Puntos de inflexión de las marismas del Delta del Mississippi debido al aumento acelerado del nivel del mar

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Resumen

Las marismas costeras están amenazadas por el aumento del nivel del mar (RSL), pero estudios recientes predicen la supervivencia de las marismas incluso bajo las altas tasas de aumento de RSL que se esperan más adelante en este siglo. Sin embargo, como estos estudios se basan principalmente en datos a corto plazo, persisten las incertidumbres sobre la vulnerabilidad a largo plazo de los pantanos costeros. Presentamos un récord de 8,500 años de pantanos del delta del Mississippi, lo que demuestra que con RSL aumentan las tasas de más de 6-9 mm por año.-1, la conversión de pantanos en aguas abiertas se produce en unos 50 años. Con RSL aumente las tasas por encima de ~ 3 mm por año-1, el ahogamiento del pantano se produce en unos pocos siglos. Dado que las tasas actuales de aumento del nivel mundial del mar ya superan esta tasa, la inmersión de los ~ 15,000 km restantes2 de los pantanos de la costa de Louisiana es probablemente inevitable. Los puntos de vuelco liderados por RSL para las marismas ahogadas varían geográficamente y los del Delta del Mississippi pueden ser más bajos que en otros lugares. Sin embargo, nuestros resultados resaltan la necesidad de considerar plazos más largos para determinar la vulnerabilidad de los pantanos costeros en todo el mundo.

INTRODUCCIÓN

Se sabe que los paisajes y los ecosistemas responden de manera no lineal a las tensiones externas (1) Los humedales costeros representan una familia de ecosistemas propensos a un colapso potencialmente irreversible debido a este mecanismo. Por ejemplo, la productividad de un pantano costero común (Spartina alterniflora) picos en un rango de elevación distinto definido por los niveles de marea (2) En consecuencia, una inmersión persistente a un nivel que excede este rango (y la ausencia de sedimentos abundantes para compensarlo) conducirá a una degradación rápida y a la conversión del pantano en mareas planas o aguas abiertas, que representan estados estables alternativos como teóricamente esperado (3)

Las marismas costeras se encuentran entre los ecosistemas más valiosos del planeta (4 4), sin embargo, existe una preocupación generalizada por su sostenibilidad debido al aumento acelerado del nivel del mar y otro estrés inducido por el hombre. Generalmente se forman en la mitad superior de la zona intermareal y son el resultado de un delicado equilibrio entre el crecimiento vertical y el aumento relativo del nivel del mar (RSL), impulsado por una miríada de factores físicos (por ejemplo, mareas de inundación), biológicos (por ejemplo ejemplo, productividad de las plantas) y procesos químicos (por ejemplo, descomposición) (5 57 7) Dado que la migración a la tierra de los humedales costeros se ve cada vez más obstaculizada debido a la interferencia humana o laderas empinadas8), la supervivencia de las marismas depende, en gran medida, de la ganancia de elevación de la superficie. Sin embargo, varios estudios han demostrado que incluso con tasas de crecimiento sustanciales, los pantanos pueden estar sujetos a degradación debido a la compactación de sedimentos (9 9, 10)

Un conjunto de modelos numéricos (11) sugiere que las tasas de umbral de la RSL aumentan para la supervivencia de los pantanos (generalmente de 10 a 50 mm por año)-1) están determinados principalmente por el rango de marea y la concentración de sedimento en suspensión (SSC). Como resultado, varios estudios recientes han presentado la idea de que los pantanos pueden ser relativamente resistentes (12), pero las inferencias como estas se basan, en gran medida, solo en observaciones en escalas de tiempo anuales o de décadas (13)

El Delta del Mississippi (MD) registra algunas de las tasas de pérdida más altas para los humedales costeros del mundo (14) Un análisis reciente del cambio en los humedales en 185 sitios en todo el MD ha demostrado que el crecimiento vertical ha mantenido el ritmo de la tasa de aumento de RSL durante la última década (13 ± 9 mm por año-1, determinado en relación con la superficie de los humedales) en aproximadamente el 65% de estos sitios (10) Sin embargo, aún se desconoce en gran medida hasta qué punto los pantanos costeros son sostenibles en escalas de tiempo más largas (es decir, desde multidecadal hasta centenario) cuando la compactación de sedimentos, el estanque y la erosión se vuelven significativos. Las altas tasas del aumento actual de RSL en el MD no son inusuales. Por ejemplo, se observan tasas comparables en el Delta del Po (15) e incluso tasas más altas ocurren en el Delta del Mekong (dieciséis) Aquí, probamos la hipótesis de que los pantanos en el MD pueden mantenerse al día con las tasas de aumento de RSL de hasta 10 mm por año-1 considerando los registros de pantanos que se extienden por la mayor parte del Holoceno. Aunque este enfoque empírico no puede desenredar todos los procesos ecogeomórficos relevantes y las respuestas no lineales, ofrece evidencia de observación directa sobre cómo su interacción determina la supervivencia a largo plazo del pantano.

