de lignine et de lipides.

Les données sur le pergélisol sous-marin (pf.) représentent les fronts de dégel des carottes 4D-13, 2D-13 et 4D-12 de la baie de Buor-Khaya. Les données d'études antérieures incluent des dépôts terrestres tels que les dépôts du complexe de glace (ICD)14,36,44,48, le pergélisol de tourbe holocène14,45, le thermokarst holocène (thermok.)36 et le matériau de la couche active (couche act.)44,45, 48, ainsi que des matériaux transloqués tels que les sédiments de surface de la baie de Buor-Khaya (séd. mars)14,42,46, les matières en suspension des rivières Lena14 et Kolyma47. Les boîtes à moustaches montrent les médianes avec les 25e et 75e centiles comme limites de la boîte, les valeurs minimales/maximales comme moustaches et le nombre d'observations en italique (T : décongelé ; F : congelé au moment de l'échantillonnage). Les proxys de dégradation comprennent l'acide vanillique/vanilline (Vd/Vl), l'acide syringique/syringaldéhyde (Sd/Sl), l'acide 3,5-dihydroxybenzoïque/vanillyl (3,5-Bd/V) ; indices de préférence pour le carbone (IPC) des n-alcanes HMW et des acides n-alcanoïques HMW (acides n-alk.), rapports acide n-alcanoïque HMW/n-alcane HMW.

Les échantillons à haute résolution du dessus et du dessous de l'IBPT représentent un continuum allant de la matière organique qui a été constamment gelée depuis le Pléistocène à la matière organique qui a dégelé au cours des dernières décennies. L'interpolation linéaire entre les positions IBPT mesurées en 1982/3 et 2013 suggère le début du dégel à la limite supérieure des sections à haute résolution seulement environ 10 et 20 ans avant le forage dans les carottes 4D-13 et 2D-13. Nous avons examiné les changements potentiels des indicateurs de dégradation au cours de cette période en comparant les propriétés de la matière organique au-dessus et en dessous de l'IBPT et en testant les corrélations avec la distance de l'IBPT dans la partie centrale décongelée. Les quelques effets significatifs n'étaient pas systématiques dans la direction (tableau supplémentaire 4) et se sont produits brusquement (figure supplémentaire 1). Cela indique que la variabilité observée dans les indicateurs de dégradation était probablement due à des différences dans l'état de dégradation de la matière organique au moment du dépôt plutôt qu'à la décomposition lors du dégel. Cependant, les données n'excluent pas la décomposition de la matière organique après dégel en soi; les changements dans les indicateurs de dégradation pourraient être masqués par la variabilité de la source ou pourraient ne devenir détectables qu'après de plus longues périodes de dégel et de dégradation.

La dégradation microbienne de la matière organique à la suite du dégel du pergélisol sous-marin pourrait entraîner une libération de gaz à effet de serre. Au cours de l'incubation anoxique à 4 °C, la production de CO2 à partir du pergélisol sous-marin décongelé était la plus élevée au début (58–250 µmol g−1 OC j−1) et diminuait avec le temps. Le taux moyen était de 2,4 µmol g−1 OC d−1 (0,7–6,4 µmol g−1 OC d−1) sur toute la période de 600 jours (Fig. 2 supplémentaire et tableau supplémentaire 5). Une très faible production de N2O a été observée après le pic de CO2, dans le premier intervalle de 1 à 5 jours pour les échantillons 4D-13, 2D-13 et 4D-12 et dans l'intervalle de 9 à 15 jours pour 1D-14 (2 à 55 nmol g−1 OC d−1). La production d'oxyde nitreux a été suivie d'une consommation nette de N2O à des concentrations inférieures à la limite de détection pour le reste de l'incubation (tableau supplémentaire 5). La production de méthane a d'abord été observée pour l'intervalle de 1 à 5 jours dans l'échantillon 4D-13, et pour l'intervalle de 9 à 16 jours dans les échantillons 2D-13, 4D-13 et 1D-14 (4–38 nmol g−1 OC d−1 ; Fig. 2 supplémentaire et Tableau supplémentaire 5). Dans chaque cas, la première occurrence de CH4 représentait également le pic des taux de production de CH4 qui ont ensuite diminué à <3 nmol g−1 OC d−1 après 600 jours. En moyenne, la production de CH4 s'élevait à 1,7 nmol g−1 OC d−1 (0,4–4,1 nmol g−1 OC d−1). La séquence de pics de CO2, N2O et CH4, chacun suivi d'une baisse de la production nette, indique une transition des accepteurs d'électrons de potentiel redox supérieur à inférieur pendant l'incubation.

