stringtranslate.com

Фотическая зона

Фотическая зона , эвфотическая зона , эпипелагическая зона или зона солнечного света — это самый верхний слой водоема , который получает солнечный свет , позволяя фитопланктону осуществлять фотосинтез . Он подвергается ряду физических, химических и биологических процессов, которые доставляют питательные вещества в верхний слой воды . Фотическая зона является домом для большинства водных организмов благодаря деятельности ( первичной продукции ) фитопланктона. Толщина фотической и эвфотической зон изменяется в зависимости от интенсивности солнечного света в зависимости от сезона и широты, а также от степени мутности воды. Самая нижняя, или афотическая, зона — это область вечной тьмы, которая лежит под фотической зоной и включает в себя большую часть океанских вод. [1]

Фотосинтез в фотозоне

В фотической зоне скорость фотосинтеза превышает скорость дыхания. Это связано с обильной солнечной энергией , которая используется в качестве источника энергии для фотосинтеза первичными продуцентами, такими как фитопланктон. Этот фитопланктон растет чрезвычайно быстро из-за сильного воздействия солнечного света, что позволяет производить его с высокой скоростью. Фактически, девяносто пять процентов фотосинтеза в океане происходит в фотозоне. Следовательно, если мы пойдем глубже, за пределы фототической зоны, например, в точку компенсации , фитопланктона практически не останется из-за недостаточного солнечного света. [2] Зону, которая простирается от основания эвфотической зоны до афотической зоны, иногда называют дисфотической зоной. [3]

Жизнь в фотозоне

Слои пелагиали
Зоны водной толщи определяются количеством проникающего света. Мезопелагическую зону иногда называют дисфотической зоной .

Девяносто процентов морской жизни обитает в фотической зоне, глубина которой составляет около двухсот метров. Сюда входит фитопланктон (растения), в том числе динофлагелляты , диатомовые водоросли , цианобактерии , кокколитофоры и криптомонады . В его состав также входит зоопланктон — консументы фотозоны. Есть плотоядные мясоеды и травоядные растительноядные. Далее, веслоногие ракообразные — это мелкие ракообразные, распространенные повсюду в фотозоне. Наконец, есть нектон (животные, способные передвигаться, например рыбы, кальмары и крабы), которые являются самыми крупными и наиболее заметными животными в фотической зоне, но их количество наименьшее среди всех групп. [4] Фитопланктон – это микроскопические растения, живущие во взвешенном состоянии в толще воды и практически не имеющие средств для передвижения. Они являются первичными производителями, которые используют солнечную энергию в качестве источника пищи. [ нужна цитата ]

Детритофаги и падальщики в фотической зоне редки. Здесь начинается микробное разложение мертвых организмов и продолжается, когда тела опускаются в афотическую зону, где они образуют важнейший источник питательных веществ для глубоководных организмов. [5] Глубина фотозоны зависит от прозрачности воды. Если вода очень прозрачная, фотозона может стать очень глубокой. Если очень темно, глубина может составлять всего пятьдесят футов (пятнадцать метров).

Животные в фотозоне используют цикл света и темноты как важный сигнал окружающей среды, миграция напрямую связана с этим фактом, рыбы используют концепцию сумерек и рассвета, когда пришло время миграции, фотозона напоминает эту концепцию, создавая ощущение время. Этими животными могут быть сельди, сардины и другие рыбы, постоянно обитающие в фотозоне. [6]

Поглощение питательных веществ в фотической зоне

Из-за биологического поглощения фотическая зона имеет относительно низкий уровень концентрации питательных веществ. В результате фитопланктон не получает достаточного количества питательных веществ при высокой стабильности водного столба. [7] Пространственное распределение организмов может контролироваться рядом факторов. К физическим факторам относятся: температура, гидростатическое давление, турбулентное перемешивание, такое как восходящий турбулентный поток неорганического азота через нутриклин. [8] Химические факторы включают кислород и микроэлементы. Биологические факторы включают выпас скота и миграции. [9] Апвеллинг переносит питательные вещества из глубоких вод в фотическую зону, усиливая рост фитопланктона. Перемешивание и апвеллинг в конечном итоге возвращают богатые питательными веществами отходы обратно в фотическую зону. Транспорт Экмана дополнительно доставляет в фотозону больше питательных веществ. Частота импульсов питательных веществ влияет на конкуренцию фитопланктона. Фотосинтез производит его больше. То, что происходит с фитопланктоном, являющимся первым звеном пищевой цепи, оказывает волновой эффект на другие виды. Помимо фитопланктона, в этой зоне обитают и многие другие животные, которые используют эти питательные вещества. Большая часть жизни океана происходит в фотической зоне, самой маленькой зоне океана по объему воды. Фотическая зона хоть и небольшая, но оказывает большое влияние на тех, кто в ней проживает.

