Фотска зона
| Водени слоеви |
|---|
| Стратификација |
Форска зона, еуфотска зона, епипелагична зона или зоната на сончева светлина — најгорниот слој на водната површина што прима сончева светлина, дозволувајќи му на фитопланктонот да врши фотосинтеза. Се подложува на низа физички, хемиски и биолошки процеси кои доставуваат хранливи материи во горниот воден столб. Фотската зона е дом на поголемиот дел од водните животни поради нејзината местоположба.
Фотосинтеза
[уреди | уреди извор]Во оваа зона, стапката на фотосинтеза ја надминува стапката на дишење. Ова се должи на обилната сончева енергија која се користи како извор на енергија за фотосинтеза од примарните производители како што е фитопланктонот. Овие фитопланктони растат екстремно брзо поради големото влијание на сончевата светлина, што му овозможува да се произведува со брзо темпо. Всушност, деведесет и пет проценти од фотосинтезата во океанот се случува во оваа зона. Затоа, доколку се оди подлабоко, надвор од фоската зона, како на пример во точката на компензација, има малку или воопшто нема фитопланктон, поради недоволната сончева светлина.[1] Зоната која се протега од основата на еуфотската зона до околу 200 метри понекогаш се нарекува дисфотската зона.[2]
Животот
[уреди | уреди извор]
Деведесет проценти од морскиот свет живее во оваа зона, која е длабока приближно двесте метри. Ова вклучува фитопланктон (растенија), вклучувајќи динофлагелати, силикатни алги, цијанобактерии, коколитофориди и криптомонади. Зоната го вклучува и зоопланктонот. Постојат месојади кои јадат месо и тревојади растенија. Следно, копеподите се малите ракови распространети насекаде во фотската зона. Постојат и нектони (животни кои можат да се движат, како риби, лигњи и ракови), кои се најголемите и најочигледните животни во фотската зона, но нивната количина е најмала меѓу сите групи.[3]
Длабочината на фотската зона зависи од проѕирноста на водата. Ако водата е многу чиста, фотската зона може да стане многу длабока. Ако е многу матно, може да биде длабоко само педесет стапки (петнаесет метри).
Хранливи материи
[уреди | уреди извор]Поради биолошкото навлегување, фотската зона има релативно ниски концентрации на хранливи материи. Како резултат на тоа, фитопланктонот не добива доволно хранливи материи кога има висока стабилност на водниот столб.[4] Просторната распространетост на организмите може да се контролира од повеќе фактори. Физичките фактори вклучуваат: температура, хидростатички притисок, турбулентно мешање како што е нагорниот турбулентен флукс на неоргански азот.[5] Хемиските фактори вклучуваат кислород и елементи во трагови. Биолошките фактори вклучуваат пасење и миграции.[6] Надвижувањето ги носи хранливите материи од длабоките води во фотската зона, зајакнувајќи го растот на фитопланктонот. Повторното мешање и издигнување на крајот го враќаат отпадот богат со хранливи материи во фотската зона. Екмановиот пренос дополнително носи повеќе хранливи материи во фотската зона. Честотата на пулсот на хранливи материи влијае на конкуренцијата на фитопланктоните. Фотосинтезата произведува повеќе од него. Како прва алка во синџирот на исхрана, она што се случува со фитопланктонот создава бранувачки ефект за другите видови. Покрај фитопланктонот, во оваа зона живеат и многу други животни кои ги користат овие хранливи материи. Поголемиот дел од океанскиот живот се јавува во фотската зона, најмалата океанска зона по волумен на вода. Фотската зона, иако мала, има големо влијание врз оние што живеат во неа.
Длабочина
[уреди | уреди извор]Длабочината е, по дефиниција, местото каде што зрачењето се намалува до 1% од нејзината површинска јачина.[7] Соодветно на тоа, неговата дебелина зависи од степенот на слабеење на светлината во водениот столб. Бидејќи дојдовната светлина на површината може многу да варира, ова кажува малку за нето растот на фитопланктонот. Типичните еуфотски длабочини варираат од само неколку сантиметри во високо заматените еутрофични езера, до околу 200 метри на отворен океан. Таа, исто така, варира со сезонските промени во заматеноста, што може да биде силно поттикнато од концентрациите на фитопланктонот, така што длабочината на фотската зона често се намалува како што се зголемува примарното производство. Покрај тоа, стапката на дишење е всушност поголема од стапката на фотосинтеза. Причината зошто производството на фитопланктон е толку важно е затоа што тој игра значајна улога кога се проткајува со други прехранбени мрежи.