RESULTADOS

Un registro RSL de alta resolución para el MD que cubre los últimos 8,5 ka (17) (Fig. 1 y Materiales y métodos), combinados con descripciones detalladas de las facies de los pozos de perforación asociados que se han perforado para realizar la reconstrucción del nivel del mar (Fig. 2 y 3 y Materiales y métodos), permite la evolución las paleopantanas se vincularán directamente con las tasas de aumento de RSL determinadas con respecto a la superficie terrestre preexistente. El registro RSL se basa en 72 puntos de índice del nivel del mar (SLIP) derivados de turba basal sin compactación, la facie rica en materia orgánica que cubre inmediatamente un paleosol transgresor de humedales sobre un sustrato altamente consolidado. Más detalles sobre la metodología para la reconstrucción del nivel del mar están disponibles en otros lugares (18 años)

Figura 1 La curva RSL y la tasa de aumento de RSL en el MD.

Un total de 72 puntos de índice del nivel del mar (SLIP) de la turbera basal del pantano proporcionan la historia del Holoceno RSL en relación con la base (principalmente) de pleistoceno sin compactación. La ubicación de las áreas de estudio se muestra en la Fig. 2. La brecha entre ~ 3.0 y 1.5 ka BP (previamente presente) se debe simplemente al hecho de que este intervalo de tiempo no se ha muestreado para 14C citas; no debe interpretarse como una fase con una tasa de aumento de RSL que se desvía de la tendencia a largo plazo. También tenga en cuenta que el SLIP más joven precede a la aceleración global del nivel del mar del siglo pasado (no se muestra en este registro). Todos los demás puntos de datos (no SLIP) se muestran mediante pequeños símbolos negros que aclaran la forma de la función que se ha adaptado a los datos SLIP. La primera derivada de la curva RSL muestra tasas de aumento de RSL entre 8,5 y 0,15 ka BP.

Figura 2 Distribución de los 355 pozos a través del MD que se utilizaron para el análisis de paleopantanos.

Tenga en cuenta que la distancia entre las dos áreas de estudio (UNA es si) tiene aproximadamente 100 km y los pozos dentro de estas dos regiones están dispersos a una distancia de 40 km. Esto evita la distorsión de muestreo asociada con las condiciones locales que pueden no ser representativas de una región más grande. La ubicación de los 15 pozos ilustrados en La figura 3 se muestra en naranja o rojo. Datos del mapa base: Google, SIO, NOAA, US Navy, NG, GEBCO, Landsat / Copernicus, Terrametrics.

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Figura 2 Distribución de los 355 pozos a través del MD que se utilizaron para el análisis de paleopantanos.

Tenga en cuenta que la distancia entre las dos áreas de estudio (UNA es si) tiene aproximadamente 100 km y los pozos dentro de estas dos regiones están dispersos a una distancia de 40 km. Esto evita la distorsión de muestreo asociada con las condiciones locales que pueden no ser representativas de una región más grande. La ubicación de los 15 pozos que se muestran en la Figura 3 se muestra en naranja o rojo. Datos del mapa base: Google, SIO, NOAA, US Navy, NG, GEBCO, Landsat / Copernicus, Terrametrics.

Fig. 3 Secuencias de facies transgresivas características de los últimos 8500 años.

Una selección de 15 troncos sedimentarios representativos presenta la transición de un paleosol de los humedales a facies de holoceno basal y la sucesión anterior (los detalles sobre las unidades de facies se proporcionan en la tabla S1). Para facilitar la comparación, los troncos se han ajustado verticalmente para alinear la parte superior del paleosol y se han organizado con el aumento de la edad (y la profundidad) de izquierda a derecha [in reality, the elevation of the top of the paleosol decreases from ~0.5 to 16 m below North American Vertical Datum of 1988 (NAVD 88); see Supplementary Spreadsheet]. El motivo serrado se usa para troncos que no se extienden a la superficie del suelo. Para cada registro, la edad calibrada promedio ponderada (en ka BP) de las facies basales que cubren el paleosol y la tasa de aumento de RSL (la primera derivada de la ecuación en Fig. 1) se proporciona. Los núcleos con fecha directa se indican en rojo; para los otros núcleos, la edad de las facies del holoceno basal se calculó utilizando la ecuación de la Fig. 1. Tenga en cuenta que los dos troncos marcados por flechas con una estratigrafía muy similar están a ~ 100 km de distancia (todas las posiciones de los núcleos están mostrado en la figura 2). Registros sedimentarios adicionales se muestran por separado para las áreas de estudio occidental y oriental en los higos. S1 y S2.

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Fig. 3 Secuencias de facies transgresivas características de los últimos 8500 años.