La production de CO2 et de CH4 a été bien décrite par des modèles de décomposition en deux étapes. La corrélation linéaire entre la production cumulée modélisée et observée de CO2 et de CH4 a montré R2 > 0,99 pour tous les échantillons. Cela indique que la dynamique de dégradation de la matière organique au cours de la période d'incubation pourrait être bien approximée par deux composantes discrètes. Pour le CH4, les deux composants du modèle reflétaient probablement deux pools de carbone organique de dégradabilité différente, et le pool le plus facilement dégradable représentait moins de 0,001 % du carbone organique initial (voir le tableau supplémentaire 6 pour les paramètres ajustés). Pour le CO2, la transition vers la production de N2O et de CH4 après le pic de CO2 ne suggère pas l'épuisement d'un pool de carbone plus facilement dégradable, mais plutôt un épuisement des accepteurs d'électrons appropriés, derrière les deux étapes de décomposition modélisées. Moins de 0,2 % du carbone organique initial a été minéralisé en CO2 lors de la première étape de décomposition (tableau supplémentaire 6).

Le pergélisol sous-marin dans la baie de Buor-Khaya a montré des pertes de carbone organique similaires à celles du pergélisol terrestre et une production de CH4 relativement faible. Au cours de la première année d'incubation, le pergélisol sous-marin a perdu en moyenne 1,3 % de carbone organique (fourchette de 0,4 à 3,5 %). Les précédentes incubations anoxiques à température froide (4 °C) ont signalé des pertes similaires pour le pergélisol terrestre à faible teneur en carbone organique (<5 %), y compris le pergélisol du Pléistocène, le pergélisol de l'Holocène et le matériel thermokarstique (Fig. 7)10,22,25 . Au cours de la première année d'incubation, la production de CH4 était en moyenne de 0,1 % (0,04–0,23 %) de carbone organique perdu par le pergélisol sous-marin, à un taux de 2,1 nmol CH4 g−1 OC j−1 (0,5–5,2 nmol g−1 OC j −1). Ces plages sont comparables à celles du pergélisol du Pléistocène, mais inférieures à celles du pergélisol de l'Holocène et des dépôts thermokarstiques sur la même période (Fig. 7)10,22,25. Des études antérieures sur le pergélisol terrestre ont cependant également mis en évidence une forte variabilité des taux de production de CH4, une production fréquente de CH4 inférieure à la limite de détection et des délais de plusieurs mois avant son apparition10,22,25,54. De même, une forte variabilité de la production de CH4 a été observée pour les dépôts sous-glaciaires à faible teneur en carbone organique, avec des taux moyens compris entre 0,3 et 1100 nmol CH4 g−1 OC j−1 pendant 1 an à 4 °C55. Nous avons trouvé ici la production de CH4 par carbone organique la plus élevée dans les échantillons avec une plus forte influence de la translocation aquatique, indiquée par une teneur plus faible en carbone organique et en azote, des rapports OC/TN et TAR, S/V et C/V lignine phénol suggérant des sources forestières, comme ainsi que des valeurs plus élevées de δ13C et des proxys de sphaigne C25/(C25 + C29) n-alcane (corrélation de Spearman p < 0,1). Les mécanismes potentiels à l'origine de la variabilité entre les échantillons de pergélisol sous-marin et par rapport au pergélisol terrestre comprennent les différences dans la dégradabilité de la matière organique, la composition et l'activation de la communauté microbienne méthanogène après le dégel, et la composition du fluide interstitiel, y compris les accepteurs d'électrons à potentiel redox plus élevé qui pourraient inhiber la production de CH4 ou faciliter la consommation de CH4 .

