[PDF] CHARAKTERYSTYKA OŚWIETLENIA STREFY EUFOTYCZNEJ W MORZU

1 O C E A N O L O G IA N R 1(1971) R O Z P R W Y J E R Z Y D E R A Polska Akadem ia Nauk Zakład Geofizyki, Stacja M orsk...

O C E A N O L O G I A N R 1(1971)

JERZY DERA Polska A k ad em ia Nauk Zakład G eofizyki, Sta cja M orska — Sopot

CH AR AK TER YSTYK A OŚW IETLENIA STREFY EUFOTYCZNEJ W MORZU

Treść:

W stęp

D efin icje

operacyjne

w łaściw ości

optycznych

m orza

11;

2. Składniki w ody m orskiej m od yfik u ją ce rozkład pola św ietlnego w strefie e u fo tycznej 18; 2.1. Zaw iesin y w w odzie m orskiej 18; 2.2. Su b stan cje organiczne w w o dzie m orskiej 24; 3. O słabianie św iatła w m orzu 27; 3.1. W yznaczanie fu n k cji osła biania 28; 3.2. Tran sm isja prom ieni skierow anych 34; 3.3. Transm isja oświetlenia 41; 3.4. W p ły w położenia słońca na osłabianie ośw ietlenia; pole graniczne 50; 4. F lu k tuacje ośw ietlenia w m orzu słonecznych w atm osferze i w yw ołan e oświetlenia

załam aniem

54; 4.1. F lu k tu a cje w y w o ła n e osłabieniem prom ieni odbiciem na powierzchni m orza 56, 4.2. Fluktuacje

prom ieni

na fotosyntezę m aterii

końcow e 77; U zupełnienie —

falu jącej

organicznej

krótki

opis

powierzchni w

m orzu

aparatury

m orza

69;

60;

W p ły w

U w agi i w nioski

skonstruowanej

i stosowanej

w badaniach autora 80 ; Su m m ary 85; Literatura 92.

Wstęp Podstaw ą w szelkiego życia w m orzu jest proces fotosyn tezy m aterii organicznej, k tóry zachodzi głów nie w k om órkach fitoplanktonu. P r o ces ten stanow i pierw sze ogn iw o naturalnego łańcucha pokarm ow ego organizm ów m orskich i zw any jest pierw otn ą prod u kcją biom asy w m o rzu. P rzenikające w toń w odną prom ieniow anie słoneczne jest zasadni czym źródłem energii pod trzym u jącej tę p rod u k cję w górnej w arstw ie m orza zw anej strefą eu fotyczn ą . W procesie fotosyn tezy w m orzu energia prom ienista w y k orzy sty w a na jest zarów no bezpośredn io przez oddziaływ anie k w antów św ietlnych

na folo re a k cje , jak i pośredn io przez oddziaływ anie prom ieniow ania na ru ch y mas w od n y ch niosących niezbędne dla procesu składniki biogenne. Fotosynteza jest tylk o jedną z liczn ych form w ykorzystania energii prom ienistej przez biosferę morską, jest jednak niew ątpliw ie form ą naj ważniejszą, a ośw ietlenie p od w od n e om aw iane w tej p racy jest g łów nym je j param etrem (Steem ann N ielsen i Hansen 1959, R aym ont 1S63, Y en tsch i L ee 1966). Z łożon ość ośrodka, jak im jest w oda m orska, a także splot dynam icz n ych zjaw isk, tow arzyszących zw yk le transm isji światła w głąb morza, w p ły w a ją silnie na zróżnicow anie w przestrzeni i czasie pod w odn ego pola św ietlnego. Z różn icow an ie to w yraża się złożonym rozkładem w ielu param etrów optyczn ych , takich jak skład w id m ow y prom ieniow ania, roz kład ¡kątowy strum ienia energii prom ienistej, stopień uporządkow ania kierunku biegu prom ieni, w idm o energii flu k tu acji ośw ietlenia, stopień p olaryzacji światła itp. Analiza rozkładów ty ch w ielkości, ich w zajem nego pow iązania i uzależnienia od innych w łaściw ości środow iska m or skiego — stanow i przedm iot obecn ej pracy. Dążeniem m oim jest uw ypu klenie aspektów b iologiczn ych optyki m orza. W ynika, stąd pew na selek cja om aw ianych zjaw isk zm ierzająca do zw rócenia uw agi na regionalne zróżnicow anie akw enów m orskich pod w zględem o p ty czn ym i w p ły w tego zróżnicow ania na n ajw ażn iejszy proces bio fizy czn y w m orzu, jakim jest fotosynteza m aterii organicz nej. Zagadnienia m etodyczn e i techniczne związane z om aw ian ym i p o m iaram i potraktow ałem w tej pracy m arginesow o przez odsyłanie do literatury. Z w róciłem jednak baczną uw agę na niektóre istotne elem en ty m etodyki badań, które d ecydu ją o popraw ności i w łaściw ej interpre tacji w yn ik ów . K rótk i opis skonstruow anej aparatury pom iarow ej za m ieściłem na k ońcu p ra cy w uzupełnieniu. O pracow anie ma w całości charakter m on ograficzn y, uw zględniający podstaw ow ą literaturę z zakresu om aw ianych zagadnień. Znaczna część zam ieszczonych w y n ik ów jest ow ocem m oich kilkuletnich badań połą czon ych z udziałem w w ielu rejsach badaw czych na M orzu B ałtyckim , środkow ozach odn im A tlantyku, w odach A rchipelagu Bahama, M orzu K araibskim oraz w odach przybrzeżn ych W ybrzeża G dańskiego i F lo rydy. O bok rezultatów m oich prac rzu cających n ow e św iatło na częścio w o znane ju ż zjaw iska elem entem szczególnie oryginalnym , w ypełn ia ją cy m istotną lukę w zakresie w ied zy o polu św ietlnym , są w yn ik i ana lizy flu k tu a cji pod w od n eg o ośw ietlenia. W yk on u ją c niniejszą pracę, korzystałem z cennej p om ocy w ielu osób, k tórym pragnę podziękow ać. Panu profesorow i doktorow i Ignacem u