Una selección de 15 troncos sedimentarios representativos presenta la transición de un paleosol de los humedales a facies de holoceno basal y la sucesión anterior (los detalles sobre las unidades de facies se proporcionan en la tabla S1). Para facilitar la comparación, los troncos se han ajustado verticalmente para alinear la parte superior del paleosol y se han organizado con el aumento de la edad (y la profundidad) de izquierda a derecha [in reality, the elevation of the top of the paleosol decreases from ~0.5 to 16 m below North American Vertical Datum of 1988 (NAVD 88); see Supplementary Spreadsheet]. El motivo serrado se usa para troncos que no se extienden a la superficie del suelo. Para cada cepa, se proporciona la edad calibrada promedio ponderada (en ka BP) de las facies basales que cubren el paleosol y la tasa de aumento de RSL (la primera derivada de la ecuación en la Fig. 1). Los núcleos con fecha directa se indican en rojo; para los otros núcleos, la edad de las facies del holoceno basal se calculó utilizando la ecuación de la Fig. 1. Tenga en cuenta que los dos troncos marcados con flechas con una estratigrafía muy similar están a ~ 100 km de distancia (todas las posiciones de los núcleos están mostrado en la figura 2). Registros sedimentarios adicionales se muestran por separado para las áreas de estudio occidental y oriental en los higos. S1 y S2.

Las tasas de aumento de RSL (Fig. 1) se aproximan a 10 mm por año-1 durante la primera fase de registro y luego disminuye progresivamente a ~ 0.5 mm por año-1 durante el milenio preindustrial (19) En consecuencia, este registro nos permite estudiar la respuesta de paleopantanos a una amplia gama de tasas de aumento de RSL determinadas en función de la superficie terrestre preexistente. La primera parte del registro RSL detecta las tasas esperadas en todo el mundo para la última parte del siglo XXI en función de los escenarios de emisión RCP4.5 y RCP8.5 (20)

El análisis estratigráfico se centró inicialmente en los 72 sitios de los que se obtuvieron los SLIP; La Figura 3 muestra 15 troncos sedimentarios representativos (10 de los cuales provienen de sitios SLIP). Si bien presentan principalmente facies de marismas fangosas y orgánicas que cubren inmediatamente el paleosol, la sucesión posterior varía ampliamente. En particular, antes de ~ 6.8 ka BP (antes de hoy; definido como era común en 1950), una transición de facies de pantanos a lagunas (es decir, aguas abiertas) con fauna característica (almeja generalmente salobre) Rango de cuña) casi siempre está presente. En contraste, la siguiente parte del registro (<6.8 ka BP) carece principalmente de indicadores de condiciones de aguas abiertas. En cambio, las facies terrestres (principalmente lodo de pantano o pantano, es decir, incluida la sucesión de agua dulce) persisten, lo que indica que el crecimiento vertical ha mantenido el ritmo o excedió la tasa de aumento de RSL. Es importante tener en cuenta que los pozos con edades basales comparables en las partes occidental y oriental (Fig. 2) del MD muestran una estratigrafía particularmente similar (Fig. 3 y Fig. S1 y S2).

El análisis se ha extendido por 283 perforaciones adicionales que tienen una transición estratigráficamente similar (ver hoja de cálculo suplementaria). Al igual que los registros discutidos anteriormente, estos sitios están dispersos a más de 100 km de distancia a través del MD y derivan de las dos áreas de estudio que miden de 25 a 40 km de diámetro (Fig. 2). Debido a la gran cantidad de observaciones, la variabilidad espacial que inevitablemente afecta a áreas más pequeñas se filtra y los datos nos permiten extraer los modelos más grandes que caracterizan a esta región. Sin embargo, debe tenerse en cuenta que, cuando se examina con más detalle, la estratigrafía muestra una rica variabilidad. Esto se ilustra en sitios con múltiples episodios de ahogamiento y retorno a condiciones terrestres (Fig. 3), lo que demuestra que otros factores, como la proximidad a una fuente de sedimento, pueden ser localmente importantes. Cada uno de los troncos del pozo se clasificó en sucesiones facies totalmente terrestres contra ahogado, con el último (fig. S3) dividido en ahogamiento gradual o rápido (tabla S2). Alrededor del 6.5% de los registros carecían de los detalles para clasificarlos con confianza y se registraron como no concluyentes.

Dada la estrecha relación edad-profundidad (Fig. 1), las edades se pueden asignar a la transición de facies en la parte superior del paleosol en pozos sin fecha dentro de un error de aproximadamente 200 años, lo que permite la tasa de aumento de RSL en comparación con la superficie terrestre preexistente para ser estimado para cada sitio. Los resultados (Fig. 4) muestran que cuando las tasas son <2 mm por año-1, las facies son siempre terrestres. Por encima de esta tasa, se encuentran los primeros sitios ahogados. Solo cuando las tasas de aumento de RSL superan los 3 mm por año-1 el ahogamiento ocurre en al menos el 80% de los sitios; un pequeño porcentaje (<10%) permaneció terrestre en todo el Holoceno. Esto indica que incluso cuando las tasas de aumento de RSL son muy altas, las condiciones locales (muy probablemente la proximidad a una fuente importante de sedimentos) pueden evitar el ahogamiento, pero el punto es que tales condiciones son raras. Nuestros resultados son sólidos cuando se consideran por separado para las dos áreas de estudio (fig. S4) o cuando se consideran solo sucesiones de pantanos basales relativamente gruesas (fig. S5), lo que indica que una tasa de aumento de RSL de 3 mm por año-1 representa una tasa de umbral para pantanos ahogados en el MD, independientemente de la madurez de los pantanos.

