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28.2: Ciclos biogeoquímicos - Biología

28.2: Ciclos biogeoquímicos - Biología


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La energía fluye direccionalmente a través de los ecosistemas, ingresando como luz solar (o moléculas inorgánicas para quimioautótrofos) y saliendo como calor durante las transferencias entre niveles tróficos. En lugar de fluir a través de un ecosistema, la materia que forma los organismos vivos se conserva y recicla. Los seis elementos más comunes asociados con las moléculas orgánicas (carbono, nitrógeno, hidrógeno, oxígeno, fósforo y azufre) adoptan una variedad de formas químicas y pueden existir durante largos períodos en la atmósfera, en la tierra, en el agua o debajo de la superficie terrestre. Los procesos geológicos, como la meteorización, la erosión, el drenaje de agua y la subducción de las placas continentales, juegan un papel en el ciclo de los elementos en la Tierra. Debido a que la geología y la química tienen un papel importante en el estudio de este proceso, el reciclaje de materia inorgánica entre los organismos vivos y su entorno no viviente se denomina ciclo biogeoquímico.

El agua, que contiene hidrógeno y oxígeno, es esencial para todos los procesos vivos. La hidrosfera es el área de la Tierra donde se produce el movimiento y el almacenamiento del agua: como agua líquida en la superficie (ríos, lagos, océanos) y debajo de la superficie (agua subterránea) o hielo (casquetes polares y glaciares) y como vapor de agua en la atmósfera. El carbono se encuentra en todas las macromoléculas orgánicas y es un componente importante de los combustibles fósiles. El nitrógeno es un componente importante de nuestros ácidos nucleicos y proteínas y es fundamental para la agricultura humana. El fósforo, un componente importante de los ácidos nucleicos, es uno de los ingredientes principales (junto con el nitrógeno) en los fertilizantes artificiales utilizados en la agricultura, que tiene impactos ambientales en nuestras aguas superficiales. El azufre, fundamental para el plegamiento tridimensional de proteínas (como en la unión de disulfuro), se libera a la atmósfera mediante la quema de combustibles fósiles.

El ciclo de estos elementos está interconectado. Por ejemplo, el movimiento del agua es fundamental para la lixiviación de nitrógeno y fosfato en ríos, lagos y océanos. El océano también es un importante depósito de carbono. Por lo tanto, los nutrientes minerales se ciclan, ya sea rápida o lentamente, a través de toda la biosfera entre el mundo biótico y abiótico y de un organismo vivo a otro.

CONCEPTO EN ACCIÓN

Visite este sitio web para obtener más información sobre los ciclos biogeoquímicos.

El ciclo del agua

El agua es esencial para todos los procesos vivos. El cuerpo humano es más de la mitad de agua y las células humanas son más del 70 por ciento de agua. Por lo tanto, la mayoría de los animales terrestres necesitan un suministro de agua dulce para sobrevivir. De las reservas de agua en la Tierra, el 97,5 por ciento es agua salada (Figura 20.2.1). Del agua restante, el 99 por ciento está bloqueado como agua subterránea o hielo. Por lo tanto, menos del uno por ciento del agua dulce está presente en lagos y ríos. Muchos seres vivos dependen de esta pequeña cantidad de suministro de agua dulce superficial, cuya falta puede tener efectos importantes en la dinámica de los ecosistemas. Los seres humanos, por supuesto, han desarrollado tecnologías para aumentar la disponibilidad de agua, como cavar pozos para recolectar agua subterránea, almacenar agua de lluvia y utilizar la desalinización para obtener agua potable del océano. Aunque esta búsqueda de agua potable ha sido constante a lo largo de la historia de la humanidad, el suministro de agua dulce sigue siendo un problema importante en los tiempos modernos.

Los diversos procesos que ocurren durante el ciclo del agua se ilustran en la Figura 20.2.2. Los procesos incluyen lo siguiente:

  • evaporación y sublimación
  • condensación y precipitación
  • flujo de agua subterránea
  • escorrentía superficial y deshielo
  • flujo de corriente

El ciclo del agua es impulsado por la energía del Sol a medida que calienta los océanos y otras aguas superficiales. Esto conduce a la evaporación (agua a vapor de agua) del agua superficial líquida y a la sublimación (hielo a vapor de agua) del agua congelada, moviendo así grandes cantidades de agua a la atmósfera como vapor de agua. Con el tiempo, este vapor de agua se condensa en nubes como gotas líquidas o congeladas y eventualmente conduce a precipitaciones (lluvia o nieve), que devuelven el agua a la superficie de la Tierra. La lluvia que llega a la superficie de la Tierra puede evaporarse nuevamente, fluir sobre la superficie o filtrarse al suelo. La más fácil de observar es la escorrentía superficial: el flujo de agua dulce proveniente de la lluvia o del derretimiento del hielo. La escorrentía puede abrirse camino a través de arroyos y lagos hacia los océanos o fluir directamente a los océanos mismos.

En la mayoría de los entornos terrestres naturales, la lluvia se encuentra con la vegetación antes de llegar a la superficie del suelo. Un porcentaje significativo de agua se evapora inmediatamente de la superficie de las plantas. Lo que queda llega al suelo y comienza a descender. La escorrentía superficial ocurrirá solo si el suelo se satura con agua en una lluvia intensa. La mayor parte del agua del suelo será absorbida por las raíces de las plantas. La planta usará parte de esta agua para su propio metabolismo, y parte de ella llegará a los animales que se alimentan de las plantas, pero gran parte se perderá de regreso a la atmósfera a través de un proceso conocido como evapotranspiración. El agua ingresa al sistema vascular de la planta a través de las raíces y se evapora, o transpira, a través de los estomas de las hojas. El agua del suelo que no es absorbida por una planta y que no se evapora puede filtrarse al subsuelo y al lecho rocoso. Aquí forma agua subterránea.

El agua subterránea es una reserva importante de agua dulce. Existe en los poros entre las partículas de arena y grava, o en las fisuras de las rocas. El agua subterránea poco profunda fluye lentamente a través de estos poros y fisuras y finalmente encuentra su camino hacia un arroyo o lago donde se convierte nuevamente en parte del agua superficial. Los arroyos no fluyen porque se reponen directamente del agua de lluvia; fluyen porque hay una afluencia constante de agua subterránea debajo. Algunas aguas subterráneas se encuentran muy profundas en el lecho rocoso y pueden persistir allí durante milenios. La mayoría de los reservorios de agua subterránea, o acuíferos, son la fuente de agua potable o de riego extraída a través de pozos. En muchos casos, estos acuíferos se están agotando más rápido de lo que se reponen por el agua que se filtra desde arriba.

La lluvia y la escorrentía superficial son las principales formas en que los minerales, incluidos el carbono, el nitrógeno, el fósforo y el azufre, se reciclan de la tierra al agua. Los efectos ambientales de la escorrentía se discutirán más adelante a medida que se describan estos ciclos.

El ciclo del carbono

El carbono es el cuarto elemento más abundante en los organismos vivos. El carbono está presente en todas las moléculas orgánicas y su papel en la estructura de las macromoléculas es de primordial importancia para los organismos vivos. Los compuestos de carbono contienen energía, y muchos de estos compuestos de plantas y algas han permanecido almacenados como carbono fosilizado, que los humanos utilizan como combustible. Desde el siglo XIX, el uso de combustibles fósiles se ha acelerado. A medida que la demanda mundial de los limitados suministros de combustibles fósiles de la Tierra ha aumentado desde el comienzo de la Revolución Industrial, la cantidad de dióxido de carbono en nuestra atmósfera ha aumentado a medida que se queman los combustibles. Este aumento de dióxido de carbono se ha asociado con el cambio climático y es una preocupación ambiental importante en todo el mundo.

El ciclo del carbono se estudia más fácilmente como dos subciclos interconectados: uno se ocupa del intercambio rápido de carbono entre organismos vivos y el otro se ocupa del ciclo a largo plazo del carbono a través de procesos geológicos. El ciclo completo del carbono se muestra en la Figura 20.2.3.

