Información

¿Cómo afectará el aumento de los niveles de dióxido de carbono en la troposfera a los productores fotosintéticos?

¿Cómo afectará el aumento de los niveles de dióxido de carbono en la troposfera a los productores fotosintéticos?


We are searching data for your request:

Forums and discussions:
Manuals and reference books:
Data from registers:
Wait the end of the search in all databases.
Upon completion, a link will appear to access the found materials.

Se ha debatido mucho sobre los efectos del cambio climático en la vida de las plantas, pero ¿cómo afectará el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono al proceso fotosintético en sí? Dado que el CO₂ es un reactivo en la fotosíntesis, ¿esperaríamos que un CO₂ más alto significara una mayor tasa de fotosíntesis en un contexto del mundo real? ¿Ha habido alguna investigación sobre esto?

Estoy pensando más en pruebas de campo a gran escala que en plantas de laboratorio.


Hay varias formas clave en las que el aumento de las concentraciones de CO₂ en la atmósfera afectará la fotosíntesis, y estas están relacionadas con los diferentes tipos de fotosíntesis. Para responder correctamente a su pregunta, proporcionaré algunos antecedentes sobre la fotosíntesis en sí.

La fotosíntesis evolucionó en una atmósfera con alto contenido de CO₂, antes del enriquecimiento de oxígeno de la atmósfera (que en realidad sucedió como resultado de la fotosíntesis). La mayoría de las especies de plantas operan Fotosíntesis C3. En estas plantas, el dióxido de carbono se difunde en la celda donde es fijado por Ribulosa-1,5-bisfosfato carboxilasa oxigenasa (RuBisCO) en una molécula de 3 carbonos (de ahí C3), que luego se polimeriza para producir azúcares. Un hecho crucial sobre RuBisCO es que tiene actividad carboxilasa (fijación de carbono) y oxigenasa (fijación de oxígeno). Esto significa que el oxígeno y el dióxido de carbono compiten por el sitio activo en el complejo enzimático, lo que hace que RuBisCO sea bastante ineficiente y lento para fijar el carbono en concentraciones de oxígeno más altas. Eso no importaba en la atmósfera con alto contenido de CO₂ de la Tierra primitiva, pero en la atmósfera actual, las concentraciones de O₂ son lo suficientemente altas como para limitar severamente la productividad de las plantas de C3.

Sin embargo, las plantas no solo han estado creciendo lentamente todo ese tiempo, sino que han evolucionado varios mecanismos para aumentar la eficiencia fotosintética. Los sistemas más influyentes implican la concentración de dióxido de carbono en un área en particular, excluyendo el oxígeno y la concentración de RuBisCO en esa misma área. Esto evita la competencia de oxígeno por el sitio activo y permite que RuBisCO funcione de manera más eficiente. La adaptación clave aquí es Fotosíntesis C4 - el sistema que está presente en la mayoría de las gramíneas y muchas de las plantas más productivas de la Tierra (por ejemplo, maíz, caña de azúcar, Miscanthus). Ha evolucionado al menos 62 veces de forma independiente. Funciona al tener RuBisCO concentrado dentro de las células de la 'envoltura del haz' que están rodeadas por una capa de cera de suberina. Esta capa evita que el CO₂ se escape y el O₂ entre. Luego, el CO₂ de la atmósfera se fija en diferentes células - 'células mesófilas' - por otra enzima - Fosfoenolpiruvato carboxilasa (PEPC), resultando en una molécula de cuatro carbonos (de ahí C4). Este ácido de 4 carbonos (malato u oxaloacetato según el sistema) se transporta luego a las células de la vaina del haz. Allí, el CO₂ es liberado nuevamente por una variedad de enzimas dependiendo del sistema, creando una alta concentración de CO₂ en la célula donde RuBisCO puede funcionar de manera eficiente.

En general, las plantas C4 son mucho (alrededor del 50%) más eficientes que sus contrapartes C3, y están particularmente bien adaptadas a altas temperaturas y ambientes húmedos. Entonces, para responder a su primera pregunta: a medida que los niveles de CO2 atmosférico continúen aumentando, las plantas de C3 gradualmente podrán realizar la fotosíntesis de manera más eficiente. Curiosamente, sin embargo, se prevé que las plantas de C4 también se beneficien del aumento de CO₂ atmosférico. Si las temperaturas globales aumentan como se predijo, tanto las plantas C3 como C4 podrán operar de manera más eficiente de lo que lo hacen actualmente, hasta una temperatura máxima más allá de la cual las enzimas comenzarán a desnaturalizarse más rápido y la eficiencia disminuirá. Una consideración es que la diferencia de eficiencia entre los sistemas C3 y C4 disminuirá, lo que puede alterar significativamente la composición de las comunidades de plantas en todo el mundo.

Esta es una gran simplificación excesiva, pero es precisa para los efectos generales previstos. Los efectos localizados (es decir, cambios de productividad en una región en particular o para un cultivo en particular) dependerán del hábitat, la fisiología, etc.

Algunos artículos clave para lanzarte a la literatura:

  • Leakey, A.D.B., Bernacchi, C.J., Dohleman, F.G., Ort, D.R. & Long, S.P. (2004) ¿Aumentará la fotosíntesis del maíz (Zea mays) en el cinturón de maíz de los Estados Unidos en atmósferas futuras ricas en [CO2]? Un análisis de los cursos diurnos de absorción de CO2 bajo enriquecimiento de concentración de aire libre (FACE). Biología del cambio global. [En línea] 10 (6), 951-962. Disponible en: doi: 10.1111 / j.1529-8817.2003.00767.x [Consulta: 31 de enero de 2012].
  • Morgan, JA, LeCain, DR, Pendall, E., Blumenthal, DM, Kimball, BA, Carrillo, Y., Williams, DG, Heisler-White, J., Dijkstra, FA & West, M. (2011) Hierbas C4 prosperan a medida que el dióxido de carbono elimina la desecación en los pastizales semiáridos calentados. Naturaleza. [En línea] 476 (7359), 202-205. Disponible en: doi: 10.1038 / nature10274 [Consulta: 31 de enero de 2012].

Quería agregar un poco más a la excelente respuesta anterior, especialmente porque el OP pregunta sobre la investigación de esta pregunta en un "contexto del mundo real".

Existe una gran cantidad de evidencia sobre exactamente esta pregunta que proviene de experimentos en "Free Air CO2 Sitios de enriquecimiento "(FACE). FACE es un método / tecnología experimental en el que los ecosistemas en pie se someten a CO2 enriquecimiento sin (mucha) alteración del ecosistema. Se ha sabido que mayores niveles de CO2 aumenta el crecimiento de las plantas desde la década de 1960 más o menos, pero la motivación para FACE fue comprender cuáles son los efectos a largo plazo y a escala del ecosistema del aumento de CO2 en la atmósfera sería. Hasta la fecha, se han estudiado con esta técnica muchos tipos de ecosistemas diferentes (bosques, cultivos, matorrales, etc.), algunos durante períodos de tiempo bastante prolongados. Creo que muchos de estos sitios ahora se están cerrando.

Algunos hallazgos clave:

  • La producción primaria neta (asimilación de la planta C - respiración) generalmente aumentó para las especies de plantas, pero los aumentos en la productividad variaron mucho entre los tipos de ecosistemas.
  • Este aumento en la productividad disminuyó con el tiempo, un efecto que estuvo mediado en gran medida por cambios en la disponibilidad de N de la planta.
  • Los diferentes tipos funcionales de plantas muestran diferentes respuestas. Por ejemplo, las especies herbáceas experimentaron una menor mejora de la asimilación (debido a una disminución en el N de las hojas) en comparación con las plantas leñosas en algunos sitios.
  • A nivel de ecosistema, la producción primaria a menudo está limitada por factores distintos al CO disponible2 - nitrógeno o agua por ejemplo.

Hay un par de reseñas excelentes disponibles:

  • Nowak, R. S., Ellsworth, D. S. y Smith, S. D. (2004), Respuestas funcionales de las plantas al CO2 atmosférico elevado: ¿los datos fotosintéticos y de productividad de los experimentos FACE apoyan las predicciones tempranas? Nuevo fitólogo, 162: 253-280. doi: 10.1111 / j.1469-8137.2004.01033.x pdf

  • Norby, R. J. y Zak, D. R. (2011), Lecciones ecológicas de los experimentos de enriquecimiento con CO2 al aire libre (FACE). Revisión anual de ecología, evolución y sistemática, 42: 181-203. doi: 10.1146 / annurev-ecolsys-102209-144647 enlace.

  • Norby, R.J., Warren, J. M., Iversen, C. M., Medlyn, B. E. y McMurtrie, R. E. (2010), Mejora de la productividad forestal con CO2 restringida por la disponibilidad limitada de nitrógeno. PNAS, 107 (45) 19368-19373. doi: 10.1073 / pnas.1006463107 enlace

Dióxido de carbono

Entre los pasos que limitan la velocidad de la etapa oscura de la fotosíntesis se encuentran las reacciones químicas mediante las cuales se forman compuestos orgánicos utilizando dióxido de carbono como fuente de carbono. Las velocidades de estas reacciones se pueden incrementar un poco aumentando la concentración de dióxido de carbono. Desde mediados del siglo XIX, el nivel de dióxido de carbono en la atmósfera ha aumentado debido a la extensa combustión de combustibles fósiles, la producción de cemento y los cambios en el uso de la tierra asociados con la deforestación. El nivel atmosférico de dióxido de carbono subió de aproximadamente 0,028 por ciento en 1860 a 0,032 por ciento en 1958 (cuando comenzaron las mediciones mejoradas) y al 0,041 por ciento para 2020. Este aumento de dióxido de carbono aumenta directamente la fotosíntesis de las plantas hasta cierto punto, pero el tamaño de la el aumento depende de la especie y la condición fisiológica de la planta. Además, la mayoría de los científicos sostienen que los niveles crecientes de dióxido de carbono atmosférico afectan el clima, aumentan las temperaturas globales y cambian los patrones de lluvia. Tales cambios también afectarán las tasas de fotosíntesis.


una. plantas / productores / autótrofos convierten la luz en energía química mediante la fotosíntesis

B. Los pigmentos de clorofila / fotosintéticos absorben la luz

C. los electrones se excitan / elevan a un nivel de energía más alto

D. los electrones excitados pasan a lo largo de la cadena de portadores de electrones

mi. energía de los electrones utilizados para bombear protones a través de la membrana tilacoide / hacia el espacio tilacoide

F. gradiente de quimiosmosis / protones utilizado para producir ATP

gramo. La ATP sintasa genera ATP

h. pigmentos dispuestos en fotosistemas

I. los electrones del Fotosistema II fluyen a través de la cadena de electrones al Fotosistema I

j. los electrones del fotosistema I se utilizan para reducir el NADP

k. ATP y NADP reducido utilizados en las reacciones independientes de la luz / ciclo de Calvin

l. compuestos de carbohidratos / glucosa / carbono producidos que contienen energía

Otorgue puntos de marcado por cualquier punto hecho en un diagrama claramente anotado.

una. productores / plantas / autótrofos obtienen energía de la luz / sol / fuentes inorgánicas

B. los alimentos contienen energía / energía que se transmite en forma de alimentos / compuestos de carbono (a lo largo de las cadenas alimentarias / entre niveles tróficos)

C. los consumidores obtienen energía de otros organismos / del nivel trófico anterior

Este punto de marca distingue a los consumidores de los productores.

D. energía liberada (en organismos) por la respiración (celular)

Rechaza la energía utilizada en la respiración.

F. energía / ATP utilizado para biosíntesis / movimiento / transporte activo / otro uso válido de ATP


¿Cómo afectará el aumento de los niveles de dióxido de carbono en la troposfera a los productores fotosintéticos? - biología

Todo este carbono extra debe ir a alguna parte. Hasta ahora, las plantas terrestres y el océano han absorbido alrededor del 55 por ciento del carbono adicional que la gente ha puesto en la atmósfera, mientras que alrededor del 45 por ciento ha permanecido en la atmósfera. Eventualmente, la tierra y los océanos absorberán la mayor parte del dióxido de carbono adicional, pero hasta un 20 por ciento puede permanecer en la atmósfera durante muchos miles de años.

Los cambios en el ciclo del carbono impactan en cada reservorio. El exceso de carbono en la atmósfera calienta el planeta y ayuda a que las plantas terrestres crezcan más. El exceso de carbono en el océano hace que el agua sea más ácida y pone en peligro la vida marina.

Atmósfera

Es significativo que tanto dióxido de carbono permanezca en la atmósfera porque el CO2 es el gas más importante para controlar la temperatura terrestre y rsquos. El dióxido de carbono, el metano y los halocarbonos son gases de efecto invernadero que absorben una amplia gama de energía y brillo, incluida la energía infrarroja (calor) emitida por la Tierra y luego la reemiten. La energía reemitida viaja en todas direcciones, pero parte regresa a la Tierra, donde calienta la superficie. Sin los gases de efecto invernadero, la Tierra estaría congelada a -18 grados Celsius (0 grados Fahrenheit). Con demasiados gases de efecto invernadero, la Tierra sería como Venus, donde la atmósfera de efecto invernadero mantiene temperaturas de alrededor de 400 grados Celsius (750 Fahrenheit).

Las crecientes concentraciones de dióxido de carbono están calentando la atmósfera. El aumento de temperatura da como resultado tasas de evaporación más altas y una atmósfera más húmeda, lo que conduce a un círculo vicioso de mayor calentamiento. (Fotografía y copia 2011 Patrick Wilken.)

Debido a que los científicos saben qué longitudes de onda de energía absorbe cada gas de efecto invernadero y la concentración de los gases en la atmósfera, pueden calcular cuánto contribuye cada gas al calentamiento del planeta. El dióxido de carbono causa aproximadamente el 20 por ciento del efecto invernadero de la Tierra y el vapor de agua representa aproximadamente el 50 por ciento y las nubes representan el 25 por ciento. El resto es causado por partículas pequeñas (aerosoles) y gases de efecto invernadero menores como el metano.

