Az erdők lehúzzák az esőt

Számomra az erdők szerepéről szóló leghihetetlenebb állítás az: "Erdők lehúzzák az esőt" kijelentés volt. Bár tetszett, de megfelelő alátámasztás nélkül nem tudtam mit kezdeni vele.

A cikk, amelynek fordítása itt teljes terjedelmében olvasható ennek a jelenségnek a fizikai magyarázatát adja. Ebben a formájában egy felvetés, de koherens magyarázatot ad és rámutat arra, hogy milyen vizsgálatokkal, kísérletekkel lehet a kérdés tisztázásban előrébb jutni.

Köszönjük a cikk szerzőinek, hogy engedélyezték a magyar fordítás közzétételét. A cikk eredeti, angol nyelvű változata a BioScience folyóirat 59(4):341-347. 2009  számában jelent meg. Az abstract a BIOONE portálon érhető el. http://www.bioone.org/doi/abs/10.1525/bio.2009.59.4.12

Hogyan vonzza az erdő az esőt: egy új hipotézis vizsgálata (How Forests Attract Rain: An Examination of a New Hypothesis)

Szerzők: Douglas Sheil and Daniel Murdiyarso

Egy új feltevés szerint az erdők jóval nagyobb szerepet játszanak a csapadék kialakulásának folyamatában, mint korábban feltételezték. A hipotézis megmagyarázza, hogy az erdővel borított területek miként hoznak létre nagyarányú pára áramlást a légkörben. A feltevés szerint a szárazföld belsejében található vízgyűjtőkön, mint amilyen az Amazonas vagy a Kongó folyók vízgyűjtői, kizárólag azért esik sok csapadék, mert a szárazföld belsejét a tengerparttól közel folytonos erdőtakaró borítja. Az elméletet meghatározó mechanizmus hangsúlyozza a párolgás és a páralecsapódás szerepét a légköri nyomáskülönbségek létrehozásában, illetve a jelenlegi modellek sok feltételezését érvénytelennek tekinti. A hipotézis állítása szerint esetenként akár elszigetelt erdőirtások is okozhatják egy nedves terület szárazzá válását. Ha az elmélet az alapos vizsgálatok után is megállja a helyét, megváltoztatja az általános vélekedést az erdőterületek csökkenéséről, a klímaváltozásról, a hidrológiáról, és a természeti szolgáltatásokról. Új utakat jelöl ki a makroökológia, a tájökológia, a hidrológia, az erdőtelepítés, és a paleoklimatológia területén. Ezen túl új sürgető motivációként jelentkezik az erdők megőrzése terén.

A földi élet a globális vízkörforgástól függ, különösen az óceánok felől a szárazföldre áramló nedvességtől. A megmaradt erdőségek illetve a növényzet szerepe vitás. Számos, részben erdős terület helyi lakosai úgy gondolják, hogy az erdőterületek „vonzzák” az esőzéseket, amíg ezzel a legtöbb modern klimatológus nem értene egyet. Az új hipotézis a helyiek igazát vetíti előre.

A földi vízrendszer gyorsan változik. Számos régióban az élelmiszerellátás biztonságát erősen fenyegeti a csapadék eloszlása (Lobell et al. 2008). Időközben az erdőirtások következtében az erdőkből kiáramló párolgás máris öt százalékkal csökkent (3.000 km3 a mintegy 67.000 km3-es globális szárazföldi nagyságrendből), a csökkenés csekély jelével (Gordon et al. 2005). A növényzet klímabefolyásoló szerepének megértése sosem volt sürgetőbb.

Makarieva és Gorshkov olyan hipotézist vázoltak fel, melynek segítségével megérthető, hogy az erdők miként vonzzák a nedves levegőt és hogy a szárazföldi területek, mint amilyen például az Amazonas vízgyűjtője hogyan tartják meg a nedvességet (Makarieva et al. 2006, Makarieva és Gorshkov 2007, és kapcsolódó online viták; a továbbiakban összefoglalóan „Makarieva és Gorshkov”). A magyarázat lényeges. A szokásos feltételezések általában „mérsékelt”, 20-30 százalékos esőmennyiség-csökkenést jeleznek elő kontinensnyi kiterjedésű erdőirtások után (Bonan 2008). Ezzel ellentétben Makarieva és Gorshkov szerint még viszonylag lehatárolt mértékű erdőirtás esetén is előfordulhat végleges változás, a korábban mérsékeltövi éghajlatú nedves területek esetében száraz területté válás, a csapadékmennyiség 95%-os csökkenése mellett.