Fig. 4 Relación entre la tasa de aumento de RSL y la persistencia del pantano.

La proporción relativa de la sucesión de facies (tabla S2) está determinada por ocho aumentos en las tasas de aumento de RSL para identificar el punto de vuelco para el ahogamiento del pantano. El aumento repentino en el porcentaje de sitios ahogados entre 2.5 y 3.0 mm por año.-1 ilustra la naturaleza no lineal de la respuesta del pantano a la tasa de aumento de RSL. Se muestran parcelas similares por separado para las áreas de estudio occidental y oriental (fig. S4) y para sucesiones de pantanos basales de espesor ≥ 50 cm (fig. S5).

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Fig. 4 Relación entre la tasa de aumento de RSL y la persistencia del pantano.

La proporción relativa de la sucesión de facies (tabla S2) está determinada por ocho aumentos en las tasas de aumento de RSL para identificar el punto de vuelco para el ahogamiento del pantano. El aumento repentino en el porcentaje de sitios ahogados entre 2.5 y 3.0 mm por año.-1 ilustra la naturaleza no lineal de la respuesta del pantano a la tasa de aumento de RSL. Se muestran parcelas similares por separado para las áreas de estudio occidental y oriental (fig. S4) y para sucesiones de pantanos basales de espesor ≥ 50 cm (fig. S5).

Antes de 8.2 ka BP, cuando las tasas de aumento de RSL excedían de 6 a 9 mm por año-1, las facies de pantanos basales tienen un grosor medio de solo 15 cm (Fig. 3 y Tabla 1), incluso después de la eliminación de los sitios con transiciones erosivas. Nos referimos a estas capas delgadas como pantanos incipientes (o pantanos con flecos) con anchos de unos pocos kilómetros o menos, teniendo en cuenta su grosor original (descompactado) generalmente <50 cm (Tabla 1) y una pendiente promedio hacia el mar de la tierra superficie preexistente (es decir, la base del pleistoceno) de aproximadamente 0.00025 (21) Claramente, estas marismas incipientes diferían mucho de las vastas marismas que se formaron más tarde durante el Holoceno; Además del hecho de que nunca se desarrollaron completamente, ocuparon un área mucho más pequeña. Las marismas incipientes muestran un ahogamiento rápido, a diferencia del ahogamiento gradual que es más común en sitios dentro de la ventana de tiempo de 6.8 a 8.2 ka BP donde el grosor medio de las facies basales de las marismas es de 30 a 50 cm (Tabla 1) Si bien los pantanos incipientes pueden comenzar a formarse incluso con las tasas de aumento de RSL más altas observadas en nuestro registro, también se han derrumbado rápidamente.

tabla 1 Espesor y duración estimada de las facies de pantano ahogado.

La duración de la persistencia del pantano para los sitios que eventualmente se inundaron se puede estimar a partir del espesor de las caras ahogadas del pantano, suponiendo que el crecimiento vertical inicialmente se mantuvo al ritmo de la tasa de aumento en el RSL y utilizando una reducción en el espesor por un factor de 2.5 debido a la compactación (22) Esta estimación sugiere (Tabla 1) que el ahogamiento de las marismas incipientes antes de 8.2 ka BP generalmente ocurrió en aproximadamente 50 años o menos, mientras que entre 8.2 y 6.8 ka las marismas BP fueron capaces para persistir en promedio ~ 300 años.

DISCUSIÓN E IMPLICACIONES

¿En qué medida la evolución temprana del pantano del Holoceno es relevante para las condiciones actuales y futuras? Antes del terraplén de los distribuidores y el consiguiente aislamiento de la llanura delta de la entrada de sedimentos clásticos, las marismas de MD probablemente tenían valores de SSC relativamente altos. Esto es sugerido por las mediciones actuales de hasta 150 mg de litro-1 durante la inundación de 2011 en la bahía de Atchafalaya (23) – una representación representativa de las grandes plumas generalizadas asociadas con los lóbulos de las aguas poco profundas que dominaron el Holoceno MD. Sin embargo, debido a numerosos daños en el tanque de drenaje (24), es probable que el suministro actual de sedimentos del río Mississippi sea menor que durante el primer Holoceno. En otras palabras, a pesar de la disponibilidad de sedimentos supuestamente más alta que los valores SSC observados actualmente, nuestro análisis muestra que las primeras marismas del Holoceno no pudieron mantenerse al día con el aumento de RSL. El rango microtidal en esta región (actualmente <0.5 m) limita la resistencia de los pantanos, pero el rango de marea fue probablemente mayor antes de 8 ka BP[Daalloraèstatoparagonabilealregimeattualedellemaree([Hasidocomparablealosactualesregímenesdemareadeldíadesdeentonces([daalloraèstatoparagonabilealregimeattualedellemaree([ithasbeencomparabletothepresent-daytidalregimesincethattime(25)]. Por otro lado, el primer CO de la atmósfera del Holoceno2 las concentraciones fueron alrededor del 65% de los valores actuales. Esto puede haber reducido las tasas de producción primaria y la contribución orgánica al crecimiento de las marismas (26) En general, sin embargo, las primeras condiciones del Holoceno, un período sin impactos nocivos para los humanos, probablemente favorecieron la resistencia de las marismas en comparación con el día de hoy.