El ciclo biológico del carbono

Los organismos vivos están conectados de muchas formas, incluso entre ecosistemas. Un buen ejemplo de esta conexión es el intercambio de carbono entre heterótrofos y autótrofos dentro y entre ecosistemas a través del dióxido de carbono atmosférico. El dióxido de carbono es el bloque de construcción básico que los autótrofos usan para construir compuestos de múltiples carbonos y de alta energía, como la glucosa. Estos organismos utilizan la energía obtenida del Sol para formar los enlaces covalentes que unen a los átomos de carbono. Estos enlaces químicos almacenan esta energía para su uso posterior en el proceso de respiración. La mayoría de los autótrofos terrestres obtienen su dióxido de carbono directamente de la atmósfera, mientras que los autótrofos marinos lo adquieren en forma disuelta (ácido carbónico, HCO3). Independientemente de cómo se adquiera el dióxido de carbono, un subproducto de la fijación de carbono en compuestos orgánicos es el oxígeno. Los organismos fotosintéticos son responsables de mantener aproximadamente el 21 por ciento del contenido de oxígeno de la atmósfera que observamos hoy.

Los socios en el intercambio biológico de carbono son los heterótrofos (especialmente los consumidores primarios, en gran parte herbívoros). Los heterótrofos adquieren los compuestos de carbono de alta energía de los autótrofos al consumirlos y descomponerlos mediante la respiración para obtener energía celular, como el ATP. El tipo de respiración más eficiente, la respiración aeróbica, requiere oxígeno obtenido de la atmósfera o disuelto en agua. Por lo tanto, hay un intercambio constante de oxígeno y dióxido de carbono entre los autótrofos (que necesitan el carbono) y los heterótrofos (que necesitan el oxígeno). Los autótrofos también respiran y consumen las moléculas orgánicas que forman: utilizan oxígeno y liberan dióxido de carbono. Liberan más oxígeno gaseoso como producto de desecho de la fotosíntesis del que utilizan para su propia respiración; por lo tanto, hay un exceso disponible para la respiración de otros organismos aeróbicos. El intercambio de gases a través de la atmósfera y el agua es una forma en que el ciclo del carbono conecta a todos los organismos vivos de la Tierra.

El ciclo del carbono biogeoquímico

El movimiento del carbono a través de la tierra, el agua y el aire es complejo y, en muchos casos, ocurre geológicamente mucho más lentamente que el movimiento entre organismos vivos. El carbono se almacena durante largos períodos en lo que se conoce como depósitos de carbono, que incluyen la atmósfera, los cuerpos de agua líquida (principalmente océanos), los sedimentos oceánicos, el suelo, las rocas (incluidos los combustibles fósiles) y el interior de la Tierra.

Como se dijo, la atmósfera es un importante depósito de carbono en forma de dióxido de carbono que es esencial para el proceso de fotosíntesis. El nivel de dióxido de carbono en la atmósfera está muy influenciado por la reserva de carbono en los océanos. El intercambio de carbono entre la atmósfera y los depósitos de agua influye en la cantidad de carbono que se encuentra en cada uno, y cada uno afecta al otro de forma recíproca. Dióxido de carbono (CO2) de la atmósfera se disuelve en agua y, a diferencia del oxígeno y el nitrógeno, reacciona con las moléculas de agua para formar compuestos iónicos. Algunos de estos iones se combinan con iones de calcio en el agua de mar para formar carbonato de calcio (CaCO3), un componente importante de las conchas de los organismos marinos. Estos organismos eventualmente forman sedimentos en el fondo del océano. Con el tiempo geológico, el carbonato de calcio forma piedra caliza, que comprende el depósito de carbono más grande de la Tierra.

En la tierra, el carbono se almacena en el suelo como carbono orgánico como resultado de la descomposición de organismos vivos o de la meteorización de rocas y minerales terrestres. Más profundo bajo tierra, en la tierra y en el mar, se encuentran los combustibles fósiles, los restos de plantas descompuestos anaeróbicamente que tardan millones de años en formarse. Los combustibles fósiles se consideran un recurso no renovable porque su uso supera con creces su tasa de formación. Un recurso no renovable se regenera muy lentamente o no se regenera en absoluto. Otra forma en que el carbono ingresa a la atmósfera es desde la tierra (incluida la tierra debajo de la superficie del océano) por la erupción de volcanes y otros sistemas geotérmicos. Los sedimentos de carbono del fondo del océano se toman a las profundidades de la Tierra mediante el proceso de subducción: el movimiento de una placa tectónica debajo de otra. El carbono se libera como dióxido de carbono cuando un volcán entra en erupción o por respiraderos hidrotermales volcánicos.

Las prácticas de cría de animales de los seres humanos también agregan dióxido de carbono a la atmósfera. La gran cantidad de animales terrestres criados para alimentar a la creciente población humana de la Tierra da como resultado un aumento de los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera causado por su respiración. Este es otro ejemplo de cómo la actividad humana afecta indirectamente a los ciclos biogeoquímicos de manera significativa. Aunque gran parte del debate sobre los efectos futuros del aumento del carbono atmosférico sobre el cambio climático se centra en los combustibles fósiles, los científicos tienen en cuenta los procesos naturales, como los volcanes, el crecimiento de las plantas, los niveles de carbono del suelo y la respiración, ya que modelan y predicen el impacto futuro. de este aumento.

El ciclo del nitrógeno

Llevar nitrógeno al mundo vivo es difícil. Las plantas y el fitoplancton no están equipados para incorporar nitrógeno de la atmósfera (que existe como N triple covalente fuertemente unido2) a pesar de que esta molécula comprende aproximadamente el 78 por ciento de la atmósfera. El nitrógeno ingresa al mundo vivo a través de bacterias simbióticas y de vida libre, que incorporan nitrógeno en sus macromoléculas a través de la fijación de nitrógeno (conversión de N2). Las cianobacterias viven en la mayoría de los ecosistemas acuáticos donde hay luz solar; juegan un papel clave en la fijación de nitrógeno. Las cianobacterias pueden utilizar fuentes inorgánicas de nitrógeno para "fijar" el nitrógeno. Rhizobium las bacterias viven simbióticamente en los nódulos de las raíces de las legumbres (como guisantes, frijoles y cacahuetes) y les proporcionan el nitrógeno orgánico que necesitan. Bacterias de vida libre, como Azotobacter, también son importantes fijadores de nitrógeno.

El nitrógeno orgánico es especialmente importante para el estudio de la dinámica de los ecosistemas, ya que muchos procesos de los ecosistemas, como la producción primaria y la descomposición, están limitados por el suministro de nitrógeno disponible. Como se muestra en la Figura 20.2.4, el nitrógeno que ingresa a los sistemas vivos mediante la fijación de nitrógeno es finalmente convertido de nitrógeno orgánico a gas nitrógeno por las bacterias. Este proceso ocurre en tres pasos en los sistemas terrestres: amonificación, nitrificación y desnitrificación. Primero, el proceso de amonificación convierte los desechos nitrogenados de animales vivos o de los restos de animales muertos en amonio (NH4+ ) por ciertas bacterias y hongos. En segundo lugar, este amonio se convierte en nitritos (NO2) por bacterias nitrificantes, como Nitrosomonas, a través de la nitrificación. Posteriormente, los nitritos se convierten en nitratos (NO3) por organismos similares. Por último, se produce el proceso de desnitrificación, mediante el cual bacterias, como Pseudomonas y Clostridium, convierte los nitratos en nitrógeno gaseoso, lo que le permite volver a entrar en la atmósfera.

CONEXIÓN DE ARTE

¿Cuál de las siguientes afirmaciones sobre el ciclo del nitrógeno es falsa?

  1. La amonificación convierte la materia orgánica nitrogenada de los organismos vivos en amonio (NH4+).
  2. La desnitrificación por bacterias convierte los nitratos (NO3) al gas nitrógeno (N2).
  3. La nitrificación por bacterias convierte los nitratos (NO3) a nitritos (NO2)
  4. Las bacterias fijadoras de nitrógeno convierten el gas nitrógeno (N2) en compuestos orgánicos.

La actividad humana puede liberar nitrógeno al medio ambiente a través de dos medios principales: la combustión de combustibles fósiles, que liberan diferentes óxidos de nitrógeno, y mediante el uso de fertilizantes artificiales (que contienen compuestos de nitrógeno y fósforo) en la agricultura, que luego se lavan en los lagos. arroyos y ríos por escorrentía superficial. Nitrógeno atmosférico (distinto del N2) está asociado con varios efectos en los ecosistemas de la Tierra, incluida la producción de lluvia ácida (como ácido nítrico, HNO3) y los efectos de los gases de efecto invernadero (como óxido nitroso, N2O), potencialmente causando el cambio climático. Un efecto importante de la escorrentía de fertilizantes es la eutrofización del agua salada y del agua dulce, un proceso por el cual la escorrentía de nutrientes causa el crecimiento excesivo de algas y una serie de problemas consiguientes.