Míg Makarieva és Gorshkov tanulmányai jórészt technikaiak, az elmélet hátterében álló fizikát részletezik, addig mi az alapötletet és annak jelentőségét mutatjuk be közérthető formában. Kezdésként bemutatjuk miért hitelt és figyelmet érdemlőek az ötletek. Azután összefoglaljuk az erdő-klíma kölcsönhatások hagyományos feltételezéseit valamint Makarieva és Gorshkov javaslatait. A trópusi esőerdőkre koncentrálunk. Ezen erdők speciális mivoltának vizsgálata után különféle alkalmazásokat és kutatási lehetőségeket fontolunk meg Makarieva és Gorshkov hipotéziséhez kapcsolódóan. Végül kiemeljük ezen gondolatok fontosságát az erdők megőrzésében.

Hitelt érdemlő

A kiterjedt kutatások ellenére a globális éghajlatot meghatározó mechanizmusok jórészt feltáratlanok. Az éghajlatfizika bármely konszenzusos összefoglalásában több szót kellene szentelni a pontatlanságok leírására, mint a tényekére (pl. IPCC 2007). Az elmúlt évtizedek elismert fejlődése ellenére nem minden kulcstényező került leírásra a publikált ezernyi cikkben. Makarieva és Gorshkov munkája, mely a légköri viselkedés kiegyenlítő jellegére koncentrál, igaztalanul figyelmen kívül hagyottnak tűnik. Megfigyeléseink alapján, valamint az általunk megkérdezett szakértő kollégák véleménye szerint, Makarieva és Gorshkov elmélete érdekes és fontos. Itt az ideje alaposan megvizsgálni és kiértékelni.

Hagyományos feltételezések

Az erdőirtás egyes vélekedések szerint hozzájárul a csapadék csökkenéséhez számos régióban (többek között a Sahel, Nyugat Afrika, Kamerun, Közép Amazónia és India területein), ugyanúgy, mint a monszunok gyengítéséhez (Fu et al. 2002, Gianni et al. 2003, Malhi és Wright 2005). De ezek a kapcsolatok leginkább bizonytalanságban maradtak.

Megfigyelések szerint az extenzív erdőirtások környezetében gyakran csökkent a felhőképződés és a csapadék, és hangsúlyossá vált a szezonalitás (Bonan 2008). A tarvágások határozottan hőáramlás vezette „növényzet-szellőt” hozhatnak létre, mely kifújja a nedves levegőt az erdőből (Laurance 2005). A lombkorona egyenetlenségei és a hőmérséklet vezette légköri zavarokkal gondolták az eddigiekben magyarázni a csapadék helyi növekedését, valamint néhány esetben összefüggésbe hozták a fregmentált erdőborítással (Bonan 2008).

A korlátozott kísérleti vizsgálati lehetőségek miatt az éghajlatkutatás leginkább a szimulációkra alapozva kísérli meg bizonyítani feltételezéseit. A legmodernebb modellek utalnak az erdőirtás utáni lokális csapadékmennyiség csökkenésre, együtt a regionális és akár interkontinentális éghajlati hatásokkal (Bonan 2008). Az éghajlatkutatók által azonosított, az erdőirtással összefüggésbe hozott kulcstényezők a lecsökkent lomb-terület index, gyökérmélység, lombkorona egyenetlenség és egyenetlenség-tartam (a légáramlatokra gyakorolt hatáson keresztül becsülve), magasabb albedó (visszatükröződés). De ezen változások, kölcsönhatásaik és befolyásuk, kontextusfüggőségük és arányaik csak igen felszínesen kerültek leírásra és megértésre. Sok bizonytalanság maradt, különösen a párolgás, a hőáramlás, a felhőképződés, az aeroszolok és a földborítás szerepét illetően, valamint, hogy a felhő borítottság változásai hogyan befolyásolják a csapadékot (IPCC 2007).

Újrahasznosítás

A légköri nedvesség az óceáni és szárazföldi párolgásból származik. A szárazföldi forrásokból származó esőt, mely hozzájárul a helyi csapadékhoz „újrahasznosítottnak” is nevezik. A hagyományos elméletek kiemelik az efféle nedves kontinentális szárazföldi újrahasznosítást, de a számok összeadódnak?