La resistencia a corto plazo de las marismas MD se ilustra por el hecho de que a menudo mantienen el ritmo de la tasa actual de aumento de RSL de 13 ± 9 mm por año.-1, según lo determinado con respecto a la superficie de los humedales (ver Materiales y métodos), pero se basa en series de tiempo que solo duran de 6 a 10 años (10) Por el contrario, el registro de paleo-pantano muestra que estas condiciones son insostenibles en escalas de tiempo desde multidecadale hasta centenario. Si bien la evidencia empírica de esto es sólida, una comprensión integral de las causas de este contraste requerirá más investigación. Es plausible que varios procesos se vuelvan cada vez más importantes cuando las tasas rápidas de aumento de RSL persisten durante más de unas pocas décadas. Esto incluye la descomposición y compactación de sedimentos en humedales con alta porosidad y baja densidad aparente (~ 0.3 g cm-3 en las marismas modernas del MD; tabla S3). Se sabe que la compactación es un factor significativo en niveles relativamente fangosos (aproximadamente 30% de materia orgánica; tabla S3) capas MD (27, 28) que tienen tensiones efectivas relativamente altas. Otros procesos que probablemente fueron significativos durante el rápido aumento inicial del Holoceno RSL son la expansión del estaño y el estaño (29), así como la erosión del borde del pantano por las olas (30) que puede evolucionar hacia un proceso desbocado una vez iniciado (31) Esto se refleja en el hecho de que aproximadamente la mitad de los pantanos ahogados en nuestro conjunto de datos tienen superficies erosivas (ver hoja de cálculo suplementaria). Finalmente, la falta de capital de elevación en el MD (tabla S3) también limita la resistencia de los pantanos a largo plazo.

Nuestros resultados difieren significativamente de los modelos recientes (12) que predice la respuesta de los humedales costeros de todo el mundo al aumento futuro de RSL y concluye que estos ecosistemas pueden ser inesperadamente resistentes. Atribuimos esta diferencia, al menos en parte, al hecho de que los conjuntos de datos en los que se basan estos estudios de modelado cubren breves ventanas de observación de décadas o menos (11) y, por lo tanto, no adquiera procesos clave a largo plazo como los mencionados anteriormente. Por ejemplo, se sabe que el aumento acelerado de RSL puede desencadenar un crecimiento vertical mejorado a corto plazo (2), pero nuestros resultados muestran que es probable que estos fenómenos sean transitorios debido a un déficit de crecimiento inevitable.

Hacemos hincapié en la importancia de la tasa de aumento de RSL determinada en relación con la superficie terrestre preexistente, como se usa en el presente estudio, porque determina si los pantanos terminarán ahogándose y qué tan pronto ocurrirá el ahogamiento. Además, las tasas de aumento de RSL determinadas de esta manera permiten la comparación con las tasas promedio de aumento del nivel del mar global. Sin embargo, los porcentajes de umbral específicos del aumento de RSL para MD probablemente no sean transferibles a otros contextos costeros, dada la dependencia de la vulnerabilidad del pantano con otros factores, incluidos, entre otros, SSC y rango de mareas, así como la capacidad de las marismas costeras para migrar a la tierra (12) Esto se demuestra, por ejemplo, por las tasas considerablemente más altas de aumento de RSL necesarias para ahogar el pantano en Gran Bretaña32) Además, si bien los pantanos de MD de baja altitud tienden a convertirse en aguas abiertas a altas tasas de aumento de RSL, en otros entornos con un rango de marea más alto, esto puede resultar en la transformación de un pantano alto en un pantano bajo (33) o pantano bajo en la llanura de marea (8) Sin embargo, planteamos la hipótesis de que un hallazgo importante del presente estudio, la gran disparidad entre la vulnerabilidad de los pantanos en escalas cortas y largas, puede ser generalmente válido y que la existencia de puntos de inflexión es una característica clave de estos ecosistemas. Esto implicaría que las tasas de umbral asociadas con el aumento de RSL para la sostenibilidad de las marismas costeras pueden ser inferiores a lo que sugieren los estudios basados ​​en registros instrumentales. La verificación de esta hipótesis por otros estudios sobre la evolución del paleo-pantano debería ser una prioridad para futuras investigaciones. Dada la importancia de capturar las altas tasas de aumento de RSL que ocurrieron durante el Holoceno temprano, predecimos que los mejores objetivos para esto son otros grandes deltas que tienen más probabilidades de mantener registros para esta edad.