Un proceso similar ocurre en el ciclo del nitrógeno marino, donde los procesos de amonificación, nitrificación y desnitrificación son realizados por bacterias marinas y arqueas. Parte de este nitrógeno cae al fondo del océano en forma de sedimento, que luego puede trasladarse a la tierra en tiempo geológico mediante la elevación de la superficie de la Tierra y, por lo tanto, incorporarse a la roca terrestre. Aunque el movimiento de nitrógeno de la roca directamente a los sistemas vivos se ha considerado tradicionalmente insignificante en comparación con el nitrógeno fijado de la atmósfera, un estudio reciente mostró que este proceso puede ser significativo y debería incluirse en cualquier estudio del ciclo global del nitrógeno.1

El ciclo del fósforo

El fósforo es un nutriente esencial para los procesos vivos; es un componente principal de los ácidos nucleicos y fosfolípidos y, como fosfato de calcio, constituye los componentes de sostén de nuestros huesos. El fósforo es a menudo el nutriente limitante (necesario para el crecimiento) en los ecosistemas acuáticos, particularmente de agua dulce.

El fósforo se encuentra en la naturaleza como ión fosfato (PO43-). Además de la escorrentía de fosfato como resultado de la actividad humana, la escorrentía natural de la superficie ocurre cuando se lixivia de rocas que contienen fosfato por la intemperie, enviando fosfatos a ríos, lagos y al océano. Esta roca tiene su origen en el océano. Los sedimentos oceánicos que contienen fosfato se forman principalmente a partir de los cuerpos de los organismos oceánicos y de sus excreciones. Sin embargo, la ceniza volcánica, los aerosoles y el polvo mineral también pueden ser fuentes importantes de fosfato. Este sedimento luego se mueve a la tierra durante el tiempo geológico por el levantamiento de la superficie de la Tierra. (Figura 20.2.5)

El fósforo también se intercambia recíprocamente entre el fosfato disuelto en el océano y los organismos marinos. El movimiento del fosfato del océano a la tierra y a través del suelo es extremadamente lento, y el ión fosfato promedio tiene un tiempo de residencia oceánica entre 20.000 y 100.000 años.

El exceso de fósforo y nitrógeno que ingresa a estos ecosistemas a partir de la escorrentía de fertilizantes y de las aguas residuales provoca un crecimiento excesivo de algas. La posterior muerte y descomposición de estos organismos agota el oxígeno disuelto, lo que conduce a la muerte de organismos acuáticos, como mariscos y peces. Este proceso es responsable de las zonas muertas en los lagos y en las desembocaduras de muchos ríos importantes y de la muerte masiva de peces, que a menudo ocurren durante los meses de verano (ver Figura 20.2.6).

Una zona muerta es un área en lagos y océanos cerca de las desembocaduras de los ríos donde grandes áreas se agotan periódicamente de su flora y fauna normales; estas zonas pueden ser causadas por eutrofización, derrames de petróleo, vertidos de sustancias químicas tóxicas y otras actividades humanas. El número de zonas muertas ha aumentado durante varios años, y más de 400 de estas zonas estaban presentes en 2008. Una de las peores zonas muertas se encuentra frente a la costa de los Estados Unidos en el Golfo de México: la escorrentía de fertilizantes del río Mississippi Cuenca creó una zona muerta de más de 8,463 millas cuadradas. La escorrentía de fosfatos y nitratos de los fertilizantes también afecta negativamente a varios ecosistemas de lagos y bahías, incluida la Bahía de Chesapeake en el este de los Estados Unidos.

CARRERAS EN ACCIÓN: Chesapeake Bay

La bahía de Chesapeake (Figura 20.2.7a) es una de las áreas más pintorescas de la Tierra; ahora está en peligro y se reconoce como un estudio de caso de un ecosistema en declive. En la década de 1970, la bahía de Chesapeake fue uno de los primeros ecosistemas acuáticos en haber identificado zonas muertas, que continúan matando a muchos peces y especies que habitan en el fondo, como almejas, ostras y gusanos. Varias especies han disminuido en la bahía de Chesapeake porque la escorrentía de agua superficial contiene un exceso de nutrientes del uso de fertilizantes artificiales en la tierra. La fuente de los fertilizantes (con alto contenido de nitrógeno y fosfato) no se limita a las prácticas agrícolas. Hay muchas áreas urbanas cercanas y más de 150 ríos y arroyos desembocan en la bahía que transportan la escorrentía de fertilizantes de céspedes y jardines. Por lo tanto, el declive de la bahía de Chesapeake es un tema complejo y requiere la cooperación de la industria, la agricultura y los propietarios individuales.

De particular interés para los conservacionistas es la población de ostras (Figura 20.2.7B); se estima que más de 200,000 acres de arrecifes de ostras existían en la bahía en la década de 1700, pero ese número ahora ha disminuido a solo 36,000 acres. La recolección de ostras fue una vez una industria importante para la bahía de Chesapeake, pero disminuyó un 88 por ciento entre 1982 y 2007. Esta disminución fue causada no solo por la escorrentía de fertilizantes y las zonas muertas, sino también por la sobreexplotación. Las ostras requieren una cierta densidad de población mínima porque deben estar muy cerca para reproducirse. La actividad humana ha alterado la población y las ubicaciones de las ostras, lo que ha alterado enormemente el ecosistema.

La restauración de la población de ostras en la bahía de Chesapeake se ha llevado a cabo durante varios años con resultados mixtos. Muchas personas no solo encuentran buenas ostras para comer, sino que las ostras también limpian la bahía. Se alimentan por filtración y, mientras comen, limpian el agua que los rodea. Los filtradores comen bombeando una corriente continua de agua sobre apéndices finamente divididos (branquias en el caso de las ostras) y capturando procariotas, plancton y partículas orgánicas finas en su moco. En la década de 1700, se estimó que la población de ostras tardaba solo unos días en filtrar todo el volumen de la bahía. Hoy, con el cambio de las condiciones del agua, se estima que la población actual tardaría casi un año en hacer el mismo trabajo.

Los esfuerzos de restauración han estado en curso durante varios años por organizaciones sin fines de lucro como la Fundación de la Bahía de Chesapeake. El objetivo de la restauración es encontrar una manera de aumentar la densidad de población para que las ostras puedan reproducirse de manera más eficiente. Muchas variedades resistentes a enfermedades (desarrolladas en el Instituto de Ciencias Marinas de Virginia para el Colegio de William and Mary) están ahora disponibles y se han utilizado en la construcción de arrecifes de ostras experimentales. Los esfuerzos de Virginia y Delaware para limpiar y restaurar la bahía se han visto obstaculizados porque gran parte de la contaminación que ingresa a la bahía proviene de otros estados, lo que enfatiza la necesidad de cooperación interestatal para lograr una restauración exitosa.

Las nuevas y abundantes cepas de ostras también han dado lugar a una industria nueva y económicamente viable, la acuicultura de ostras, que no solo suministra ostras para la alimentación y las ganancias, sino que también tiene el beneficio adicional de limpiar la bahía.

El ciclo del azufre

El azufre es un elemento esencial para las macromoléculas de los seres vivos. Como parte del aminoácido cisteína, participa en la formación de proteínas. Como se muestra en la Figura 20.2.8, los ciclos del azufre entre los océanos, la tierra y la atmósfera. El azufre atmosférico se encuentra en forma de dióxido de azufre (SO2), que ingresa a la atmósfera de tres formas: primero, por la descomposición de moléculas orgánicas; segundo, de la actividad volcánica y los respiraderos geotérmicos; y, tercero, de la quema de combustibles fósiles por parte de los humanos.

En tierra, el azufre se deposita de cuatro formas principales: precipitación, lluvia radiactiva directa de la atmósfera, erosión de las rocas y respiraderos geotérmicos (Figura 20.2.9). El azufre atmosférico se encuentra en forma de dióxido de azufre (SO2), y a medida que la lluvia cae a través de la atmósfera, el azufre se disuelve en forma de ácido sulfúrico débil (H2ASI QUE4). El azufre también puede caer directamente de la atmósfera en un proceso llamado lluvia radiactiva. Además, a medida que las rocas que contienen azufre se meteorizan, el azufre se libera en el suelo. Estas rocas se originan a partir de sedimentos oceánicos que se mueven a la tierra por la elevación geológica de los sedimentos oceánicos. Los ecosistemas terrestres pueden entonces hacer uso de estos sulfatos del suelo (SO42-), que ingresan a la red trófica al ser absorbidos por las raíces de las plantas. Cuando estas plantas se descomponen y mueren, el azufre se libera nuevamente a la atmósfera como sulfuro de hidrógeno (H2S) gas.