Az úgynevezett „újrahasznált” eső aránya, melynek becslése a figyelembe vett területi kiterjedéstől függ, csekély, de konzisztens területi eltérést mutat a nedves és száraz régiók között: becsült 25-60 százalék az Amazonas esetén (pl. Marengo 2005), 28% a Nílus területe esetében (Mohamed et al. 2005), több, mint 50% a nyári esőzések során a középnyugati Egyesült Államokbeli régiók esetén (Bosilovics and Schubert 2002), és több mint 90% a Sahel régió esetében (Savenije 1995). Ami rejtélyes a nedves területek megfigyelése során, az nem az újrahasznosítás aránya, hanem annak a kérdése, hogy mi hajtja a szárazföldi légnedvesség áramlásokat, melyek a folyókban elfolyó nedvességet helyettesítik (Savenije 1996).

A hagyományos elméletek nem adnak világos magyarázatot arra, hogy hogyan tartják meg nedves jellegű éghajlataikat a lapos mélyföldek. Makarieva és Gorshkov megmutatják, hogyha csak a hagyományos elméleteket (többek között az újrahasznosítás elméletét) alkalmazzuk, akkor az óceántól való távolsággal exponenciális arányban kellene csökkennie a csapadék mennyiségének.

Kutatókat manapság igen nyugtalanítja a hiányzó mechanizmus, mely segítene megérteni a csapadék eloszlási mintázatokat (Eltahir 1998). Makarieva és Gorshkov elmélete egy elegáns magyarázatot nyújt a jelenségre: ők egyszerűen csak pumpának hívják.

Biotikus pumpa

A hagyományos meteorológia szerint a légáramlatokat a hőmérséklet és a hőáramlás által befolyásolta nyomás grádiensek határozzák meg. Makarieva és Gorshkov véleménye szerint a párolgás és a páralecsapódás fontossága eddig figyelmen kívül maradt.

Makarieva és Gorshkov felhívja a figyelmet arra, hogy normál atmoszférikus feltételek mellett, a vízgőz részleges nyomása a földfelszín közelében jelentősen meghaladja  az atmoszférában afölött található víz súlyát. Érvelésük szerint ez az egyensúlytalanság erős légmozgást hoz létre. Hatására a hőmérséklet és a nyomás egyaránt csökken a magassággal a troposzférában (alacsonyabb atmoszféra). Amikor a függőleges hőmérséklet csökkenése (lapse ráta), kisebb, mint az 1.2 °C-os kritikus érték kilométerenként, az atmoszférában található víz gáz formában maradhat. De a globális lapse ráta több mint 6°C kilométerenként. A gázból folyadék keletkezési fázis alatt végbemenő atmoszférikus mennyiség csökkenés légnyomás csökkenést okoz. Ez a nyomásbeli ugrás rendszerint figyelmen kívül marad.

A levegő általában a Föld felszínéhez közel áramlik, ahol a nyomás a legkisebb. Makarieva és Gorshkov szerint ezek a területek rendelkeznek a legmagasabb párolgási rátával. Az egyenlítői éghajlaton az erdők párolgása magasabb mint más talajborításoké, a vizet is beleértve. Ezért az erdők szívják be a legtöbb légnedvességet máshonnan; minél nagyobb az erdős terület, annál többet (lásd 1. ábra).

Ez a többlet nedvesség felváltva felemelkedik és lecsapódik, így pozitív visszacsatolást létrehozva, aminek következtében a máshonnan elszívott víz nagy része felhők formájában csapódik le a nedves területek felett. A mozgatóerők (napsugárzás) és az alapvető termodinamikai fogalmak és összefüggések ugyanazok, mint a hagyományos modellekben, ezért a legtöbb folyamat azonos, a különbség a páralecsapódás modellbe foglalásában mutatkozik.

Makarieva és Gorshkov becslése szerint a páralecsapódással változik a magában foglalt mennyiség, ezért ha az erdőborítás megfelelő, akkor elegendő nedves levegőt szívnak be ahhoz, hogy a szárazföld belsejében is magas legyen a csapadék mennyisége. Számok nyilvánvalóvá teszik, hogy a páralecsapódás egy olyan mechanizmust nyújt, mely megmagyarázza miért nem csökken folyamatosan a szárazföldre eső csapadék mennyisége az óceántól egyre távolodva.

Párolgás és erdők

A párolgás két fajtáját különböztetjük meg. A kipárolgás a növények által kibocsátott pára, a növények ezen folyamatot a gázcserenyílásaikkal (pórusok a leveleken és más felületeken) szabályozzák. A másik a nedves felületek, talajok, vagy nyílt vízfelületek párolgása, melyek szintén jelentősek. Hogy melyik típusú párolgás a jelentősebb, az a feltételektől függ (Calder 2005, Savenije 2004).