A dam czew skiem u,

dyrek to

row i Instytutu F izyki P olitech n iki G dańskiej, w yrażam serdeczne p o d ziękow an ie za stałą opiek ę nad postępem m oich prac i cenne uw agi w czasie liczn ych dyskusji. Serdeczn ie dziękuję rów n ież Panu p rofesorow i Stanisław ow i S zy m borskiem u, kierow n ik ow i Stacji M orskiej P A N , za zainteresow anie mnie zagadnieniam i ocea n ologii i stw orzenie w Stacji M orskiej w arun ków do pod jęcia i rozw ija nia badań w tej dziedzinie. Szczególne podziękow anie ch ciałbym przekazać Panu profesorow i dok torow i J ózefow i M azu row i z U niw ersytetu W rocław sk iego za Jego zainteresow anie m oim i pracam i w ciągu w ielu lat i za rzeczow e słowa zachęty, które w znacznym stopniu w p ły n ęły na skierow anie m oich głów n ych dążeń nau kow ych na dziedzinę fizy k i morza. Podczas stażu n aukow ego na U niw ersytecie w M iam i na F lorydzie, fu n dow an ego przez U NESCO i Polską A kadem ię Nauk, m iałem m ożność w ykonania w ielu pom iarów w ym a gających zaangażowania znacznych środków technicznych. W nioski z tych pom iarów są cennym uzupełnie niem o b e cn e g o opracow ania, toteż ch ciałbym , serdecznie podzięk ow ać pracow n ik om ośrodka badań m orza na F loryd zie za szczególną życzli w ość i pom oc. O sobne podziękow an ie za pom oc i liczne dysk u sje naukow e składam m oim tam tejszym bliskim w spółpracow n ik om w osobach: P rofesora do ktora A. Iva n offa — dyrektora Instytutu O ceanografii w Paryżu, P ro fesora doktora H. R. G ordona — kierow nika pracow n i op ty k i m orza In stytutu Nauk o M orzu w M iam i, P rofesora doktora R. L. Syndera — kierow nika pracow n i dynam iki Instytutu Nauk o M orzu w M iami, D ok tora H. Eadera i M r T. Thom asa z w yżej w ym ien ion ego Instytutu, a tak że Profesora doktora C. S. Yentscha i P rofesora doktora W . S. R ichardsona z L aboratorium O cean ografii F izycznej U niw ersytetu ,,N ova” w F ord L auderdale na Florydzie. G orące pod zięk ow an ie za w iele pom ocy w yrażam też w szystkim K o legom ze S ta cji M orskiej P A N w S op ocie oraz m ojem u najbliższem u W spółpracow n ik ow i m agistrow i Jerzem u Olszewskiem u.

1. DEFIN ICJE O P E R A C Y JN E W Ł A ŚC IW O ŚC I O P T Y C Z N Y C H M ORZA

Z łożon y charakter środow iska w o d y m orskiej i je g o silne odd ziały w anie ze św iatłem p o w o d u ją sk om plikow any rozkład przestrzenny i cza sow y p od w od n eg o pola św ietlnego. W ym aga to w prow adzenia do je g o

pełn ego opisu kilkudziesięciu fu n k cji op tyczn ych , w śród k tóry ch można w y różn ić trzy głów n e grupy, tj. 1) stosow ane w o p ty ce m orza podsta w o w e w ielk ości fotom etryczn e, 2) rzeczyw iste w łaściw ości op ty czn e m o rza, 3) pozorn e w ła ściw ości optyczne m orza (P reisendorfer 1961, Dera i K alin ow ski 1966, T y le r 1968). Z dw óch ostatnich grup, ze w zględu na szereg istotnych pow iązań m ię dzy nimi, w yłania się p od gru pa tzw. m ieszanych w ła ściw o ści optyczn ych morza. B iologiczn y aspekt obecnej pracy w yklucza potrzebę zaj m ow ania się w szystkim i w sp o m nianym i fu n k cjam i. C elow e w y d a je się jednak pokazanie schem atu w spółzależności m ię dzy g łów n y m i spośród nich oraz m iędzy w yodrębn ion ym i ich grupam i. Stanow ią one b o w iem jed n olity , zw arty układ operacyjn ych d efin icji w łaści w ości op ty czn ych m orza, . z k tórych część będzie w y k o rz y stana d o opisu zjaw isk m od y fik u ją cy ch ośw ietlenie p od w odne. Z w ró ćm y w tym celu na w stępie uw agę na ryc. 1.1 ilu strującą om aw iany schem at za pom ocą sym boli. R yc.

1.1.

Sch em at

w spółzależności

m ię

P odstaw ow ą w ielkością fo tom etryczną stosowaną w op optyczne m orza (Preisendorfer 1961) tyce m orza jest tzw. fu n kcja Fig. 1.1. D iagram show ing the classiradiacyjna (radiance fu nction) fication o f optical properties of the sea lub krótko radiacja (radiance), (Preisendorfer 1961) oznaczana zw yk le sym bolem L. P od p ojęciem radiacji b ęd ziem y też w tej p racy rozum ieli w ym ienioną i zdefiniow aną dalej fu n k cję, która w yraża w ielk ość określonego w pe w ien sposób strum ienia energii prom ienistej. W znaczeniu ogóln ie p rz y ję ty m będzie natom iast stosow ane p o ję cie prom ieniow ania (radiation). dzy

fu n k cjam i

opisującym i

w łaściw ości

—y

W edłu g d e fin icji radiacja z kierunku l na głębok ości z ,L ( z ,Q

lub

—►

kierunku

punkcie

ośrodka

ok reślonym

w ektorem

położenia

~rp> L (rv, ’Ę.) (1) jest to stru m ień en ergii p rom ien istej padający z kieru n ku l w jed n o stk o w y kąt b ry ło w y na jednostką pow ierzch n i prostopad łej do l — y (na głębok ości z lub w punkcie r v). R adiację L ze strum ieniem F i na tężeniem prom ieniow ania I w iąże zależność ł = dAn

d2F_ , dAndu

(1.1)

gdzie d A n — elem ent pow ierzch n i prostopadły do kierunku ob serw o w anego strum ienia, d«> — elem ent kąta b ry łow eg o. W ym iarem radiacji jest W /(cm 2 •sr). S całkow anie radiacji p o sferze jed n ostk ow ej