Las concentraciones de vapor de agua en el aire están controladas por la temperatura terrestre y terrestre. Las temperaturas más cálidas evaporan más agua de los océanos, expanden las masas de aire y aumentan la humedad. El enfriamiento hace que el vapor de agua se condense y caiga en forma de lluvia, aguanieve o nieve.

El dióxido de carbono, por otro lado, sigue siendo un gas en un rango más amplio de temperaturas atmosféricas que el agua. Las moléculas de dióxido de carbono proporcionan el calentamiento inicial del invernadero necesario para mantener las concentraciones de vapor de agua. Cuando bajan las concentraciones de dióxido de carbono, la Tierra se enfría, algo de vapor de agua cae de la atmósfera y el calentamiento del efecto invernadero causado por el vapor de agua cae. Del mismo modo, cuando aumentan las concentraciones de dióxido de carbono, la temperatura del aire aumenta y más vapor de agua se evapora en la atmósfera, lo que amplifica el calentamiento del invernadero.

Entonces, aunque el dióxido de carbono contribuye menos al efecto invernadero general que el vapor de agua, los científicos han descubierto que el dióxido de carbono es el gas que fija la temperatura. El dióxido de carbono controla la cantidad de vapor de agua en la atmósfera y, por lo tanto, el tamaño del efecto invernadero.

El aumento de las concentraciones de dióxido de carbono ya está provocando que el planeta se caliente. Al mismo tiempo que los gases de efecto invernadero han aumentado, las temperaturas globales promedio han aumentado 0,8 grados Celsius (1,4 grados Fahrenheit) desde 1880.

Con el ciclo estacional eliminado, la concentración de dióxido de carbono atmosférico medida en el volcán Mauna Loa, Hawái, muestra un aumento constante desde 1957. Al mismo tiempo, las temperaturas promedio globales están aumentando como resultado del calor atrapado por el CO adicional.2 y aumento de la concentración de vapor de agua. (Gráficos de Robert Simmon, usando CO2 datos del Laboratorio de Investigación del Sistema Terrestre de la NOAA y datos de temperatura del Instituto Goddard de Estudios Espaciales).

Este aumento de temperatura no es todo el calentamiento que veremos en función de las concentraciones actuales de dióxido de carbono. El calentamiento de los invernaderos no ocurre de inmediato porque el océano absorbe calor. Esto significa que la temperatura de la Tierra y los rsquos aumentará al menos otros 0,6 grados Celsius (1 grado Fahrenheit) debido al dióxido de carbono que ya se encuentra en la atmósfera. El grado en que las temperaturas suban más allá de eso depende en parte de cuánto más carbono liberen los humanos a la atmósfera en el futuro.

Oceano

Aproximadamente el 30 por ciento del dióxido de carbono que la gente ha vertido en la atmósfera se ha difundido en el océano a través del intercambio químico directo. La disolución del dióxido de carbono en el océano crea ácido carbónico, que aumenta la acidez del agua. O más bien, un océano ligeramente alcalino se vuelve un poco menos alcalino. Desde 1750, el pH de la superficie del océano y los rsquos ha caído en 0,1, un cambio del 30 por ciento en la acidez.

Parte del exceso de CO2 emitido por la actividad humana se disuelve en el océano, convirtiéndose en ácido carbónico. Los aumentos en el dióxido de carbono no solo están conduciendo a océanos más cálidos, sino también a océanos más ácidos. (Fotografía y copia 2010 Way Out West News.)

La acidificación de los océanos afecta a los organismos marinos de dos formas. Primero, el ácido carbónico reacciona con los iones de carbonato en el agua para formar bicarbonato. Sin embargo, esos mismos iones de carbonato son los que los animales constructores de conchas como el coral necesitan para crear conchas de carbonato de calcio. Con menos carbonato disponible, los animales necesitan gastar más energía para construir sus caparazones. Como resultado, las conchas terminan siendo más delgadas y frágiles.

En segundo lugar, cuanto más ácida es el agua, mejor disuelve el carbonato de calcio. A largo plazo, esta reacción permitirá que el océano absorba el exceso de dióxido de carbono porque más agua ácida disolverá más rocas, liberará más iones de carbonato y aumentará la capacidad del océano para absorber dióxido de carbono. Mientras tanto, sin embargo, más agua ácida disolverá las conchas de carbonato de los organismos marinos, haciéndolos picados y débiles.

Océanos más cálidos y mdasha producto del efecto invernadero y mdash también podrían disminuir la abundancia de fitoplancton, que crece mejor en aguas frías y ricas en nutrientes. Esto podría limitar la capacidad de los océanos para tomar carbono de la atmósfera a través del ciclo rápido del carbono.

Por otro lado, el dióxido de carbono es esencial para el crecimiento de las plantas y el fitoplancton. Un aumento en el dióxido de carbono podría incrementar el crecimiento al fertilizar esas pocas especies de fitoplancton y plantas oceánicas (como pastos marinos) que toman dióxido de carbono directamente del agua. Sin embargo, la mayor disponibilidad de dióxido de carbono no ayuda a la mayoría de las especies.

Las plantas terrestres han absorbido aproximadamente el 25 por ciento del dióxido de carbono que los humanos han puesto en la atmósfera. La cantidad de carbono que absorben las plantas varía mucho de un año a otro, pero en general, las plantas del mundo han aumentado la cantidad de dióxido de carbono que absorben desde 1960. Solo una parte de este aumento se produjo como resultado directo de las emisiones de combustibles fósiles.

Con más dióxido de carbono atmosférico disponible para convertir en materia vegetal en la fotosíntesis, las plantas pudieron crecer más. Este mayor crecimiento se conoce como fertilización con carbono. Los modelos predicen que las plantas podrían crecer entre un 12 y un 76 por ciento más si se duplica el dióxido de carbono atmosférico, siempre que nada más, como la escasez de agua, limite su crecimiento. Sin embargo, los científicos no saben cuánto dióxido de carbono está aumentando el crecimiento de las plantas en el mundo real, porque las plantas necesitan más que dióxido de carbono para crecer.

Las plantas también necesitan agua, luz solar y nutrientes, especialmente nitrógeno. Si una planta no tiene una de estas cosas, no crecerá sin importar cuán abundantes sean las otras necesidades. Existe un límite en la cantidad de carbono que las plantas pueden extraer de la atmósfera, y ese límite varía de una región a otra. Hasta ahora, parece que la fertilización con dióxido de carbono aumenta el crecimiento de la planta hasta que la planta alcanza un límite en la cantidad de agua o nitrógeno disponible.

Algunos de los cambios en la absorción de carbono son el resultado de decisiones de uso de la tierra. La agricultura se ha vuelto mucho más intensiva, por lo que podemos cultivar más alimentos en menos tierra. En las latitudes altas y medias, las tierras agrícolas abandonadas se están convirtiendo en bosques, y estos bosques almacenan mucho más carbono, tanto en la madera como en el suelo, que los cultivos. En muchos lugares, evitamos que el carbono vegetal entre a la atmósfera mediante la extinción de incendios forestales. Esto permite que se acumule el material leñoso (que almacena carbono). Todas estas decisiones sobre el uso de la tierra están ayudando a las plantas a absorber el carbono liberado por los humanos en el hemisferio norte.

Los cambios en la cobertura terrestre y los bosques convertidos en campos y los campos convertidos en bosques tienen un efecto correspondiente en el ciclo del carbono. En algunos países del hemisferio norte, muchas granjas fueron abandonadas a principios del siglo XX y la tierra volvió a ser bosque. Como resultado, el carbono se extrajo de la atmósfera y se almacenó en árboles en la tierra. (Fotografía y copia 2007 Husein Kadribegic.)

En los trópicos, sin embargo, los bosques están siendo eliminados, a menudo mediante incendios, y esto libera dióxido de carbono.A partir de 2008, la deforestación representó alrededor del 12 por ciento de todas las emisiones de dióxido de carbono humanas.

Es probable que los mayores cambios en el ciclo del carbono terrestre se produzcan debido al cambio climático. El dióxido de carbono aumenta la temperatura, prolonga la temporada de crecimiento y aumenta la humedad. Ambos factores han dado lugar a un crecimiento vegetal adicional. Sin embargo, las temperaturas más cálidas también estresan a las plantas. Con una temporada de crecimiento más larga y cálida, las plantas necesitan más agua para sobrevivir. Los científicos ya están viendo evidencia de que las plantas en el hemisferio norte ralentizan su crecimiento en el verano debido a las temperaturas cálidas y la escasez de agua.

Las plantas secas y con estrés hídrico también son más susceptibles al fuego y a los insectos cuando las temporadas de crecimiento se alargan. En el extremo norte, donde el aumento de la temperatura tiene el mayor impacto, los bosques ya han comenzado a quemar más, liberando carbono de las plantas y el suelo a la atmósfera. Los bosques tropicales también pueden ser extremadamente susceptibles a la desecación. Con menos agua, los árboles tropicales ralentizan su crecimiento y absorben menos carbono, o mueren y liberan el carbono almacenado a la atmósfera.

El calentamiento causado por el aumento de los gases de efecto invernadero también puede "hornear" el suelo, acelerando la velocidad a la que el carbono se filtra en algunos lugares. Esto es de particular preocupación en el extremo norte, donde el suelo congelado y el mdashpermafrost y mdashis se están derritiendo. El permafrost contiene ricos depósitos de carbono de materia vegetal que se ha acumulado durante miles de años porque el frío retarda la descomposición. Cuando el suelo se calienta, la materia orgánica se descompone y el carbono y mdash en forma de metano y dióxido de carbono se filtra a la atmósfera.

La investigación actual estima que el permafrost en el hemisferio norte contiene 1,672 billones de toneladas (Petagramos) de carbono orgánico. Si solo el 10 por ciento de este permafrost se derritiera, podría liberar suficiente dióxido de carbono adicional a la atmósfera para elevar las temperaturas 0,7 grados Celsius (1,3 grados Fahrenheit) adicionales para el 2100.


Gestión de los recursos hídricos en Occidente en condiciones de incertidumbre climática: Actas (1991)

Departamento de Agricultura de EE. UU.

La concentración de dióxido de carbono atmosférico ha aumentado de aproximadamente 270 partes por millón (ppm) antes de 1700 a aproximadamente 355 ppm en la actualidad. Los cambios climáticos, incluido un aumento medio de la temperatura de la superficie global de entre 2,8 y 5,2 ° C, han sido pronosticados por cinco modelos independientes de circulación general (GCM) para duplicar la concentración de dióxido de carbono. Los objetivos de este documento son examinar las respuestas de las plantas al aumento de los niveles de dióxido de carbono y los cambios climáticos e interpretar las consecuencias de estos cambios en el uso del agua de los cultivos y los recursos hídricos de los Estados Unidos.

ANTECEDENTES: RESPUESTAS DE LAS PLANTAS A LOS FACTORES AMBIENTALES

El principal objetivo del riego es suministrar a las plantas el agua adecuada para la transpiración y para incorporar el elemento hidrógeno en los tejidos vegetales mediante la fotosíntesis y la posterior biosíntesis de diversos tejidos y órganos. El flujo de transpiración requiere varios cientos de veces más agua que la fotosíntesis.

En una serie de estudios del Departamento de Agricultura de EE. UU. Que comenzaron en 1910 en Akron, Colorado, Briggs y Shantz (1913a, b 1914) mostraron que el requerimiento de agua de las plantas está relacionado linealmente con la producción de biomasa de las plantas. Establecieron esta relación lineal cultivando plantas en contenedores de metal llenos de tierra. Durante todo el período de crecimiento, monitorearon cuidadosamente el uso del agua pesando y agregando cantidades medidas de agua para mantener un contenido de agua del suelo deseable a medida que se reponía el agua perdida por la transpiración de la planta.

Los hallazgos de Briggs y Shantz se han confirmado repetidamente (Allison et al., 1958 Arkley, 1963 Chang, 1968 Hanks et al., 1969 Stanhill, 1960). La Figura 7.1 muestra la relación lineal entre la biomasa producida y la lluvia más el agua de riego utilizada por el sorgo Sart y el mijo Starr en Alabama, según una adaptación de los datos de Bennett et al. (1964). De Wit (1958) examinó las relaciones entre los factores climáticos, el rendimiento y el uso del agua por los cultivos. Encontró que la siguiente relación lineal general era cierta, especialmente en climas semiáridos:

Y = componente de rendimiento (por ejemplo, biomasa aérea total o producción de semillas)

T = transpiración real acumulada

Tmax = máxima transpiración acumulativa posible

m = constante dependiente del componente de rendimiento y de la especie, especialmente de las diferencias entre los mecanismos fotosintéticos

La evaporación de la cacerola se usó para representar Tmax, que es proporcional a los factores climáticos, especialmente al déficit de presión de vapor de aire (VPD):

mis = la presión de vapor de saturación a una temperatura del aire dada

mia = la presión de vapor real que existe en el aire.

Combinando estas relaciones, vemos que el rendimiento es proporcional a la transpiración acumulada dividida por el déficit de presión de vapor:

donde k es una constante con unidades milibares y toro g (materia seca) y toro g -1 (agua). Como m, k depende del componente de rendimiento, la especie y los mecanismos fotosintéticos.

FIGURA 7.1 Relación lineal entre la producción de biomasa y el uso de agua para dos cultivos forrajeros en 1956 y 1957 en Thorsby, Alabama. Cuadrados: Sart sorgo. Triángulos: mijo Starr.

FUENTE: Adaptado de Bennett et al., 1964.