Az erdők több nedvességet párologtatnak, mint más vegetációk, példaként tízszer többet, mint a lágyszárúakkal borított felszín (Calder 2005). A zárt trópusi esőerdők átlagosan egy méter körüli vízmennyiséget párologtatnak évente (Gordon et al. 2005). Előfordul néhány esetben, hogy ez az érték a két métert is meghaladja évente (Loescher et al. 2005).

Az erdők párolgására jótékony hatással van a lomb magassága és egyenetlensége, ami erős légáramlatokat hoz létre. Ez a hatás „szárítókötél effektusként” is ismert, miszerint a fenti mechanizmus miatt a mosott ruha gyorsabban szárad a szárítókötélen, mintha lefektetnék azt (Calder 2005). Ha a nedvesség megfelelő, az erdők párolgását általában a napsütés és az időjárás befolyásolja (Calder et al. 1986, Savenije 2004). Néhány nagy trópusi fa akár több száz liter vizet is kipárologtat naponta (Goldstein et al. 1998).

A víztartalékok fontosak. A nagy szártömeggel rendelkező növények kipárolgása meghaladhatja a gyökereken keresztül felvett mennyiséget, aminek következtében a szár víz tartalékai kimerülnek a nap folyamán, majd újratöltődnek éjjel (Goldstein et al. 1998, Sheil 2003). A fák (és liánok) általában mélyebben gyökereznek, mint más növények, és ezáltal mélyebb rétegek nedvességéhez is hozzájutnak szárazság idején (Calder et al. 1986, Nepstad et al. 1994). A legtöbb erdőtalaj vízelnyelő és megtartó képessége igen jó, mely tulajdonságokat a talaj gyakran elveszti az erdő kivágásával (Bruijnzeel 2004). Az erdők gyökerek körüli talajában végzett éjszakai függőleges talajvíz áthelyezés talán szintén fontos (Lee et al. 2005). Néhány területen – elsősorban gyakran felhőben lévő erdők, illetve partmenti ködnek kitett erdők esetén – a kiadós moha illetve a sűrű lombréteg hozzájárul a hatékony köd és harmat visszatartáshoz (Dietz et al. 2007).

Makarieva és Gorshkov állítása szerint az erdők hatással vannak arra is, hogy az eső mikor esik. Csapadék egyrészről akkor keletkezik, mikor elegendő lecsapódó nedvesség gyűlt össze és a felszálló nedves levegő által létrehozott felhajtóerő megfelelően alacsony. Makarieva és Gorshkov feljegyzései szerint a párolgás csökken, amikor a növények bezárják gázcserenyílásaikat, ami gyakran a nap második felében fordul elő, ezzel csökkentve a nedvesség stresszt (Pons and Welschen 2004). Ez a csökkenés segíthet megmagyarázni, hogy a legtöbb trópusi eső miért délután hullik a szárazföldön (és nem a tengeren) (Nesbitt and Zipser 2003). Ez a feltételezés további vizsgálatot kíván.

Új vizsgálatok

Makarieva és Gorshkov elmélete több különböző területen alkalmazható. Ezek közül röviden említünk néhányat.

            Vízhozam

Makarieva és Gorshkov feltételezései és bizonyításai meggyőzőek az erdősült és erdő nélküli területek feletti csapadékossági mintázatok tekintetében. De ezek általános érvényűek: figyelmen kívül hagynak olyan befolyásoló tényezőket, mint a különböző földformák, vagy földfelszín borítottságok az egyes területeken belül, valamint a légkeringési minták hatásait (az ideális irány éven belül változik). Nem becsülik a nedves levegő viselkedését a vegyes/ nem erdősült területek felett – azon régiók esetében, ahol az erdőborítás gyorsabban tűnik el. A műholdas megfigyelések (pl. Wang et al. 2009) és különböző, már összegyűjtött adatok, mint például a Nemzetközi Geoszféra Bioszféra Program adatai, talán nagyobb figyelmet irányítanak ezekre a mintázatokra (lásd: www.igbp.kva.se). A hatásmechanizmusok leírásához, a szecenáriók felvázolásához és a következtetések levonásához több adatra volna szükség más területekről is, melyek segítségével elvégezhetővé válnának a helyi és regionális szimulációk.