Слабеење на светлината
[уреди | уреди извор]
Поголемиот дел од сончевата енергија што стигнува до дното на земјата е во опсегот на видливата светлина, со бранови должини помеѓу околу 400-700 nm. Секоја боја на видливата светлина има уникатна бранова должина и заедно сочинуваат бела светлина. Најкратките бранови должини се на виолетовите и ултравиолетовите краеви на спектарот, додека најдолгите бранови должини се на црвениот и инфрацрвениот крај. Помеѓу нив, боите на видливиот спектар го сочинуваат познатиот „ROYGBIV“; црвена, портокалова, жолта, зелена, сина, индиго и виолетова.[9]
Водата е многу ефикасна во апсорпцијата на влезната светлина, така што количината на светлина што продира во океанот брзо се намалува со длабочината. На длабочина од еден метар останува само 45% од сончевата енергија што паѓа на површината на океанот. На длабочина од 10 метри само 16% од светлината е сè уште присутна, а само 1% од првобитната светлина е оставена на 100 метри. Ниту една светлина не продира над 1000 метри.[9]
Покрај целокупното слабеење, океаните ги апсорбираат различните бранови должини на светлината со различни стапки. Брановите должини на крајните краеви на видливиот спектар се намалуваат побрзо од оние бранови должини во средината. Прво се апсорбираат подолги бранови должини; црвената боја се апсорбира на горните 10 метри, портокаловата за околу 40 метри, а жолтата исчезнува пред 100 метри. Пократките бранови должини навлегуваат понатаму, со сина и зелена светлина која достигнува до најдлабоките длабочини.[9]
Ова е причината зошто работите под вода изгледаат сино. Како боите се перципираат од окото зависи од брановите должини на светлината што ги прима окото. Предметот изгледа црвен на окото затоа што рефлектира црвена светлина и апсорбира други бои. Значи единствената боја што стигнува до окото е црвената. Сината е единствената боја на светлина достапна на длабочина под вода, па затоа е единствената боја што може да се рефлектира назад кон окото, а сè има сина нијанса под вода. Црвениот објект на длабочина нема да ни се чини црвено затоа што нема достапно црвено светло за да се рефлектира од објектот. Објектите во вода ќе се појавуваат само како нивни вистински бои во близина на површината каде што сите бранови должини на светлина се сè уште достапни, или ако другите бранови должини на светлина се обезбедени вештачки, како на пример со осветлување на објектот со нуркачка светлина.[9]
Водата во отворениот океан изгледа бистра и сина бидејќи содржи многу помалку честички, како што се фитопланктон или други суспендирани честички, а колку е почиста водата, толку подлабоко продира светлината. Сината светлина продира длабоко и се расфрла од молекулите на водата, додека сите други бои се апсорбираат; со што водата изгледа сина. Од друга страна, крајбрежната вода често изгледа зеленикава. Крајбрежната вода содржи многу повеќе тиња и алги и микроскопски организми отколку отворениот океан. Многу од овие организми, како што е фитопланктонот, апсорбираат светлина во синиот и црвениот опсег преку нивните фотосинтетички пигменти, оставајќи ја зелената како доминантна бранова должина на рефлектираната светлина. Затоа, колку е поголема концентрацијата на фитопланктонот во водата, толку таа изгледа позелена. Малите честички тиња, исто така, може да ја апсорбираат сината светлина, дополнително менувајќи ја бојата на водата подалеку од сината кога има високи концентрации на суспендирани честички.[9]
Океанот може да се подели на длабински слоеви во зависност од количината на пенетрација на светлината, како што било дискутирано во пелагичната зона. Горните 200 метри се нарекуваат фотска или еуфотска зона. Ова го претставува регионот каде што може да навлезе доволно светлина за да ја поддржи фотосинтезата и одговара на епипелагичната зона. Од 200 до 1000 метри се наоѓа дисфотската зона, или зоната на самракот (што одговара на мезопелагичната зона). Сè уште има малку светлина на овие длабочини, но не доволно за да се поддржи фотосинтезата. Под 1000 метри се наоѓа афотската (или полноќна) зона, каде што не продира светлина. Овој регион го опфаќа поголемиот дел од обемот на океанот, кој постои во целосна темнина.[9]
Палеоклиматологија