G w ok ół rozp atryw a-

nego punktu na głębok ości z, opisanego w ektorem położenia rp, pozw ala określić pow ierzch n iow ą lub o b jętościow ą gęstość energii prom ienistej w tym punkcie. Z e w zględu na dw a w y różn ion e kierunki w m orzu, tj. zenit i nadir, całkow anie prow a d zi się p o p ółsferze górn ej G_ lub dolnej G + w ok ół punktu r p, otrzym u ją c odp ow ied n io tzw. ośw ietlen ie odgórne lub ośw ietlen ie oddolne. W yróżn ia się jak o pod staw ow e w ielk ości opisu jące gęstość prom ie niow ania: ośw ietlen ie skalarne odgórne lub odd oln e w yrażon e całką E0( z , + ) =

f L (rPA )d a(i)

(1-2)

i ośw ietlen ie w ek to ro w e odgórn e lub od d oln e w yrażone całką E(z, ± ) =

|t •n|L(Yp)1)d Ć ’ ) d + ) = bf(z, ± ) J- b b( z ,± ), c(z, ± ) = a (z ,± ) + b (z ,± ). 2 — O c e a n o lo g i a

(1.24) (1.25)

2. S K Ł A D N IK I W O D Y M O R SK IE J M O D Y F IK U JĄ C E R O Z K Ł A D P O L A ŚW IE T L N E G O W STREFIE E U FO TY C ZN E J

Spośród olb rzy m iej przestrzeni w ó d oceanu św iatow ego, sięgającej rzędu 1,37 - 109 k m 3, ty lk o ok o ło 2 ,5 % w pobliżu pow ierzch n i otrzym u je dostateczną ilość energii prom ienistej dla podtrzym yw ania procesu f o tosyntezy. T ę pow ierzch n iow ą w arstw ę toni w od n ej dla użytku b io lo g ów nazyw a się strefą eu fotyczn ą . G ru bość strefy eu fotyczn ej zdefin io wana jest jak o od leg łość o d pow ierzch n i m orza do głębok ości kom pensa cy jn e j procesu foto sy n te zy (Y entsch 1963). Istnieje też ogólne p ojęcie stre fy św ietlnej w m orzu, tj. strefy bliżej nie sprecyzow an ej, ośw ietlo n ej przez naturalne prom ien iow an ie słońca. W tej p ra cy przez grubość stre fy św ietlnej b ędziem y rozum ieli od leg łość od pow ierzchni m orza do głębokości, na którą dociera 1 % ośw ietlenia p ow ierzch n iow ego w paśm ie dłu gości fal o m aksym alnej transm isji. G ru bości strefy eu fotyczn ej i stre fy św ietlnej w takim rozum ieniu pok ry w a ją się w przybliżeniu w sło neczne dni p rzy w y sok im położen iu słońca na niebie, jednak oba te p o jęcia nie są ścisłe i m ają charakter p om ocn iczy. Zasadnicze ogranicze nie stre fy św ietlnej do m aksim um 160 180 m jest sp ow odow an e w ła ściw ościam i o p ty czn ym i czystej w od y . W różn ych rejon ach m órz i ocea n ów gru bości strefy św ietlnej różnią się bardzo znacznie, przybierając w artości od o k o ło 10 d o 150 m. P o niew aż sól m ordka w m in im aln ym stopniu oddziałuje ze św iatłem w i dzialnym , zróżnicow anie to jest w yn ik iem oddziaływ ania światła ze zło żon ym zespołem składników zaw ieszonych lu b rozpuszczon ych w w o dzie m orskiej, o k tórych ob ecn y stan w iedzy jest jeszcze bardzo n ie k om pletn y. P on iżej zanalizujem y pok rótce głów n e z nich, tj. zaw iesiny i substancje organiczne.

2.1. Zawiesiny w wodzie morskiej Skład zaw iesin m orskich jest szczególnie złożony, jeśli uw zględnić ich rozm iary, kształty i w ła ściw ości fizyczne. W yróżnia się w śród nich dw ie p od staw ow e gru py: cząstki organiczne i nieorganiczne. W grupie zaw iesin organ iczn ych przew ażającą część m asy stanow i detryt i fito plankton. D o m n iejszości m ożna zaliczyć bakterie i grzybk i (tab. 2.1, Parsons 1963). Z aw iesin y n ieorganiczne to na ogół p rod u k ty erozji skał, m uł rzecz ny, a także p y ły atm osferyczn e przenoszone z w iatrem z lądu. S kom plikow an ą spraw ą je st zdefiniow anie rozm iarów i kształtów

zawiesin m orskich ja k o istotnych param etrów dla procesu od d zia ły w a nia ze światłem . W iele prac p ośw ięcon o tem u zagadnieniu, badając je różnym i m etodam i i w różn ych aspektach (Parsons 1963, Jerlov 1961, W yrtk i 1950). Z asadniczy postęp na tym odcin k u obserw u je się d op ieTabela W zględ n y św ietlnej

sk ład w

zaw iesin

m orzu nych

organicznych

porów nany

m asą

2.1

strefie

rozpuszczo

substancji organicznych

R elative com position o f the organic suspended m a t ters in th e photic

zone o f

the dissolved

Rodzaj T ype

the sea, com pared

organic

substancji

w ith

substances W zględn a

ilość

jednostek

m asy

R elotive

substance

amount

m ass

units

Rozpuszczone substancje 100

organiczne D issolved organie substances

D etryt D etrit Fitoplankton

P hytoplankton 0,2

Zooplankton Zooplankton

0,002

R yby Fish

ro po zastosow aniu elektronicznego licznika cząstek (x) (Berg 1958, 1965, Sheddon i P arsons 1967, S h eldon i w sp. 1967, M cD onald i wsp. 1968, H obson 1967, B ader 1968). W edłu g badań Badera (1968) i C u rrb y ’eg o (1968) zarów no w w odzie (Ł) T ak

zw any licznik C oultea opracow any

przez Coulter Electronics

Inc. Z a

sada pom iaru polega na przepływ ie w o d y z zaw iesinam i przez m a ły otw ór, przez który

przepływ a

rów n ież

prąd

elektryczny

wodzie.