A víztani átváltások a módosított tájakon skáladependensek. A hagyományos szemlélet szerint, mely jól alátámasztott területi adatokkal, az erdők lombjának  észrevehető csökkenése által csökken a vízveszteség a párolgás által, viszont nő a helyi lemosódás (Calder 2005). Ezzel ellentétben Makarieva és Gorshkov elmélete azt veti fel, hogy az erdők által kipárologtatott víz sokszorosan visszatér, tehát a csapadék növekedését valószínűsíthetjük, kisebb lemosódás mellett, nagyobb kiterjedésű területen, ha az erdők kimerülnek.

            Tűz

A tűzkár szerepe az erdőterületek csökkenésében egy kimutatott pozitív visszacsatolás: ha az erdő egyszer leégett, vagy másként megzavarták illetve károsították, gyúlékonyabbá válik és így nagyobb valószínűséggel ég le újra (Laurance 2005). Makarieva és Gorshkov elmélete hozzáadja a szárazságot ehhez a körforgáshoz.  A tűz károsítja az erdő azon tulajdonságát, mely az erdőt nedvessé és ezáltal kevésbé gyúlékonnyá teszi – ugyanez a tulajdonság vezérli Makarieva és Gorshkov atmoszférikus pumpáját. A tűz csökkenti a levélállományt és a gyökérzet sűrűségét, melyek felelősek a víz felpumpálásáért a lombkoronába, így csökken a vegetáció képessége a nedvesség megtartására. A csökkent párolgás a csapadék csökkenésén keresztül növekvő aszályokhoz vezet, tűzveszélyessé teszi az erdőt, növeli a tűz kockázatát – ezáltal hozzájárul a további nem kívánt pozitív visszacsatoláshoz a degradációs ciklusban.

            Vegetáció visszacsatolások

Makarieva és Gorshkov elmélete kérdéseket vet fel a tájkép ökológia szerepét illetően. Példaként, a legversenyképesebb levél phenológiai magatartás éghajlatfüggő. A fák között az örökzöldek a legéletképesebbek magas szezonális előre- jelezhetetlenség és alacsony szezonális nedvességváltakozás esetén, míg a lombhullatók életképesebbek erős és hosszan tartó aszály esetén ugyanúgy, mint a megjósolható szezonalitás esetén (Givnish 2002). Továbbá néhány lombhullató fa jóval az eső megérkezése előtt – néhányan csak utána – leveleket növeszt, a korábban előnyben részesített előre jelezhető szezonális összefüggéssel szemben, jóval rendszertelenebb körülmények között. Makarieva és Gorshkov elmélete magában foglalja mindkét magatartást: ami hatással van a párolgásra, az befolyásolja a klímát. A monszun éghajlatú területeken az örökzöld és a korán kirügyező lombhullató vegetáció ösztönzi a száraz évszak korábbi és szabályosabb befejeződését, amíg a későn kirügyező lombhullató erdők esetében hosszabb száraz évszak tapasztalható. Alkalmazva Makarieva és Gorshkov elméletét azt valószínűsítjük, hogy ezek a phenológiai magatartások előnyben részesítik azokat az éghajlati körülményeket, melyekhez legjobban alkalmazkodtak.

De nem az összes visszacsatolás szükségképpen pozitív. Például a több szezonális trópusi erdő lombszintjének jelentős részét alkotjó örökzöld liánok dominanciája eltűnik a hosszú száraz évszakban (Schnitzer 2005). Minden ebből következő csapadéknövekedésnek előnyben kellene részesítenie a fákat a liánokkal szemben.

Evolúció és létrejövő stabilitás

Az erdők azért alakultak ki, hogy csapadékot generáljanak? Ez az ötlet érinti a sokat vitatott létrejövő ön-stabilizáló magatartás lehetőségét (vagy „Gaia” elmélet; pl. Lenton és van Oijen 2002). A Földtörténet során több időszakban is kialakultak fák és erdők, ami felveti a gazdag, saját magát vízzel ellátni képes szárazföldi előfordulási helyek ismételt kialakulásának trendjét. Ahogy a fenti vita is alátámasztja, van tere az önstabilizáló kölcsönhatások felmerülésének (lásd még Makarieva és Gorshkov 2007). Azokból a tulajdonságokból, melyek szükségesek egy hatékony biotikus pumpa kialakulásához, az egyes fák önnmaguk is hasznot húznak, mely eltűnik, bármelyik biotikus pumpa esetén, mely egyéni szintű verseny eredményeként jön létre. Ez növeli az erdősültségi fokot, de nem jelenti azt, hogy emiatt alakult ki. 