Los estudios sobre una amplia gama de ecosistemas han demostrado que la capacidad de recuperación reducida (por ejemplo, debido a otras influencias antropogénicas no climáticas) los hace más propensos a la transformación rápida (1) La degradación severa de los pantanos de MD debido a una variedad de impactos humanos, incluida la disección del área de más de 15,000 km de canales (14), ya ha resultado en una pérdida de resiliencia y hará más probable una transición continua hacia aguas abiertas. La tasa promedio mundial de aumento del nivel del mar entre 2006 y 2015 es de 3.58 ± 0.48 mm por año-1 (20) e incluso un escenario óptimo en las proyecciones globales a largo plazo del nivel del mar predice tasas de 5 a 6 mm por año-1 durante unos 2000 años (34) Por lo tanto, concluimos no solo que el año de 3 mm-1 Ya se ha excedido el umbral para aumentar el RSL en el MD, pero es probable que esta condición persista mucho más allá de la escala de tiempo del ahogamiento del pantano del MD. En otras palabras, el ahogamiento es inevitable y la conversión al pantano será poco probable. Esta es una seria amenaza no solo para uno de los entornos ecológicamente más ricos de los Estados Unidos, sino también para 1.2 millones de habitantes (Tabla S4) y actividades económicas asociadas que están rodeadas por las marismas del MD. Nuestros resultados, vistos en el contexto de las proyecciones a largo plazo del nivel del mar, plantean la cuestión de si los pantanos costeros en otros lugares pueden ser más vulnerables de lo que comúnmente se reconoce.

MATERIALES Y MÉTODOS

Registro RSL

El registro RSL se obtuvo completamente de turba basal sin compactación; los ambientes paleo se han deducido de δ13Datos C (18 años), enriquecido con información de macrofósiles vegetales (18 años) y foraminíferos (35) La mayoría de las turbas basales se formaron en pantanos con salinidad salobre o intermedia, es decir, dentro de la zona intermareal. Los 72 SLIP que forman la base del registro RSL se rastrearon con respecto a los datos verticales de 1988 de América del Norte (NAVD 88), según un resumen publicado anteriormente (17) El paquete de software de adaptación de curva 2D TableCurve, versión 5.01.02 (www.sigmaplot.co.uk/products/tablecurve2d/tablecurve2d.php) se utilizó para adaptar y clasificar 3665 ecuaciones para obtener la curva RSL utilizando los valores centrales de SLIP («Elevación de la muestra – base (m NAVD)» y «Promedio ponderado por edad calibrado (BP y cal)») (17) Dado que la historia del Locene RSL de esta región está dominada por la adaptación glacial isostática (subsidencia de la inflamación periférica) como se refleja en las tasas continuas pero progresivamente decrecientes de RSL (36), solo consideramos las curvas caracterizadas por el aumento de la RSL monotónica. Fluctuaciones sutiles RSL en una escala de siglo con amplitudes de algunos decímetros (19) probablemente existía, pero tendría un impacto relativamente pequeño en la parte más importante de nuestro registro de RSL cuando las tasas de aumento de RSL fueran las más altas (es decir, el efecto se limitaría a aceleraciones y desaceleraciones sutiles). Las curvas RSL han sido evaluadas y evaluadas gráficamente por la bondad de la adaptación (R2) y el error estándar entre los datos y la curva adaptada. La curva RSL con resultados óptimos con respecto a estos criterios (Fig.1) se usó para calcular una edad estimada de la base de la secuencia del Holoceno (es decir, la elevación de la parte superior del paleosol en comparación con NAVD 88) en 283 sitios para que no es directo 14Data C estaba disponible (para los 72 sitios con SLIP, el calibrado 14Se usó la edad C). L’errore di età associato per i siti senza datazione diretta è di 213 anni, il che introduce una certa incertezza nel tasso di aumento di RSL in ciascun sito. Questa incertezza è stata spiegata nel tasso soglia inferito per annegamento rapido della palude (da 6 a 9 mm anno-1).

Il tasso di aumento di RSL in funzione del tempo è stato ottenuto per mezzo della prima derivata della curva RSL (Fig. 1). Questo numero viene utilizzato per caratterizzare il tasso di aumento di RSL all’inizio della formazione di paludi (o paludi) in ogni singolo sito. Per i siti affogati, la parte superiore delle facies palustri ha un’età più giovane e, quindi, corrisponde a tassi più lenti di aumento di RSL come derivati ​​da questo record, ma dato il lento declino del tasso di aumento di RSL, questo è un problema minore. Circa 8,2 ka BP, il periodo dell’anno ~ 7,5 mm-1 soglia di aumento dell’RSL tra annegamento graduale e rapido della palude, il tasso di aumento dell’RSL diminuisce di ~ 0,3 mm anno-1 tra la base e la cima delle facies annegate della palude (in base alla durata media della persistenza della palude di circa 50 anni). Per il punto di non ritorno che definisce l’inizio dell’annegamento graduale della palude (3 mm anno-1 circa 6,9 ka BP), questo valore è di ~ 0,5 mm all’anno-1, basato su una finestra temporale media per l’annegamento della palude di 300 anni.