m om encie

cząstki przez otwór rap tow n ie rośnie opór elektryczny dla prądu

przepływ u

jonow ego. G e

nerow any w ten sposób im puls elektryczny m a aplitudę proporcjonalną do o b ję tości cząstki. A n alizator im p u lsó w na w yjściu układu rejestru je objętości cząstek zawieszonych

określonej

objętości

w ody.

zależności

średnicy

otw oru,

która jest rzędu od kilk u do kilk u set m ikron ów , reje stru je się cząstki o rozm ia rach od około 0,3 do około 200 Mm. M etoda w y m aga m etrów w układzie dośw iadczaln ym .

sprecyzowania w ielu

para

m orskiej, jak i w atm osferze nadm orskiej fu n k cja rozkładu rozm iarów zawiesin w o g ó ln y m zarysie ma charakter opisany rów naniem N V m = const,

(2.1)

gdzie N — akum ulatyw na liczba cząstek, tj. liczba cząstek o objętości w iększej niż V , zaw ieszonych w jed n ostce objętości w ody. W ykładnik m

3,2 10

S * 3

13 22 Siśrednica cząstek [///» ]

średnica cżąstek [¡im] Ryc. 2.1. Rozkład rozm iarów zaw iesin m orskich F ig. 2.1. Size distribution of suspended particles in sea water a — a k u m u l a t y w n a l i c z b a c z ą s t e k w 1 c m 1 w o d y , t j. l i c z b a c z ą s t e k o ś r e d n i c y w i ę k s z e j od d a n e j n a o s i f r e d n i c ; w o d y z a t o k i B is c a y n e ( p o m ia r l i c z n i k i e m c z ą s t e k t y p u C o u it e a w y k o n a ł n a p r o ś b ę a u t o r a d r H . B a d e r , U n i w e r s y t e t w M ia m i, 27 I I I 1969). b — w s p ó ł z a l e ż n o ś ć m ię d z y ś r e d n ic a m i z a w i e s i n a i c h s u c h ą m a s ą w 1 m s w o d y ; p ó ł n o c n o - w s c h o d n i P a c y f i k (H o b s o n 1967) o — a c c u m u la t i v e n u m b e r o f p a r t ic le s in 1 cm » o f w a t e r , i.e . n u m b e r o f p a r t ic le s l a r g e r t h a n t h e v a lu e s g i v e n o n t h e d i a m e t e r a x i s ; B is c a y n e B a y w a t e r s (r e s u lt s o b t a in e d b y r ir . H . B a d e r , U n i v e r s i t y o f M ia m i, u s in g a C o u lt e r C o u n t e r , 27.111.196). b — c o r r e l a t i o n b e t w e e n t h e d i a m e t e r o f t h e s u s p e n s io n s a n d t h e ir d r y m a s s in 1 m J o f w a t e r ; n o r t h e a s t P a c i f i c ( H o b s o n 1967)

p rz y jm u je na ogół w artości od ok oło 0,5 do 2 i często jest blisk i jedności. Oznacza to siln y w zrost liczb y cząstek o m ałych rozm iarach, co tłum a czy się ich pow staw aniem w procesie rozpuszczania i d ek om p ozy cji czą stek w iększych , a także w w yn ik u p ro d u k cji b ak teryjn ej (Sheldon i w sp. 1967). P rzy dokładnej analizie fu n k cji rozkładu rozm iarów zawiesin m or skich w id oczn e są jednak p ew n e m o d y fik a cje k rzyw ej od p ow ia d ającej rów naniu (2.1), sp ow odow an e obecn ością ok reślon ych gatunków plank tonu i bakterii, a także selek tyw n ym działaniem środow iska wTodn ego na różne składniki m ineralne. O bserw u je się też szerokie m aksima m a sy cząstek w 1 m 3 w o d y ja k o fu n k cji ich rozm iarów (ryc. 2.1) w prze dziale o d kilku do kilkudziesięciu m ikron ów (H obson 1967, Sheldon i Parsons 1967). D użo m ałych n ieorgan iczn ych cząsteczek, szczególnie kw arcu, w y stę p u je w rejon ach u jść rzecznych. W brzegow ych , lecz skalistych strefach m aksim um rozm iarów przesuw a się w stronę cząstek w iększych, a kon centracja m aleje; na pełn ym m orzu w id m o rozm iarów jest bardziej p ła skie, uzależnione w znacznym stopniu od ży w y ch m ikroorganizm ów . O ddzieln y p roblem stanowią tzw. agregaty cząstek (Tsujita 1953, 1955, R iley 1963, R ile y i N izhizaw a 1961, R iley i wsp. 1964, K ane 1967). P ow stają one na skutek koagu lacji m asy d etry tow ej, a szczególnie p roto plastów ob u m a rłych k om órek fitoplanktonu. P rzy ich dużej koncentra cji tw orzy się galaretow ata masa, która chw yta w pułapkę inne orga niczne i n ieorganiczne cząstki. P ow stające w ten sposób agregaty czą stek m ają duże rozm iary, tj. rzędu kilkudziesięciu do kilkuset m ik ro nów, i zaw ierają w sobie zarów no cząstki nieorganiczne, ja k i detryt or ganiczny oraz żyw e k om órki planktonu i bakterie (p. fotog ra fie zaw ie sin — D era 1965, K ane 1967). O k on cen tra cji i składzie zaw iesin w ok reślon ym obszarze w ód d e cy d u ją przede w szystkim ich źródła charakterystyczne dla tego obszaru. Z takiego punktu w idzenia m ożem y w y różn ić przede w szystkim obszary w ysok iej lub niskiej p ro d u k cji b iologiczn ej, zależnej głów n ie od klim a tu, szerokości goeograficzn ej i sezonu: strefy tropikalne, polarne, obsza ry m órz szelfow ych , strefy b rzegow e z w p ły w em rzek, obszary w ielk ich p rądów m iędzykon tyn en taln ych , ja k P rąd Z a tok ow y itp. P ew ien pogląd na zróżnicow anie geograficzn e k on cen tra cji zaw iesin daje tab. 2.2 ze staw iona przez Parsonsa (1963) i uzupełniona przez autora tej pracy. Na otw artym oceanie na o g ó ł zasadniczym źródłem zawiesin jest p ro du k cja biologiczna w strefie e u foty czn ej. D om in u jące tutaj grupy fito planktonu to zw yk le B acillaricphyceae (okrzem ki), D in op h ycea e (bruzdnice) i C h rysopceae. P rodu k ow an e cząstki opadają w dół, u legając je d nocześnie degradacji na skutek procesów obum ierania, utleniania i roz-