Por lo tanto, podemos ver que la teoría predice que el rendimiento será proporcional al uso acumulativo de agua transpirada, dividido por el déficit de presión de vapor. Hay varias formas de calcular el VPD; se puede calcular agregando el VPD promedio diurno estacional o utilizando métodos de aproximación basados ​​en las temperaturas máximas y mínimas diarias (Jensen, 1974). Como señalan Tanner y Sinclair (1983), el máximo es puede calcularse a partir de la temperatura máxima diaria, y ea puede estimarse a partir de la temperatura mínima diaria. Tanner y Sinclair estimaron que el efecto diurno efectivo es cae en un punto de dos tercios a tres cuartos de la distancia entre el es calculado a la temperatura máxima diaria y la ea calculada a la temperatura mínima diaria. Los valores de VPD diurnos efectivos deben promediarse a lo largo de la temporada de crecimiento del cultivo. Independientemente del método utilizado para calcular un VPD representativo, las relaciones lineales de rendimiento versus transpiración acumulada varían con la aridez del

clima y mdash específicamente con el régimen de temperatura y presión de vapor bajo el cual se cultiva el cultivo. La Figura 7.2 (modificada de Stanhill, 1960) muestra el agua utilizada frente al rendimiento de materia seca de los pastos desde la latitud de Dinamarca (que tiene una atmósfera fría y húmeda) hasta la latitud de Trinidad (que tiene una atmósfera cálida y seca). Con base en las comparaciones entre los climas existentes, podemos esperar que las necesidades de agua por transpiración de las plantas aumenten si los climas se vuelven más cálidos.

Se sabe que el dióxido de carbono atmosférico afecta el rendimiento de las plantas. Kimball (1983) revisó 430 observaciones de estudios de enriquecimiento de dióxido de carbono realizados antes de 1982 y reportó un aumento promedio del rendimiento del 33 por ciento, más o menos 6 por ciento, para duplicar la concentración de dióxido de carbono. Este valor ha sido generalmente confirmado por muchos otros estudios desde entonces. Los aumentos de rendimiento parecen aplicarse tanto a la acumulación de biomasa como al rendimiento de grano. Por lo tanto, las plantas pueden crecer más y, considerando la Figura 7.1, pueden usar más agua a medida que aumenta la concentración global de dióxido de carbono.

El uso de agua por transpiración está claramente relacionado con la cobertura del suelo (Jensen, 1974 Doorenbos y Pruitt, 1977). El uso diario de agua poco después de la siembra de los cultivos en suelo desnudo es típicamente solo del 10 al 20 por ciento del uso de agua después de que se alcanza la cobertura efectiva del suelo. El uso de agua aumenta drásticamente a medida que aumenta el área foliar del cultivo. De manera similar, el uso de agua cae entre un 60 y un 70 por ciento cuando se cortan cultivos de heno como la alfalfa. A medida que ocurre el rebrote de las hojas, las tasas de transpiración se recuperan rápidamente a medida que se restaura la cobertura del suelo de las hojas. La cobertura del suelo se puede cuantificar con un índice de área foliar (LAI): la relación entre el área foliar por unidad de área del suelo. Por lo tanto, cualquier estimulación del crecimiento temprano del área foliar inducida por dióxido de carbono o aumento del crecimiento del área foliar total puede aumentar la transpiración.

Se sabe que el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono provoca aberturas estomáticas más pequeñas y, por lo tanto, disminuye la conductancia de las hojas para el vapor de agua (Morison, 1987). Este es un segundo mecanismo por el cual el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono puede afectar la transpiración de las plantas.

Otro efecto del aumento de las concentraciones de dióxido de carbono es el cambio en la eficiencia del uso del agua (WUE). La eficiencia en el uso del agua tiene una variedad de definiciones. Para los procesos de toda la temporada, se define mejor como la relación entre la materia seca (o el rendimiento de semillas) producida y la cantidad de agua utilizada por los cultivos. Para procesos de dosel completo a corto plazo, se define mejor como la relación entre la tasa de absorción de dióxido de carbono fotosintético por unidad de superficie terrestre y la tasa de transpiración por unidad de superficie terrestre. La Figura 7.2 demuestra el efecto del clima en WUE.

FIGURA 7.2 Rendimiento acumulado de materia seca versus evapotranspiración potencial acumulada (ET) de pasturas bajo una variedad de regímenes climáticos. Círculo abierto: Dinamarca. Círculo relleno: Holanda. Triángulo abierto: Inglaterra. Triángulo relleno: Nueva Jersey. Open Square: Toronto, Canadá. Plaza llena: Gilat, Israel. Triángulo abierto invertido: Trinidad, West Indies.

FUENTE: Adaptado de Stanhill, 1960.

La ecuación 3 cuantifica la relación entre el WUE y el déficit de presión de vapor.

En resumen, la investigación ha establecido las siguientes relaciones:

La transpiración está relacionada linealmente con la acumulación y el rendimiento de biomasa.

La transpiración también está relacionada linealmente con la aridez del clima y, en otras palabras, con el déficit de presión de vapor. Por lo tanto, el aumento de las temperaturas globales aumentaría la transpiración al aumentar el déficit de presión de vapor atmosférico.

La transpiración se ve afectada por el grado de cobertura del suelo.

El aumento de las concentraciones de dióxido de carbono aumentará el crecimiento de las plantas. Un desarrollo más rápido del área foliar y más área foliar total podrían traducirse en más transpiración.

El aumento de las concentraciones de dióxido de carbono reducirá la conductancia de los estomas de las hojas al vapor de agua. Este efecto podría reducir la transpiración.

El aumento de las concentraciones de dióxido de carbono y el aumento de las temperaturas globales podrían cambiar el WUE.

Las siguientes secciones de este capítulo examinarán más de cerca los efectos del aumento de las concentraciones de dióxido de carbono y el cambio climático en la vegetación, proporcionando evaluaciones cualitativas y cuantitativas de cómo estos cambios afectarán la fotosíntesis, el crecimiento y las necesidades de agua de transpiración de los cultivos.

EFECTOS DIRECTOS DEL DIÓXIDO DE CARBONO SOBRE LA FOTOSÍNTESIS, LA TRANSPIRACIÓN Y EL CRECIMIENTO DE LAS PLANTAS

Dióxido de carbono atmosférico

La concentración de dióxido de carbono de la atmósfera terrestre ha variado a lo largo del tiempo geológico. Se han obtenido datos de núcleos de hielo de la Antártida y Groenlandia y, a partir de burbujas de aire atrapadas, se han utilizado para mostrar las concentraciones de dióxido de carbono y metano en la atmósfera durante los últimos 160.000 años (Barnola et al., 1987 Lorius et al., 1990). Se han utilizado cambios en el contenido de deuterio dentro de los cristales de hielo para establecer cambios de temperatura durante este mismo período de tiempo (Jouzel et al., 1987). En general, las concentraciones de dióxido de carbono eran tan bajas como 180 a 200 partes por millón (ppm) hace 13.000 a 30.000 años y hace 140.000 a 160.000 años durante las partes más frías de las dos últimas glaciaciones (Barnola et al., 1987). Las concentraciones de dióxido de carbono aumentaron a aproximadamente 270 ppm durante el último período interglacial (hace 116.000 a 140.000 años) y durante el período interglacial actual (que comenzó hace unos 13.000 años). Los datos de núcleos de hielo desde aproximadamente 1700 d.C. y los datos de muestreo atmosférico directo desde 1958 muestran que la concentración de dióxido de carbono aumentó a 315 ppm en 1958 y a aproximadamente 355 ppm en 1990 (Keeling et al., 1989). La tasa de aumento del dióxido de carbono atmosférico es de aproximadamente un 0,5 por ciento anual, lo que significa que el cambio se está acelerando.

Estos cambios en el dióxido de carbono atmosférico tienen importantes implicaciones para las plantas y el ciclo global del carbono, así como para el clima. El dióxido de carbono atmosférico es la materia prima para la fotosíntesis de las plantas verdes terrestres y, por lo tanto, representa el primer eslabón molecular en la cadena alimentaria de toda la tierra. En secciones posteriores, examinaremos la importancia del dióxido de carbono para la fotosíntesis y el crecimiento de las plantas, así como la importancia del cambio climático potencial en los recursos hídricos para el futuro.

Mecanismos fotosintéticos de plantas

Se han identificado tres tipos de mecanismos fotosintéticos de plantas verdes terrestres: C3, C4 y CAM. Tolbert y Zelitch (1983) han revisado las respuestas de estos tres mecanismos fotosintéticos al dióxido de carbono. La vía bioquímica de la absorción de dióxido de carbono fotosintético se determinó por primera vez para la fotosíntesis de plantas C3. Esta vía implica el uso y la posterior regeneración de ribulosa 1,5-biofosfato en una serie cíclica de reacciones, y con frecuencia se denomina ciclo de Calvin. El primer producto de la fotoasimilación del dióxido de carbono es el ácido 3-fosfoglicérico, un azúcar de tres carbonos, de ahí el término vía C3 de la fotosíntesis.

Las plantas C4 comienzan su absorción de dióxido de carbono en un proceso diferente a veces llamado vía Hatch-Slack. En las células del mesófilo de las hojas, estas plantas forman una molécula de cuatro carbonos, oxalacetato, en el primer paso de incorporación de dióxido de carbono. Este compuesto de cuatro carbonos se transforma en ácido aspártico o ácido málico y luego se transporta inmediatamente a las células de la vaina del haz. Aquí, el dióxido de carbono se libera y se utiliza en la vía bioquímica C3. Por lo tanto, el mecanismo de la planta C4 primero atrapa el dióxido de carbono en las células del mesófilo y luego transporta y concentra el dióxido de carbono en las células de la vaina del haz, donde se utiliza en el metabolismo de la planta C3 (Tolbert y Zelitch, 1983).

El metabolismo del ácido crasuláceo, o CAM, es un mecanismo por el cual las plantas generalmente absorben y almacenan dióxido de carbono durante la noche y lo utilizan en la fijación fotosintética de dióxido de carbono durante el día, cuando hay luz solar disponible. La piña y las "plantas de aire", como el musgo español y las orquídeas, tienen este mecanismo fotosintético. Dado que pocos cultivos agrícolas son plantas CAM, no son importantes en el proceso de gestión de los recursos hídricos en condiciones de incertidumbre climática.

Dado que las plantas C4 tienen un mecanismo para concentrar dióxido de carbono en las células de la vaina de las hojas, sus tasas de fotosíntesis

no responderá al aumento de los niveles de dióxido de carbono en la misma medida que las plantas C3. Las plantas de cultivo o césped de regadío que encajan en la categoría C4 incluyen maíz (maíz), sorgo, mijo, caña de azúcar y pasto bermuda. Las plantas que encajan en la categoría C3 incluyen: trigo, arroz, papa, soja, remolacha azucarera, alfalfa, algodón, cultivos de árboles y vid, y la mayoría de cultivos de hortalizas y pastos de estación fría.

Respuestas del crecimiento de las plantas al dióxido de carbono

El aumento de los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera ha provocado un aumento de las tasas de fotosíntesis, el crecimiento de la biomasa y el rendimiento de semillas de todos los cultivos alimentarios y forrajeros C3 de importancia mundial (Acock y Allen, 1985 Enoch y Kimball, 1986 Warrick et al., 1986 Allen, 1990). Algunas plantas, como el pepino, el repollo y quizás el tomate, han mostrado una tendencia a aumentar primero las tasas de fotosíntesis de las hojas en respuesta a concentraciones elevadas de dióxido de carbono y luego a disminuir las tasas de fotosíntesis después de varios días. Este comportamiento se denomina "inhibición de la fotosíntesis del producto final" y es causado por la falla de la translocación de los fotoasimilados para mantenerse al día con las tasas de fotosíntesis (Guinn y Mauney, 1980).

Se han realizado algunos experimentos con la concentración de dióxido de carbono mantenida en un rango de 160 a 990 ppm. La Figura 7.3 muestra los resultados de un estudio con tasas fotosintéticas del dosel de soja en el rango de concentración de dióxido de carbono de 90 a 900 ppm. Se utilizó un modelo hiperbólico no lineal para ajustar los datos de la tasa fotosintética de la soja a la concentración de dióxido de carbono (Allen et al., 1987). Las tasas fotosintéticas a las diversas concentraciones de dióxido de carbono se dividieron por la tasa fotosintética a una concentración de dióxido de carbono de 330 ppm para normalizar los datos a una condición común. Los conjuntos de datos de rendimiento de biomasa y rendimiento de semillas de cuatro lugares durante tres años también se ajustaron al modelo (Allen et al., 1987). Se utilizaron rendimientos relativos con respecto a rendimientos de 330 a 340 ppm.

La forma del ajuste del modelo a los datos experimentales fue:

R = respuesta relativa de la tasa fotosintética, el rendimiento de biomasa o el rendimiento de semillas

Rmax = límite superior asintótico para R desde el valor inicial REn t

FIGURA 7.3 Respuestas de la tasa de absorción fotosintética de dióxido de carbono de un dosel de cultivo de soja expuesto a concentraciones de dióxido de carbono que van desde 110 a 990 ppm. Todos los puntos de datos son relativos a la respuesta obtenida a 330 ppm.

FUENTE: Adaptado de Allen et al., 1987.

C = concentración de dióxido de carbono (ppm)

KC = Constante de Michaelis aparente (ppm)

REn t = Intersección del eje Y para cero C

A partir de los parámetros de esta ecuación, se pueden estimar la tasa de fotosíntesis, la acumulación de biomasa y los cambios en el rendimiento de semillas de la soja debido a los cambios en la concentración de dióxido de carbono (Allen et al.,

1987). La tabla 7.1 muestra los cambios predichos a lo largo de tres períodos de tiempo: desde la última edad de hielo (cuando la concentración de dióxido de carbono era mínima) hasta la era de la revolución preindustrial (alrededor de 1700), de 1700 a 1973 y de 1973 a aproximadamente un siglo después. el futuro. Los datos modelados muestran que debería haber habido grandes aumentos en la productividad entre la era de hielo (cuando la concentración de dióxido de carbono era de aproximadamente 200 ppm) y el comienzo de la revolución industrial (cuando la concentración de dióxido de carbono era de aproximadamente 270 ppm). Asimismo, debería haber habido un aumento del 12 por ciento en la productividad del rendimiento de grano entre 1700 y 1973, cuando la concentración de dióxido de carbono aumentó de aproximadamente 270 a 330 ppm.