In questo contesto, è importante sottolineare la differenza fondamentale tra il record di Olocene RSL dalle facies della palude basale (principalmente torba basale) (Fig. 1) che mostra tassi rispetto al seminterrato del pleistocene in gran parte privo di compattazione (cioè la terra preesistente superficie) e che è stato utilizzato per valutare la vulnerabilità delle paludi che si sono formate immediatamente sopra questa superficie, rispetto ai tassi attuali di aumento della RSL determinati in base alla superficie terrestre (10). Il primo fornisce un solido record di aumento di RSL che è spazialmente uniforme nelle due aree di studio (Fig. 1). Al contrario, questi ultimi tassi sono molto più alti (13 ± 9 mm all’anno-1) e spazialmente variabili a causa di una combinazione di fattori, tra cui l’accelerazione globale determinata dal clima dell’innalzamento del livello del mare (37), estrazione fluida del sottosuolo (38) e alti tassi di compattazione (10, 27, 28).

Dati di sondaggio e analisi delle facies

La maggior parte dei dati del pozzo trivellato (n = 334) sono stati raccolti a mano, mediante una coclea Edelman e un tallone da 3 cm di diametro (39). I sedimenti sono stati descritti sul campo con incrementi di 10 cm, con particolare attenzione alla trama dei sedimenti, al contenuto di sostanza organica, ai resti di piante e di altri fossili, al colore, allo stato di ossidazione e alle strutture sedimentarie. Un numero più piccolo (n = 21) di pozzi relativamente profondi (in genere> 12 m) sono stati perforati con un Geoprobe (modello 6610 DT) che ha prodotto nuclei di diametro di 4 cm che sono stati anche descritti sul campo, in modo simile. In molti casi, più core sono stati raccolti nello stesso sito per accertare che le sezioni campionate avevano subito un disturbo minimo (35). Nessuna prova è stata trovata per il recupero incompleto o la compattazione dei sedimenti a causa del carotaggio con Geoprobe. A differenza dei pozzi trivellati a mano, i nuclei di Geoprobe si estendevano solo pochi metri sopra la transizione pleistocene-olocene e quindi campionavano solo la parte della successione olocenica di particolare interesse per il presente studio.

I dati del pozzo trivellato per questo studio sono stati selezionati da un database più ampio che risiede all’Università di Tulane, in base ai seguenti criteri: (i) sono stati considerati solo i fori di trivellazione del MD; (ii) doveva essere presente una transizione pleistocene-olocene ben definita e conforme (quasi sempre definita da un paleosolo grigio scuro e immaturo); e (iii) la successione di facies sovrastanti doveva avere uno spessore di almeno ~ 2 m se non si estendeva fino alla superficie terrestre (le successioni di facies più sottili venivano incluse solo se mostravano prove di annegamento). Questa lunghezza minima è stata scelta per garantire che fossero stati registrati almeno 400 anni di registrazioni. Tuttavia, non possiamo escludere che si possano verificare facies lagunari al di sopra della sezione esaminata in alcuni dei fori praticati con il Geoprobe.

La distribuzione spaziale dei pozzi (Fig. 2) è associata alla paleogeografia della regione durante l’Olocene precoce e copre la maggior parte dell’area in cui il pleistocene si trova entro circa 15 m al di sotto del livello medio attuale del mare. Queste sono le uniche parti del MD in cui è possibile ottenere record paleo-palustri significativi (cioè, quelli che possono essere collegati direttamente al record RSL privo di compattazione). Le aree di studio sono situate sui fianchi di un grande paleovalley (40) che erano state riempite nel periodo in cui le prime facies palustri della nostra storia iniziarono ad accumularsi, riflettendo la dispersione laterale del sedimento e la formazione iniziale di delta, simile a ciò che si vede in questo periodo in tutto il mondo (41). Poiché il paleovalley pieno era il nucleo per l’emergere del MD Holocene, è improbabile che le aree di studio fossero isolate dalla fonte di sedimenti (cioè la foce del fiume Mississippi). Tuttavia, poiché il litorale deve essere migrato verso terra a un ritmo relativamente rapido durante l’Olocaene, non possiamo escludere la possibilità che le nostre aree di studio fossero sufficientemente lontane dalla foce del fiume per sperimentare un periodo temporaneo di fornitura di sedimenti ridotta. Tuttavia, è importante sottolineare che la ritirata del litorale seguita dalla delta progradazione è stata fondamentalmente guidata dalla rapida riduzione del tasso di aumento di RSL (Fig. 1). In other words, any possible changes in local sediment delivery were dictated by changes in the rate of RSL rise. We also stress that the possible role of a temporary reduction in sediment supply due to shoreline retreat remains to be tested because the exact position of the shoreline of maximum transgression in this region is not well constrained.