El azufre ingresa al océano a través de la escorrentía terrestre, de las precipitaciones atmosféricas y de los respiraderos geotérmicos submarinos. Algunos ecosistemas dependen de quimioautótrofos que utilizan azufre como fuente de energía biológica. Este azufre luego sustenta los ecosistemas marinos en forma de sulfatos.

Las actividades humanas han jugado un papel importante en la alteración del equilibrio del ciclo global del azufre. La quema de grandes cantidades de combustibles fósiles, especialmente de carbón, libera grandes cantidades de gas sulfuro de hidrógeno a la atmósfera. A medida que la lluvia cae a través de este gas, crea el fenómeno conocido como lluvia ácida, que daña el medio ambiente natural al reducir el pH de los lagos, matando así a muchas de las plantas y animales residentes. La lluvia ácida es una lluvia corrosiva causada por el agua de lluvia que cae al suelo a través del gas de dióxido de azufre, convirtiéndolo en ácido sulfúrico débil, que daña los ecosistemas acuáticos. La lluvia ácida también afecta el medio ambiente creado por el hombre a través de la degradación química de los edificios. Por ejemplo, muchos monumentos de mármol, como el Lincoln Memorial en Washington, DC, han sufrido daños importantes por la lluvia ácida a lo largo de los años. Estos ejemplos muestran los efectos de gran alcance de las actividades humanas en nuestro medio ambiente y los desafíos que quedan para nuestro futuro.

Resumen de la sección

Los nutrientes minerales se ciclan a través de los ecosistemas y su entorno. Todos estos ciclos tienen impactos importantes en la estructura y función de los ecosistemas. Dado que las actividades humanas han causado importantes perturbaciones en estos ciclos, su estudio y modelado es especialmente importante. Los ecosistemas han sido dañados por una variedad de actividades humanas que alteran los ciclos biogeoquímicos naturales debido a la contaminación, los derrames de petróleo y los eventos que causan el cambio climático global. La salud de la biosfera depende de la comprensión de estos ciclos y de cómo proteger el medio ambiente de daños irreversibles.

Conexiones de arte

Figura 20.2.4 ¿Cuál de las siguientes afirmaciones sobre el ciclo del nitrógeno es falsa?

A. La amonificación convierte la materia orgánica nitrogenada de los organismos vivos en amonio (NH4+).
B. La desnitrificación por bacterias convierte los nitratos (NO3-) al gas nitrógeno (N2).
C.La nitrificación por bacterias convierte los nitratos (NO3-) a nitritos (NO2-).
D. Las bacterias fijadoras de nitrógeno convierten el gas nitrógeno (N2) en compuestos orgánicos.

C: La nitrificación por bacterias convierte los nitratos (NO3-) a nitritos (NO2-).

Opción multiple

La mayor parte del agua que se encuentra en la Tierra es:

A. hielo
B. vapor de agua
C. agua dulce
D. agua salada

D

El proceso por el cual el oxígeno se agota por el crecimiento de microorganismos debido al exceso de nutrientes en los sistemas acuáticos se llama ________.

A. zonificación muerta
B. eutrofización
C. retroficación
D. agotamiento

B

Respuesta libre

¿Por qué el suministro de agua potable sigue siendo una preocupación importante para muchos países?

La mayor parte del agua de la Tierra es agua salada, que los humanos no pueden beber a menos que se elimine la sal. Parte del agua dulce está atrapada en glaciares y casquetes polares, o está presente en la atmósfera. Los suministros de agua de la tierra están amenazados por la contaminación y el agotamiento. El esfuerzo por suministrar agua potable a la población humana en constante expansión del planeta se considera un desafío importante en este siglo.

Notas al pie

  1. 1 Scott L. Morford, Benjamin Z. Houlton y Randy A. Dahlgren, "Aumento del almacenamiento de carbono y nitrógeno en el ecosistema forestal de un lecho rocoso rico en nitrógeno", Naturaleza 477, no. 7362 (2011): 78–81.

Glosario

lluvia ácida
una lluvia corrosiva causada por el agua de lluvia que se mezcla con el gas de dióxido de azufre al caer a la atmósfera, convirtiéndolo en ácido sulfúrico débil, causando daños a los ecosistemas acuáticos
ciclo biogeoquímico
el ciclo de minerales y nutrientes a través del mundo biótico y abiótico
zona muerta
un área en un lago y océano cerca de las desembocaduras de los ríos donde grandes áreas están agotadas de su flora y fauna normales; Estas zonas pueden ser causadas por eutrofización, derrames de petróleo, vertidos de productos químicos tóxicos y otras actividades humanas.
eutrofización
el proceso por el cual la escorrentía de nutrientes provoca el crecimiento excesivo de microorganismos y plantas en los sistemas acuáticos
caer
la deposición directa de minerales sólidos en la tierra o en el océano desde la atmósfera
hidrosfera
la región del planeta en la que existe el agua, incluida la atmósfera que contiene vapor de agua y la región debajo del suelo que contiene agua subterránea
recurso no renovable
un recurso, como un combustible fósil, que se regenera muy lentamente o no se regenera en absoluto

Introducción a la teledetección Quinta edición

1. Historia y alcance de la teledetección. 3
1.1. Introducción . 3

1.2. Definiciones 4
1.3. Hitos en la historia de la teledetección. 7
1.4. Descripción general del proceso de teledetección. 18
1.5. Conceptos clave de la teledetección. 19
1.6. Preparación profesional y desarrollo profesional. 21
1.7. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 25
Preguntas de revisión . 27
Referencias. 28


2. Radiación electromagnética. 31
2.1. Introducción . 31
2.2. El espectro electromagnético . 31
2.3. Principales Divisiones del Espectro Electromagnético. 34
2.4. Leyes de radiación. 36
2.5. Interacciones con la atmósfera. 38
2.6. Interacciones con superficies. 48
2.7. Resumen: Tres modelos de teledetección. 54
2.8. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 56
Preguntas de revisión . 56
Referencias. 57


Parte II. Adquisición de imágen

3. Mapeo de cámaras. 61
3.1. Introducción . 61
3.2. Fundamentos de la fotografía aérea. 62
3.3. Geometría de la fotografía aérea vertical. 66
3.4. Cámaras aéreas digitales. 72
3.5. Escaneo digital de imágenes analógicas. 77
3.6. Características comparativas de imágenes digitales y analógicas. 78
3.7. Sensibilidad espectral. 79
3.8. Combinaciones de bandas: imágenes ópticas
. 80
3.9. Cobertura por múltiples fotografías. 84
3.10. Fotogrametría. 90
3.11. Fuentes de fotografía aérea. 91
3.12. Resumen . 94
3.13. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 94
Preguntas de revisión . 95
Referencias. 95
Tus propias fotografías infrarrojas. 97
Tus propias fotografías en 3D. 98
Tu propia fotografía de cometas. 99


4. Imágenes digitales. 101
4.1. Introducción . 101
4.2. Imágenes electrónicas. 101
4.3. Sensibilidad espectral. 106
4.4. Información digital . 109
4.5. Formatos de datos. 111
4.6. Combinaciones de bandas: imágenes multiespectrales. 115
4.7. Mejora de la imagen . 117
4.8. Visualización de imagen. 121
4.9. Software de procesamiento de imágenes. 125
4.10. Resumen . 128
4.11. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 128
Preguntas de revisión . 128
Referencias. 129

5. Interpretación de imágenes. 130
5.1. Introducción . 130
5.2. El contexto de la interpretación de imágenes. 131
5.3. Tareas de interpretación de imágenes. 132
5.4. Elementos de interpretación de imágenes. 133
5.5. Información colateral. 138
5.6. Escalas de calificación de interpretabilidad de imágenes. 138
5.7. Claves de interpretación de imágenes. 139
5.8. Superposiciones interpretativas. 139
5.9. La importancia del contexto. 140
5.10. Visión en estéreo . 143
5.11. Transferencia de datos . 147
5.12. Fotointerpretación digital. 147
5.13. Cálculos de escala de imagen. 148
5.14. Resumen . 151
5.15. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 152
Preguntas de revisión . 152
Referencias. 153