La mayoría de las preocupaciones recientes sobre el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono en la atmósfera se han cuantificado prediciendo cambios para una duplicación de la concentración de dióxido de carbono, generalmente de 330 a 660 ppm. El cuadro 7.1 muestra que se prevé que los rendimientos de semillas de soja y de biomasa aumenten un 31 por ciento y un 41 por ciento, respectivamente, a partir de una duplicación del dióxido de carbono. Los estudios experimentales han demostrado consistentemente un menor rendimiento de semillas que el rendimiento de biomasa de la soja cuando se cultiva bajo una concentración de dióxido de carbono duplicada. Si el índice de cosecha y la relación entre el rendimiento de semillas y el rendimiento de la biomasa aérea (semilla más paredes de las vainas más tallos) fueran 0,50 para la soja cultivada con una concentración de dióxido de carbono de 330 ppm, entonces el índice de cosecha sería 0,46 si la concentración de dióxido de carbono se duplicara. Esta pequeña disminución en el índice de cosecha de soja en condiciones elevadas de dióxido de carbono se ha observado comúnmente (Allen, 1990 Jones et al., 1984).Las tasas fotosintéticas máximas relativas al mediodía con enriquecimiento de dióxido de carbono fueron consistentemente más altas que los rendimientos relativos de biomasa, probablemente porque la respuesta fotosintética a niveles elevados de dióxido de carbono es mayor en condiciones de mucha luz que en condiciones de irradiación solar diaria total.

Respuestas de transpiración al dióxido de carbono

El efecto de la concentración de dióxido de carbono en el uso del agua en condiciones de campo se ha discutido durante muchos años. En el pasado, se han mencionado niveles elevados de dióxido de carbono como el antitranspirante ideal. Esta conclusión parece razonable, ya que se ha observado que el dióxido de carbono elevado reduce la conductancia estomática en numerosos experimentos. Morison (1987) revisó 80 observaciones en la literatura y encontró que una concentración de dióxido de carbono duplicada

TABLA 7.1 Los aumentos porcentuales de las tasas de fotosíntesis del mediodía de la soja, el rendimiento de biomasa y el rendimiento de semillas pronosticados en los rangos de concentración de dióxido de carbono seleccionados asociados con puntos de referencia relevantes en el tiempo.

1 IA, la Edad de Hielo entre 13.000 y 30.000 años antes del presente. Las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico que prevalecieron durante la última Edad de Hielo, y desde el final del deshielo de los glaciares hasta los tiempos de revolución preindustrial, fueron de 200 y 270 ppm, respectivamente.

2 La primera "crisis" energética mundial ocurrió en 1973, cuando la concentración de dióxido de carbono era de 330 ppm. Esta concentración se utiliza como base para muchos estudios de duplicación de dióxido de carbono. Se espera que la concentración de dióxido de carbono se duplique en algún momento del siglo XXI.

El centrado reducirá la conductancia estomática de la mayoría de las plantas en aproximadamente un 40 más o menos un 5 por ciento. Kimball e Idso (1983) calcularon una reducción del 34 por ciento en la transpiración en respuesta a una concentración duplicada de dióxido de carbono en varios experimentos de cámara de crecimiento de plantas a corto plazo, lo que parece consistente con la revisión de Morison (1987). Sin embargo, Morison y Gifford (1984) también demostraron que duplicar el dióxido de carbono provocará un desarrollo más rápido del área foliar de muchas plantas y, por lo tanto, una tasa de transpiración igual o mayor en las primeras etapas del crecimiento de la planta, debido a un desarrollo más rápido de la transpiración. superficies. Por lo tanto, el aumento de las tasas de desarrollo de la superficie foliar transpirable compensa la reducción de la conductancia estomática del vapor de agua.

Allen y col. (1985) y Allen (1990) también discutieron el efecto de la reducción de la conductancia estomática sobre la temperatura del follaje. Las relaciones de causa y efecto se pueden resumir de la siguiente manera: Cualquier reducción en la conductancia estomática debido al aumento de la concentración de dióxido de carbono restringirá las tasas de transpiración por unidad de área foliar. Una reducción en las tasas de transpiración resultará en una menor evacuación

enfriamiento porativo de las hojas y la temperatura de las hojas aumentará. A medida que aumenta la temperatura de las hojas, la presión de vapor dentro de las hojas aumentará y, por lo tanto, aumentará el gradiente de presión de vapor de la hoja al aire, que es la fuerza impulsora de la transpiración. El aumento en la presión de vapor de la hoja aumentará las tasas de transpiración por unidad de área foliar, por lo que las tasas de transpiración se mantendrán en valores solo ligeramente más bajos que los que existirían en concentraciones ambientales de dióxido de carbono. En efecto, se deben considerar todos los factores de balance de energía involucrados en el intercambio de energía del follaje del dosel y no solo los factores estomáticos.

Los estudios ambientales controlados de la soja en Gainesville, Florida, mostraron que los cambios en la tasa de transpiración del dosel variaron de un 2 por ciento negativo (Jones et al., 1985a) a más un 11 por ciento (Jones et al., 1985b) para tratamientos con dióxido de carbono de 800 y 330 ppm. con los correspondientes valores de LAI de 6.0 y 3.3. En otro experimento en el que las diferencias en el LAI de la soja entre los tratamientos de 330 ppm y 660 ppm fueron pequeñas (3.36 y 3.46, respectivamente), el uso acumulativo de agua estacional disminuyó en un 12 por ciento para los tratamientos de dióxido de carbono duplicado (Jones et al. , 1985c). Las disminuciones fueron similares para los tratamientos con estrés hídrico y sin estrés.

Los estudios de balance hídrico de algodón con lisímetro de pesaje de campo y sonda de neutrones en Phoenix, Arizona, han mostrado reducciones de la evapotranspiración debido a niveles elevados de dióxido de carbono que van desde 0 hasta 9 por ciento (Kimball et al., 1983).

En conclusión, aunque la conductancia estomática puede reducirse en aproximadamente un 40 por ciento para las concentraciones de dióxido de carbono duplicadas, el uso de agua por las plantas de cultivo C3 en condiciones de campo probablemente se reducirá solo entre un 0 y un 12 por ciento. Si el área foliar aumenta debido a que las concentraciones de dióxido de carbono duplicadas son pequeñas (o pueden controlarse), entonces las reducciones de la transpiración pueden ser significativas, aunque pequeñas. Si el área foliar aumenta debido a que las concentraciones de dióxido de carbono duplicadas son grandes, entonces no se esperan reducciones en la transpiración y pueden ser posibles aumentos.

Respuestas del flujo de agua al dióxido de carbono

Se han realizado varios intentos para predecir cambios en el caudal debido a un aumento de dióxido de carbono (Aston, 1984), cambios en el clima (Revelle y Wagoner, 1983), o ambos (Brazel e Idso, 1984). Aston (1984) modeló los cambios en el caudal de una cuenca hidrográfica de Nueva Gales del Sur, Australia, en el transcurso de un año, basándose en la reducción de la conductancia estomática a la mitad de la actual.

valores. Su modelo predijo un aumento del 40 al 90 por ciento en el caudal anual por encima de la línea de base observada de aproximadamente 150 mm por año desde la cuenca actual. Sin embargo, Aston (1984) no consideró ningún aumento del LAI, que quizás sea una suposición justificable para las plantas C4 pero probablemente no para las plantas C3. Rosenberg y col. (1990) realizaron un análisis cuantitativo de la sensibilidad de la evapotranspiración a varios factores ambientales y de plantas. Su análisis demostró que el aumento del LAI podría compensar parcialmente los efectos de la disminución de la conductancia estomática sobre la transpiración.

Solo para el cambio climático, Revelle y Waggoner (1983) predijeron que los caudales de los ríos occidentales podrían reducirse entre un 40 y un 76 por ciento a partir de los efectos combinados de un aumento de 2 ° C en la temperatura y una reducción del 10 por ciento en las precipitaciones. Brazel e Idso (1984) consideraron que la vegetación reduciría la transpiración a aproximadamente dos tercios de su valor actual con una duplicación de la concentración de dióxido de carbono, lo que llevó a predicciones de un aumento del caudal de Arizona de aproximadamente 63 a 460 por ciento. Cuando incluyeron un aumento de temperatura de 2 ° C y una disminución de la precipitación del 10 por ciento, las predicciones seguían siendo un aumento del 4 al 326 por ciento en el caudal. Sin embargo, las predicciones de Brazel e Idso no incluyeron ningún aumento probable en el LAI de la vegetación debido al aumento de los niveles de dióxido de carbono. Aunque continúan los esfuerzos para relacionar los impactos del dióxido de carbono y el cambio climático en los recursos hídricos (Waggoner, 1990), se carece de una integración realista de las influencias de la vegetación en el ciclo hidrológico.

Los cambios en la vegetación pueden ser un punto discutible cuando el flujo de la corriente depende en gran medida del deshielo primaveral de las elevaciones más bajas y del deshielo continuo de la estación cálida de las elevaciones más altas en las montañas del oeste. La combinación de respuestas de plantas complejas y terreno complejo hace que el modelado hidrológico preciso sea una tarea difícil.

Eficiencia en el uso del agua de la planta

Allen y col. (1985) compararon las eficiencias en el uso del agua de las copas de soja cultivadas en cámaras de ambiente controlado, iluminadas por el sol y al aire libre a concentraciones de dióxido de carbono de 800 y 330 ppm que tenían valores de LAI de 6.0 y 3.3, respectivamente. Para cada uno de estos tratamientos (dos repeticiones), los niveles de exposición al dióxido de carbono se intercambiaron durante un día. La relación de los valores de WUE (es decir, WUE a 800 ppm de exposición al dióxido de carbono dividido por WUE a 330 ppm

exposición al dióxido de carbono) promedió 2,33. Las contribuciones relativas de la fotosíntesis y la transpiración a la relación de los valores de WUE fueron del 73 y el 27 por ciento, respectivamente. Estas comparaciones son válidas solo para copas de plantas con valores de LAI iguales, porque se utilizó la misma copa para ambos niveles de exposición al dióxido de carbono. Sin embargo, cuando se compararon los niveles de tratamiento y exposición de 800 ppm de dióxido de carbono con los niveles de tratamiento y exposición de 330 ppm, la relación WUE fue de 1,80 y las contribuciones relativas a esta relación fueron del 104 por ciento para la fotosíntesis y del 4 por ciento negativo para la transpiración. La contribución negativa de la transpiración surge del hecho de que las tasas de transpiración del dosel para el tratamiento de 800 ppm de dióxido de carbono fueron ligeramente mayores que las tasas del tratamiento de 330 ppm de dióxido de carbono, debido al LAI mucho más grande del dosel expuesto al tratamiento de dióxido de carbono más alto. . Claramente, los valores de LAI más altos bajo concentraciones elevadas de dióxido de carbono pueden aumentar las tasas de transpiración hasta el punto en que todo el WUE mejorado surge de un aumento de las tasas de fotosíntesis y ninguno de la disminución del uso de agua.

Por último, cabe señalar que los aumentos en WUE en un mundo con niveles más altos de dióxido de carbono no implican necesariamente una reducción en las necesidades de agua de los cultivos por unidad de superficie de tierra. Sin embargo, los agricultores deberían poder lograr mayores rendimientos de cultivos por unidad de superficie de tierra con cantidades similares de agua. Sin embargo, si las temperaturas aumentan, el WUE general podría disminuir, porque los climas más cálidos tienen mayores requisitos de agua (como se ilustra en la Figura 7.2) y las temperaturas más altas pueden causar reducciones en el rendimiento. Los escenarios de respuesta de los cultivos que pueden afectar la hidrología y la gestión de los recursos hídricos estarán determinados por los escenarios de dióxido de carbono y cambio climático y diferirán según los tipos fotosintéticos (C4 versus C3) y las especies.

EFECTOS DEL CAMBIO CLIMÁTICO EN LA FOTOSÍNTESIS, EL CRECIMIENTO Y LA TRANSPIRACIÓN

Se sabe que las tasas de fotosíntesis de las hojas son sensibles a la temperatura. La Figura 7.4 muestra las posibles respuestas de las tasas de absorción de dióxido de carbono fotosintético de las hojas a la temperatura para plantas C3 (curva inferior) y plantas C4 (curva superior) cuando se cultivan a una concentración de dióxido de carbono de 330 ppm y se exponen a altos niveles de luz, como ocurriría al mediodía. condiciones de verano. Esta figura muestra que las plantas C4 tienen una tasa de absorción de dióxido de carbono fotosintético máxima más alta y una temperatura máxima más alta que C3

FIGURA 7.4 Ejemplos de respuestas de tasa fotosintética (PS) máxima a la temperatura de hojas individuales de plantas C3 en condiciones de mucha luz cuando se exponen a concentraciones de dióxido de carbono de 330 ppm (curva inferior) y 1.000 ppm o más (curva superior). La curva superior es similar a la respuesta máxima de PS a la temperatura de las hojas de las plantas C4, que tienen un mecanismo interno para concentrar el dióxido de carbono para las reacciones fotosintéticas posteriores. Varias especies difieren ampliamente, tanto en las tasas máximas de fotosíntesis de las hojas como en la distribución de las tasas de fotosíntesis de las hojas con la temperatura.