            Ősklíma (paleoclimate)

Makarieva és Gorshkov éghajlatváltozásra vonatkozó elmélete új csavarral gazdagítja a régi problémát. Az elmúlt 50.000 évben a korábban lakatlan területekre érkező emberek megjelenését irtásokkal, ezek között nagyobb összefüggő növényzetek kiirtásával (ahogyan a fentebb is említett Ausztráliai erdőirtással) hozták összefüggésbe. A jelenlegi klímaváltozás természetes eredetének ténye továbbra is vitatott (Koch és Barnosky 2006). Ha különböző éghajlati hatások kézenfekvő következményei lehetnek a régebbi koroknak, akkor az emberi eredetű élőhely változásokat újra kell értékelni ebben a fogalmi keretben.

Makarieva és Gorshkov elmélete nem mondja meg, hogy hogyan jöttek újra létre az erdők a Föld történetét meg-meg szakító katasztrófák után (Morley 2000). A kérdés megválaszolásához szükség van a visszacsatolási folyamatok és a különböző arányok mellett fellépő térbeli küszöbök, valamint az ezekre ható befolyásoló tényezők tisztázására. Az elmélet egyértelműen nem amellett érvel, hogy az ilyenféle kizöldülések nem történhetnek meg. Feltételezhetően az erdők létrejöhetnek olyan partokon is, ha a csapadék a parttól távolodva erősen csökken, majd a szárazföld belseje felé terjeszkedik, magával húzva a nedves levegőt. Makarieva és Gorshkov elmélete talán tisztázza, hogy Dél-Afrika, de nem egész Afrika, hogyan volt képes megtartani a széles kiterjedésű, nedves szárazföldi éghajlatot az elmúlt glaciálisokon keresztül. Afrikában talán a nagy növényevők és a tüzet használó ősemberek jelenléte befolyásolta az egyensúlyt az erdős és nem erdős vegetációk között, csökkentve a stabilitást és lehetővé téve az éghajlatváltást.

            Kezelt növényzet

Ellentétben Makarieva és Gorshkov elméletével, mely azt ajánlja, hogy csak a természetes és sértetlen erdők tudják fenntartani a biotikus pumpa működését, sejtésünk szerint a másodlagos erdők és ültetvények is képesek az elvárt párakörülményeket biztosítani (lásd többek között: Olchev et al. 2008). Miközben az ilyen növényzet magasabb fokú gyúlékonysága kevésbé nedves környezetet feltételez, ami ezáltal egyúttal kevésbé hatékony biotikus pumpát is, ezek a körülmények nem elkerülhetetlenek és nem irányíthatatlanok kezeléssel. Ezeket a tulajdonságokat még szükséges megvizsgálni.

            Zöldellő sivatagok

Egy napon újraerdősíthetjük a sivatagokat? Makarieva és Gorshkov elmélete szerint talán. A hagyományos modellekkel szemben Makarieva és Gorshkov számításai szerint, ha az erdő egyszer megtelepedett ezeken a területeken, a biotikus pumpa elég erőssé válik az öntözésükhöz. Az arányok és az elkerülhetetlen technikai és etikai problémák ellenére az ilyen programok megtalálása és végrehajtása egyszerűbbé válik a széndioxid koncentráció növekedésével (Brovkin 2002).

Kitekintés

Amennyiben Makarieva és Gorshkov elmélete érvényesnek bizonyul, fontos kérdések maradnak azt illetően, hogy a biotikus pumpa hogyan lép kölcsönhatásba más folyamatokkal, melyek meghatározzák a helyi, regionális illetve globális éghajlatot. Ha az elmélet nem bizonyul érvényesnek, továbbra is szükség lesz egy mechanizmusra, mely megmagyarázza a nedves szárazföldi területeket.

A biotikus pumpa elméletének elfogadása további értéket fog hozzáadni ahhoz, amit a társadalom jelenleg társít az erdőkhöz. A víz körüli regionális aggodalmak növekedésével különböző helyi szereplők figyelme is Makarieva és Gorshkov biotikus pumpájára irányulhat, többek között olyanoké is, akik egyéb körülmények között keveset törődnének az erdőborítás fenntartásával.