6. Satélites de observación terrestre. 158
6.1. Teledetección por satélite. 158
6.2. Orígenes de Landsat. 159
6.3. Órbitas de satélite. 160
6.4. El sistema Landsat. 162
6.5. Subsistema de escáner multiespectral. 167
6.6. Mapeador temático Landsat. 172
6.7. Administración del Programa Landsat. 176
6.8. Sistemas de satélite actuales. 178
6,9. Archivos de datos e investigación de imágenes. 192
6.10. Resumen . 194
6.11. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 195
Preguntas de revisión . 195
Referencias. 196
CORONA. 198


7. Microondas activo. 204
7.1. Introducción . 204
7.2. Microondas activo. 204
7.3. Geometría de la imagen del radar. 208
7.4. Longitud de onda. 212
7.5. Penetración de la señal de radar. 212
7.6. Polarización. 214
7.7. Dirección de la mirada y ángulo de la mirada. 215
7.8. Sistemas de apertura reales. 217
7,9. Sistemas de apertura sintéticos. 219
7.10. Interpretación de los valores de brillo. 221
7.11. Radares de imágenes por satélite. 226
7.12. Interferometría de radar. . 236
7.13. Resumen .
. 239
7.14. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 239
Preguntas de revisión . 240
Referencias. 241

8. Lidar. 243
8.1. Introducción . 243
8.2. Perfilado de láseres. 244
8.3. Lidars de imágenes. 245
8.4. Imágenes Lidar. 247
8.5. Tipos de lidares de imágenes. 247
8.6. Procesamiento de datos de imagen Lidar. 249
8.7. Resumen . 253
8.8. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 254
Preguntas de revisión . 254
Referencias. 255

9. Imágenes térmicas. 257
9.1. Introducción . 257
9.2. Detectores térmicos. 258


9.3. Radiometría térmica. 260
9.4. Radiómetros de microondas. 263
9.5. Escáneres térmicos. 263
9.6. Propiedades térmicas de los objetos. 265
9,7. Geometría de imágenes térmicas. 268
9,8. La imagen térmica y su interpretación. 269
9,9. Misión de mapeo de la capacidad calorífica. 277
9.10. Escáner multiespectral Landsat y mapeador temático
Datos térmicos. 279
9.11. Resumen . 280
9.12. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 281
Preguntas de revisión . 282
Referencias. 283

10. Resolución de imagen. 285
10.1. Introducción y definiciones. 285
10.2. Variables objetivo. 286
10.3. Variables del sistema. 287
10.4. Condiciones de operación . 287
10.5. Medida de Resolución. 288
10.6. Pixeles mixtos. 290
10,7. Resolución espacial y radiométrica: ejemplos simples. 294
10,8. Interacciones con el paisaje. 296
10,9. Resumen . 298
Preguntas de revisión . 298
Referencias. 299


11. Preprocesamiento. 305
11.1. Introducción . 305
11.2. Preprocesamiento radiométrico. 305
11.3. Algunas herramientas de corrección atmosférica más avanzadas. 308
11.4. Calcular radiancias a partir de DN. 311
11,5. Estimación de la reflectancia de la parte superior de la atmósfera. 312
11.6. Destrucción y problemas relacionados. 313
11,7. Identificación de características de la imagen. 316
11,8. Subconjuntos. 320
11,9. Corrección geométrica por remuestreo. 321
11.10. La fusión de datos . 326
11.11. Estándares de procesamiento de datos de imágenes. 329
11.12. Resumen . 330
Preguntas de revisión . 330
Referencias. 331


12. Clasificación de imágenes. 335
12.1. Introducción . 335
12.2. Clases informativas y clases espectrales. 337
12.3. Clasificación no supervisada. 339
12.4. Clasificación supervisada. 349
12.5. Datos auxiliares . 364
12.6. Agrupación difusa. 367
12,7. Redes neuronales artificiales . 368
12,8. Clasificación contextual. 370
12,9. Clasificación orientada a objetos. 371
12.10. Rechazo de clase espectral guiado iterativo. 373
12.11. Resumen . 373
12.12. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 373
Preguntas de revisión . 374
Referencias. 375


13. Datos de campo. 382
13.1. Introducción . 382
13.2. Tipos de datos de campo. 382
13.3. Datos nominales . 383
13.4. Documentación de datos nominales. 384
13.5. Datos biofísicos. 384
13.6. Radiometría de campo. 387
13,7. Vehículos aerotransportados no tripulados. 389
13,8. Información de ubicación. 392
13,9. Uso de información de ubicación. 397
13.10. Fotografía terrestre. 397
13.11. Muestreo geográfico. 397
13.12. Resumen
. 403
13.13. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje. 403
Preguntas de revisión . 403
Referencias. 404

14. Evaluación de la precisión 408
14.1. Definición y significado 408
14.2. Fuentes de error de clasificación 410
14.3. Características de error 411
14.4. Medición de la precisión del mapa 412
14.5. Interpretación de la matriz de errores 418
14.6. Resumen 424
Preguntas de repaso 425
Referencias 426


15. Teledetección hiperespectral 429
15.1. Introducción 429
15.2. Espectroscopía 429
15.3. Teledetección hiperespectral 430
15.4. El espectrómetro de imágenes infrarrojas / visibles en el aire 430
15,5. El cubo de imágenes 431
15.6. Bibliotecas espectrales 432
15,7. Coincidencia espectral 433
15,8. Análisis de mezcla espectral 434

15,9. Mapeo de ángulos espectrales 437
15.10. Analiza 437
15.11. Análisis de ondículas para imágenes hiperespectrales 438
15.12. Resumen 439
Preguntas de repaso 440
Referencias 441
16. Detección de cambios 445
16.1. Introducción 445

16.2. Técnicas de detección de cambios espectrales bitemporales 446
16.3. Detección de cambio espectral multitemporal 452
16.4. Resumen 460
Preguntas de repaso 460
Referencias 461

17. Ciencias de las plantas 465
17.1. Introducción 465
17.2. Estructura de la hoja 470
17.3. Comportamiento espectral de la hoja viva 472
17.4. Silvicultura 476
17,5. Agricultura 479
17.6. Índices de vegetación 483
17,7. Aplicaciones de los índices de vegetación 484
17,8. Fenología 485
17,9. Radiómetro avanzado de muy alta resolución 487
17.10. Labranza de conservación 489
17.11. Fenología de la superficie terrestre 491
17.12. Separación de la reflectancia del suelo de la reflectancia de la vegetación 493
17.13. Transformación de gorro con borlas 495
17.14. Química foliar 498

17.15. Datos Lidar para el inventario forestal y la estructura 500
17.16. Agricultura de precisión 501
17.17. Detección remota para fitopatología 502
17.18. Resumen 506
17.19. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje 506
Preguntas de repaso 507
Referencias 508

18. Ciencias de la Tierra 517
18.1. Introducción 517
18.2. Fotogeología 518
18.3. Patrones de drenaje 521
18.4. Lineamientos 523
18,5. Geobotánica 527
18.6. Observación multiespectral directa de rocas y minerales 531
18,7. Fotoclinometría 533

18,8. Relaciones de banda 534
18,9. Cartografía de suelos y paisajes 537
18.10. Unidades de terreno integradas 540
18.11. Inventario de humedales 542
18.12. Imágenes de radar para exploración 542
18.13. Resumen 543
18.14. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje 543
Preguntas de repaso 543
Referencias 544


19. Ciencias hidrosféricas 549
19.1. Introducción 549
19.2. Características espectrales de los cuerpos de agua 550
19.3. Cambios espectrales a medida que aumenta la profundidad del agua 553
19.4. Ubicación y extensión de las masas de agua 555
19,5. Rugosidad de la superficie del agua 557
19.6. Batimetría 558
19,7. Diagrama de cromaticidad Landsat 564
19,8. Hidrología de la cuenca de drenaje 567
19,9. Evapotranspiración 570
19.10. Interpretación del manual 571
19.11. Temperatura de la superficie del mar 575
19.12. Aplicaciones Lidar para estudios hidrosféricos 576
19.13. Resumen 577
19.14. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje 578
Preguntas de repaso 579
Referencias 580


20. Uso de la tierra y cobertura de la tierra 585
20.1. Introducción 585
20.2. Imágenes aéreas para información sobre el uso del suelo 586
20.3. Clasificación de uso de la tierra 587
20.4. Interpretación visual del uso del suelo y la cobertura del suelo 588
20,5. Cambio de uso de la tierra por interpretación visual 596
20.6. Interpretación histórica de la cobertura del suelo para el medio ambiente.
Análisis 597
20,7. Otros sistemas de clasificación del uso de la tierra 599
20,8. Mapeo de la cobertura terrestre por clasificación de imágenes 601
20,9. Estudios de cobertura terrestre a gran escala 603
20.10. Fuentes de datos compilados sobre el uso de la tierra 604
20.11. Resumen 606
20.12. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje 608
Preguntas de repaso 608
Referencias 609