FUENTE: Modificado y adaptado del ejemplo de Pearcy y Bj & oumlrkman (1983). Véase también Berry y Bj & oumlrkman (1980) y Penning de Vries et al. (1989) para obtener más ejemplos de la variabilidad de la respuesta entre especies y condiciones experimentales.

plantas. Las diferencias relativas son menores a temperaturas más bajas. Estas curvas se dibujaron para representar plantas de cultivo activas en zonas templadas. Las tasas reales de absorción de dióxido de carbono fotosintético.

podría ser considerablemente diferente de las mostradas, y la distribución de temperatura de las tasas fotosintéticas podría ser mayor o menor, dependiendo de la especie, el clima o las condiciones de temperatura previas al tratamiento (Berry y Bj & oumlrkman, 1980 Penning de Vries et al., 1989). En particular, las curvas podrían estirarse a temperaturas más altas para especies adaptadas a ambientes desérticos cálidos (Pearcy y Bj & oumlrkman, 1983) o comprimirse a temperaturas más bajas para especies adaptadas a ambientes fríos.

Sin embargo, de la Figura 7.4 podemos concluir que las plantas C4 podrían beneficiarse más (o al menos sufrir menos) que las plantas C3 de un aumento en las temperaturas globales. Sin embargo, las diferencias para un dosel completo de hojas se reducen un poco de las diferencias para las hojas individuales expuestas perpendicularmente a la luz intensa. Primero, un dosel de hojas generalmente tiene hojas orientadas en todas las direcciones, de modo que gran parte del área foliar total está expuesta a mucha menos irradiación que en los sistemas de exposición de una sola hoja. En estas condiciones, muchas de las hojas individuales están limitadas por la luz y las tasas de absorción de dióxido de carbono fotosintético de todo el dosel se vuelven más similares. En segundo lugar, los niveles de irradiancia solar son más bajos que los valores del mediodía durante gran parte del día. Sin embargo, la dirección de las diferencias en el nivel de las hojas, si no la magnitud, se mantiene entre las copas de los árboles C4 y C3.

La Figura 7.4 también muestra que las tasas de fotosíntesis de las plantas C3 a niveles elevados de dióxido de carbono pueden aumentar y parecerse a las tasas de las plantas C4 (Pearcy y Bj & oumlrkman, 1983), pero el grado de aumento variará ampliamente entre las especies. Las tasas de fotosíntesis de las hojas de las plantas C3 aumentan a niveles elevados de dióxido de carbono porque las moléculas de dióxido de carbono compiten más eficazmente con el oxígeno por los sitios de unión en rubisco, la enzima carboxilante (Bowes y Ogren, 1972).

Cuando las plantas están bien regadas, la temperatura de las hojas tiende a aumentar más lentamente que la temperatura del aire a lo largo del ciclo diario, por lo que las diferencias de temperatura entre el follaje y el aire aumentan a medida que aumenta la temperatura del aire (Idso et al., 1987 Allen, 1990). Para la soja, Jones et al. (1985a) no encontraron cambios en las tasas fotosintéticas del dosel de los cultivos en el rango del punto de ajuste de la temperatura del aire de 28 ° C a 35 ° C. Sin embargo, las tasas de transpiración aumentaron en un 30 por ciento, lo que provocaría un enfriamiento por evaporación de las hojas y mayores diferencias de temperatura entre el follaje y el aire. Este aumento del 4 al 5 por ciento en la tasa de transpiración por aumento de 1 ° C en la temperatura está cerca del aumento del 6 por ciento por 1 ° C en el déficit de presión de vapor de saturación en este rango de temperatura.

La temperatura afecta el crecimiento de las plantas de varias formas. Aumenta la tasa de desarrollo y expresión de nuevos nodos en las plantas.

con el aumento de temperatura. Las hojas expresadas en nuevos nodos crecerán, en general, si no hay estrés hídrico concurrente. Por lo tanto, el tamaño de la planta aumenta a un ritmo más rápido y la captura de radiación solar ocurre antes en el desarrollo del cultivo. Una vez que se logra la cobertura total del suelo, con un LAI de aproximadamente 2 a 3, la captura de luz se vuelve limitante y los efectos generales de la temperatura sobre el crecimiento se atenúan pero no se eliminan. La duración de cada fase ontogénica del crecimiento de las plantas disminuye con el aumento de la temperatura, que es el efecto más importante de la temperatura dentro de los límites superior e inferior de supervivencia.

EFECTOS INTERACTIVOS DEL DIÓXIDO DE CARBONO Y EL CAMBIO CLIMÁTICO

Interacciones fotosintéticas y productivas

Como se explicó anteriormente, la Figura 7.4 muestra la tasa de absorción de dióxido de carbono fotosintético de las hojas frente a las respuestas de temperatura típicas de las plantas C4 y las plantas C3 a concentraciones de dióxido de carbono de 330 ppm. La curva superior también puede representar plantas C3 con altos niveles de dióxido de carbono de (1000 ppm o más). Estas curvas sugieren que una combinación de aumento de la concentración de dióxido de carbono y aumento de la temperatura debería conducir a mayores tasas de fotosíntesis y, por tanto, mayores tasas de crecimiento de la biomasa.

S. G. Allen y col. (1988 1990a, b) realizó experimentos en Phoenix, Arizona, en Azolla, nenúfar y sorgo a medida que cambiaban las temperaturas estacionales. Descubrieron que las tasas fotosintéticas netas eran más altas para Azolla y nenúfar durante las épocas más cálidas del año. Las regresiones lineales de las tasas fotosintéticas netas para los nenúfares frente a la temperatura del aire en el momento en que se tomaron las mediciones mostraron un aumento mayor con la temperatura para las plantas cultivadas a una concentración de dióxido de carbono de 640 ppm que para las que crecieron a una concentración de dióxido de carbono de 340 ppm. Sin embargo, también hubo una interacción con la radiación solar. Las plantas cultivadas a 640 ppm de dióxido de carbono también mostraron una respuesta mucho mayor a la radiación solar que aquellas cultivadas a 340 ppm. Aunque las interacciones entre el nivel de tratamiento con dióxido de carbono, la temperatura del aire y la radiación solar no se resolvieron, los datos muestran que todos estaban interrelacionados en la respuesta al dióxido de carbono. S. G. Allen y col. (1990a, b) también calcularon regresiones lineales de la tasa fotosintética frente a las temperaturas mínimas del aire anteriores y las temperaturas máximas del aire anteriores.

peraturas por períodos de 1, 3, 6 y 9 días. Descubrieron que las tasas de absorción neta de dióxido de carbono fotosintético eran más sensibles a las temperaturas mínimas del aire anteriores que a las temperaturas máximas del aire anteriores. (Por supuesto, las temperaturas máximas están estrechamente relacionadas con las temperaturas mínimas). La pendiente de la regresión aumentó con el número de días anteriores incluidos en el cálculo de la temperatura del aire. Más importante aún, Allen et al., También encontraron que las tasas fotosintéticas de las hojas eran más sensibles a las temperaturas mínimas previas que a la temperatura del aire en el momento en que se realizaban las mediciones.

Las tasas de fotosíntesis de las hojas de sorgo aumentaron solo ligeramente cuando las hojas se cultivaron con una alta concentración de dióxido de carbono: las tasas para una concentración de dióxido de carbono de 640 ppm fueron aproximadamente un 10 por ciento más altas que las tasas para una temperatura de 340 ppm (SG Allen et al., 1990b). ). El efecto de la temperatura sobre las tasas de fotosíntesis también fue bastante pequeño y cabe esperar una respuesta mdasha, ya que el sorgo es una planta C4. Las hojas estaban alrededor de 1.0 a 1.5 ° C más calientes bajo el tratamiento de dióxido de carbono de 640 ppm.

Idso y col. (1987) compararon las tasas de crecimiento (tasas de acumulación de biomasa) de zanahoria, rábano, jacinto de agua, Azollay algodón cultivado en un rango estacional de temperaturas a concentraciones de dióxido de carbono de 650 ppm con tasas de crecimiento para estos mismos cultivos a 350 ppm. Descubrieron que la relación entre las tasas de acumulación de biomasa de las plantas cultivadas a 650 ppm y las plantas cultivadas a 350 ppm aumentaba de manera algo lineal con la temperatura del aire en el rango de temperatura media estacional del aire de aproximadamente 12 ° C a 36 ° C. La relación de crecimiento de la biomasa (acumulación de biomasa a una concentración elevada especificada de dióxido de carbono dividida por la acumulación de biomasa a una concentración de dióxido de carbono de referencia) aumentó aproximadamente 0.087 por 1 ° C sobre este rango de temperatura y tuvo una intersección de cero a aproximadamente 18.5 ° C de temperatura media diaria del aire. En condiciones de zona árida en Phoenix, Arizona, las temperaturas mínimas diarias son de 8 a 9 ° C más bajas que las temperaturas medias diarias durante los meses de noviembre a marzo, cuando las temperaturas medias del aire están muy por debajo de 18,5 ° C. Las bajas temperaturas nocturnas, así como la baja irradiancia solar total, el fotoperíodo corto (duración del día), el almacenamiento previo de carbohidratos y la etapa de crecimiento de las plantas pueden afectar la tasa de crecimiento de la biomasa durante los meses de invierno.

Podemos concluir que el aumento tanto de las concentraciones de dióxido de carbono como de la temperatura provocará un aumento mayor en la productividad de la biomasa que el aumento de los niveles de dióxido de carbono por sí solo. Sin embargo, Baker et al.(1989) encontraron diferentes tasas de crecimiento de biomasa tanto para la materia seca de la cosecha final como para el rendimiento de semilla de la soja cultivada a 330

y 660 ppm de dióxido de carbono. Aunque las primeras tasas de crecimiento vegetativo del dosel sugieren que la proporción de crecimiento de la biomasa podría aumentar con la temperatura, los datos finales de la cosecha mostraron lo contrario. El experimento se llevó a cabo con temperaturas del aire de día / noche de 26/19, 31/24 y 36/29 ° C, lo que dio como resultado temperaturas medias del aire de aproximadamente 22,8 ° C, 27,8 ° C y 32,8 ° C en el termoperíodo de 13/11 horas. Las tasas de crecimiento de biomasa para la materia seca de la cosecha final fueron 1,50, 1,36 y 1,24 para las temperaturas respectivas. Las proporciones de crecimiento de biomasa para el rendimiento de semilla de la cosecha final fueron 1,46, 1,24 y 1,15 para las temperaturas respectivas. Los cambios en la proporción de crecimiento de biomasa para materia seca y rendimiento de semilla fueron -0.026 (r 2 = 0.98) y -0.031 (r 2 = 0.88) por 1 & degC, respectivamente. Esta variedad de soja, "Bragg", tiene un hábito de crecimiento determinado que hace que el crecimiento vegetativo casi cese cuando comienza la floración. Además, las temperaturas elevadas tienden a acelerar la madurez y acortar el ciclo de vida de este cultivo de soja. Estos factores fueron diferentes del estudio de Arizona. Además, el estudio de Baker et al. (1989) tuvieron condiciones de luz idénticas para todos los tratamientos, y la interacción del fotoperíodo con la temperatura se redujo al mínimo con dos semanas de iluminación suplementaria al comienzo de la temporada.

En resumen, la proporción de crecimiento de biomasa de plantas cultivadas a concentraciones elevadas de dióxido de carbono puede aumentar con el aumento de la temperatura para el crecimiento vegetativo, como sugiere la Figura 7.4. Sin embargo, esta respuesta puede revertirse para los cultivos de semillas de granos que tienen un hábito de crecimiento determinado, como la soja "Bragg".

Evapotranspiración

La evapotranspiración se refiere a la combinación de la transpiración y la evaporación de la planta directamente desde la superficie del suelo. Gran parte de la siguiente discusión sobre la evapotranspiración se referirá en gran parte a los efectos del dióxido de carbono y el clima en el componente de la planta, que en general es mucho más grande que el componente del suelo, excepto cuando el LAI es pequeño.

Los mejores estudios de modelado hasta la fecha sobre los efectos simulados del cambio climático y el aumento de la concentración de dióxido de carbono en la evapotranspiración del dosel de las plantas fueron realizados por Rosenberg et al. (1990), utilizando el modelo de Penman-Monteith. Allen y Gichuki (1989) y Allen et al. Utilizaron un enfoque similar. (1991) para estimar los efectos de los cambios climáticos inducidos por el dióxido de carbono sobre la evapotranspiración y las necesidades de agua de riego en las Grandes Llanuras desde Texas hasta Nebraska. Rosenberg y col. (1990) examinó el efecto

efectos de temperatura, radiación neta, presión de vapor del aire, resistencia estomática y LAI en tres tipos de copas de plantas: trigo en Mead, pastizales de Nebraska en Konza Prairie, Kansas y bosque en Oak Ridge, Tennessee. El aumento de la temperatura en 3 ° C dio un aumento del 6 al 8 por ciento en la transpiración por 1 ° C. Esto se compara razonablemente bien con el aumento de 4 a 5 por ciento en la transpiración por 1 & degC medido experimentalmente en soja en el rango de 28 a 35 & degC por Jones et al. (1985a). Rosenberg y col. (1990) también informaron que la evapotranspiración disminuyó del 12 al 17 por ciento para un aumento del 40 por ciento en la resistencia estomática. Esto corresponde estrechamente a una disminución del 12 por ciento en la transpiración estacional obtenida experimentalmente para la soja cultivada en cámaras de ambiente controlado por Jones et al. (1985c) para condiciones de concentración de dióxido de carbono duplicado cuando el índice de área foliar era muy similar tanto para el tratamiento ambiental como para el tratamiento de dióxido de carbono duplicado. En otro estudio, Jones et al. (1985b) mostró que la exposición de las copas de los árboles de soja a un nivel de 800 ppm de dióxido de carbono disminuyó la transpiración total diaria en un 16 por ciento en comparación con un nivel de exposición de 330 ppm. Jones y col. atribuyó esta reducción a un aumento de la resistencia estomática.