Глубина фотической зоны

Глубина проникновения света

По определению, глубина — это место, где излучение снижается до 1% от его поверхностной прочности. [10] Соответственно, его толщина зависит от степени ослабления света в толще воды. Поскольку падающий на поверхность свет может сильно различаться, это мало что говорит о чистом приросте фитопланктона. Типичные эвфотические глубины варьируются от нескольких сантиметров в очень мутных эвтрофных озерах до примерно 200 метров в открытом океане . Она также варьируется в зависимости от сезонных изменений мутности, которые могут быть в значительной степени обусловлены концентрацией фитопланктона , так что глубина фотической зоны часто уменьшается по мере увеличения первичной продукции . Более того, скорость дыхания на самом деле превышает скорость фотосинтеза. Причина, по которой производство фитопланктона так важно, заключается в том, что он играет важную роль в переплетении с другими пищевыми цепями .

Ослабление света

На рост фитопланктона влияет цветовой спектр света,
и в процессе, называемом фотосинтезом, он поглощает свет
в синем и красном диапазоне посредством фотосинтетических пигментов.
Сравнение глубины, на которую проникает свет разных цветов в воды открытого океана и более мутные прибрежные воды. Вода поглощает более теплые длинноволновые цвета, такие как красный и оранжевый, и рассеивает более холодные коротковолновые цвета. [11]

Большая часть солнечной энергии, достигающей Земли, находится в диапазоне видимого света с длинами волн примерно 400–700 нм. Каждый цвет видимого света имеет уникальную длину волны, и вместе они составляют белый свет. Самые короткие волны находятся на фиолетовом и ультрафиолетовом концах спектра, а самые длинные волны — на красном и инфракрасном. Между ними цвета видимого спектра составляют знакомый «РОЙГБИВ»; красный, оранжевый, желтый, зеленый, синий, индиго и фиолетовый. [12]

Вода очень эффективно поглощает падающий свет, поэтому количество света, проникающего в океан, быстро уменьшается (ослабляется) с глубиной. На глубине одного метра остается только 45% солнечной энергии, попадающей на поверхность океана. На глубине 10 метров все еще присутствует только 16% света, и только 1% исходного света остается на глубине 100 метров. Ни один свет не проникает дальше 1000 метров. [12]

Помимо общего ослабления, океаны поглощают свет разных длин волн с разной скоростью. Длины волн на крайних концах видимого спектра ослабляются быстрее, чем длины волн в середине. В первую очередь поглощаются более длинные волны; красный поглощается на глубине 10 метров, оранжевый — примерно на 40 метрах, а желтый исчезает на глубине до 100 метров. Более короткие волны проникают дальше, а синий и зеленый свет достигают самых глубоких глубин. [12]

Круговорот морского фитопланктона

Вот почему под водой вещи кажутся синими. То, как цвета воспринимаются глазом, зависит от длины волны света, воспринимаемого глазом. Объект кажется глазу красным, потому что он отражает красный свет и поглощает другие цвета. Таким образом, единственный цвет, который попадает в глаза, — красный. Синий — единственный цвет света, доступный на глубине под водой, поэтому это единственный цвет, который может отражаться обратно в глаз, а под водой все имеет синий оттенок. Красный объект на глубине не будет казаться нам красным, потому что красный свет не может отразиться от объекта. Объекты в воде будут выглядеть в своих реальных цветах только вблизи поверхности, где все длины волн света все еще доступны, или если другие длины волн света обеспечиваются искусственно, например, путем освещения объекта подводным светом. [12]

Вода в открытом океане кажется прозрачной и синей, потому что она содержит гораздо меньше твердых частиц , таких как фитопланктон или другие взвешенные частицы, и чем прозрачнее вода, тем глубже проникает свет. Синий свет проникает глубоко и рассеивается молекулами воды, тогда как все остальные цвета поглощаются; поэтому вода кажется синей. С другой стороны, прибрежная вода часто кажется зеленоватой. Прибрежные воды содержат гораздо больше взвешенного ила , водорослей и микроскопических организмов , чем открытый океан. Многие из этих организмов, такие как фитопланктон, поглощают свет в синем и красном диапазоне посредством своих фотосинтетических пигментов, оставляя зеленый цвет в качестве доминирующей длины волны отраженного света. Поэтому чем выше концентрация фитопланктона в воде, тем зеленее она кажется. Мелкие частицы ила также могут поглощать синий свет, еще больше меняя цвет воды от синего при высокой концентрации взвешенных частиц. [12]