Sont indiqués la perte de carbone organique (OC), la contribution de la production de CH4 à la perte de carbone organique et les taux absolus de production de CH4 au cours de la première année d'incubation. Les données sur le pergélisol sous-marin (sub. pf.) proviennent des carottes 4D-13, 2D-13, 4D-12 et 1D-14 de la baie de Buor-Khaya, et les données d'études antérieures incluent le pergélisol terrestre, pléistocène et holocène (pf .) ainsi que des dépôts de thermokarst10,22,25. Pour des raisons de comparabilité, seuls les échantillons avec une teneur en carbone organique < 5 % et une température d'incubation à 4 °C sont inclus. Les boîtes à moustaches montrent les médianes avec les 25e et 75e centiles comme limites de la boîte, les valeurs minimales/maximales comme moustaches et le nombre d'observations en italique.

Ces contraintes sur la production de CH4 par décomposition dans le pergélisol sous-marin dégelé peuvent être comparées aux estimations des flux de CH4 océan-atmosphère. La combinaison du taux de décongélation du carbone organique décrit ci-dessus avec la méthanogénèse observée au cours de l'expérience donne une production estimée de 3,6 µmol CH4 m−2 j−1 (écart type 4,0 µmol CH4 m−2 j−1) pendant les 600 premiers jours après dégel. Si la méthanogenèse persiste plus longtemps, voire augmente avec le temps, comme observé pour le pergélisol terrestre10,22,54, la production de CH4 par décomposition dans le pergélisol sous-marin dégelé pourrait être considérablement plus importante. La profondeur de dégel des six carottes mentionnées dans cette étude et de deux carottes supplémentaires de la baie de Buor-Khaya16 est en moyenne de 14 ± 7 m en 2012-2014. L'extrapolation du modèle en deux étapes au-delà de 600 jours entraîne la production de 129 µmol CH4 m−2 j−1 supplémentaires (écart type 167 µmol CH4 m−2 j−1). Étant donné que le modèle converge vers des taux de production de CH4 constants une fois que le réservoir facilement dégradable est épuisé, cette extrapolation ne tient pas compte de la diminution éventuelle de la production de CH4 qui est attendue avec l'épuisement de tous les réservoirs de carbone sur des périodes plus longues. Bien que cette évaluation quantitative établisse une échelle de production potentielle de CH4 par les processus de décomposition dans le pergélisol sous-marin dégelé, la libération in situ de CH4 peut être influencée par de nombreux facteurs qui ne sont pas pris en compte dans notre expérience. Les taux de méthanogenèse pourraient être affectés par les changements de la communauté microbienne au fil du temps56, ou par l'intrusion d'eau de mer, transportant potentiellement des substrats microbiens qui pourraient faciliter ou inhiber la production de CH4 comme le sulfate28. Une méta-analyse précédente a également signalé une contribution décroissante du CH4 aux pertes de carbone organique avec des températures plus basses11. La production de méthane pourrait par conséquent être plus faible que dans notre incubation sous les températures in situ autour de zéro. D'autre part, une partie du CH4 produit est probablement oxydée de manière aérobie ou anaérobie dans le pergélisol sous-marin dégelé28,57, dans les sédiments de surface et l'eau sus-jacente, avant d'atteindre l'atmosphère. Les flux océan-atmosphère de CH4 à proximité des sites de forage sous-marin du pergélisol sont de l'ordre de 300 à 1300 µmol m−2 j−1 sur la base de plusieurs années d'observations sur le terrain26. Les taux inférieurs de production de CH4 par la décomposition du pergélisol sous-marin estimés ici, et l'oxydation probable d'une partie de ce CH4, n'indiquent pas une contribution dominante de la décomposition de la matière organique dans le pergélisol sous-marin dégelé aux émissions élevées observées dans la région. Nous soulignons cependant la forte variabilité des taux de production de CH4 observés et les limites de la mise à l'échelle des incubations aux milieux naturels. Prises ensemble, les émissions élevées de CH4 observées de manière omniprésente sur le terrain proviennent probablement d'autres sources telles que le CH4 préformé dans les poches de gaz du pergélisol sous-marin, l'effondrement des hydrates de CH4 ou la ventilation d'un bassin thermogénique profond de CH4.

