Zona fótica

La zona fótica, zona eufótica, zona epipelágica o zona de luz solar es la capa superior de un cuerpo de agua que recibe luz solar, lo que permite que el fitoplancton realice la fotosíntesis. Se somete a una serie de procesos físicos, químicos y biológicos que suministran nutrientes a la columna de agua superior. La zona fótica es el hogar de la mayoría de la vida acuática debido a su ubicación.

Fotosíntesis en la zona fótica

En la zona fótica, la tasa de fotosíntesis excede la tasa de respiración. Esto se debe a la abundante energía solar que se utiliza como fuente de energía para la fotosíntesis por productores primarios como el fitoplancton. Este fitoplancton crece extremadamente rápido debido a la fuerte influencia de la luz solar, lo que permite que se produzca a un ritmo acelerado. De hecho, el noventa y cinco por ciento de la fotosíntesis en el océano ocurre en la zona fótica. Por lo tanto, si vamos más profundo, más allá de la zona fótica, como en el punto de compensación, hay poco o nada de fitoplancton, debido a la luz solar insuficiente. La zona que se extiende desde la base de la zona eufótica hasta unos 200 metros a veces se denomina zona disfótica.

La vida en la zona fótica

El noventa por ciento de la vida marina vive en la zona fótica, que tiene aproximadamente doscientos metros de profundidad. Esto incluye fitoplancton (plantas), incluidos dinoflagelados, diatomeas, cianobacterias, cocolitofóridos y criptomonas. También incluye zooplancton, los consumidores en la zona fótica. Hay carnívoros carnívoros y herbívoros comedores de plantas. A continuación, los copépodos son los pequeños crustáceos distribuidos por todas partes en la zona fótica. Finalmente, están los nekton (animales que pueden impulsarse a sí mismos, como peces, calamares y cangrejos), que son los animales más grandes y más evidentes en la zona fótica, pero su cantidad es la más pequeña de todos los grupos.

La profundidad de la zona fótica depende de la transparencia del agua. Si el agua es muy clara, la zona fótica puede volverse muy profunda. Si está muy turbio, puede tener sólo cincuenta pies (quince metros) de profundidad.

Absorción de nutrientes en la zona fótica

Debido a la absorción biológica, la zona fótica tiene niveles relativamente bajos de concentración de nutrientes. Como resultado, el fitoplancton no recibe suficientes nutrientes cuando la estabilidad de la columna de agua es alta. La distribución espacial de los organismos puede ser controlada por una serie de factores. Los factores físicos incluyen: temperatura, presión hidrostática, mezcla turbulenta, como el flujo turbulento ascendente de nitrógeno inorgánico a través de la nutriclina. Los factores químicos incluyen oxígeno y oligoelementos. Los factores biológicos incluyen el pastoreo y las migraciones.El afloramiento transporta nutrientes desde las aguas profundas hacia la zona fótica, fortaleciendo el crecimiento del fitoplancton. La remezcla y el afloramiento finalmente devuelven desechos ricos en nutrientes a la zona fótica. El transporte de Ekman, además, trae más nutrientes a la zona fótica. La frecuencia del pulso de nutrientes afecta la competencia del fitoplancton. La fotosíntesis produce más. Al ser el primer eslabón de la cadena alimentaria, lo que sucede con el fitoplancton crea un efecto dominó para otras especies. Además del fitoplancton, muchos otros animales también viven en esta zona y utilizan estos nutrientes. La mayor parte de la vida oceánica ocurre en la zona fótica, la zona oceánica más pequeña por volumen de agua. La zona fótica, aunque pequeña, tiene un gran impacto en quienes residen en ella.

Profundidad de la zona fótica

La profundidad es, por definición, donde la radiación se degrada hasta el 1% de su fuerza superficial.En consecuencia, su espesor depende del grado de atenuación de la luz en la columna de agua. Como la luz entrante en la superficie puede variar mucho, esto dice poco sobre el crecimiento neto del fitoplancton. Las profundidades eufóticas típicas varían desde solo unos pocos centímetros en lagos eutróficos altamente turbios hasta alrededor de 200 metros en el océano abierto. También varía con los cambios estacionales en la turbidez, que pueden ser fuertemente impulsados ​​por las concentraciones de fitoplancton, de modo que la profundidad de la zona fótica a menudo disminuye a medida que aumenta la producción primaria. Además, la tasa de respiración es en realidad mayor que la tasa de fotosíntesis. La razón por la cual la producción de fitoplancton es tan importante es porque juega un papel destacado cuando se entreteje con otras redes alimentarias.

Atenuación de la luz

La mayor parte de la energía solar que llega a la Tierra está en el rango de la luz visible, con longitudes de onda entre 400 y 700 nm. Cada color de la luz visible tiene una longitud de onda única y juntos forman la luz blanca. Las longitudes de onda más cortas están en el extremo violeta y ultravioleta del espectro, mientras que las longitudes de onda más largas están en el extremo rojo e infrarrojo. En el medio, los colores del espectro visible comprenden el familiar “ROYGBIV”; rojo, naranja, amarillo, verde, azul, índigo y violeta.

El agua es muy eficaz para absorber la luz entrante, por lo que la cantidad de luz que penetra en el océano disminuye rápidamente (se atenúa) con la profundidad. A un metro de profundidad solo queda el 45% de la energía solar que cae sobre la superficie del océano. A 10 metros de profundidad, solo el 16% de la luz sigue presente, y solo el 1% de la luz original queda a 100 metros. Ninguna luz penetra más allá de los 1000 metros.