21. Teleobservación mundial 614
21.1. Introducción 614
21.2. Ciclos biogeoquímicos 614
21.3. Radiómetro avanzado 621 de muy alta resolución

21.4. Sistema de observación de la tierra 622
21,5. Instrumentos del sistema de observación de la Tierra 623
21,6. Bus 627 del sistema de observación terrestre
21,7. Sistema de información y datos del sistema de observación de la Tierra 629
21,8. Sitios de investigación ambiental a largo plazo 630
21,9. Explorador de la Tierra 631
21.10. Vigilancia mundial del medio ambiente y la seguridad 632
21.11. Datos de población mundial en cuadrícula 633
21.12. Resumen 634
21.13. Algunos recursos de enseñanza y aprendizaje 634
Preguntas de repaso 635
Referencias 635
Conclusión. Perspectivas para el campo de la teledetección: 639
La vista desde 2011
Índice 643
Acerca de los autores 667


El sistema impulsado por la mezcla estacional en la zona costera-estuarina desencadena un cambio ecológico en conjuntos bacterianos involucrados en la degradación del DMSP derivado del fitoplancton

La zona costera tiene ecosistemas distinguibles pero estrechamente conectados desde los ríos hasta el océano y contribuye globalmente al ciclo de nutrientes, incluida la materia orgánica derivada del fitoplancton. En particular, las contribuciones bacterianas a la degradación del dimetilsulfoniopropionato (DMSP) derivado del fitoplancton se han evaluado recientemente mediante el uso de tecnologías de secuenciación avanzadas para comprender su papel en la red alimentaria microbiana marina. Aquí, examinamos la diversidad bacteriana y la composición de la comunidad bajo la mezcla de agua estacional en la bahía de Gwangyang (GW), un estuario semicerrado en el extremo sur de la península de Corea. Detectamos diferencias filogenéticas entre los hábitats específicos de la temporada en GW y sus taxones bacterianos específicos. Además, se investigó la contribución bacteriana a la degradación de DMSP derivado del fitoplancton de aguas estuarinas a costeras a profundidades eufóticas en GW como la presencia o ausencia del gen de desmetilación de DMSP, codificado por dmdA. Entre las unidades taxonómicas operativas (OTU) en las comunidades bacterianas GW, la OTU1 más dominante y ubicua estaba afiliada al clado SAR11 (SAR11-OTU). La dinámica poblacional de SAR11-OTU en dmdALas aguas GW detectadas sugieren que la mezcla de la masa de agua juega un papel importante en la configuración de las comunidades bacterianas involucradas en la desmetilación del DMSP derivado del fitoplancton.

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2. Lugar de estudio

El sitio de estudio (Figura & # x000a0 1) está ubicado en Alaska ACP entre el lago Teshekpuk y el mar de Alaska Beaufort, a unos 120 & # x000a0km al sureste de Utqia & # x00121vik (Barrow), Alaska. Basado en la distribución del termokarst y la síntesis de stock de carbono de Olefeldt et al. (2016), la ACP pertenece a los & # x0201cLake Thermokarst Landscapes. & # X0201d Este tipo se caracteriza por lagos poco profundos de thermokarst, cuencas de lagos de thermokarst, cuencas de alas y sumideros de deshielo, pero también pingos, así como depresiones y pozos. El permafrost en esta región es continuo y tiene entre 200 y 400 & # x000a0m de espesor (Jorgenson et al., 2008, 2011). El norte del lago Teshekpuk representa la transición entre la llanura costera exterior dominada por arenas marinas en el sur y la llanura costera exterior más joven dominada por limos marinos en el norte (Black, 1964 Hinkel et al., 2005 Jorgenson et al., 2011 Kanevskiy et al. al., 2013 Williams et al., 1977, 1978).

Área de estudio al norte del lago Teshekpuk en el ACP. (a) Mapa general de Alaska. (b) Mosaico Landsat 8 del termokarst & # x02010 ACP afectado, incluido el lago Teshekpuk 125 & # x000a0km al sureste de Utqia & # x00121vik, la ciudad más septentrional de los Estados Unidos. (c) Área de estudio (

150 & # x000a0km 2) y ubicaciones principales en las cercanías del Observatorio del lago Teshekpuk. El área de estudio fue mapeada en los accidentes geográficos predominantes en base a un modelo de elevación digital IfSAR (Intermap, 2010) con una resolución de 5 & # x02010m y un ortomosaico de imagen aérea de infrarrojos, falso & # x02010color (resolución de 2.5 & # x02010m, US Geological Survey, 2002 ver sección 3.3). Los DTLB se clasificaron en diferentes etapas de antiguos lagos que drenaron total o parcialmente, formando cuencas superpuestas.

La región de estudio está dominada por cuencas de lagos termokarst drenados (que cubren el 62% de la ACP), lagos termokarst (cubren más del 20% de la ACP) y superficies primarias (Arp et al., 2011 Hinkel et al., 2005 Jones & # x00026 Arp, 2015). Estas superficies primarias (Brown, 1965) o remanentes erosivos (Eisner et al., 2005) no han sido afectadas por los procesos de formación de lagos termokarst del Holoceno. Sin embargo, las distintas superficies de las tierras altas se caracterizan por un alto contenido de hielo, polígonos de cuña de hielo, depósitos de cobertura orgánicos y ricos en el Holoceno (Eisner et al., 2005) y cubren el 7% del área de estudio. Dado que estas superficies primarias se encuentran a una elevación ligeramente superior (alrededor de 5 & # x000a0m) en un entorno bastante plano, bajo & # x02010 de relieve, nos referimos a ellas como tierras altas en este estudio. Sin embargo, tanto en las cuencas de los lagos termokarst drenados como en las tierras altas de la ACP, el volumen total de hielo en el suelo puede llegar hasta el 82% para los DTLB y el 83% para las tierras altas, respectivamente (Kanevskiy et al., 2013).

La temperatura media anual del aire es & # x0221210 & # x000a0 & # x000b0C (2004 & # x020132015) en el sitio de Drew Point (70 & # x000b051 & # x02032N, 15 & # x000b054 & # x02032W) de la Red Terrestre Global para Permafrost (Urban, 2017) y precipitación es bajo en el ACP con

200 & # x000a0mm / año (Arp et al., 2012 Jorgenson et al., 2011). Según el Mapa de Vegetación Circumpolar del Ártico (Walker et al., 2005), el área al norte del lago Teshekpuk se clasifica en humedales de la subzona bioclimática C, que se caracteriza por una temperatura media del aire en julio de 5 & # x020137 & # x000a0 & # x000b0C y dominada por Graminoides húmedos, comunidades de musgo en tundra no ácida (Raynolds et al., 2005, 2006).

Soils in DTLBs in the study region are mostly poorly drained with a 10 to 50 cm thick organic layer above silty loam (Jorgenson & Heiner, 2003 Ping, Lynn, et al., 2008). Ice‐rich permafrost is located near the surface, within the first meter of soil, and active layer (AL) thickness ranges from 20 to 73਌m (Bockheim & Hinkel, 2007). During our sampling period in mid‐July, thaw depths were not at their full extent and ranged from 22�਌m. Gelisol is the dominant soil type in the study region. The main soils in DTLBs are Typic Historthels y Glacic Aquorthels (Jorgenson et al., 2011 Ping, Lynn, et al., 2008). The two sampled transects (TES15‐T1 and TES15‐T3) include coring locations in nonpatterned DTLBs as well as in high�nter and low�nter polygons. Dominant soil types in high�nter polygons are Ruptic Histoturbels y Typic Histoturbels and in low�nter polygons Typic Histoturbels y Typic Historthels (Jorgenson et al., 2011 Ping, Lynn, et al., 2008).