Tabela

2.2

Ilość organicznych i nieorganicznych zaw iesin w w odzie m orskiej T h e am ount o f organie and inorganic particles in sea w ater Całkow ita m asa zawiesin w m g/l R ejon

badań

Investigation

area

w ody Total m ass of particles in

®/o

zawiesin

organicznych °/o o f organie particles

Badania

przeprow a dzili

Investigations carried out by

m g /l o f w ater

S trefa brzegow a

10,5

D. L . F ox i w sp. 1953 D. L . F o x et all. 1953

3,8

6,0

D. L. F ox i wsp. 1953 D. L . F o x et all. 1953 H. Postm a 1954

18,0

P acyfiku Pacific coastal Pacyfik

zone

Pacific M orze Północne N orth Sea M orze W adden (H olandia)

Postm a

1954

W adden Sea Średnio

oceanach

Oceans

(in

average)

0,8 -4- 2,5

M orze B eringa

P. Lisitzin

1959

P. Lisitzin

1959

6 -7 -3 6

P. Lisitzin

1959

2 0 -4 -4 5

R iley

1959

Hobson

1967

- 7-

2-f-4

B erin g Sea Ocean In d yjsk i Indian Ocean

—

Cieśnina

2-i-7

L o n g Island L o n g Island Straits P ółnocno-w schodni Pacyfik

0,45

- 7-

w w arstw ie p ow ierzchniow ej N orth Eastern Pacific in the su rface layer

puszczania. W rezultacie rozm iary cząstek m aleją z głębokością, a w ięk szość z nich w ogóle nie osiąga dna. P io n o w y gradient k on cen tra cji cząstek zaw ieszonych zależy od w ielu czyn n ików o skom plikow anej w spółzależności. W stanie stacjonarnym w m yśl m odelu podan ego przez Jerlova (1959) m ożna go opisać ró w naniem „ 8 2C

dA \ 8 C

a - 8 ? - T ~ 1 7 )-b 7 — ^

c + r -= 0 '

(2'2)

gdzie C — k on centracja cząstek, z — głębok ość (skierow ana dodatnio w dół), R c — lokalne zm iany czasow e w k on cen tra cji cząstek, v — prędkość opadania, A — w sp ółczynn ik d y fu z ji turbulen tnej; C, v i A są fu n k cja m i g łębok ości i p rzy jm u ją w artości dodatnie. W ielk ość R c regulow ana jest przez procesy biologiczn e i m oże b y ć zarów no dodatnia, jak i ujem na. Na ogół jedn ak nie je st spraw ą prostą dokładne określenie v i R c w fu n k cji głębokości, toteż rów nanie (2.2) m ożem y stosow ać jed y n ie do bardzo uproszczon ych p rzypa dk ów szczególnych. Istotny jest m od elow y opis obserw ow an ych m aksim ów k on centra cji zawiesin na ok reślon ych głębokościach, zw an ych „w arstw a m i rozpraszającym i” (optical scattering layer, J e rlo v 1959). Dla cząstek fitoplan ktonu p rzy założeniu stałej pręd kości opadania v — const i A — const rów n an ie (2.2) m ożna zapisać w postaci 8 2C 8C , ^ _ n -------------v ---------r yC = 0, 0z2 8z

(2.3)

gdzie Rc = yC, a y oznacza w sp ółczyn n ik szybkości p rod u k cji. Zakłada się także d w u w a rstw ow y m odel środow iska, tj. górną w arstw ę e u fo tyczną, w której Y = const > 0, i dolną w arstw ę nieproduktyw ną, gdzie Y = const < 0. R ozw iązanie rów nania p rzy ty ch założeniach (R iley i wsp. 1949) w sk azu je na obecn ość m aksim um k on centra cji w dolnej partii strefy eu foty czn ej. A u to rzy postu lu ją też następujące ogóln e w arunki dla m a ksim um k on cen tra cji:

P ow y żej m aksim um W m aksim um P on iżej m aksim um

8 -C

8 C

8 z2

> 0 < 0 > 0

> 0 = 0 < 0

k tórym rów nanie (2.3) odpow iada, gdy w m aksim um Y > 0 , m aksim um y < 0.