Además de la atenuación general, los océanos absorben las diferentes longitudes de onda de la luz a diferentes velocidades. Las longitudes de onda en los extremos del espectro visible se atenúan más rápido que las longitudes de onda en el medio. Las longitudes de onda más largas se absorben primero; el rojo se absorbe en los 10 metros superiores, el naranja en unos 40 metros y el amarillo desaparece antes de los 100 metros. Las longitudes de onda más cortas penetran más, con luz azul y verde alcanzando las profundidades más profundas.

Es por eso que las cosas se ven azules bajo el agua. La forma en que el ojo percibe los colores depende de las longitudes de onda de la luz que recibe el ojo. Un objeto parece rojo a la vista porque refleja la luz roja y absorbe otros colores. Así que el único color que llega al ojo es el rojo. El azul es el único color de luz disponible a profundidad bajo el agua, por lo que es el único color que puede reflejarse en el ojo, y todo tiene un matiz azul bajo el agua. Un objeto rojo en profundidad no nos parecerá rojo porque no hay luz roja disponible para reflejarse en el objeto. Los objetos en el agua solo aparecerán con sus colores reales cerca de la superficie donde todavía están disponibles todas las longitudes de onda de luz, o si las otras longitudes de onda de luz se proporcionan artificialmente, como al iluminar el objeto con una luz de buceo.

El agua en el océano abierto parece clara y azul porque contiene mucho menos material particulado, como fitoplancton u otras partículas en suspensión, y cuanto más clara es el agua, más profunda es la penetración de la luz. La luz azul penetra profundamente y es dispersada por las moléculas de agua, mientras que todos los demás colores son absorbidos; así el agua parece azul. Por otro lado, el agua costera a menudo aparece verdosa. El agua costera contiene mucho más sedimento suspendido, algas y organismos microscópicos que el océano abierto. Muchos de estos organismos, como el fitoplancton, absorben luz en el rango azul y rojo a través de sus pigmentos fotosintéticos, dejando el verde como la longitud de onda dominante de la luz reflejada. Por lo tanto, cuanto mayor sea la concentración de fitoplancton en el agua, más verde aparecerá. Las pequeñas partículas de limo también pueden absorber la luz azul,

El océano se puede dividir en capas de profundidad según la cantidad de penetración de la luz, como se explica en la zona pelágica. Los 200 metros superiores se denominan zona fótica o eufótica. Esto representa la región donde puede penetrar suficiente luz para apoyar la fotosíntesis, y corresponde a la zona epipelágica. De 200 a 1000 metros se encuentra la zona disfótica o zona crepuscular (correspondiente a la zona mesopelágica). Todavía hay algo de luz a estas profundidades, pero no la suficiente para soportar la fotosíntesis. Por debajo de los 1000 metros se encuentra la zona afótica (o de medianoche), donde no penetra la luz. Esta región incluye la mayor parte del volumen del océano, que existe en completa oscuridad.

Paleoclimatología

El fitoplancton son microorganismos unicelulares que forman la base de las cadenas alimentarias oceánicas. Están dominados por diatomeas, de las que crecen caparazones de silicato llamados frústulas. Cuando las diatomeas mueren, sus caparazones pueden asentarse en el lecho marino y convertirse en microfósiles. Con el tiempo, estos microfósiles quedan enterrados como depósitos de ópalo en el sedimento marino. La paleoclimatología es el estudio de climas pasados. Los datos indirectos se utilizan para relacionar los elementos recogidos en muestras sedimentarias modernas con las condiciones climáticas y oceánicas del pasado. Los proxies del paleoclima se refieren a marcadores físicos conservados o fosilizados que sirven como sustitutos de las mediciones meteorológicas o oceánicas directas. Un ejemplo de proxy es el uso de registros de isótopos de diatomeas de δ13C, δ18O, δ30Si (δ13C _diatomea, δ18O _diatomea y δ30Si_diatomea ). En 2015, Swann y Snelling utilizaron estos registros de isótopos para documentar los cambios históricos en las condiciones de la zona fótica del noroeste del Océano Pacífico, incluido el suministro de nutrientes y la eficiencia de la bomba biológica de tejidos blandos, desde la actualidad hasta la etapa de isótopos marinos. 5e, que coincide con el último período interglaciar. Los picos en la productividad del ópalo en la etapa de isótopos marinos están asociados con la ruptura de la estratificación regional de haloclinas y el aumento del suministro de nutrientes a la zona fótica.

El desarrollo inicial de la haloclina y la columna de agua estratificada se ha atribuido al inicio de una gran glaciación en el hemisferio norte en 2,73 Ma, que aumentó el flujo de agua dulce a la región, a través del aumento de las lluvias monzónicas y/o el agua de deshielo glacial, y las temperaturas de la superficie del mar. La disminución de la surgencia de agua abisal asociada con esto puede haber contribuido al establecimiento de condiciones globalmente más frías y la expansión de los glaciares en el hemisferio norte desde hace 2,73 Ma. Si bien la haloclina parece haber prevalecido durante los ciclos glacial-interglaciares del Plioceno tardío y el Cuaternario temprano, otros estudios han demostrado que el límite de estratificación puede haberse roto a fines del Cuaternario en las terminaciones glaciales y durante la primera parte de los interglaciales.