Les valeurs isotopiques stables du CH4 générées au cours de notre incubation correspondent à la plage précédemment rapportée pour la fermentation microbienne58. Les valeurs δD étaient en moyenne de −300 ± 14 ‰ et δ13C −65 ± 5 ‰ (tableau supplémentaire 7). L'empreinte digitale ici déterminée du CH4 provenant de la dégradation microbienne de la matière organique du pergélisol sous-marin peut être combinée avec les empreintes isotopiques d'autres sources potentielles de CH4 pour calculer les contributions relatives de ces sources à la libération de CH4 observée sur le terrain.

En plus de la libération possible du puissant gaz à effet de serre CH4, notre expérience d'incubation suggère que la fonte du pergélisol sous-marin pourrait être un facteur jusqu'à présent moins pris en compte des émissions de CO2 et de l'acidification des océans. En utilisant la même approche que pour le CH4, nous estimons la production moyenne de 5,2 mmol CO2 m−2 j−1 (écart type 6,2 mmol CO2 m−2 j−1) dans les 600 premiers jours après le dégel, et 201 mmol supplémentaires de CO2 m−2 j−1 (écart type 232 mmol CO2 m−2 j−1) sur des durées plus longues. Des études antérieures ont fait état de fortes concentrations de CO2 dans la mer de Laptev proche de la côte, de la libération nette de CO2 dans l'atmosphère et d'une forte acidification des océans par la dissolution du CO2 menaçant la faune océanique, et les ont liées à la décomposition de la matière organique terrigène en CO2 dans l'océan32,59. La respiration de la matière organique terrigène a été estimée à 5,9 mmol C m−2 j−1 pour la mer de Laptev extérieure60. Les taux sont probablement plus élevés dans notre zone d'étude plus près de la côte compte tenu des concentrations plus élevées de matière organique terrigène32 et de CO259 dans la colonne d'eau. Par conséquent, l'estimation du flux de CO2 basée sur l'incubation du pergélisol sous-marin est d'une ampleur pertinente pour la dynamique du CO2 dans les eaux ESAS. Dans des conditions naturelles, cependant, le carbone inorganique produit par la décomposition de la matière organique dans le pergélisol sous-marin sera présent non seulement sous forme de CO2, mais aussi sous forme de carbonate et de bicarbonate, dans des proportions dépendant du pH. La quantité de CO2 finalement libérée dans la colonne d'eau dépendra également de la consommation de carbone inorganique dissous par les processus microbiens et de l'équilibre des réactions de précipitation et de dissolution. Néanmoins, nos résultats suggèrent que la décomposition de la matière organique dans le pergélisol sous-marin récemment dégelé pourrait également jouer un rôle dans les émissions de CO2 et l'acidification des océans dans les zones de dégel rapide du pergélisol sous-marin.

Le pergélisol sous-marin sur les vastes mers du plateau continental de l'océan Arctique eurasien fond rapidement en raison du réchauffement naturel et anthropique. Nous caractérisons ici la composition et la dynamique de la matière organique dans un ensemble de carottes de forage de pergélisol sous-marin du sud-est de la mer de Laptev qui reflètent le dépôt de sédiments dans un paysage hétérogène et dynamique au cours des 160 000 derniers ka. Les proxies de biomarqueurs basés sur la lignine et les lipides indiquent la contribution de la matière organique provenant de la toundra et de la forêt au front de dégel actuel du pergélisol sous-marin près de l'île de Muostakh, et la modification de cette matière organique pendant le transport aquatique. Bien que la teneur en carbone organique soit ici relativement faible (moyenne de 0,7 ± 0,3 %), les taux élevés de dégel du pergélisol de 14 ± 3 cm an−1 sur le site d'étude donnent un dégel de 1,3 ± 0,6 kg OC m−2 an− 1. Ces taux dépassent ceux des sites terrestres d'un facteur 35 pour l'approfondissement de la nappe de pergélisol et d'un facteur 9 pour le dégel de la matière organique. Il est urgent de limiter la sensibilité à la dégradation du vaste bassin de carbone organique du pergélisol sous-marin qui fond rapidement pour améliorer les estimations des émissions de gaz à effet de serre de tous les compartiments du pergélisol. Cette étude fournit des contraintes pour le pergélisol sous-marin sur la production potentielle de CO2, CH4 et N2O par la décomposition de la matière organique lors du dégel et la composition isotopique du CH4. Nos résultats indiquent d'autres sources que la dégradation microbienne du dégel du pergélisol sous-marin comme principaux moteurs des émissions élevées de CH4 dans la zone d'étude. Le pergélisol sous-marin pourrait cependant contribuer à une forte acidification des océans dans la région du plateau arctique de la Sibérie orientale qui n'a pas été prise en compte jusqu'à présent.