Los aumentos en el LAI del 15 por ciento causaron aumentos en la evapotranspiración prevista de alrededor del 5 al 7 por ciento según el modelo de Rosenberg et al. (1990). Estos valores fueron comparables a los extraídos de Jones et al. (1985b). Sus datos mostraron un aumento del 33 por ciento en la transpiración diaria medida para un cambio en LAI de 3.3 a 6.0 (un aumento del 82 por ciento en LAI). Sin embargo, el efecto de LAI puede no ser lineal. Mediante el uso de un modelo suelo-planta-atmósfera, Shawcraft et al. (1974) mostró que el efecto de LAI sobre la transpiración sería altamente no lineal en un rango de LAI de 0 a 8. La mayor parte del efecto de cambiar el área foliar ocurrió en el rango de LAI de 0 a 4. Sin embargo, estas simulaciones se realizaron con un superficie húmeda del suelo (que tiene un potencial hídrico de -60 MPa) y conductancia relativamente alta de la capa límite de la superficie al aire del suelo. Por lo tanto, las tasas de evapotranspiración pronosticadas con un LAI de 2 se mantuvieron en el 85 por ciento o más de las tasas con un LAI de 8. No obstante, los resultados del modelado de Shawcraft et al. (1974) para tres ángulos de elevación solar y tres clases de ángulos de elevación de hojas mostraron que la transpiración prevista de la planta aumentó en un promedio de 27 más o menos 8 por ciento para un aumento de LAI de 3.3 a 6.0.

La radiación neta podría aumentar en condiciones de cambio climático debido a una mayor radiación térmica descendente y una mayor radiación solar (disminución de la nubosidad), o podría disminuir debido a una mayor nubosidad. Rosenberg y col. (1990) mostró que la evapotranspiración debería cambiar entre 0,6 y 0,7 por ciento por cada 1

cambio porcentual en la radiación neta. Asimismo, demostraron que la evapotranspiración debería cambiar alrededor de -0,4 a -0,8 por ciento por cada 1 por ciento de cambio en la presión de vapor del aire. Una combinación de varios factores produjo cambios en la evapotranspiración que iban del 27 por ciento (para un caso de aumento de la radiación neta y disminución de la presión de vapor) al 4 por ciento negativo (para un caso de disminución de la radiación neta y aumento de la presión de vapor. Estos factores fueron: un aumento de temperatura de 3 ° C, cambios netos de radiación de más o menos 10 por ciento, cambios de presión de vapor de más o menos 10 por ciento, aumento de la resistencia estomática del 40 por ciento y aumento del índice de área foliar del 15 por ciento. Cada factor relacionado con el cambio climático y la respuesta de las plantas al carbono el dióxido de carbono afecta la evapotranspiración prevista.

ESTIMACIÓN DEL RENDIMIENTO Y NECESIDADES DE AGUA DE LOS CULTIVOS BAJO DOS ESCENARIOS ACTUALES DE CAMBIO CLIMÁTICO

Modelos de circulación general

Los cambios climáticos en condiciones de niveles de dióxido de carbono atmosférico duplicados se han predicho utilizando cinco modelos de circulación general atmosférica (GCM). Estos modelos son el modelo del Laboratorio de Dinámica de Fluidos Geofísicos (GFDL) de la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica (NOAA) desarrollado en la Universidad de Princeton (Manabe y Wetherald, 1986, 1987), el modelo del Instituto Goddard de Estudios Espaciales (GISS) de la NASA desarrollado en la Universidad de Columbia ( Hansen et al., 1984, 1988), los modelos climáticos comunitarios (CCM) desarrollados en el Centro Nacional de Investigación Atmosférica (NCAR) (Washington y Meehl 1983, 1984, 1986), el modelo de la Universidad Estatal de Oregón (OSU) (Schlesinger, 1984) y el modelo de la Oficina Meteorológica del Reino Unido (UKMO) (Wilson y Mitchell, 1987 Mitchell, 1989). Todos estos modelos predicen un aumento de la temperatura media global de la superficie. Los aumentos de temperatura media global de la superficie para estudios de modelado recientes en los que se duplicó la concentración de dióxido de carbono fueron 2.8, 4.0, 4.0, 4.2 y 5.2 & degC para los modelos OSU, CCM, GFDL, GISS y UKMO, respectivamente (Wilson y Mitchell, 1987 ). Para una concentración de dióxido de carbono que se duplica, también se predice que la precipitación media global aumentará en un 7.8, 7.1, 8.7, 11.0 y 15.0 por ciento para los GCM anteriores, respectivamente.

Grotch (1988) analizó cuatro de los escenarios de cambio climático de GCM para un clima con el doble de concentración de dióxido de carbono.

Los cambios predichos en los Estados Unidos se extrajeron y resumieron, al igual que los cambios globales, hemisféricos y regionales. Los aumentos de temperatura medianos previstos en junio-julio-agosto (JJA) para los Estados Unidos fueron de aproximadamente 3,5, 3,0, 3,8 y 5,6 ° C para una duplicación del dióxido de carbono de los modelos OSU, CCM, GISS y GFDL, respectivamente. Los cambios predichos de JJA en la precipitación para los Estados Unidos fueron 4, 10, 8 y -25 por ciento para los modelos respectivos. Por lo tanto, los escenarios de cambio de precipitación de GCM son más variables para los Estados Unidos que los escenarios de cambio de temperatura y pueden diferir considerablemente entre las regiones del mundo. Las predicciones del modelo UKMO para la reducción de la precipitación para los Estados Unidos son algo similares al escenario del modelo GFDL (Wilson y Mitchell, 1987). Las temperaturas más altas de JJA para los Estados Unidos se asociaron con modelos con la precipitación de verano más baja. Como era de esperar, tanto el modelo GFDL (Manabe y Wetherald, 1987) como el modelo UKMO (Wilson y Mitchell, 1987) predicen serias disminuciones de la humedad del suelo durante el verano en los Estados Unidos.

Todos los GCM predicen un aumento de temperatura para los Estados Unidos por una duplicación del dióxido de carbono atmosférico. Sin embargo, la precipitación de verano prevista para los Estados Unidos cubre un rango de 10 a -25 por ciento. La posibilidad de una reducción significativa de las precipitaciones de verano, junto con un aumento de la temperatura, podría plantear un grave problema para la productividad agrícola y los recursos hídricos futuros.

Modelización de las respuestas de los cultivos al dióxido de carbono y los cambios climáticos

Se necesitarían muchos años de observaciones experimentales sobre las interacciones del dióxido de carbono y los factores climáticos para proporcionar información completa sobre las respuestas de las plantas al cambio climático. Sin embargo, se han desarrollado modelos de crecimiento de plantas que son sensibles a factores ambientales como el fotoperiodo, la temperatura, la disponibilidad de agua del suelo y la interceptación de la luz. Estos modelos pueden proporcionar proyecciones de la respuesta de los cultivos a futuros escenarios de cambio climático en comparación con los registros climáticos de referencia del pasado reciente.

Peart y col. (1989) y Curry et al. (1990a, b) utilizaron un modelo de crecimiento de cultivos de soja, SOYGRO (Wilkerson et al., 1983 Jones et al., 1989), y un modelo de crecimiento de maíz, CERES-maíz (Jones y Kiniry, 1986), para predecir el crecimiento y el rendimiento. respuestas a escenarios de cambio climático de dióxido de carbono duplicado en el sureste de los Estados Unidos.


Efectos individuales e interactivos de la acidificación de los océanos, el calentamiento global y la radiación ultravioleta sobre el fitoplancton

Aumento de dióxido de carbono (CO2) concentraciones en la atmósfera dan como resultado un aumento de las temperaturas globales y el calentamiento de los océanos (OW). Concomitantemente, disolución de CO antropogénico2 Disminuye el pH del agua de mar, lo que provoca la acidificación de los océanos (OA) y la alteración de los entornos químicos marinos. La bomba de carbono biológico marino impulsada por la fotosíntesis marina juega un papel importante para los sumideros de carbono oceánicos. Por lo tanto, la forma en que los cambios climáticos oceánicos afectan la cantidad de fijación de carbono por parte de los productores primarios está estrechamente relacionada con la absorción futura de carbono oceánico. La OA puede regular al alza las vías metabólicas en el fitoplancton, como la regulación al alza de la ß-oxidación y el ciclo del ácido tricarboxílico, lo que da como resultado una mayor acumulación de compuestos fenólicos tóxicos. El calentamiento de los océanos disminuye la productividad global del fitoplancton; sin embargo, a nivel regional, puede estimular la productividad primaria y cambiar la composición de la comunidad de fitoplancton, debido a los diferentes requisitos ambientales físicos y químicos de las especies. Todavía es controvertido cómo OA y OW afectan de forma interactiva la fijación de carbono marino por parte de organismos fotosintéticos. La OA altera el proceso de calcificación en la calcificación del fitoplancton y agrava los daños a las células inducidos por los rayos ultravioleta (UV). El aumento de temperatura mejora la actividad de los mecanismos de reparación celular, lo que mitiga el daño inducido por los rayos UV. En esta revisión se analizan los efectos de la OA, el calentamiento, la mayor exposición a los rayos UV-B, así como las interacciones de estos factores de estrés ambiental en la productividad del fitoplancton y la composición de la comunidad.

Esta es una vista previa del contenido de la suscripción, acceda a través de su institución.


Este estudio fue apoyado por el Programa Nacional Key R & # x0026D (2016YFA0601400), la Fundación Nacional de Ciencias Naturales (41430967, 41720104005 y 41721005), el Proyecto Conjunto de la Fundación Nacional de Ciencias Naturales de China y la provincia de Shandong (No. U1606404), y los EE. UU. Fundación Nacional de Ciencias (OCE 1538525, 1638804, 1657757 y 1851222).

Los autores declaran que la investigación se llevó a cabo en ausencia de relaciones comerciales o financieras que pudieran interpretarse como un posible conflicto de intereses.


Referencias

Crutzen, P. J. La influencia de los óxidos de nitrógeno en el contenido de ozono atmosférico. Q. J. Royal Meteorol. Soc. 96, 320–325 (1970).

Molina, M. J. & amp Rowland, F. S. Sumidero estratosférico para clorofluorometanos: destrucción del ozono catalizada por cloro atómica. Naturaleza 249, 810–812 (1974).

Farman, J. C., Gardiner, B. G. & amp Shanklin, J. D. Grandes pérdidas de ozono en la Antártida revelan ClO estacionalX/NOX Interacción. Naturaleza 315, 207–210 (1985).

Watson, R. T., Prather, M. J. y Kurylo, M. J. Estado actual del conocimiento de la atmósfera superior 1988: Informe de evaluación. Publicación de referencia de la NASA 1208 (Oficina de Ciencias y Aplicaciones Espaciales de la NASA, 1988).

Informe de síntesis: Integración de los informes de los cuatro grupos de evaluación del Grupo de trabajo de composición abierta de las Partes en el Protocolo de Montreal (OEWG, 1989).

Solomon, S., García, R. R., Rowland, F. S. & amp Wuebbles, D. J. Sobre el agotamiento del ozono antártico. Naturaleza 321, 755–758 (1986).

Solomon, S. Progreso hacia una comprensión cuantitativa del agotamiento del ozono antártico. Naturaleza 347, 347–354 (1990).

Andersen, S. O. y Sarma, K. M. Protección de la capa de ozono: la historia de las Naciones Unidas (Earthscan, 2012).

Newman, P. A. et al. ¿Qué le habría pasado a la capa de ozono si los clorofluorocarbonos (CFC) no se hubieran reglamentado? Atmos. Chem. Phys. 9, 2113–2128 (2009).

Mäder, J. A. et al. Evidencia de la eficacia del Protocolo de Montreal para proteger la capa de ozono. Atmos. Chem. Phys. 10, 12161–12171 (2010).

Newman, P. A. & amp McKenzie, R. Impactos UV evitados por el Protocolo de Montreal. Photochem. Photobiol. Sci. 10, 1152–1160 (2011).

SEvaluación científica del agotamiento del ozono: 2018, Proyecto mundial de investigación y vigilancia del ozono. Reporte no. 58.88 (OMM, 2018).

Actualización de los cálculos de ozono y los perfiles de emisiones para su uso en el modelo del marco de efectos atmosféricos y sobre la salud (USEPA, 2015).

Myhre, G. y col. en Cambio climático del IPCC 2013: la base de la ciencia física (eds Stocker, T. F. et al.) 661–740 (Cambridge Univ. Press, 2013).

García, R. R., Kinnison, D. E. y Marsh, D. R. Simulaciones de "mundo evitado" con el modelo climático de la comunidad de toda la atmósfera. J. Geophys. Res. Cajero automático. 117, D23303 (2012).

Ripley, K. & amp Verkuijl, C. "La familia del ozono" ofrece un acuerdo histórico para el clima. Reinar. Ley de política 46, 371 (2016).

Xu, Y., Zaelke, D., Velders, G. J. M. & amp Ramanathan, V. El papel de los HFC en la mitigación del cambio climático del siglo XXI. Atmos. Chem. Phys. 13, 6083–6089 (2013).

Chipperfield, M. P. y col. Cuantificar los beneficios del ozono y los rayos ultravioleta ya logrados por el Protocolo de Montreal. Nat. Comun. 6, 7233 (2015).

Velders, G. J., Andersen, S. O., Daniel, J. S., Fahey, D. W. & amp McFarland, M. La importancia del Protocolo de Montreal en la protección del clima. Proc. Natl Acad.Sci. Estados Unidos 104, 4814–4819 (2007).