The facies classification (table S1) builds on previous studies (4245) with slight modifications. In several cases, the borehole descriptions lacked the detail to confidently enable facies identification, which led to a portion of the sediments being classified as undifferentiated mud or peat. The main implication of this uncertainty is that some lagoonal muds may have been missed, including in shallower cores than the age-depth range in which lagoonal muds are common (Fig. 3 and figs. S1 and S2). Since the interpretation relies heavily on the identification of these open-water facies, they were only classified as such when there was high confidence in their recognition. In other words, the interpretation was carried out with caution, and we can therefore not rule out the possibility that more lagoonal facies occur, including in boreholes with rates of RSL rise <3 mm year−1 with respect to the preexisting land surface. The implication of this is that the inferred tipping points are conservative; i.e., threshold rates of RSL rise could be even somewhat lower.

A critical element of the facies analysis is the transition zone that includes the wetland paleosol (which, in turn, rests on highly consolidated Pleistocene strata) and the overlying Holocene succession. Here, we offer some additional details about this transition zone, focusing particularly on the older portion of the record that exhibits marsh drowning. The wetland paleosol has been classified as an Entisol, suborder Aquent (18 años, 46), characterized by highly decomposed organic matter that accumulated in a waterlogged environment. Paleoenvironmental analyses (18 años, 35) have shown that in the oldest portion of the record, this paleosol formed in the intertidal zone. An extensive 14C study of this paleosol and peat from an overlying incipient marsh (47) shows that the peat, despite a thickness of only a few centimeters, contains datable plant macrofossils, unlike the underlying paleosol that was dated by ramped pyrolysis/oxidation 14C analysis. los 14C dating indicates that the age difference between the paleosol and the incipient marsh is within the error margins of the 14C data. We interpret this transgressive succession[illustratedphotographicallyin([illustratedphotographicallyin([illustratedphotographicallyin([illustratedphotographicallyin(18 años)]as one that consists initially of a nascent, intertidal wetland that pedogenically altered the preexisting substrate but exhibited limited vertical accretion (i.e., the paleosol) before the transformation into an incipient and vertically accreting, organic-rich deposit (i.e., the marsh). This succession is comparable to modern, permanently waterlogged dark gray soils that develop in newly formed S. alterniflora marshes that also feature a thin, brownish, organic-rich unit near the top, similar to our incipient marsh. These soils take as long as a century to evolve into fully developed, organic-rich marsh soils (48).

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REFERENCES AND NOTES

  1. M. Oppenheimer, B. C. Glavovic, J. Hinkel, R. van de Wal, A. K. Magnan, A. Abd-Elgawad, R. Cai, M. Cifuentes-Jara, R. M. DeConto, T. Ghosh, J. Hay, F. Isla, B. Marzeion, B. Meyssignac, Z. Sebesvari, in IPCC Special Report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate, H.-O. Pörtner, D. C. Roberts, V. Masson-Delmotte, P. Zhai, M. Tignor, E. Poloczanska, K. Mintenbeck, A. Alegría, M. Nicolai, A. Okem, J. Petzold, B. Rama, N. Weyer, Eds. (Cambridge Univ. Press, 2019), pp. 321–445.

  2. C. R. Kolb, J. R. Van Lopik, in Deltas in their Geologic Framework, M. L. Shirley, Ed. (Houston Geological Society, 1966), pp. 17–61.

  3. R. T. Saucier, Geomorphology and Quaternary Geologic History of the Lower Mississippi Valley (Mississippi River Commission, 1994), 364 pp.

  4. Soil Survey Staff, Soil Taxonomy. A Basic System of Soil Classification for Making and Interpreting Soil Surveys (United States Department of Agriculture, Natural Resources Conservation Service, 1999), 871 pp.

  5. M. P. Hijma, S. E. Engelhart, T. E. Törnqvist, B. P. Horton, P. Hu, D. F. Hill, in Handbook of Sea-Level Research, I. Shennan, A. J. Long, B. P. Horton, Eds. (John Wiley, 2015), pp. 536–553.

Acknowledgments: We acknowledge the dozens of field workers who made this synthesis possible by collecting borehole data and elevation surveys during field campaigns between 1993 and 2011, and the following individuals for discussion, comments, and help: J. Day, R. Gehrels, M. Keogh, M. Kirwan, and J. Nienhuis. We are also grateful to the journal referees whose comments resulted in major improvements. We benefited from the publicly available data through the Coastwide Reference Monitoring System. This is a contribution to the PALSEA program. Funding: This work was supported by the U.S. National Science Foundation (grants OCE-0601814 and EAR-1349311) and the U.S. Department of Energy (through the National Institute for Climatic Change Research Coastal Center). Author contributions: T.E.T. conceived the study, carried out field work and a portion of the data analysis, and wrote the paper with input from all co-authors. K.L.J. carried out the majority of the data analysis. Y.-X.L. carried out field work and a portion of the data analysis. J.L.G. carried out field work and oversaw the collection of the majority of the field data. Competing interests: The authors declare that they have no competing interests. Data and materials availability: All data needed to evaluate the conclusions in the paper are present in the paper and/or the Supplementary Materials. All the borehole data were collected by the group of the corresponding author. They reside in a digital database at Tulane University and are available upon reasonable request from the corresponding author. Surface sediment and elevation data are at https://cims.coastal.louisiana.gov/DataDownload/DataDownload.aspx?type=soil_properties.

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