(2.4)

a poniżej

D ysk u sję szeregu przypadk ów ok reślających rozkład k on cen tra cji zaw iesin (np. w obecn ości term oklin y) m ożna znaleźć w cytow an ych pra cach R ileya i w sp óła u torów oraz Jerlova. U zasadniają one w sposób og ól ny obecn ość w arstw y rozpraszającej na o k o ło p ołow ie drogi p om iędzy m aksim um fu n k cji p ion ow ej stabilności m as w od n y ch a głębokością

kom pen sacyjn ą procesu fotosyn tezy. W ynika stąd, że najlepiej rozw in ię tej w arstw y rozpraszającej należy oczek iw ać w m iejscach, gdzie te dw ie g łęb ok ości zn ajdu ją się w p ob liżu siebie. O bserw acje p ok ry w ają się w w ielu w ypadkach z p ow y ższym i postulatam i, jednak ilościow e u jęcie problem u w y m a ga łob y uw zględnienia w ielu d od atk ow ych czynników , jak zróżnicow anie pręd kości opadania zawiesin, ruch mas w odn ych , de gradacja cząstek w czasie opadania, źródła cząstek poniżej strefy eu fotycznej (Sheldon i wsp. 1967) i inne, które czynią rozkład zawiesin bar dziej złożon ym w przestrzeni i czasie. W dodatku naw et w całkow icie jed n orod n ej w arstw ie w ód w strefie eu fotyczn ej różne gatunki fito planktonu w ykazu ją w yraźne m aksim um kon centracji na różn ych głę bokościach (R yther i H ulburt 1960). K on cen tracja zaw iesin n ieorgan iczn ych jest na og ół znacznie w ięk sza w strefach brzegow y ch i rejon ach prąd ów op ły w a ją cy ch brzegi niż na pełn ym m orzu, a ich różn orod n ość zależy od w arunk ów lokalnych (A rm strong 1958, G ibbs 1967, Sheldon i Parsons 1967, Bucham i wsp. 1967). Na przykład w e w sch odnim A tlantyku zaobserw ow ano k on cen tra cje zawiesin n ieorgan iczn ych rzędu 50-^- 1000 m g/m 4, a w ich skła dzie ch em iczn ym znaleziono ok oło 4 3 % S i 0 2, 13% F e20 3 i 13% A120 3 (A rm strong 1958).

2.2. Substancje organiczne w wodzie morskiej R ozpuszczone w w od zie substancje organiczne należy zaliczyć, ob ok zawiesin, do składników w o d y m orskiej silnie m od y fik u ją cy ch pole św ietlne w m orzu. W śród nich podstaw ow ą grupę stanowią tzw. sub stancje żółte odk ryte i badane w iele lat przez K allego (1937, 1961, 1966). Nazwa w ynika z ich w ła ściw ości absorp cyjn ych . Silne pasm o absorpcji w k rótk ofa low ej części w idm a w idzialnego i w nadfiolecie nadaje im zabarw ienie żółte przy naturalnym ośw ietleniu dziennym , c o w rezulta cie silnie m o d y fik u je k olor w od y , a przede w szystkim w idm o transm isji prom ieniow ania w głąb m orza. Analiza genezy i składu ty ch su bstancji nie jest w pełni w yjaśniona i do dziś zwana jest „prob lem em ciał żółty ch ” (K alle 1966). Jest jednak pew ne, że są to pośrednie lub bezpośrednie prod u k ty m etabolizm u orga nizm ów m orskich i ich k oncentracja zależna jest o d p rod u k cji b io lo gicznej w ok reślon ym rejon ie w ód. W iele badań la bora tory jn ych pośw ięcon o analizie substancji orga n iczn ych (A rm strong i B oalch 1961, Fogg i B oalch 1958, G uillard i W angersky 1958, D uursm a 1965). Stw ierdzon o np. p rod u k cję tych substancji w w yn ik u m etabolizm u alg m orskich i w ykazano, że jest to mieszanina

składników organ iczn ych , w której znaczną część stanowią w ę g lo w o dany i organiczne zw iązki azotu p ow stające szczególnie w tedy, g dy algi znajdu ją się w w arunkach d eficy tow ych . W edług K allego (1961) do w ażniejszych, pow szechnie spotykan ych substancji żółtych należą tzw. m elanoidy. P ow sta ją one łatw o tam, gdzie obecn e są w oln e w ę g lo w o dany i w oln e am inokw asy. W środow isku m orskim , zaw ierającym organizm y w pełni rozw oju obok organ izm ów obum arłych, istnieje n iezw yk le złożony zespół zw iąz ków chem icznych, z k tórych np. cu k ry łub ich produ kty przem iany bez tlen ow ej są istotnym m ateriałem dla reak cji m elaninow ej z białkam i lub produktam i ich rozikładu. O gólnie w iadom o, że reakcja m elaninow a polega na przyłączeniu zasadow ych substancji azotow ych (amin) do zw iązków k a rbon ylow y ch . (aldehydy, ketony), zapoczątkow anym w g schem atu

+ I H 0

:N — R —

C — NH— R

I H

R \

^O H

' «

I I

—

R ---- *-

OH \

C — NH— R

Zw iązki pow stające w pierw szej fazie tej reak cji ulegają następnie dalszym złożon ym reak cjom polikon den sacji prow adzącym do nie zd e fi niow an ych substancji w ysok ocząsteczk ow ych , których charakterystyczne pasma absorp cji w k rótk ofa low ej części w idm a w yn ik ają z obecn ości układów w iązań p o d w ó jn y ch (p. w zór na str. 26). Stąd też związki te charakteryzują się zabarw ieniem żółtobrunatnym . D obra ich rozpuszczal ność w w odzie w ynika z ob ecn ości grup h ydrofitow ych , jak — COOH, — OH, — NH2 itp. O bok ciał żółtych w yróżn iają się bardziej znane substancje hum u sow e nanoszone do m orza głów n ie przez rzeki. H um us pow staje zw yk le podczas naturalnego rozpadu obum arłych roślin. P odstaw ow ym jeg o składnikiem są ligniny, które kondensują, dając najpierw rozpuszczalne w w od zie substancje o m ałym ciężarze cząsteczk ow ym (Flaig 1960). W dalszym procesie ich kon den sacji ciężar cząsteczkow y wzrasta, a roz puszczalność m aleje i w rezultacie tw orzą się typ ow e cząstki humusu.