Papanastasiou, D. K., Beltrone, A., Marshall, P. & amp Burkholder, J. B. Estimaciones del potencial de calentamiento global para C1-C3 hidroclorofluorocarbonos (HCFC) incluidos en la Enmienda de Kigali al Protocolo de Montreal. Atmos. Chem. Phys. 18, 6317–6330 (2018).

IPCC: Resumen para responsables de políticas. En Calentamiento global de 1,5 ° C. Informe especial del IPCC (IPCC, 2018).

Andrady, A. L., Pandey, K. K. & amp Heikkilä, A. M. Efectos interactivos de la radiación solar ultravioleta y el cambio climático en los daños materiales. Photochem. Photobiol. Sci. 18, 804–825 (2019).

Lucas, R. M. y col. La salud humana en relación con la exposición a la radiación ultravioleta solar bajo el ozono estratosférico y el clima cambiantes. Photochem. Photobiol. Sci. 18, 641–680 (2019).

Bornman, J. F. y col. Vínculos entre el ozono estratosférico, la radiación ultravioleta y el cambio climático y sus implicaciones para los ecosistemas terrestres. Photochem. Photobiol. Sci. 18, 681–716 (2019).

Williamson, C. E. et al. Los efectos interactivos del agotamiento del ozono estratosférico, la radiación ultravioleta y el cambio climático en los ecosistemas acuáticos. Photochem. Photobiol. Sci. 18, 717–746 (2019).

Sulzberger, B., Austin, A. T., Cory, R. M., Zepp, R. G. y Paul, N. D. Radiación solar ultravioleta en un mundo cambiante: funciones de las interfaces criosfera-tierra-agua-atmósfera en los ciclos biogeoquímicos globales. Photochem. Photobiol. Sci. 18, 747–774 (2019).

Bais, A. F. y col. Interacciones entre el ozono y el clima y sus efectos sobre la radiación ultravioleta solar. Photochem. Photobiol. Sci. 18, 602–640 (2019).

Wilson, S. R., Madronich, S., Longstreth, J. D. & amp Solomon, K. R. Efectos interactivos de los cambios en el ozono estratosférico y el clima en la composición de la troposfera, la calidad del aire y las consecuencias para la salud humana y del ecosistema. Photochem. Photobiol. Sci. 18, 775–803 (2019).

IPCC Cambio climático 2014: Informe de síntesis (Equipo de redacción principal de eds, Pachauri, R. K. y Meyer L. A.) (IPCC, 2014).

Arblaster, J. et al. En Evaluación científica del agotamiento de la capa de ozono: 2014. Proyecto mundial de investigación y vigilancia del ozono Informe No. 55, Cap. 4 (OMM, 2014).

Langematz, U. et al. En Evaluación científica del agotamiento de la capa de ozono: 2018. Proyecto mundial de investigación y vigilancia del ozono Informe No. 58, Cap. 4 (OMM, 2018).

Clem, K. R., Renwick, J. A. & amp McGregor, J. Relación entre el enfriamiento del Pacífico tropical oriental y las tendencias recientes en la circulación media zonal del hemisferio sur. Clim. Dyn. 49, 113–129 (2017).

Lim, E. P. y col. El impacto del modo anular del sur en los cambios futuros en las precipitaciones del hemisferio sur. Geophys. Res. Letón. 43, 7160–7167 (2016).

Holz, A. y col. El modo anular del sur impulsa la actividad de incendios forestales de varios siglos en el sur de América del Sur. Proc. Natl Acad. Sci. Estados Unidos 114, 9552–9557 (2017).

Kostov, Y. et al. Respuestas rápidas y lentas de la temperatura de la superficie del mar del Océano Austral a SAM en modelos climáticos acoplados. Clim. Dyn. 48, 1595–1609 (2017).

Oliveira, F. N. M. & amp Ambrizzi, T. Los efectos de los tipos ENSO y SAM en los bloqueos del sur a gran escala. En t. J. Climatol. 37, 3067–3081 (2017).

Robinson, S. A. et al. Cambio rápido en la vegetación terrestre de la Antártida oriental en respuesta al secado regional. Nat. Clim. Cambio 8, 879–884 (2018).

Robinson, S. A. & amp Erickson, D. J. III No solo sobre las quemaduras solares, el profundo efecto del agujero de ozono sobre el clima tiene implicaciones significativas para los ecosistemas del hemisferio sur. Glob. Cambiar Biol. 21, 515–527 (2015).

Morgenstern, O. et al. Revisión de los modelos globales utilizados en la fase 1 de la Iniciativa de Modelo Químico-Climático (CCMI). Geosci. Model Dev. 10, 639–671 (2017).

Williamson, C. E. y col. Radiación solar ultravioleta en un clima cambiante. Nat. Clim. Cambio 4, 434–441 (2014).

IPCC Cambio climático 2013: la base de la ciencia física (eds Stocker, T. F. et al.) (Cambridge Univ. Press, 2013).

López, M.L., Palancar, G. G. & amp Toselli, B. M. Efectos de estratocúmulos, cúmulos y cirros en la proporción de UV-B difusa a global: resultados experimentales y de modelado. J. Quant. Spectrosc. Radiat. Transf. 113, 461–469 (2012).

Feister, U., Cabrol, N. & amp Häder, D. Mejoras de la irradiancia UV mediante la dispersión de la radiación solar de las nubes. Atmósfera 6, 1211–1228 (2015).

Williamson, C. E. y col. Respuestas centinela a sequías, incendios forestales e inundaciones: efectos de la radiación ultravioleta en los lagos y sus servicios ecosistémicos. Parte delantera. Ecol. Reinar. 14, 102–109 (2016).

Gies, P., Roy, C., Toomey, S. & amp Tomlinson, D. UVR solar ambiental, exposición y protección personal. J. Epidemiol. 9, S115-S122 (1999).

Xiang, F. y col. Exposición personal a la radiación ultravioleta durante los fines de semana en cuatro ciudades de Australia: influencia de la temperatura, la humedad y la radiación ultravioleta ambiental. J. Photochem. Photobiol. B 143, 74–81 (2015).

Cuthill, I. C. et al. La biología del color. Ciencias 357, eaan0221 (2017).

Mazza, C. A., Izaguirre, M. M., Curiale, J. & amp Ballaré, C. L. Una mirada a lo invisible. Sensibilidad ultravioleta-B en un insecto (Caliothrips Phaseoli) revelado a través de un espectro de acción conductual. Proc. R. Soc. B 277, 367–373 (2010).

IPCC Cambio climático 2014: impactos, adaptación y vulnerabilidad (eds Field, C. B. et al.) (Cambridge Univ. Press, 2014).

Steinbauer, M. J. y col. El aumento acelerado de la riqueza de especies de plantas en las cumbres de las montañas está relacionado con el calentamiento. Naturaleza 556, 231–234 (2018).

Urmy, S. S. y col. Redistribución vertical del zooplancton en un lago oligotrófico asociado con la reducción de la radiación ultravioleta por el humo de los incendios forestales. Geophys. Res. Letón. 43, 3746–3753 (2016).

Ma, Z., Li, W., Shen, A. & amp Gao, K. Respuestas conductuales del zooplancton a los cambios de la radiación solar: evidencia in situ. Hidrobiología 711, 155–163 (2013).

Leach, T. H., Williamson, C. E., Theodore, N., Fischer, J. M. & amp Olson, M. H. El papel de la radiación ultravioleta en la migración vertical diel del zooplancton: una prueba experimental de la hipótesis del regulador de transparencia. J. Plankton Res. 37, 886–896 (2015).

Fischer, J. M. et al. Diel migración vertical de copépodos en lagos de montaña: el papel cambiante de la radiación ultravioleta a través de un gradiente de transparencia. Limnol. Oceanogr. 60, 252–262 (2015).

Cohen, J. M., Lajeunesse, M. J. & amp Rohr, J. R. Una síntesis global de las respuestas fenológicas de los animales al cambio climático. Nat. Clim. Cambio 8, 224–228 (2018).

Predick, K. I. et al. La radiación UV-B y los efectos del dosel de los arbustos en la descomposición de la basura superficial en un pastizal seco invadido por arbustos. J. Arid Environ. 157, 13–21 (2018).

Kauko, H. M. y col. Ventanas en el hielo marino del Ártico: transmisión de luz y algas de hielo en un plomo recongelado. J. Geophys. Res. Biogeosci. 122, 1486–1505 (2017).

Williamson, C. E. y col. Los aumentos de las precipitaciones inducidos por el cambio climático están reduciendo la posibilidad de que la radiación ultravioleta solar inactive patógenos en las aguas superficiales. Sci. Reps. 7, 13033 (2017).

Arnold, M. y col. Carga mundial de melanoma cutáneo atribuible a la radiación ultravioleta en 2012. En t. J. Cáncer 143, 1305–1314 (2018).

van Dijk, A. et al. Riesgos de cáncer de piel evitados por el Protocolo de Montreal: modelado mundial que integra modelos acoplados de clima y química con un modelo de riesgo para los rayos ultravioleta. Photochem. Photobiol. 89, 234–246 (2013).

Flaxman, S. R. y col. Causas globales de ceguera y deterioro de la visión a distancia 1990-2020: revisión sistemática y metanálisis. Lancet Glob. Salud 5, e1221 – e1234 (2017).

Sandhu, P. K. y col. Intervenciones comunitarias para prevenir el cáncer de piel: dos revisiones sistemáticas de guías comunitarias. Soy. J. Prev. Medicina. 51, 531–539 (2016).

Gordon, L. G. & amp Rowell, D. Costos del sistema de salud del cáncer de piel y costo-efectividad de la prevención y detección del cáncer de piel: una revisión sistemática. EUR. J. Cancer Prev. 24, 141–149 (2015).

Hodzic, A. & amp Madronich, S. Respuesta del ozono superficial sobre los Estados Unidos continentales a la radiación ultravioleta. Nat. Clim. Atmos. Sci. 1, 35 (2018).

Ballaré, C. L., Caldwell, M. M., Flint, S. D., Robinson, S. A. & amp Bornman, J. F. Efectos de la radiación ultravioleta solar en los ecosistemas terrestres. Patrones, mecanismos e interacciones con el cambio climático. Photochem. Photobiol. Sci. 10, 226–241 (2011).

Uchytilova, T. et al. La radiación ultravioleta modula la estequiometría de C: N y la asignación de biomasa en Fagus sylvatica plantones cultivados bajo niveles elevados de CO2 concentración. Plant Physiol. Biochem. 134, 103–112 (2018).

Robson, T. M., Hartikainen, S. M. & amp Aphalo, P. J. ¿Cómo mejora la radiación solar ultravioleta-B la tolerancia a la sequía del abedul plateado (Betula pendula Roth.) Plántulas? Entorno de células vegetales. 38, 953–967 (2015).

Jenkins, G. I. Respuestas fotomorfogénicas a la luz ultravioleta-B. Entorno de células vegetales. 40, 2544–2557 (2017).

Šuklje, K. et al. Efecto de la remoción de hojas y la radiación ultravioleta sobre la composición y percepción sensorial de Vitis vinifera L. cv. Vino Sauvignon Blanc. Aust. J. Grape Wine Res. 20, 223–233 (2014).

Escobar-Bravo, R., Klinkhamer, P. G. L. & amp Leiss, K. A. Efectos interactivos de la luz UV-B con factores abióticos sobre el crecimiento y la química de las plantas, y sus consecuencias para la defensa contra herbívoros artrópodos. Parte delantera. Plant Sci. 8, 278 (2017).

Ballaré, C. L., Mazza, C. A., Austin, A. T. & amp Pierik, R. Canopy light and plant health. Plant Physiol. 160, 145–155 (2012).

Wargent, J. J. en El papel de la radiación UV-B en el crecimiento y desarrollo de las plantas (ed. Jordan, B. R.) 162–176 (CABI, 2017).

Zagarese, H. E. & amp Williamson, C. E. Las implicaciones de la exposición a la radiación solar ultravioleta para los peces y las pesquerías. Pez. Pez. 2, 250–260 (2001).

Tucker, A. J. & amp Williamson, C. E. La ventana de invasión de peces de aguas cálidas en lagos de aguas claras: el papel de la radiación ultravioleta y la temperatura. Diversos. Distrib. 20, 181–192 (2014).

Neale, P. J. & amp Thomas, B. C. La inhibición por radiación ultravioleta y fotosintéticamente disponible reduce las estimaciones del modelo de fotosíntesis de picofitoplancton integrado en profundidad: predicciones globales para Proclorococo y Synechococcus. Glob. Chang. Biol. 23, 293–306 (2017).

García-Corral, L. S. et al. Efectos de la radiación UVB en la producción comunitaria neta en la parte superior del océano global. Glob. Ecol. Biogeogr. 26, 54–64 (2017).

Cory, R. M., Ward, C. P., Crump, B. C. & amp Kling, G. W. La luz solar controla el procesamiento de la columna de agua del carbono en aguas dulces árticas. Ciencias 345, 925–928 (2014).

Austin, A. T., Méndez, M. S. & amp Ballaré, C. L. La fotodegradación alivia el cuello de botella de la lignina para la renovación del carbono en los ecosistemas terrestres. Proc. Natl Acad. Sci. Estados Unidos 113, 4392–4397 (2016).

Almagro, M., Maestre, F. T., Martínez-López, J., Valencia, E. & amp Rey, A. El cambio climático puede reducir la descomposición de la hojarasca al tiempo que mejora la contribución de la fotodegradación en los pastizales mediterráneos secos perennes. Biol del suelo. Biochem. 90, 214–223 (2015).

Lindholm, M., Wolf, R., Finstad, A. & amp Hessen, D. O. El pardeamiento del agua media la destrucción depredadora del camarón hada del Ártico Branchinecta paludosa. Freshw. Biol. 61, 340–347 (2016).

Cuyckens, G. A. E., Christie, D. A., Domic, A. I., Malizia, L. R. & amp Renison, D., Cambio climático. y la distribución y conservación de los bosques de mayor elevación del mundo en el altiplano sudamericano. Glob. Planeta. Cambio 137, 79–87 (2016).