Dynamics of periphyton nitrogen fixation in short-hydroperiod wetlands revealed by high-resolution seasonal sampling

Periphyton N2 fixation plays a key role in N cycling of aquatic systems, but temporal studies of this process are often lacking, especially in systems with only seasonal flooding. We used seven samplings to characterize nitrogenase activity (acetylene reduction method) of periphyton in short-hydroperiod marl prairies and two wetlands restored from agricultural disturbance in Everglades National Park, USA. We hypothesized that the seasonal drying and rewetting would increase the temporal dynamics of the process. All sites showed significant periphyton N2 fixation, but in restored areas highest rates were observed only in the early wet season (July), while in reference sites fixation was spread throughout the summer. Most N2 fixation in the restored areas was confined to a 3-month-period resulting in large underestimates of annual fixation in previous studies with few seasonal measurements. norte2 fixation rates correlated with total P, N and TN:TP ratio, and periphyton moisture content in the dry season. N stable isotopic signature was a good indicator of N2 fixation rates between sites, but did not correctly indicate seasonal patterns. These findings improve our understanding of N cycling in wetlands like the Everglades and indicate a need for more detailed measurements of processes in seasonally flooded systems.

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Materiales y métodos

Ice base

From 15 March 2010 to 30 April 2010, the Catlin Ice Base (CIB) was situated on a region of flat, first-year sea ice, which extended east to west from Ellef Ringnes Island seaward (Fig. 1a, c). The thickness of the sea ice in the area was between 1.5 and 1.7 m. The science sampling site was located 2 km west of the CIB at 78° 42.69′ N, 104° 52.66′ W. An ice hole, 1.3 x 1.1 m in size, was made on 16 March 2010. The ice thickness at the hole was 1.52 m, with 0.2 m freeboard. The hole was covered with a Polar Chief tent to minimize freezing during sampling. The water depth under the ice was not precisely known, although the maximum depth of the wire on the winch used for obtaining samples was roughly 230 m. The Canadian Hydrographic Service Chart #7953 (last updated 17 March 1972) suggests that the area is between soundings of 290 and 420 m.

CIB meteorological measurements

A model 7425 Weather Wizard III meteorological station (Davis Instruments, Hayward, CA, USA) was set up at the CIB to measure wind speed, wind direction (from an anemometer placed 3 m above the sea ice) and shaded air temperature. These parameters were recorded twice daily (at 09:00 and 21:00, local time), as well as observations of cloud cover (oktas) and general weather conditions.

CIB seawater sampling

Seawater sampling was carried out through the ice hole every four days, starting on 17 March 2010 (Day of Year [DoY] 75) and ending on 26 April 2010 (DoY 115). Conductivity, temperature and depth measurements were made on each sample day using an SBE 19plus SeaCAT conductivity–temperature–depth (CTD) instrument (Sea-Bird Electronics, Bellevue, WA, USA), calibrated using bottle salinity samples analysed on an Autosal 8400B salinometer (Guildline Instruments, Smiths Falls, ON, Canada) at the Institute of Ocean Sciences, Sidney, Canada. Seawater was collected for analysis on each sample day from 1-, 3-, 5- and 10-m depths under the sea ice, using a 5-L Niskin bottle. Additionally, samples were taken at 100 and 200 m on 21 and 22 April 2010.

CIB sea-ice sampling

Four ice cores were collected from within 50 m of the water sampling hole on 8 and 13 April 2010 (DoY 97 and 102, respectively) using a 9-cm internal diameter ice corer (Kovacs Enterprises, Roseburg, OR, USA). A 1-m 2 area of ice was cleared of snow, and snow depth was measured at the edge of the cleared area. Once the cores were retrieved, ice thickness was measured using a tape measure with a weighted catch attachment deployed through the hole. The cores were immediately laid out on a cleaned PVC sled. Each core was then cut into sections using a clean stainless steel saw (starting from the top). Each piece was individually placed in a polyethylene, resealable, zip-seal bag and transported back to the CIB. Pieces from each of the “top,” “middle” and “bottom” sections of the core (Table 1) were then placed into gas-tight Tedlar bags, and a hand-pump was used to remove the headspace. The bagged sections were left in the dark to melt at room temperature, which took approximately 24 h. Once the ice melted, water samples were collected from each bag using methods described in a subsequent section for total inorganic carbon (CT), total alkalinity (AT), salinity, oxygen-18 (δO 18 ), nutrients and chlorophyll. The cold, brittleness of the ice and logistics prevented any additional cores from being collected.

Publicado en línea:

Table 1 Ice core collection data, size of each section (top, middle and bottom), total core length and snow cover.

Spatial transect from 85°N to 90°N

Spatial data of nutrients, chlorophyll, CT y AT were additionally collected through sea ice by a second team travelling on foot from 85°N to the North Pole (Fig. 1b) from 15 March 2010 to 12 May 2010, hereafter referred to as the Catlin Explorer Transect (CET). Seawater was collected through ice holes drilled with a Mora 110-mm ice auger (Rapala, Vääksy, Finland) and using a 1.2-L Kemmerer bottle from 1 m and 10 m under the sea ice. Duplicate CT/AT samples were collected into boreo-silicate square bottles with screw-cap lids and fixed with 100 µl of saturated HgCl2. These bottles were housed in specially designed warm boxes (adapted Yeti boxes) which had battery-operated heating mats placed in the bottoms to maintain the temperature above freezing. The samples were picked up from the expedition team and flown out on each resupply flight roughly every 18 days. Temperature and salinity profiles were made from the surface to approximately 30 m using an XR-420 CTD instrument (RBR, Kanata, ON, Canada) at each sampling location.

Sample processing and measurements

Clorofila

Seawater and ice-melts were filtered through grade GF/F filters (from the nutrient filtration), which were stored (frozen at −20°C) and returned to Plymouth Marine Laboratory, Plymouth, UK, for chlorophyll analysis. Each filter was placed in 90% v/v acetone and left for extraction at room temperature in the dark for 24 h. Concentrations of chlorophyll were measured using a model 10-AU fluorometer (Turner Designs, Sunnyvale, CA, USA) following US Joint Global Ocean Flux Study protocols (Knap et al. 1996 ).

Inorganic nutrients

Fifty millilitres of collected seawater and ice core meltwater were filtered (GF/F filters) into acid-cleaned, aged, 60-mL bottles (Nalgene, Rochester, NY, USA). Bottles were stored and shipped back frozen (−20°C) to land. Analysis was carried out at Plymouth Marine Laboratory (Woodward & Rees 2001 ) using a Bran & Luebbe AAIII segmented flow autoanalyser (SPX Flow Technology Norderstedt, Germany) for the colourimetric determination of inorganic nutrients: combined nitrate+nitrite (Brewer & Riley 1965 ), nitrite (Grasshoff 1976 ), phosphate (Zhang & Chi 2002 ), silicate (Kirkwood 1989 ) and ammonium (Mantoura & Woodward 1983 ). Nitrate concentrations were calculated by subtracting the nitrite from the combined nitrate+nitrite concentration.

Inorganic carbon

Seawater samples for total inorganic carbon (CT) and total alkalinity (AT) were collected in triplicate into 250-ml Duran glass bottles with ground glass stoppers for the 1-, 3-, 5- and 10-m samples according to Dickson et al. (2007). For the deep water samples (100 and 200 m) at the CIB wide-mouth, screw-cap glass bottles were used, while for the CET samples narrow-mouth, screw-cap bottles were used. For the melted ice cores, water was transferred from the Tedlar bags to 250-mL Duran glass bottles by attaching tubing to the valve inset in the bag and filling the bottles as recommended by Dickson et al. (2007). Samples were poisoned with 100 µL saturated HgCl2, as recommended by Dickson et al. (2007). Samples were stored at 4°C to the extent possible (sample storage temperature was difficult to control at the camp) in the dark and analysed at the Institute of Ocean Sciences within one year of collection, using VINDTA (Marianda, Kiel, Germany) and SOMMA (Marianda) instrumentation for CT and an open-cell potentiometric titration with non-linear least squares curve fitting for AT (Dickson et al. 2007 ). Batch 101 CRM (provided by Andrew Dickson, Scripps Institute of Oceanography) was used for calibration. Precision across CIB measurements was 2.3 µmol kg −1 for CT and 5.7 µmol kg −1 for AT. There was a decrease in the precision of the CT analysis (about 4 umol kg −1 ) for the CIB deep samples preserved in the wide-mouth, screw-cap bottle, likely because these bottles had greater potential for gas exchange during sampling, transport and analysis. Precision across CET measurements was 16 µmol kg −1 for CT and 20 µmol kg −1 for AT. Assuming that the deep water (100 and 200 m) samples from the CIB were supersaturated and the CET samples were slightly undersaturated, any errors associated with the screw-cap bottles will lead to underestimates for the deep water samples at the CIB and possibly smaller overestimates for the CET samples.