Океан можно разделить на глубинные слои в зависимости от количества проникающего света, как обсуждалось в пелагической зоне . Верхние 200 метров называются фотической или эвфотической зоной. Это область, куда может проникать достаточно света для поддержания фотосинтеза, и соответствует эпипелагиали. От 200 до 1000 метров лежит дисфотическая зона, или сумеречная зона (соответствует мезопелагической зоне). На этих глубинах еще есть немного света, но недостаточно для поддержания фотосинтеза. Ниже 1000 метров находится афотическая (или полуночная) зона, куда не проникает свет. В этот регион входит большая часть объема океана, существующего в полной темноте. [12]

Палеоклиматология

Сложная силикатная (стеклянная) оболочка диатомового микрофоссилия возрастом 32–40 миллионов лет.

Фитопланктон — одноклеточные микроорганизмы , составляющие основу пищевых цепей океана . Среди них преобладают диатомовые водоросли , на которых растут силикатные раковины, называемые панцирями . Когда диатомовые водоросли умирают, их панцири могут оседать на морском дне и превращаться в микроокаменелости . Со временем эти микрофоссилии погребены в виде отложений опалов в морских отложениях . Палеоклиматология – это изучение климата прошлого. Прокси-данные используются для того, чтобы связать элементы, собранные в современных образцах осадочных пород, с климатическими и океаническими условиями в прошлом. Заместители палеоклимата относятся к сохранившимся или окаменевшим физическим маркерам, которые заменяют прямые метеорологические или океанические измерения. [13] Примером прокси является использование изотопных записей диатомей δ13C , δ18O , δ30Si ( диатом δ13C, диатом δ18O и диатом δ30Si ) . В 2015 году Суонн и Снеллинг использовали эти изотопные записи, чтобы документировать исторические изменения в условиях фотозоны северо-западной части Тихого океана , включая снабжение питательными веществами и эффективность биологического насоса мягких тканей , от наших дней до стадии морских изотопов. 5д , что совпадает с последним межледниковьем . Пики продуктивности опалов на морской изотопной стадии связаны с нарушением региональной стратификации галоклина и увеличением поступления питательных веществ в фотическую зону. [14]

Первоначальное развитие галоклина и стратифицированной толщи воды было связано с началом крупного оледенения в Северном полушарии в 2,73 млн лет назад, которое увеличило приток пресной воды в регион за счет увеличения муссонных осадков и / или талой ледниковой воды, а также температуры поверхности моря . [15] [16] [17] [18] Связанное с этим уменьшение глубинного апвеллинга воды могло способствовать установлению более прохладных условий в глобальном масштабе и расширению ледников по Северному полушарию с 2,73 млн лет назад. [16] Хотя галоклин, по-видимому, преобладал в течение позднеплиоценового и раннечетвертичного ледниково-межледниковых циклов , [19] другие исследования показали, что граница стратификации могла разрушиться в позднем четвертичном периоде в конце ледникового периода и в начале ледникового периода. межледниковья. [20] [21] [22] [23] [24] [14]

Примечания по фитопланктону.

Фитопланктон обитает только в фотозоне. Поскольку его рост полностью зависит от фотосинтеза. В результате уровень воды в океане достигает 50–100 м. Рост также может происходить за счет факторов земли, например, минералов, растворенных в горных породах, минеральных питательных веществ от поколений растений и животных, попавших в фототическую зону. [25]

Структура диметилсульфида
Изображение фитопланктона

Увеличение количества фитопланктона также приводит к увеличению зоопланктона, зоопланктон питается фитопланктоном, поскольку он находится в нижней части пищевой цепи. [25]

Диметилсульфид

Потеря диметилсульфида в фототической зоне контролируется микробным поглощением и фотохимическим разложением. Но что такое диметилсульфид и почему это важно? Это соединение (см. фото) помогает регулировать цикл серы и экологию океана. Морские бактерии, водоросли, кораллы и большинство других организмов в океане выделяют его, образуя целый ряд семейств генов.