Poste, A. E., Braaten, H. F. V., de Wit, H. A., Sørensen, K. & amp Larssen, T. Efectos de la fotodemetilación en el balance de metilmercurio de los lagos noruegos boreales. Reinar. Toxicol. Chem. 34, 1213–1223 (2015).

Tsui, M. M. y col. Ocurrencia, distribución y destino de los filtros UV orgánicos en las comunidades de coral. Reinar. Sci. Technol. 51, 4182–4190 (2017).

Corinaldesi, C. et al. Los productos de protección solar perjudican las primeras etapas de desarrollo del erizo de mar. Paracentrotus lividus. Sci. Reps. 7, 7815 (2017).

Fong, H. C., Ho, J. C., Cheung, A. H., Lai, K. & amp William, K. Toxicidad en el desarrollo del filtro UV común, benofenona-2, en embriones de pez cebra. Quimiosfera 164, 413–420 (2016).

Willenbrink, T. J., Barker, V. & amp Diven, D. Los efectos del protector solar en los entornos marinos. Cutis 100, 369 (2017).

Clark, J. R. y col. Desechos microplásticos marinos: un plan específico para comprender y cuantificar las interacciones con la vida marina. Parte delantera. Ecol. Reinar. 14, 317–324 (2016).

Fronteras del PNUMA: Informe de 2016. Problemas emergentes de preocupación ambiental (PNUMA, 2016).

Frank, H., Christoph, E. H., Holm-Hansen, O. & amp Bullister, J. L. Trifluoroacetate en aguas oceánicas. Reinar. Sci. Technol. 36, 12–15 (2002).

Solomon, K. R. y col. Fuentes, destinos, toxicidad y riesgos del ácido trifluoroacético y sus sales: relevancia para las sustancias reguladas por los Protocolos de Montreal y Kyoto. J. Toxicol. Reinar. Salud B 19, 289–304 (2016).

Fleming, E. L., Jackman, C. H., Stolarski, R. S. & amp Douglass, A. R. Un estudio modelo del impacto de los cambios del gas fuente en la estratosfera para 1850-2100. Atmos. Chem. Phys. 11, 8515–8541 (2011).

Eyring, V. et al. Cambios de ozono a largo plazo e impactos climáticos asociados en simulaciones CMIP5. J. Geophys. Res. Cajero automático. 118, 5029–5060 (2013).

Montzka, S. A. et al. Un aumento inesperado y persistente de las emisiones globales de CFC-11 que agota la capa de ozono. Naturaleza 557, 413–417 (2018).

Crutzen, P. J. Mejora de albedo mediante inyecciones de azufre estratosférico: ¿una contribución para resolver un dilema político? Clim. Cambio 77, 211–220 (2006).

Tilmes, S. et al. Impacto de halógenos de muy corta duración en la abundancia de ozono estratosférico y la radiación ultravioleta en una atmósfera diseñada por geoingeniería. Atmos. Chem. Phys. 12, 10945–10955 (2012).

Nowack, P. J., Abraham, N. L., Braesicke, P. & amp Pyle, J. A. Cambios en el ozono estratosférico bajo la geoingeniería solar: implicaciones para la exposición a los rayos UV y la calidad del aire. Atmos. Chem. Phys. 16, 4191–4203 (2016).

Madronich, S., Tilmes, S., Kravitz, B., MacMartin, D. & amp Richter, J. Respuesta de la radiación ultravioleta y visible de la superficie al SO estratosférico2 inyecciones. Atmósfera 9, 432 (2018).

Kayler, Z. E. y col. Experimentos para enfrentar los extremos ambientales del cambio climático. Parte delantera. Ecol. Reinar. 13, 219–225 (2015).

Pecl, G. T. y col. Redistribución de la biodiversidad bajo el cambio climático: impactos sobre los ecosistemas y el bienestar humano. Ciencias 355, eaai9214 (2017).

Evaluación de ecosistemas del milenio. Ecosistemas y bienestar humano: Resumen de nuestro planeta humano para tomadores de decisiones, Vol. 5 (Isla, 2005).

Instituto de Estudios Espaciales de la NASA. Análisis de temperatura de superficie GISS (GISTEMP) (GISTEMP, consultado el 24 de julio de 2018) https://data.giss.nasa.gov/gistemp/

Hansen, J., Ruedy, R., Sato, M. & amp Lo, K. Cambio de temperatura de la superficie global. Rev. Geophys. 48, RG4004 (2010).


Pregúntele a los expertos: ¿Beneficia el aumento de CO2 a las plantas?

Los escépticos del cambio climático tienen un arsenal de argumentos sobre por qué los humanos no necesitan reducir sus emisiones de carbono. Algunos afirman el aumento de CO2 Los niveles benefician a las plantas, por lo que el calentamiento global no es tan malo como proclaman los científicos. "Una mayor concentración de dióxido de carbono en nuestra atmósfera ayudaría a la fotosíntesis, lo que a su vez contribuye a un mayor crecimiento de las plantas", escribió el representante Lamar Smith (R & ndashTexas) en un artículo de opinión el año pasado. & ldquoEsto se correlaciona con un mayor volumen de producción de alimentos y alimentos de mejor calidad. & rdquo Los científicos y otros que piden recortes de emisiones están histéricos, sostiene.

Entonces, ¿es cierto el aumento de CO atmosférico?2 ayudará a las plantas, incluidos los cultivos alimentarios? Científico americano pidió a varios expertos que hablaran sobre la ciencia detrás de esta pregunta.

Hay algo de verdad en este argumento, dicen los expertos, basado en lo que los científicos llaman CO2 efecto de fertilización. & ldquoCO2 es esencial para la fotosíntesis ”, dice Richard Norby, investigador corporativo de la División de Ciencias Ambientales y el Instituto de Ciencias del Cambio Climático del Laboratorio Nacional de Oak Ridge. & ldquoSi aíslas una hoja [en un laboratorio] y aumentas el nivel de CO2, la fotosíntesis aumentará. Eso está bien establecido. Pero Norby señala que los resultados que producen los científicos en los laboratorios generalmente no son lo que sucede en un mundo mucho más complejo, además de que muchos otros factores están involucrados en el crecimiento de las plantas en los bosques, campos y otros ecosistemas desatendidos. Por ejemplo, el "quonitrógeno" suele escasear lo suficiente como para ser el controlador principal de la cantidad de biomasa que se produce "en un ecosistema", dice. & ldquoSi el nitrógeno es limitado, el beneficio del CO2 el aumento es limitado y infernal. Puedes & rsquot solo mira CO2, porque el contexto general realmente importa. & rdquo

Los científicos han observado el CO2 efecto de fertilización en ecosistemas naturales, incluso en una serie de ensayos realizados durante las últimas dos décadas en parcelas forestales al aire libre. En esos experimentos, duplicar artificialmente el CO2 de los niveles preindustriales aumentó la productividad de los árboles en alrededor de un 23 por ciento, según Norby, que participó en los ensayos. Para uno de los experimentos, sin embargo, ese efecto disminuyó significativamente con el tiempo debido a una limitación de nitrógeno. Eso sugiere que & ldquowe no puede asumir el CO2 El efecto de fertilización persistirá indefinidamente ”, dice Norby.

Además de ignorar la perspectiva a largo plazo, dice, muchos escépticos tampoco mencionan el resultado potencialmente más dañino del aumento de CO2 atmosférico.2 sobre la vegetación: el cambio climático en sí. Sus consecuencias negativas, como la sequía y el estrés por calor, probablemente abrumarían cualquier beneficio directo que el aumento de CO2 podría ofrecer vida vegetal. & ldquoIt & rsquos no es apropiado mirar el CO2 efecto de fertilización de forma aislada ”, dice. "Puedes tener cosas positivas y negativas a la vez, y lo que importa es el saldo neto."

Los científicos también han analizado específicamente los efectos del aumento de CO2 en plantas agrícolas y encontró un efecto fertilizante. & ldquoPara muchos cultivos, [más CO2] es como tener material extra en la atmósfera que pueden usar para crecer ”, dice Frances Moore, profesora asistente de ciencias y políticas ambientales en la Universidad de California, Davis. Ella y otros expertos señalan que hay una excepción para ciertos tipos de plantas como el maíz, que acceden al CO2 para la fotosíntesis de una manera única. Pero para la mayoría de las otras plantas, los humanos comen y mdash incluyendo trigo, arroz y soja y mdash y ldquo tienen más CO2 les ayudará directamente ”, dice Moore. Duplicación de CO2 desde los niveles preindustriales, agrega, aumenta la productividad de cultivos como el trigo en un 11,5 por ciento y de cultivos como el maíz en alrededor de un 8,4 por ciento.

La falta de nitrógeno u otros nutrientes no afecta tanto a las plantas agrícolas como a las silvestres, gracias al fertilizante. Aún así, la investigación muestra que las plantas y los ldquoobtener algunos beneficios desde el principio de un mayor CO2, pero ese [beneficio] comienza a saturarse & rdquo después de que el gas alcanza un cierto nivel, dice Moore & mdashadding & ldquoCuanto más CO2 usted tiene, cada vez menos beneficio obtiene. & rdquo Y aunque el aumento del dióxido de carbono puede parecer una bendición para la agricultura, Moore también enfatiza que cualquier efecto positivo potencial no puede considerarse de forma aislada y probablemente será superado por muchos inconvenientes. & ldquoIncluso con el beneficio del CO2 fertilización, cuando comienzas a obtener hasta 1 o 2 grados de calentamiento, ves efectos negativos, ”dice ella. & ldquoHay muchas vías diferentes por las cuales la temperatura puede afectar negativamente el rendimiento de los cultivos: el déficit de humedad del suelo [o] el calor daña directamente las plantas e interfiere con su proceso reproductivo. & rdquo Además de todo eso, Moore señala un aumento de CO2 también beneficia a las malas hierbas que compiten con las plantas agrícolas.

Aumento de CO2El efecto & rsquos en los cultivos también podría dañar la salud humana. & ldquoSabemos inequívocamente que cuando se cultivan alimentos a niveles elevados de CO2 niveles en los campos, se vuelve menos nutritivo ”, señala Samuel Myers, científico investigador principal en salud ambiental en la Universidad de Harvard. & ldquo [Los cultivos alimentarios] pierden cantidades significativas de hierro y zinc y mdasy los cereales [también] pierden proteínas. & rdquo Myers y otros investigadores han encontrado CO atmosférico2 Los niveles pronosticados para mediados de siglo (alrededor de 550 partes por millón) podrían hacer que los cultivos alimentarios pierdan suficientes nutrientes clave para causar una deficiencia de proteínas en aproximadamente 150 millones de personas y un déficit de zinc en otros 150 millones a 200 millones. (Ambas cifras se suman al número de personas que ya tienen tal déficit). Un total de 1.400 millones de mujeres en edad fértil y niños pequeños que viven en países con una alta prevalencia de anemia perderían más de 3.8 por ciento de su hierro dietético en tal CO2 niveles, según Meyers.

Los investigadores aún no saben por qué el CO atmosférico más alto2 altera los cultivos y el contenido nutricional rsquo. Pero, dice Myers, y la conclusión es que sabemos que el aumento de CO2 reduce la concentración de nutrientes críticos en todo el mundo, & rdquo, y agrega que este tipo de deficiencias nutricionales ya son amenazas importantes para la salud pública y solo empeorarán a medida que el CO2 los niveles suben. & ldquoEl problema con el argumento [de los escépticos y rsquo] es que es como si pudieras elegir el CO2 efecto de fertilización por el efecto general de agregar dióxido de carbono a la atmósfera, & rdquo Myers. Pero no es así como funciona el mundo y su clima.


Enlaces del plan de estudios nacional del Reino Unido

Química de KS3: el ciclo del carbono

Química KS3: la producción de dióxido de carbono por la actividad humana y el impacto en el clima.

Biología KS3: la dependencia de casi toda la vida en la Tierra de la capacidad de los organismos fotosintéticos, como las plantas y las algas, para utilizar la luz solar en la fotosíntesis para construir o / a.
Moléculas orgánicas que son un almacén de energía esencial y para mantener los niveles de oxígeno y dióxido de carbono en la atmósfera.

Biología de KS3: cómo los organismos afectan y se ven afectados por su entorno, incluida la acumulación de materiales tóxicos.

Química GCSE / ciencia combinada: evalúe la evidencia de causas antropogénicas adicionales del cambio climático, incluida la correlación entre el cambio en la concentración de dióxido de carbono atmosférico y el consumo de combustibles fósiles, y describa las incertidumbres en la base de evidencia.

Química GCSE / ciencia combinada: describe los efectos potenciales del aumento de los niveles de dióxido de carbono y metano en el clima de la Tierra y cómo estos efectos pueden mitigarse, incluida la consideración de la escala, el riesgo y las implicaciones ambientales.

Física GCSE: explique que todos los cuerpos emiten radiación y que la intensidad y distribución de longitud de onda de cualquier

Física GCSE: explique cómo se relaciona la temperatura de un cuerpo con el equilibrio entre la radiación entrante absorbida y la radiación emitida. Ilustre este equilibrio utilizando ejemplos cotidianos y el ejemplo de los factores que determinan la temperatura de la tierra.

Biología GCSE / Ciencia combinada

- explicar el efecto de la temperatura, la intensidad de la luz y la concentración de dióxido de carbono en la tasa de fotosíntesis

- explicar la interacción de estos factores en la limitación de la tasa de fotosíntesis.

- explicar la importancia del ciclo del carbono y el ciclo del agua para los organismos vivos

- evaluar la evidencia del impacto de los cambios ambientales en la distribución de organismos, con referencia al agua y los gases atmosféricos.


Ver el vídeo: El dióxido de carbono y calentamiento global (Noviembre 2022).