Su bstan cje hum usow e w ystępu ją w w odzie zw yk le w stanie k oloidal ny***’ g d y tym czasem ciała żółte tw orzą roztw ory.

Ó^ / ^

_________

O __l

\_/

L o

M elanina

Przypuszcza się, że zarów n o geneza, jak i natura ciał hum usow ych lub hu m u sopodobn ych jest inna niż substancji żółtych w m orzu. N ie m niej su geru je się też p rz y ję cie hipotezy, że część ciał żółtych stanowi jed yn ie rozpuszczalne składniki ciał hum usow ych. Geneza rozp u szczon ych w w odzie substancji organicznych w skazuje, że w zrost lub spadek ich k on cen tra cji idzie w parze ze w zrostem lub spadkiem k on cen tra cji zaw iesin organicznych i nie jest łatw y d o ok re ślenia. K on cen tracja zawiesin organicznych jest natom iast zależna g łów nie od p ro d u k cji biologiczn ej, z jed n ej stron y uw arunkow anej ośw ietle niem pod w odn ym , z drugiej zaś m od y fik u ją cej p od w odn e pole św ietlne i ogran iczającej gru bość stre fy eu foty czn ej. Sw oistą grupę substancji organ iczn ych absorb u jących św iatło w i dzialne w m orzu, ch oć w y stęp u ją cych głów n ie w k om órkach fitop lan k tonu, stanow ią pigm enty. P od sta w ow e pig m en ty w ży w y ch kom órkach planktonu to ch lo ro fil, karoteny, ksantofile i fik ob ilin y (Kam en 1963). C h lorofil a w y stęp u je z regu ły w kom órkach w szystkich pod staw ow ych gatunków fitoplan ktonu . D ość licznie spotykany jest ch lorofil c; ch lo ro fil b w y stęp u je rzadziej, np. zaw arty jest w k om órkach Chlor op ycea e (Parsons 1963). S pośród k aroten ów w k om órkach z zasady ob ecn y jest P-karoten. S pośród ksantofili w kom órkach B acillariophyceae i C h rysp h ycea e zw yk le w y stęp u je f*ckoksantyna, w kom órkach D in op h ycea e — berilinina. Inne k san tofile spotyka się w n iek tórych gatunkach kom órek. F ik ob ilin y w ystępu ją rzadko, ty lk o w m niejszości w niektórych grupach planktonu, jak np. M y x o p h y cea e lub C ryp top h ycea e.

C h lo ro fil a, ja k o dom in u jący pigm ent, służy też na og ół za w skaźnik kon cen tra cji pigm en tów w m orzu (UNESCO 1966). W ystęp u je on w ocea nie w ilościach o d ułam ka m iligram a do kilku m iligram ów (w strefie eu foty czn ej) na ni3 w od y . Z m ian y k on cen tra cji ch lorofilu w czasie i prze strzeni są p rzy tym bardzo znaczne (K etchum i w sp. 1958, H olm es 1958). Zasadniczy w p ły w na k on cen tra cję i skład pigm entów w k om órkach ma ośw ietlenie pan u jące w danym środow isku (Y entsch i Scagel 1958, Steele i Y en tsch 1960, Y en tsch 1965, B urkholder 1967). Z tego też w zględu p ion o w y rozkład ch lorofilu w ocean ie jest nie m niej zróżn icow an y niż p ion ow y rozkład k on cen tra cji planktonu i ma m aksim um w dolnej części strefy eu foty czn ej. W yg od n e jest w tej sy tu a cji zdefiniow anie ilości ch lo ro filu w słupie w o d y p od 1 m 2 pow ierzch n i m orza, która np. w O cea nie In dyjskim jest rzędu 25 -f- 150 m g/m 2 (Y entsch 1965), g d y tym cza sem całkow ita ilość pigm entów w chloroplastach w yn osi o k o ło 50 do 230 mg/m*.

3. O SŁ A B IA N IE Ś W IA T Ł A W M O R ZU

W obec o k o ło 35 gram ów soli m orskiej w litrze przeciętnej w o d y oceanicznej m iligram ow e ilości zawiesin i substancji organicznych sta now ią jed yn ie drobne dom ieszki. Śladow e ilości tych substancji spełnia ją jedn ak pow ażną rolę w cy k lu biologiczn ym m orza i w yróżn iają się spośród pozostałych składników siln ym oddziaływ aniem na pole św ietlne w m orzu. Istotn ym dla b io sfe ry pod w od n ej w y p ad k ow y m efektem odd ziały wania zawiesin i su bstan cji organ iczn ych ze św iatłem jest osłabianie skierow an ych prom ien i słon eczn ych w górnej w arstw ie m orza i d y fu zyjn e osłabianie ośw ietlenia przenikającego w głąb toni w od n ej. O b y dwa te zjaw iska są w yn ik iem elem entarnych procesów absorp cji i roz praszania światła, jedn ak ich w p ły w na p od w odn e pola św ietlne jest różny. O słabianie ośw ietlenia, opisane fu n k cją K ( z ,± ) w rów naniu (1.16), w yraża zasadniczo redu k cję energii prom ienistej przenikającej w głąb m orza; osłabianie prom ien i skierow anych, opisane fu n k cją c(z) w r ó w naniu (1.4), ch arakteryzu je natom iast rzeczyw iste, spektralne w łaściw ości absorp cyjn o-rozpra szają ce ośrodka, d ecy d u jące o strukturze g eom etrycz nej i składzie w id m ow y m światła w w odzie.

3.1. Wyznaczenie funkcji osłabiania Sposób w yznaczania fu n k cji K ( z , ± ) i c(z) w ym aga na w stępie k o m entarza w o b e c istn iejących w literaturze rozbieżności w yn ik ów , które są spow odow an e błędam i m etod pom iarów w ośrodkach rozpraszających (R ozenberg 1967). Z au w ażm y w tym celu, że w sp ółczynn ik c(z) zdefin iow an y jest zasad n iczo rów naniem przenoszenia energii prom ienistej, które w stanie sta cjon arn ym dla ośrodka na głębok ości z o stałym w spółczynnik u zała mania n i pozbaw ion ym w ew n ętrzn ych źródeł światła na drodze r można zapisać w postaci dL(z,Q,) + L , (z,©,«>),

(3 . 1 )

gdzie 0 , i> kąty kierunkow e, L — radiacja (jak o fu n k cja A) transm i towana w kierunku (z,0 ,$), L* — fu n k cja drogow a opisana w zorem r. 2 r.