La baie de Buor-Khaya se trouve dans le sud-est de la mer de Laptev et fait partie de l'ESAS, située à l'est du delta de la rivière Lena (Fig. 1). La zone a été affectée par des re- et transgressions marines au cours du Pléistocène et de l'Holocène. La partie intérieure la plus peu profonde de l'ESAS, y compris la baie de Buor-Khaya, a probablement été exposée à l'atmosphère dans le cadre de la Béringie depuis au moins le début de l'avant-dernière glaciation ca. Il y a 190 ka à la fin du Pléistocène18,49. De grandes quantités de carbone organique se sont accumulées en Béringie au cours du Pléistocène, souvent sous la forme de dépôts de pergélisol à grains fins et riches en glace connus sous le nom de dépôts de complexe de glace (ICD) ou Yedoma3,35 qui proviennent en partie ou en totalité de dépôts éoliens35,36, en s'ajoute à un pergélisol souvent plus grossier d'origine fluviale et alluviale2. Les dépôts de pergélisol du Pléistocène ont été partiellement dégradés par la formation de thermokarst pendant les périodes chaudes du MIS 5e interglaciaire2 et à la fin du Pléistocène3, et plus tard par l'érosion thermique, de la glace de mer et des vagues lorsque l'ESAS a été submergé après le dernier maximum glaciaire3,4 ,5. Alors que les dépôts de pergélisol du Pléistocène sont au moins en partie préservés sur terre2, on ne sait pas quelle quantité de pergélisol d'origine, maintenant sous l'ESAS, existe encore1,3,16,17.

Des carottes de forage de pergélisol sous-marin ont été obtenues lors d'expéditions au printemps 2012, 2013 et 2014. Des carottes ont été forées à partir de la glace de mer dans la baie de Buor-Khaya, à l'aide d'une plate-forme de forage (URB-4T) avec un mécanisme de pression rotative hydraulique qui fonctionne sans fluide de forage pour éviter la contamination par le carbone. Les tubes de puits et les tubages de forage mesuraient 4 m de long et 147 mm de diamètre. Des tubages ont été forés dans le fond marin et des carottes ont été extraites des trous de forage, sectionnées congelées et transportées à Tiksi dans des boîtes thermo-isolées pour stockage à -12 ° C. Des détails sur la procédure de forage et la logistique ont été décrits par Shakhova et ses collègues16.

Les cinq carottes utilisées dans cette étude ont été forées dans la baie de Buor-Khaya (71–72°N, 129–130°E ; Fig. 1), plus précisément sur la terrasse sous-marine de thermo-érosion de l'île de Muostakh (4D-13, 2D -13, 4D-12) et dans la lagune Ivashkina (1D-14, 5D-13). Les profondeurs d'eau se situaient entre 2,5 et 3,6 m au moment de l'échantillonnage, suite à une submersion il y a 145 à 511 ans à cet endroit proche de la côte16 (tableau 1). Toutes les carottes ont traversé l'IBPT, c'est-à-dire que la partie supérieure a été décongelée et la partie inférieure congelée au moment du prélèvement. Les informations sur la longueur de la carotte, la profondeur de l'IBPT au moment de l'échantillonnage et les taux d'approfondissement de l'IBPT, telles que publiées par Shakhova et al.16, sont disponibles dans le tableau 1. Nous présentons ici (i) une chronologie dérivée de l'OSL pour la carotte 4D-12 avec ( ii) des données lithologiques publiées antérieurement16,33, (iii) la concentration en carbone organique et la composition isotopique à cinq profondeurs de chaque carotte, suivies de (iv) une analyse détaillée de la matière organique au front de dégel supérieur actuel de 4D-13, 2D- 13 et 4D-12 à haute résolution, et (iv) une expérience d'incubation d'échantillons sélectionnés pour quantifier les taux potentiels de production de gaz à effet de serre.