Köszönetnyilvánítás

Köszönjük Anastassia Makarieva, Victor Gorshkov, Antonio Nobre, Ian Calder, Meine van Noordwijk, Wolfgang Cramer, és három névtelen bíráló értékes megjegyzéseit. Szintén köszönenet mondunk Claire Miller és Miriam van Heist szerkesztési tanácsaiért, és a CIFOR és Wageningen Könyvtáraknak, az irodalmakért. Douglas Sheil-t a Center for International Forestry Research által kapott ösztöndíjjal támogatta az Európai Bizottság valamint a  Institute of Tropical Forest Conservation szervezetet a Wildlife Conservation Society támogatta.

Irodalomjegyzék

Bonan GB. 2008. Forests and climate change: Forcing feedbacks and the climate benefits of forests. Science 320: 1444–1449.

Bosilovich MG, Schubert SD. 2002. Water vapor tracers as diagnostics of the regional hydrologic cycle. Journal of Hydrometeorology 3: 149–165.

Brovkin V. 2002. Climate-vegetation interaction. Journal de Physique IV 12:57–72.

Bruijnzeel LA. 2004. Hydrological functions of tropical forests: Not seeing the soil for the trees? Agriculture Ecosystems and Environment 104:185–228.

Calder IR. 2005. The Blue Revolution: Land Use and Integrated Water Resources Management. 2nd ed. London: Earthscan.

Calder IR, Wright IR, Murdiyarso D. 1986. A study of evaporation from tropical rain forest—West Java. Journal of Hydrology 89: 13–31.

Dietz J, Leuschner C, Holscher D, Kreilein H. 2007. Vertical patterns and duration of surface wetness in an old-growth tropical montane forest, Indonesia. Flora 202: 111–117.

Eltahir EAB. 1998. A soil moisture–rainfall feedback mechanism, 1: Theory and observations. Water Resources Research 34: 765–776.

Fu C, Harasawa H, Kasyanov V, Kim J-W, Ojima D, Wan Z, Zhao S. 2002. Regional-global interaction in East Asia. Pages 109–149 in Tyson P, Fun C, Fuchs R, Lebel L, Mitra AP, Odada E, Perry J, Steffen W, Virji H, eds. Global-Regional Linkages in the Earth System. Berlin: Springer. Fu R, Li W. 2004. The influence of the land surface on the transition from dry to wet season in Amazonia. Theoretical and Applied Climatology 78: 97–110.

Gianni A, Saravanan R, Chang P. 2003. Oceanic forcing of Sahel rainfall in interannual to interdecedal timescales. Science 302: 1027–1030.

Givnish TJ. 2002. Adaptive significance of evergreen vs. deciduous leaves: Solving the triple paradox. Silva Fennica 36: 703–743.

Goldstein G, Andrade JL, Meinzer FC, Holbrook NM, Cavelier J, Jackson P, Celis A. 1998. Stem water storage and diurnal patterns of water use in tropical forest canopy trees. Plant, Cell and Environment 21: 397–406.

Gordon LJ, Steffen W, Jonsson BF, Folke C, Falkenmark M, Johannessen A. 2005. Human modification of global water vapor flows from the land surface. Proceedings of the National Academy of Sciences 102: 7612–7617.

[IPCC] Intergovernmental Panel on Climate Change. 2007. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Cambridge (United Kingdom): Cambridge University Press. (18 February 2009; www.ipcc.ch/ipccreports/ar4-wg1.htm)

Juarez RIN, Hodnett MG, Fu R, Goulden ML, von Randow C. 2007. Control of dry season evapotranspiration over the Amazonian forest as inferred from observations at a southern Amazon forest site. Journal of Climate 20: 2827–2839.

Koch PL, Barnosky AD. 2006. Late quaternary extinctions: State of the debate. Annual Review of Ecology Evolution and Systematics 37: 215–250.

Laurance WF. 2005. Forest-climate interaction in fragmented tropical landscapes. Pages 31–38 in Malhi Y, Phillips O, eds. Tropical Forests and Global Atmospheric Change. Oxford (United Kingdom): Oxford University Press.

Lee J E, Oliveira RS, Dawson TE, Fung I. 2005. Root functioning modifies seasonal climate. Proceedings of the National Academy of Sciences 102: 17576–17581.

Lenton TM, van Oijen M. 2002. Gaia as a complex adaptive system. Philosophical Transactions of the Royal Society of London B 357: 683–695.

Lobell DB, Burke MB, Tebaldi C, Mastrandrea MD, Falcon WP, Naylor RL. 2008. Prioritizing climate change adaptation needs for food security in 2030. Science 319: 607–610.

Loescher HW, Gholz HL, Jacobs JM, Oberbauer SF. 2005. Energy dynamics and modeled evapotranspiration from a wet tropical forest in Costa Rica. Journal of Hydrology 315: 274–294.

