有光層

有光層、有光層、表皮帯、または日光帯は、日光を受け取る水域の最上層であり、植物プランクトンが光合成を行うことを可能にします。それは、上部の水柱に栄養素を供給する一連の物理的、化学的、生物学的プロセスを経ます。有光層は、その場所のために 水生生物の大部分の故郷です。

有光層での光合成

有光層では、光合成速度が呼吸数を上回っています。これは、植物プランクトンなどの一次生産者が光合成のエネルギー源として利用している太陽エネルギーが豊富なためです。これらの植物プランクトンは、太陽光の影響が大きいため非常に速く成長し、速い速度で生産することができます。実際、海洋での光合成の95％は、有光層で発生しています。したがって、補償点などの有光層を超えて深く進むと、日光が不十分なため、植物プランクトンはほとんどまたはまったくありません。^[1]有光層の基部から約200メートルに及ぶ帯は、有光層と呼ばれることもあります。^[2]

有光層での生活

光の透過量によって定義される水柱のゾーン。中深層は、異形成帯と呼ばれることもあります。

遠海帯の層

海洋生物の90％は、深さ約200メートルの有光層に生息しています。これには、渦鞭毛藻、珪藻、シアノバクテリア、円石藻、クリプト藻などの植物プランクトン（植物）が含まれます。また、有光層の消費者である動物プランクトンも含まれます。肉食性の肉を食べる人と草食性の植物を食べる人がいます。次に、カイアシ類は、有光層のいたるところに分布する小さな甲殻類です。最後に、ネクトンがあります（魚、イカ、カニのように自走できる動物）は、有光層で最大かつ最も明白な動物ですが、その量はすべてのグループの中で最小です。^[3]

有光層の深さは水の透明度に依存します。水が非常に澄んでいると、有光層が非常に深くなる可能性があります。それが非常に濁っている場合、それはたった50フィート（15メートル）の深さである可能性があります。

有光層での栄養素の取り込み

生物学的取り込みのため、有光層の栄養素濃度は比較的低くなっています。その結果、水柱の安定性が高い場合、植物プランクトンは十分な栄養素を受け取りません。^[4]生物の空間分布は、いくつかの要因によって制御できます。物理的要因には、温度、静水圧、栄養素を横切る無機窒素の上向きの乱流フラックスなどの乱流混合が含まれます。^[5]化学的要因には、酸素と微量元素が含まれます。生物学的要因には、放牧と移動が含まれます。^[6]湧昇は、深海から有光層に栄養分を運び、植物プランクトンの成長を強化します。再混合と湧昇は、最終的に栄養豊富な廃棄物を有光層に戻します。エクマン輸送はさらに、より多くの栄養素を有光層にもたらします。栄養素のパルス周波数は、植物プランクトンの競争に影響を与えます。光合成はそれをより多く生成します。食物連鎖の最初のつながりである植物プランクトンに起こることは、他の種に波打つ効果を生み出します。植物プランクトンに加えて、他の多くの動物もこのゾーンに住んでいて、これらの栄養素を利用しています。海洋生物の大部分は、水量で最小の海洋地帯である有光層で発生します。有光層は小さいですが、そこに住む人々に大きな影響を与えます。

有光層の深さ

深さは、定義上、放射がその表面強度の1％まで低下する場所です。^[7]したがって、その厚さは水柱の光の減衰の程度に依存します。表面に入射する光は大きく異なる可能性があるため、これは植物プランクトンの正味の成長についてはほとんど何も言いません。典型的な富栄養化の深さは、非常に濁った 富栄養湖でのわずか数センチメートルから外洋での約200メートルまでさまざまです。また、濁度の季節変化によっても変化します。これは、植物プランクトンの濃度によって強く駆動される可能性があるため、一次生産が増加するにつれて、有光層の深さが減少することがよくあります。また、呼吸数実際には光合成速度よりも大きいです。植物プランクトンの生産が非常に重要である理由は、他の食物網と織り交ぜられたときにそれが重要な役割を果たすためです。

光の減衰

植物プランクトンの成長は光の色のスペクトルの影響を受け、光合成
と呼ばれる過程で、光合成色素を介して青と赤の範囲の光を吸収します

さまざまな色の光が外洋とより濁った沿岸水域を透過する深さの比較。水は、赤やオレンジなどの暖かい長波長の色を吸収し、冷たい短波長の色を散乱させます。^[8]

地球に到達する太陽​​エネルギーのほとんどは、波長が約400〜700nmの可視光の範囲にあります。可視光の各色には固有の波長があり、それらが一緒になって白色光を構成します。最短波長はスペクトルの紫と紫外線の端にあり、最長の波長は赤と赤外線の端にあります。その間に、可視スペクトルの色はおなじみの「ROYGBIV」を構成します。赤、オレンジ、黄色、緑、青、藍、紫。^[9]

水は入射光を吸収するのに非常に効果的であるため、海を透過する光の量は深さとともに急速に減少します（減衰します）。1メートルの深さでは、海面に降り注ぐ太陽エネルギーの45％しか残っていません。10メートルの深さでは、光の16％だけがまだ存在し、元の​​光の1％だけが100メートルに残っています。1000メートルを超える光は透過しません。^[9]