Les données granulométriques pour 4D-13, 2D-13, 4D-12 et 1D-14 ont déjà été publiées16,33 et sont à nouveau discutées ici avec les données pour 5D-13. Ces données complètent les nouvelles données OSL pour placer les carottes de forage du pergélisol sous-marin dans le contexte stratigraphique du pergélisol côtier dans la région d'étude (voir les publications originales pour les détails de la méthode16,33). Nous avons ici calculé les propriétés statistiques des distributions granulométriques, en particulier le nombre de modes et leur taille de grain maximale, en utilisant le programme Gradistat v861. Pour dériver les modes, le programme normalise d'abord la fraction de matériau dans chaque classe de taille analysée par la différence entre les logarithmes de base 2 des seuils supérieur et inférieur de la classe de taille. Un mode est alors défini comme un pic local dans la fraction normalisée au sein d'une classe de taille qui atteint au moins 15 % du plus grand pic global de l'échantillon respectif. Les données originales et les résultats de l'analyse de mode sont fournis dans le tableau supplémentaire 8.

Des sous-échantillons de noyau 4D-12 ont été prélevés dans des conditions de chambre noire pour la datation OSL et traités et analysés au Lund Luminescence Laboratory, en Suède. Une description détaillée de la méthode est fournie dans le matériel supplémentaire.

Pour l'analyse de la surface spécifique, les échantillons ont été décongelés à température ambiante et homogénéisés manuellement. Les aliquotes ont été lyophilisées, brûlées pendant 12 h à 400 ° C pour éliminer la matière organique, rincées avec de l'eau Milli Q, à nouveau lyophilisées et dégazées sous flux de N2 pendant 2 h à 200 ° à l'aide d'un système de dégazage d'échantillons Micromeritics FlowPrep 060. La surface spécifique des minéraux a été déterminée avec un analyseur de surface et de porosité Micromeritics Gemini VII avec du N2 comme absorbant.

Pour l'analyse des concentrations totales de carbone organique et d'azote total ainsi que des valeurs δ13C du carbone organique, des sous-échantillons lyophilisés ont été broyés dans un mortier et des aliquotes ont été remplies dans des capsules d'Ag, acidifiées avec du HCl 1 M et séchées pour éliminer les carbonates. La procédure d'acidification a été répétée jusqu'à l'arrêt de l'effervescence. Les échantillons ont été analysés à l'aide d'un spectromètre de masse Finnigan Delta Plus XP couplé à un analyseur d'éléments Thermo Fisher Scientific Flash 2000 Isotope Ratio Mass Spectrometer (IRMS) via une interface Conflo II. L'incertitude analytique a été déterminée pour un sous-ensemble d'échantillons en trois exemplaires (21 des 153 échantillons). Les écarts types pour les triplicats étaient en moyenne de 0,039 % du poids sec de l'échantillon pour le carbone organique total, de 0,003 % du poids sec de l'échantillon pour l'azote total et de 0,158 ‰ pour le δ13C. Les valeurs des échantillons individuels sont présentées dans le tableau supplémentaire 2.

L'oxydation de CuO assistée par micro-ondes d'échantillons lyophilisés et broyés a été utilisée pour hydrolyser les macromolécules qui constituent la majeure partie de la matière organique et analyser les phénols de lignine dérivés, les hydroxybenzènes et les p-hydroxybenzènes ; 62 voir le matériel supplémentaire pour plus de détails. Vanilline (Vl), acétovanillone (Vn), acide vanillique (Vd), syringaldéhyde (Sl), acétosyringone (Sn), acide syringique (Sd), acide p-coumarique (pCd), acide férulique (Fd), acide benzoïque (Bd ), l'acide m-hydroxybenzoïque (m-Bd), l'acide 3,5-dihydroxybenzoïque (3,5-Bd), le p-hydroxybenzaldéhyde (Pl), la p-hydroxyacétophénone (Pn) et l'acide p-hydroxybenzoïque (Pd) ont été quantifiés . La somme des vanillylphénols (V) a été calculée comme Vl + Vn + Vd, la somme des syringylphénols (S) comme Sl + Sn + Sd, la somme des cinnamylphénols (C) comme pCd + Fd, et la somme de tous lignine phénols sous forme de V + S + C. Les valeurs individuelles sont présentées dans le tableau supplémentaire 9.