Однако это соединение может быть токсичным для человека при проглатывании, впитывании через кожу и вдыхании. Белки растений и животных зависят от этого соединения. Поскольку это важная часть экологии, полезно знать, что он также обитает в фотозоне. [1]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ «Фотическая зона | Морская жизнь, фотосинтез и свет | Британника» . www.britanica.com . Проверено 27 ноября 2023 г.
  2. ^ Эволюция первичных производителей в море . Фальковски, Пол Г., Нолл, Эндрю Х. Амстердам: Elsevier Academic Press. 2007. ISBN 978-0-08-055051-0. ОСЛК  173661015.{{cite book}}: CS1 maint: другие ( ссылка )
  3. ^ Фотическая зона Британской онлайн-энциклопедии . 14 августа 2009 г.
  4. ^ «Трофические уровни коралловых рифов». Наука . Проверено 22 ноября 2019 г.
  5. ^ «Фотическая зона - обзор | Темы ScienceDirect» . www.sciencedirect.com . Проверено 27 ноября 2023 г.
  6. ^ «Фотическая зона - обзор | Темы ScienceDirect» . www.sciencedirect.com . Проверено 1 декабря 2023 г.
  7. ^ Шеппард, Чарльз RC (1982). «Фотическая зона». Пляжи и прибрежная геология . Серия Энциклопедия наук о Земле. п. 636. дои : 10.1007/0-387-30843-1_325. ISBN 978-0-87933-213-6.
  8. ^ Лонгхерст, Алан Р.; Глен Харрисон, В. (июнь 1988 г.). «Вертикальный поток азота из океанической фотической зоны дневным мигрирующим зоопланктоном и нектоном». Глубоководные исследования. Часть A. Статьи океанографических исследований . 35 (6): 881–889. Бибкод : 1988DSRA...35..881L. дои : 10.1016/0198-0149(88)90065-9. ISSN  0198-0149.
  9. ^ Гундерсен, К.; Маунтин, CW; Тейлор, Дайан; Ойе, Р.; Шен, Дж. (июль 1972 г.). «Некоторые химические и микробиологические наблюдения в Тихом океане у Гавайских островов1». Лимнология и океанография . 17 (4): 524–532. Бибкод : 1972LimOc..17..524G. дои : 10.4319/lo.1972.17.4.0524 . ISSN  0024-3590.
  10. ^ Ли, ЧжунПин; Вайдеманн, Алан; Киндл, Джон; Арноне, Роберт; Кардер, Кендалл Л.; Дэвис, Кёртисс (2007). «Глубина эвфотической зоны: ее происхождение и значение для дистанционного зондирования цвета океана». Журнал геофизических исследований: Океаны . 112 (С3): C03009. Бибкод : 2007JGRC..112.3009L. дои : 10.1029/2006JC003802 . ISSN  2156-2202.
  11. ^ Исследователь океана NOAA. Обновлено: 26 августа 2010 г.
  12. ^ abcdef Уэбб, Пол (2019) Введение в океанографию, глава 6.5 Свет, Сообщество Ребуса, Университет Роджера Уильямса, открытый учебник.Материал был скопирован из этого источника, который доступен по международной лицензии Creative Commons Attribution 4.0.
  13. ^ «Что такое «прокси» данные? | Национальные центры экологической информации (NCEI), ранее известные как Национальный центр климатических данных (NCDC)» . www.ncdc.noaa.gov . Проверено 20 октября 2020 г.
  14. ^ аб Суонн, GEA; Снеллинг, AM (6 января 2015 г.). «Изменения фотозоны в северо-западной части Тихого океана от MIS 4–5e». Климат прошлого . Коперник ГмбХ. 11 (1): 15–25. Бибкод : 2015CliPa..11...15S. дои : 10.5194/cp-11-15-2015 . ISSN  1814-9332. Материал был скопирован из этого источника, который доступен по международной лицензии Creative Commons Attribution 3.0.
  15. ^ Сигман, Дэниел М.; Жаккар, Сэмюэл Л.; Хауг, Джеральд Х. (2004). «Стратификация полярного океана в холодном климате». Природа . ООО «Спрингер Сайенс энд Бизнес Медиа». 428 (6978): 59–63. Бибкод : 2004Natur.428...59S. дои : 10.1038/nature02357. ISSN  0028-0836. PMID  14999278. S2CID  4329978.