全体的な減衰に加えて、海洋はさまざまな波長の光をさまざまな速度で吸収します。可視スペクトルの両端の波長は、中央の波長よりも速く減衰します。より長い波長が最初に吸収されます。赤は上部10メートルに吸収され、オレンジは約40メートル吸収され、黄色は100メートル前に消えます。より短い波長はさらに浸透し、青と緑の光が最も深い深さに到達します。^[9]

これが、水中で物事が青く見える理由です。色が目でどのように知覚されるかは、目が受け取る光の波長によって異なります。オブジェクトは、赤い光を反射し、他の色を吸収するため、目には赤く見えます。したがって、目に届く色は赤だけです。青は水中で利用できる唯一の光の色であるため、目に反射することができる唯一の色であり、すべてが水中で青みを帯びています。オブジェクトで反射するために利用できる赤い光がないため、深さのある赤いオブジェクトは私たちには赤く見えません。水中のオブジェクトは、すべての波長の光がまだ利用できる表面の近くで、またはオブジェクトをダイビングライトで照らすなどして他の波長の光が人工的に提供された場合にのみ、実際の色として表示されます。^[9]

外洋の水は、植物プランクトンやその他の浮遊粒子などの粒子状物質がはるかに少ないため、透明で青色に見えます。水が透明であるほど、光の透過が深くなります。青い光は深く浸透し、水分子によって散乱されますが、他のすべての色は吸収されます。したがって、水は青く見えます。一方、沿岸水はしばしば緑がかっているように見えます。沿岸水には、はるかに多くの浮遊シルトや藻類、微生物が含まれています外洋より。植物プランクトンなどのこれらの生物の多くは、光合成色素を介して青と赤の範囲の光を吸収し、反射光の主な波長として緑を残します。したがって、水中の植物プランクトンの濃度が高いほど、緑がかったように見えます。小さなシルト粒子も青色光を吸収する可能性があり、浮遊粒子が高濃度である場合、水の色が青色からさらにシフトします。^[9]

遠海帯で説明されているように、海は光の透過量に応じて深層に分割できます。上部の200メートルは、有光層または有光層と呼ばれます。これは、光合成をサポートするのに十分な光が透過できる領域を表しており、遠洋性ゾーンに対応します。200から1000メートルまでは、異形成帯、または黄昏帯（中深層に対応）があります。これらの深さにはまだいくらかの光がありますが、光合成をサポートするには十分ではありません。1000メートルより下は無光層（または真夜中）で、光は透過しません。この地域には、完全な暗闇の中に存在する海の体積の大部分が含まれています。^[9]

古気候学

珪藻微化石の複雑なケイ酸塩（ガラス）シェル、3200万から4000万年前

植物プランクトンは、海洋食物連鎖の基盤を形成する単細胞 微生物です。それらは、フラスチュールと呼ばれるケイ酸塩の殻を成長させる珪藻によって支配されています。珪藻が死ぬと、その殻は海底に落ち着き、微小化石になる可能性があります。時間が経つにつれて、これらの微小化石は海底堆積物にオパールの堆積物として埋もれていきます。古気候学は過去の気候の研究です。プロキシデータは、現代の堆積サンプルで収集された元素を過去の気候および海洋条件に関連付けるために使用されます。古気候プロキシ直接的な気象または海洋測定の代替として機能する、保存または化石化された物理的マーカーを参照してください。^[10]プロキシの例は、 δ13C、δ18O、δ30Si（δ13C_珪藻、δ18O_珪藻、およびδ30Si_珪藻）の珪藻 同位体レコードの使用です。2015年、スワンとスネリングはこれらの同位体記録を使用して、現代から海洋同位体段階に至るまでの、栄養供給や軟組織生物ポンプの効率など、北西太平洋の有光層条件の歴史的変化を記録しました。 5e、これは最後の間氷期と一致します。海洋酸素同位体ステージでのオパール生産性のピークは、地域の塩分躍層の層化の崩壊と有光層への栄養供給の増加に関連しています。^[11]

塩分躍層と成層水柱の初期の発達は、 2.73 Maでの北半球の主要な氷河作用の開始に起因し、モンスーン降雨量および/または氷河融解水の増加、および海面水温を介して、この地域への淡水のフラックスが増加しました。^{[12] [13] [14] [15]}これに関連する深海の湧昇の減少は、世界的に涼しい条件の確立と北半球全体の氷河の2.73Maからの拡大に貢献した可能性があります。^[13]塩分躍層は鮮新世後期から第四紀初期にかけて優勢であったように見えるが、 氷河期と間氷期のサイクル[ ^16]の他の研究では、第四紀後期の氷河期と間氷期の初期に成層境界が崩壊した可能性があることが示されています。^{[17] [18] [19] [20] [21] [11]}

も参照してください

• メソフォティックサンゴ礁
• 水による電磁吸収
• 遠洋魚

参照