[уреди | уреди извор]
Фитопланктонот се едноклеточни микроорганизми ја формираат основата на океанските синџири на исхрана. Кај нив доминираат силикатни алги, на кои растат силикатни школки наречени фрустули. Кога тие умираат, нивните лушпи може да се населат на морското дно и да станат микрофосили. Со текот на времето, овие микрофосили се закопуваат како наслаги во морскиот талог. Палеоклиматологијата е проучување на минатите клими. Податоците се користат со цел да се поврзат елементите собрани во современите седиментни примероци со климатските и океанските услови во минатото и се однесуваат на зачувани или фосилизирани физички маркери кои служат како замена за директни метеоролошки или океански мерења.[10] Пример за ова е употребата на записи со изотоп на дијатом од δ13C, δ18O, δ30Si (δ13C дијатом, δ18O дијатом и δ30Si дијатом ). Во 2015 година, Свон и Снелинг ги користиле овие записи за изотопи за да ги документираат историските промени во условите на фотоската зона на северозападниот дел на Тихиот Океан, вклучувајќи го снабдувањето со хранливи материи и ефикасноста на биолошката пумпа со меки ткива, од современото време назад до фазата на морски изотоп. 5e, што се совпаѓа со последниот меѓуглацијален период. Врвовите на продуктивноста во фазата на морски изотоп се поврзани со распаѓањето на регионалната халоклинска стратификација и зголеменото снабдување со хранливи материи во фотската зона.[11]
Почетниот развој на халоклинот и стратификуваниот воден столб се припишува на почетокот на големата глацијација на северната полутопка на 2,73 Ma, што го зголемува флуксот на слатка вода во регионот, преку зголемени монсунски врнежи и/или топење на глацијални води и температури на морската површина.[12][13][14][15] Намалувањето на издигнувањето на абисалната вода поврзано со ова може да придонесе за воспоставување на глобално поладни услови и проширување на ледниците низ северната полутопка од 2,73 Ma.[13] Додека се чини дека халоклинот преовладувал во текот на доцниот плиоцен и раниот кватернерен глацијално-меѓуглацијален циклус,[16] други студии покажале дека границата на стратификацијата можеби се распаднала во доцниот кватернер на глацијалните завршетоци.[11][17][18][19][20][21]
Наводи
[уреди | уреди извор]- ↑ Evolution of primary producers in the sea. Falkowski, Paul G., Knoll, Andrew H. Amsterdam: Elsevier Academic Press. 2007. ISBN 978-0-08-055051-0. OCLC 173661015.CS1-одржување: друго (link)
- ↑ Photic zone Encyclopædia Britannica Online. 14 August 2009.
- ↑ „Trophic Levels of Coral Reefs“. Sciencing. Посетено на 2019-11-22.
- ↑ „Photic zone“. Springer Reference. SpringerReference. Springer-Verlag. 2011. doi:10.1007/springerreference_4643.
- ↑ Longhurst, Alan R.; Glen Harrison, W. (June 1988). „Vertical nitrogen flux from the oceanic photic zone by diel migrant zooplankton and nekton“. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers. 35 (6): 881–889. Bibcode:1988DSRA...35..881L. doi:10.1016/0198-0149(88)90065-9. ISSN 0198-0149.
- ↑ Gundersen, K.; Mountain, C. W.; Taylor, Diane; Ohye, R.; Shen, J. (July 1972). „Some Chemical and Microbiological Observations in the Pacific Ocean off the Hawaiian Islands1“. Limnology and Oceanography. 17 (4): 524–532. Bibcode:1972LimOc..17..524G. doi:10.4319/lo.1972.17.4.0524. ISSN 0024-3590.
- ↑ Lee, ZhongPing; Weidemann, Alan; Kindle, John; Arnone, Robert; Carder, Kendall L.; Davis, Curtiss (2007). „Euphotic zone depth: Its derivation and implication to ocean-color remote sensing“. Journal of Geophysical Research: Oceans. 112 (C3): C03009. Bibcode:2007JGRC..112.3009L. doi:10.1029/2006JC003802. ISSN 2156-2202.
- ↑ Ocean Explorer NOAA. Updated: 26 August 2010.
- ↑ 9,0 9,1 9,2 9,3 9,4 9,5 Webb, Paul (2019) Introduction to Oceanography, chapter 6.5 Light, Rebus Community, Roger Williams University, open textbook.
Material was copied from this source, which is available under a Creative Commons Attribution 4.0 International License.
- ↑ „What Are "Proxy" Data? | National Centers for Environmental Information (NCEI) formerly known as National Climatic Data Center (NCDC)“. www.ncdc.noaa.gov. Архивирано од изворникот на 2020-03-08. Посетено на 2020-10-20.