  16. ^ Аб Хауг, Джеральд Х.; Ганопольский, Андрей; Сигман, Дэниел М.; Розелл-Меле, Антони; Суонн, Джордж Э.А.; Тидеманн, Ральф; Жаккар, Сэмюэл Л.; Боллманн, Йорг; Маслин, Марк А.; Ленг, Мелани Дж.; Эглинтон, Джеффри (2005). «Сезонность Северной Тихого океана и оледенение Северной Америки 2,7 миллиона лет назад». Природа . ООО «Спрингер Сайенс энд Бизнес Медиа». 433 (7028): 821–825. Бибкод : 2005Natur.433..821H. дои : 10.1038/nature03332. ISSN  0028-0836. PMID  15729332. S2CID  24116155.
  17. ^ Суонн, Джордж Э.А.; Маслин, Марк А.; Ленг, Мелани Дж.; Слоан, Хилари Дж.; Хауг, Джеральд Х. (24 февраля 2006 г.). «Диатом δ18O свидетельствует о развитии современной системы галоклина в субарктической северо-западной части Тихого океана в начале крупного оледенения Северного полушария». Палеоокеанография . Американский геофизический союз (AGU). 21 (1): н/д. Бибкод : 2006PalOc..21.1009S. дои : 10.1029/2005pa001147 . ISSN  0883-8305.
  18. ^ Не, Цзюньшэн; Кинг, Джон; Лю, Чжэнъюй; Клеменс, Стив; Прелл, Уоррен; Фанг, Сяоминь (2008). «Опреснение поверхностных вод: причина начала стратификации северной части Тихого океана, начиная с 2,75 млн лет назад?». Глобальные и планетарные изменения . Эльзевир Б.В. 64 (1–2): 49–52. Бибкод : 2008GPC....64...49N. doi :10.1016/j.gloplacha.2008.08.003. ISSN  0921-8181.
  19. ^ Суонн, Джордж Э.А. (2010). «Изменения солености в северо-западной части Тихого океана в позднем плиоцене/начале четвертичного периода от 2,73 млн лет до 2,52 млн лет назад» (PDF) . Письма о Земле и планетологии . Эльзевир Б.В. 297 (1–2): 332–338. Бибкод : 2010E&PSL.297..332S. дои : 10.1016/j.epsl.2010.06.035. ISSN  0012-821X. Архивировано (PDF) из оригинала 9 октября 2022 г.
  20. ^ Сарнтейн, М.; Гебхардт, Х.; Кифер, Т.; Кучера, М.; Кук, М.; Эрленкейзер, Х. (2004). «Среднеголоценовое происхождение низкой солености морской поверхности в субарктической северной части Тихого океана». Четвертичные научные обзоры . Эльзевир Б.В. 23 (20–22): 2089–2099. Бибкод : 2004QSRv...23.2089S. doi :10.1016/j.quascirev.2004.08.008. ISSN  0277-3791.
  21. ^ Жаккар, СЛ; Гэлбрейт, Эд; Сигман, DM; Хауг, GH (2010). «Повсеместная связь между керном антарктического льда и записями субарктических тихоокеанских отложений за последние 800 тысяч лет». Четвертичные научные обзоры . Эльзевир Б.В. 29 (1–2): 206–212. Бибкод : 2010QSRv...29..206J. doi :10.1016/j.quascirev.2009.10.007. ISSN  0277-3791.
  22. ^ Гэлбрейт, Эрик Д.; Киенаст, Маркус; Жаккар, Сэмюэл Л.; Педерсен, Томас Ф.; Брюнель, Бриджит Г.; Сигман, Дэниел М.; Кифер, Торстен (23 мая 2008 г.). «Последовательная взаимосвязь между глобальным климатом и поверхностным использованием нитратов в западной субарктической части Тихого океана на протяжении последних 500 тыс. лет назад». Палеоокеанография . Американский геофизический союз (AGU). 23 (2): н/д. Бибкод : 2008PalOc..23.2212G. дои : 10.1029/2007pa001518 . ISSN  0883-8305. S2CID  4082469.
  23. ^ Брунель, Бриджит Г.; Сигман, Дэниел М.; Жаккар, Сэмюэл Л.; Кейгвин, Ллойд Д.; Плессен, Биргит; Шеттлер, Георг; Кук, Меа С.; Хауг, Джеральд Х. (2010). «Ледниковые/межледниковые изменения в снабжении питательными веществами и стратификации в западной субарктической части северной части Тихого океана после предпоследнего ледникового максимума». Четвертичные научные обзоры . Эльзевир Б.В. 29 (19–20): 2579–2590. Бибкод : 2010QSRv...29.2579B. doi :10.1016/j.quascirev.2010.03.010. ISSN  0277-3791.
  24. ^ Кофельд, Карен Э.; Чейз, Занна (2011). «Контроль за дегляциальными изменениями биогенных потоков в северной части Тихого океана». Четвертичные научные обзоры . Эльзевир Б.В. 30 (23–24): 3350–3363. Бибкод : 2011QSRv...30.3350K. doi :10.1016/j.quascirev.2011.08.007. ISSN  0277-3791.
  25. ^ аб «Накопление». www.dnr.louisiana.gov . Проверено 1 декабря 2023 г.