The seawater carbonate system programme CO2SYS (Pierrot et al. 2006 ) was used to calculate the CO2 partial pressure (pCO2) and pHT from CT, AT, in situ temperature, salinity and silicate and phosphate concentrations. Carbonic acid dissociation constants of Mehrbach et al. ( 1973 ) refit by Dickson & Millero ( 1987 ) and the constant of Dickson ( 1990 ) were used. These calculations were not made for the ice core melt samples.

Stable oxygen isotopes

Samples for 18 O: 16 O (reported as δO18) ratios from both water column and ice-melt samples were analysed by the G.G. Hatch Isotope Laboratories at the University of Ottawa, Ottawa, Canada, on a DeltaPlus XP isotope ratio mass spectrometer (Thermo Finnigan, San Jose, CA. USA) after headspace gas equilibration. The analytical precision was estimated to be 0.15 per mil.

CO atmosférico2 and flux measurements

An eddy covariance system (ECS) was used to measure atmospheric CO2 y compañía2 fluxes between the ice and the atmosphere. The ECS consisted of a closed-path LI7000 infrared gas analyser (Li-Cor Biosciences, Lincoln, NE, USA), sample pump, purge column, battery and CR5000 logger/signal unit (Campbell Scientific, Logan, UT, USA) housed in an insulated box container. A sonic anemometer and gas inlet pipe, with an external heat exchanger for equilibration of incoming air, were located at the top of a 3-m mast next to the control unit box. The ECS was sited approximately 230 m north-west of the main ice base on flat ice (snow depth <5 cm) between rubble ice regions 290 m to the south and 700 m to the north. The extreme cold conditions during the first 20 days of the expedition caused some difficulties with the ECS. However, the ECS was run successfully between 25 and 29 April 2010. ECS data were processed using EdiRe analysis software following the standard Euroflux guidelines (Aubinet et al. 2000 ). Because of the limited data availability, natural coordinate rotations (Tanner & Thurtell 1969 ) were employed for anemometer velocity data. The turbulent tube attenuation of Massman ( 1991 ) was employed in the frequency response corrections (Moore 1986 ). Fluxes were calculated for half-hour intervals and averaged to daily values assuming stationarity of environmental conditions. Data from the Alert atmospheric monitoring station (82° 27′ N, 62° 30′ W) were obtained to assess the quality of our ECS atmospheric pCO2 data and to obtain data for the period prior to 25 April 2010 (Dlugokencky et al. 2015 ).

Water column backscatter and current shear

A self-contained Workhorse Sentinel acoustic doppler current profiler (ADCP Teledyne RD Instruments, Poway, CA, USA) was mounted on an aluminium bar, anchored to the top of the ice and deployed just below the bottom of the ice to monitor acoustical backscatter and tidal currents. The instrument was operated nearly continuously for three days at the end of March, at 307 kHz, with bin sizes of 4 m and with the first bin at 6.09 m below the ice. Each ensemble was separated by 66 s and consisted of 50 transmissions, or pings. Because of the low concentration of scatterers in the water column the effective range of the instrument was approximately 45 m.


情報:農と環境と医療37号

Oxford University Press から1979年に「Gaia: A new look at life on earth」と題した本が出版された。この本が「地球生命圏"ガイアの科学」としてわが国で出版されたのは、1984年である。翻訳・出版されるのに5年の歳月が経っている。続いて、W.W. Nortonから1988年に「The ages of Gaia」が出版された。この本は「ガイアの時代」と題してわが国で1989年に翻訳・出版された。われわれは、原著出版の翌年にはこの本を翻訳文として読むことができた。

最近の原著「The REVENGE of GAIA」と訳書「ガイアの復讐」は、いずれも2006年である。われわれが翻訳文を手にしたのは、原著と同年ということになる。この3冊の本の原著と翻訳の時間的な流れをみるだけでも、ひとびとの地球生命圏ガイアへの関心の強さがうかがえる。さらに、地球が温暖化しつつある現実も、ひとびとの地球生命圏への関心を高めている。

第一次評価報告書1990では、気候変化の科学的評価WG I (温室効果ガスの増加と寄与率が重要)、気候変化の影響評価WG II、IPCC対応戦略WG III、気候変化:IPCC1990&1992評価第一次評価大要とSPM、が出版されている。

第二次評価報告書:気候変化1995では、気候変化の科学WG I 、気候変化の影響・適応・緩和:科学的及び技術的分析WG II (温室効果ガスの削減技術が重要)、気候変化の経済的・社会的側面WG III、UNFCC第2条の解釈における科学的・技術的情報に関する統合報告書(3作業部会のSPN)、が製本されている。

第三次評価報告書:気候変化2001では、科学的根拠WG I 、影響・適応・脆弱性WG II、緩和WG III、統合報告書、が出版されている。

温暖化:花綵列島への影響

時代と環境によって病気は異なる

重金属汚染による健康障害

WHOに報告されたヒトの高病原性鳥インフルエンザ(H5N1)感染確定症例数(A)と死亡例数(B)

ノーベル賞委員会は、1970年代から地球温暖化問題に取り組んでいるアル・ゴア前米副大統領とIPCC「Intergovernmental Panel on Climate Change:気候変動に関する政府間パネル」に、2007年のノーベル平和賞を授与した。このことによって、地球の温暖化問題が世界のひとびとの掌中に届いたことになる。

地球環境の変動は、いつの時代も食料を提供する農業と、人の健康と生命を守る医療に密接に関わっている。IPCCの報告書は、温暖化による健康影響の主要なものに次の現象を挙げている。(1) 熱ストレスによる死亡や熱中症など、(2) 洪水と旱魃を介する影響、(3) エルニーニョ現象との関連で発生する影響、(4)悪化する大気汚染による影響、(5)アレルギー疾患、(6)感染性疾患、(7)デング熱やその他アルボウイルスによる疾患、(8)リーシュマニア症(注:サシチョウバエが媒介する皮膚病)、(9)ダニ媒介性疾患、(10)げっ歯類によって媒介される伝染病、(11)飲料水に関連する疾患、(12)低栄養。

「医食同源」と「命のたべかた」と肥満

子ども達を含めてわれわれは、誰に、何に「いただきます」といっているのであろうか。神か仏か悪魔か、父母か料理人か百姓か、食料そのものか、はたまた Something Great か地球生命圏か雄大な大地か天空か海原か?

過日、「いのちの食べかた:OUR DAILY BREAD (Unser Taglich Brot)」という映画を観た。内容はこうである。われわれが常日頃口にしている食品が、食卓に並ぶまでの道のりを何の感情も入れず辿る。大量の野菜・果樹、牛・豚・鶏といった家畜が、どのように加工され食料になるかを追う。経済を主軸にし、効率化と自動化を追及した大農場や屠殺場を取材する完璧なドキュメンタリーである。

前段が長くなった。具体的な本書の紹介に入る。本書は、過敏性腸症候群(IBS: irritable bowel syndrome)という病態の解明を通し、脳と腸の間柄を深く考えることで、新しい生命観や人間像を描くものである。それも、具体的な事例を挙げて読者に理解してもらおうとする。

最後に「参考文献」が登場する。この種の本にはめずらしく、実に多くの内外の研究論文が紹介される。プロローグ、第1章、第2章、第3章、第4章、第5章、第6章、エピローグの参考文献は、それぞれ7, 31, 18, 17, 7, 16, 34および3点に及ぶ。各章をもう少し詳しく紹介する。

このような書き出しの後は、「QOLを低下させる症候群」(注:QOL= Quality of Life:生活の質)の項で、IBSはアメリカやイギリスなどストレスの多い先進国に多く、一種の文明病で、腸の機能の病気であることが解説される。最近の研究では、IBSの患者は脳と腸の情報のやりとりが過敏であることが分かってきた。

医という文字については、すでに「情報:農と環境と医療 17号」の「言葉の散策 1:医と医療の由来」で紹介したが、新たな知見を得たので再びここに登場させた。

  • ひさかたの 光のどけき 春の日に 静心なく 花の散るらん(紀 友則:平安前期)
  • ねがはくは 花の下にて 春死なむ その如月の 望月のころ(西行法師:1118-1190)
  • 敷島の 大和心を 人問はば 朝日に匂ふ 山桜花(本居宣長:1730-1801)

学生生活を始めるにあたって、Y = aX + bの数式のbという切片は問題にせず、aという傾きが重要で、学生たちの前途は、この傾きを増加させることできわめて明るいことを情熱をもって諭すことも必要であろう。


Ver el vídeo: Ciclo del Azufre Fácil y Rápido. BIOLOGÍA (Febrero 2023).