Cinq ratios ont été calculés pour décrire l'origine et l'état de décomposition de la lignine. Les rapports de syringyle sur les sous-unités de vanillyle (S/V) et de cinnamyle sur les sous-unités de vanillyle (C/V) reflètent la source de phénols de lignine, avec des rapports S/V plus élevés dans les angiospermes que dans les tissus de gymnospermes, et des rapports C/V plus élevés dans les non- ligneux (par exemple, les feuilles) que dans les tissus ligneux63. Les rapports des acides sur les aldéhydes des sous-unités syringyle et vanillyle (Sd/Sl, Vd/Vl) reflètent l'état de décomposition de la lignine ; les deux augmentent pendant la décomposition aérobie due à l'oxydation64. De même, les rapports de l'acide 3,5-dihydroxybenzoïque sur le vanillyl (3,5-Bd/V) augmentent au cours de la décomposition65.

Les biomarqueurs lipidiques ont été extraits d'échantillons lyophilisés avec extraction accélérée par solvant et analysés pour les n-alcanes, les acides n-alcanoïques, les n-alcanols et les stéroïdes à l'aide de la chromatographie en phase gazeuse-spectrométrie de masse (voir Matériel supplémentaire pour plus de détails). Les valeurs individuelles sont présentées dans les tableaux supplémentaires 10 à 12.

Nous présentons ici des concentrations de n-alcanes HMW (C25-C33), d'acides n-alcanoïques HMW (C24-C30) et de n-alcanols HMW (C24-C32), ainsi qu'une suite de ratios pour décrire l'origine et l'état de dégradation de lipides. Le rapport terrigène-aquatique (TAR) a été calculé comme le rapport des n-alcanes (C27 + C29 + C31)/(C15 + C17 + C19) et indique l'origine terrestre vs aquatique des lipides sur la base de la forte abondance de C27, C29 , et C31 dans les cires épicuticulaires de plantes terrestres par rapport à la forte abondance de C17 dans les algues41. Le rapport n-alcane C25/(C25 + C29) a été utilisé comme indicateur des lipides dérivés des sphaignes66. Les indices de préférence pour le carbone (IPC) des n-alcanes HMW (C25-C31) et des acides n-alcanoïques (C24-C28) diminuent au cours de la dégradation à l'approche de un67. Les rapports des acides n-alcanoïques HMW (C24-C28) sur les n-alcanes (C25-C31) et des n-alcanols HMW (C24-C32) sur les n-alcanes (C25-C31) diminuent pendant la décomposition en raison de la plus grande stabilité de n-alcanes, et les rapports de sitostanol sur β-sitostérol augmentent en raison de la conversion des sténols en stanols67.

L'expérience d'incubation a été conçue pour mesurer les taux de production de CH4, CO2 et N2O par décomposition de la matière organique décongelée du pergélisol sous-marin dans des conditions aussi proches que possible de l'environnement naturel (c. -composition isotopique du CH4 produit. Un échantillon de quatre carottes a été choisi au hasard pour l'expérience, couvrant une gamme de profondeurs : 4D-13 à 4,55 m de profondeur, 4D-12 à 27,4 m, 2D-13 à 24,7 m et 1D-14 à 25,1 m. Le matériau du pergélisol sous-marin a été incubé à 4 °C dans des conditions anoxiques et les concentrations de gaz à effet de serre ont été déterminées les jours 1, 5, 9, 16, 23, 37, 114, 286 et 601. La composition isotopique du CH4 accumulé a été analysée après 335 jours d'incubation à l'Institut de recherche marine et atmosphérique de l'Université d'Utrecht. Une description détaillée de la méthode, y compris de l'ajustement du modèle à la production de gaz à effet de serre observée, est fournie dans le matériel supplémentaire. Les données sur les taux de production de gaz à effet de serre, les ajustements du modèle et la composition isotopique sont présentées dans les tableaux supplémentaires 5 à 7.