Makarieva AM, Gorshkov VG. 2007. Biotic pump of atmospheric moisture as driver of the hydrological cycle on land. Hydrology and Earth System Sciences 11: 1013–1033.

Makarieva AM, Gorshkov VG, Li BL. 2006. Conservation of water cycle on land via restoration of natural closed-canopy forests: Implications for regional landscape planning. Ecological Research 21: 897–906.

Malhi Y, Wright J. 2005. Late twentieth-century patterns and trends in the climate of tropical forest regions. Pages 3–16 in Malhi Y, Phillips O, eds. Tropical Forests and Global Atmospheric Change. Oxford (United Kingdom): Oxford University Press.

Marengo JA. 2005. Characteristics and spatio-temporal variability of the Amazon River Basin Water Budget. Climate Dynamics 24: 11–22.

Meher-Homji VM. 1980. Repercussions of deforestation on precipitation in western Karnataka, India. Archiv für Meterologie, Geophysik und Bioklimatologie 28B: 385–400.

Mohamed YA, van den Hurk B, Savenije HHG, Bastiaanssen WGM. 2005. Hydroclimatology of the Nile: Results from a regional climate model. Hydrology and Earth System Sciences 9: 263–278.

Morley RJ. 2000. Origin and Evolution of Tropical Rain Forests. Chichester (United Kingdom): Wiley.

Myneni RB, et al. 2007. Large seasonal swings in leaf area of Amazon rainforests. Proceedings of the National Academy of Sciences 104: 4820–4823.

Nepstad DC, de Carvalho CR, Davidson EA, Jipp PH, Lefebvre PA, Negreiros GH, da Silva ED, Stone TA, Trumbore SE, Vieira S. 1994. The role of deep roots in the hydrological and carbon cycles of Amazonian forests and pastures. Nature 372: 666–669.

Nesbitt SW, Zipser EJ. 2003. The diurnal cycle of rainfall and convective intensity according to three years of TRMM measurements. Journal of Climate 16: 1456–1475.

Olchev A, Ibrom A, Priess J, Erasmim S, Leemhuis C, Twele A, Radler K, Kreilein H, Panferov O, Gravenhorst G. 2008. Effects of land-use changes on evapotranspiration of tropical rain forest margin area in Central Sulawesi (Indonesia): Modelling study with a regional SVAT mode. Ecological Modelling 212: 131–137.

Pons TL, Welschen RAM. 2004. Midday depression of net photosynthesis in the tropical rainforest tree Eperua grandiflora: Contributions of stomatal and internal conductances, respiration and Rubisco functioning. Tree Physiology 23: 937–947.

Savenije HHG. 1995. New definitions for moisture recycling and the relationship with land-use changes in the Sahel. Journal of Hydrology 167:57–78.

1996. The runoff coefficient as the key to moisture recycling. Journal of Hydrology 176: 219–225.

2004. The importance of interception and why we should delete the term evapotranspiration from our vocabulary. Hydrological Processes 18: 1507–1511.

Schnitzer SA. 2005. A mechanistic explanation for global patterns of liana abundance and distribution. American Naturalist 166: 262–276.

Sheil D. 2003. Growth assessment in tropical trees: Large daily diameter fluctuations and their concealment by dendrometer bands. Canadian Journal of Forest Research 33: 2027–2035.

van der Molen MK, Dolman AJ, Waterloo MJ, Bruijnzeel LA. 2006. Climate is affected more by maritime than by continental land use change: A multiple scale analysis. Global and Planetary Change 54: 128–149.

Wang J, Chagnon FJF, Williams ER, Betts AK, Renno NO, Machado LTT, Bisht G, Knox R, Bras RL. 2009. Impact of deforestation in the Amazon basin on cloud climatology. Proceedings of the National Academy of Sciences: Online Early (published online before print 23 February 2009). doi:10. 1073/pnas.0810156106

Webb TJ, Woodward FI, Hannah L, Gaston KJ. 2005. Forest cover-rainfall relationships in a biodiversity hotspot: The Atlantic Forest of Brazil. Ecological Applications 15: 1968–1983.

Zhang H, Henderson-Sellers A, McGuffie K. 1996. Impacts of tropical deforestation, I: Process analysis of local climatic change. Journal of Climate 9: 1497–1517.

Zhou JY, Lau KM. 1998. Does a monsoon climate exist over South America? Journal of Climate 11: 1020–1040.