- ↑ 11,0 11,1 Swann, G. E. A.; Snelling, A. M. (2015-01-06). „Photic zone changes in the north-west Pacific Ocean from MIS 4–5e“. Climate of the Past. Copernicus GmbH. 11 (1): 15–25. doi:10.5194/cp-11-15-2015. ISSN 1814-9332. Material was copied from this source, which is available under a Creative Commons Attribution 3.0 International License.
- ↑ Sigman, Daniel M.; Jaccard, Samuel L.; Haug, Gerald H. (2004). „Polar ocean stratification in a cold climate“. Nature. Springer Science and Business Media LLC. 428 (6978): 59–63. doi:10.1038/nature02357. ISSN 0028-0836.
- ↑ 13,0 13,1 Haug, Gerald H.; Ganopolski, Andrey; Sigman, Daniel M.; Rosell-Mele, Antoni; Swann, George E. A.; Tiedemann, Ralf; Jaccard, Samuel L.; Bollmann, Jörg; Maslin, Mark A. (2005). „North Pacific seasonality and the glaciation of North America 2.7 million years ago“. Nature. Springer Science and Business Media LLC. 433 (7028): 821–825. doi:10.1038/nature03332. ISSN 0028-0836.
- ↑ Swann, George E. A.; Maslin, Mark A.; Leng, Melanie J.; Sloane, Hilary J.; Haug, Gerald H. (2006-02-24). „Diatom δ18O evidence for the development of the modern halocline system in the subarctic northwest Pacific at the onset of major Northern Hemisphere glaciation“. Paleoceanography. American Geophysical Union (AGU). 21 (1): n/a–n/a. doi:10.1029/2005pa001147. ISSN 0883-8305.
- ↑ Nie, Junsheng; King, John; Liu, Zhengyu; Clemens, Steve; Prell, Warren; Fang, Xiaomin (2008). „Surface-water freshening: A cause for the onset of North Pacific stratification from 2.75 Ma onward?“. Global and Planetary Change. Elsevier BV. 64 (1–2): 49–52. doi:10.1016/j.gloplacha.2008.08.003. ISSN 0921-8181.
- ↑ Swann, George E.A. (2010). „Salinity changes in the North West Pacific Ocean during the late Pliocene/early Quaternary from 2.73Ma to 2.52Ma“. Earth and Planetary Science Letters. Elsevier BV. 297 (1–2): 332–338. doi:10.1016/j.epsl.2010.06.035. ISSN 0012-821X.
- ↑ Sarnthein, M.; Gebhardt, H.; Kiefer, T.; Kucera, M.; Cook, M.; Erlenkeuser, H. (2004). „Mid Holocene origin of the sea-surface salinity low in the subarctic North Pacific“. Quaternary Science Reviews. Elsevier BV. 23 (20–22): 2089–2099. doi:10.1016/j.quascirev.2004.08.008. ISSN 0277-3791.
- ↑ Jaccard, S.L.; Galbraith, E.D.; Sigman, D.M.; Haug, G.H. (2010). „A pervasive link between Antarctic ice core and subarctic Pacific sediment records over the past 800kyrs“. Quaternary Science Reviews. Elsevier BV. 29 (1–2): 206–212. doi:10.1016/j.quascirev.2009.10.007. ISSN 0277-3791.
- ↑ Galbraith, Eric D.; Kienast, Markus; Jaccard, Samuel L.; Pedersen, Thomas F.; Brunelle, Brigitte G.; Sigman, Daniel M.; Kiefer, Thorsten (2008-05-23). „Consistent relationship between global climate and surface nitrate utilization in the western subarctic Pacific throughout the last 500 ka“. Paleoceanography. American Geophysical Union (AGU). 23 (2): n/a–n/a. doi:10.1029/2007pa001518. ISSN 0883-8305.
- ↑ Brunelle, Brigitte G.; Sigman, Daniel M.; Jaccard, Samuel L.; Keigwin, Lloyd D.; Plessen, Birgit; Schettler, Georg; Cook, Mea S.; Haug, Gerald H. (2010). „Glacial/interglacial changes in nutrient supply and stratification in the western subarctic North Pacific since the penultimate glacial maximum“. Quaternary Science Reviews. Elsevier BV. 29 (19–20): 2579–2590. doi:10.1016/j.quascirev.2010.03.010. ISSN 0277-3791.
- ↑ Kohfeld, Karen E.; Chase, Zanna (2011). „Controls on deglacial changes in biogenic fluxes in the North Pacific Ocean“. Quaternary Science Reviews. Elsevier BV. 30 (23–24): 3350–3363. doi:10.1016/j.quascirev.2011.08.007. ISSN 0277-3791.