Les analyses statistiques ont été effectuées en utilisant R 3.3.168. Nous avons testé les corrélations entre les paramètres mesurés sur les trois cœurs à l'aide des corrélations de la somme des rangs de Spearman. Cette méthode teste une relation monotone entre deux paramètres ; la proximité de cette relation est alors décrite par le coefficient de corrélation de Spearman ρ. Les différences entre les segments de noyau au-dessus et en dessous de l'IBPT ont été testées individuellement pour chaque noyau à l'aide de tests de Wilcox non paramétriques. Les corrélations de la somme des rangs de Spearman ont ensuite été appliquées pour tester les changements monotones avec la distance de l'IBPT dans la partie décongelée du noyau qui pourraient refléter la décomposition progressive lors du dégel. Les tests statistiques ont été considérés comme significatifs à p < 0,05.

Toutes les données générées pour cette publication sont présentées en détail dans les informations supplémentaires. Les données sur la concentration de carbone et d'azote et la composition isotopique, ainsi que les concentrations de biomarqueurs, ont également été déposées dans la base de données du Centre Bolin de l'Université de Stockholm (https://bolin.su.se/data/wild-2022-subsea-permafrost-1 ).

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Cette étude a été financée par le Swedish Research Council VR (numéros de subvention 621-2013-5297 et 2017-01601 à Ö.G., ainsi que 2018-05489 à BW), le Swedish Research Council for Sustainable Development Formas (numéro de subvention 2018 -01547 à BW), le Conseil européen de la recherche (ERC-AdG CC-TOP, numéro de subvention 695331 à Ö.G.) et la Russian Science Foundation (numéro de subvention 21-77-30001 à IS). Le travail de terrain a été soutenu par le ministère russe des sciences et de l'enseignement supérieur (projet 075-15-2020-928 à NS et thème 0211-2021-0010 à OD). Cette étude a été soutenue par le Programme de développement de l'Université d'État de Tomsk (Priorité-2030). Nous remercions également Rajendra Shrestha (Université de Lund) pour la préparation des échantillons OSL et Carina van der Veen (Institut de recherche marine et atmosphérique d'Utrecht) pour l'analyse isotopique du CH4.

Financement en libre accès fourni par l'Université de Stockholm.

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Birgit Wild, Felipe Matsubara, Martin Jakobsson & Örjan Gustafsson

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Université d'État de Tomsk, Tomsk, 634050, Russie

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

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Vladimir Tumskoï

Institut des sciences polaires, Conseil national de la recherche, 40129, Bologne, Italie

Thomas Thèse

Géomicrobiologie, Département des géosciences, Université de Tuebingen, 72076, Tuebingen, Allemagne

Hannah Grimm

Département de géologie, Université de Lund, 22362, Lund, Suède

Helena Alexanderson

Département des sciences géologiques, Université de Stockholm, 11418, Stockholm, Suède

Martin Jakobsson

Institut d'écologie, École supérieure d'économie, Moscou, 101000, Russie

Igor Semiletov

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BW, IS et Ö.G. conçu l'étude; OD, AR, DK, VT ainsi que IS ont mené les campagnes de forage et traité les carottes et les échantillons. HA et MJ ont fourni des données OSL. L'analyse des propriétés de la matière organique en vrac a été réalisée par TT, des phénols de lignine par BW, des lipides par IN et FM et de la surface spécifique par HGBW et Ö.G. a dirigé la rédaction du manuscrit avec la contribution de tous les auteurs NS, OD, AR, DK, VT, TT, HJ, IN, FM, HA, MJ, AM et IS

Correspondance avec Birgit Wild ou Örjan Gustafsson.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

Nature Communications remercie les évaluateurs anonymes pour leur contribution à l'évaluation par les pairs de ce travail. Les rapports des pairs examinateurs sont disponibles.

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Réimpressions et autorisations

Wild, B., Shakhova, N., Dudarev, O. et al. Composition de la matière organique et production de gaz à effet de serre lors de la fonte du pergélisol sous-marin dans la mer de Laptev. Nat Commun 13, 5057 (2022). https://doi.org/10.1038/s41467-022-32696-0

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Reçu : 02 juillet 2021

Accepté : 10 août 2022

Publié: 27 août 2022

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

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