L ,(z ,0 ,$ ) = f f L(z,Q ',(I>')ß(z,6',',Q,(I>) smQ'dQ'd w ok ół punktu rp, ' i przedstaw ia rozkład przestrzenny strum ienia, cha rak terystyczn y dla ośrodka w ok reślon ych warunkach. Istotnym elem entem zjaw iska zmian struktury geom etrycznej stru m ienia z g łębok ością je st d ojście na pew n ej głębok ości d o rozkładu w y rażonego ostatnią k rzyw ą u dołu na ryc. 3.10. W ynik a z niej, że pon i żej p ew n ej głębok ości z ^ z g rozkład ra d ia cji staje się sym etryczn y w zględem pionu niezależnie o d w aru n k ów ośw ietlenia pow ierzchni. Taki rozkład radiacji n azyw a się rozkładem granicznym (asim ptotic radian ce), a pole św ietlne, w k tórym zjaw isk o to zachodzi, p olem granicznym . P ole to ch arak teryzu je się rów n ież tym , że panuje w nim jed yn ie roz proszone św iatło d y fu zyjn e. Znamienną właściwością pola granicznego jest niezależność opisu jących je pozornych właściwości optycznych morza od warunków ze wnętrznego oświetlenia, a w ośrodku jednorodnym także od głębokości. Współczynnik osłabiania radiacji z dowolnego kierunku z głębokością jest

w ted y stały (P reisen dorfer 1961) i p rzy jm u je w artość graniczną zależną ty lk o o d rzeczyw istych w ła ściw ości op ty czn ych ośrodka

K ( z ^ z g,

—

a osłabianie radiacji z d ow oln ego kierunku wyraża się prostym rów n a niem L (z ^ zg, ę) = L (zg, i§) e - ’ ~ (z- 2s>.

(3.21)

Oznacza to, że kształt kątow ego rozkładu radiacji w polu granicznym jest stały, niezależny od głębokości, lecz zależny jed yn ie od w sp ółczy n nika osłabiania c(A) i rozpraszania b(A). M ożna to m atem atycznie sform u łow ać następująco: jeśli istnieje

iimp(z,r,!)-p(?,ś) O©

oraz lim c(z) = c Z —>00

w nieskończenie głębok im m orzu, to lim K (z ,§ = lim k(z) = k „ 2 —> 00

(3.22)

Z-*®o

istnieje dla każdego kierunku w sferze G. K on sek w en cją tej w ła ściw o ści pola gran iczn ego jest istnienie w artości granicznej w spółczynnik a osłabiania ośw ietlenia lim K(z, ± ) = lim k(z, + ) = fc«, 2 -> o o

(3.23)

Z —>=*«

co m iędzy innym i tłum aczy ściśle w y k ład n iczy przebieg osłabiania ośw ietlenia w ośrodku je d n orod n y m na dużych głębokościach. P ole graniczne w y stęp u je na ogół dop iero na dużych głębokościach z w yjątk iem w ód zm ętnionych, jednak przy ośw ietlen iu pow ierzch n i m orza je d y n ie św iatłem d y fu zy jn y m , tj. p rzy całkow icie (w m iarę rów nom iernie) zachm urzonym niebie; sym etryczn y rozkład radiacji z m aksim um w kierunku pionu w y stęp u je niem al od sam ej pow ierzchn i (L enoble 1957). W ów czas p o le św ietlne ma charakter d y fu z y jn y i z b li żony do granicznego w całej toni w od n ej. W yd a je się, że rów nież to

zrozm cow an ie geom etryczn ej stru ktu ry strum ienia ośw ietlającego w stre fie eu fotyczn ej nie pow in n o pozostać bez w p ły w u na biosferę. O drębn e zagadnienie, w iążące się z przestrzennym rozkładem pola św ietln ego w m orzu, stanow i polaryzacja światła (Iv a n off i W aterm an 1958, T im ofiejew a 1962, 1966, K a jg o ro d o w 1967). P olaryzacja zachodzi zawsze w ośrodku rozpraszającym , a stopień p olaryzacji jest na ogół n ajw ięk szy w płaszczyźnie prostopadłej do kierunku m aksym alnej w ar tości radiacji. D latego też ze w zrostem głębok ości w m orzu w ystępują zm iany kątow e rozkładu stopnia p olary zacji związane z przem ieszcza niem się m aksim um w artości radiacji w stronę zenitu. W polu granicz n ym polaryzacja jest w ięc najw iększa w płaszczyźnie poziom ej. W czy stej w odzie stopień pola ry za cji m oże dochodzić do 90% . W zrost udziału światła d y fu z y jn e g o w polu św ietlnym , np. na sku tek zachm urzenia, w zrostu zm ętnienia w o d y lub w zrostu głębokości optyczn ej, p o w od u je red u k cję stopnia p olaryzacji. W ynika to m iędzy in n ym i z nieuporządkow ania k ieru nk ów p olaryzacji prom ieni rozpra szanych w poszczególn ych aktach rozpraszania w ielok rotnego. Z rozu m iały jest także spadek stopnia p ola ry za cji p rzy w zroście średnich roz m iarów zawiesin m orskich w danym akwenie. Znane są w ypa d k i w ykorzystan ia p ola ry za cy jn y ch w łaściw ości pod w odn ego pola św ietln ego przez biosferę, szczególnie ja k o w skaźników orien ta cji przestrzennej n iektórych gatunków fau n y m orskiej.

4. F L U K T U A C JE O ŚW IE T L E N IA W M O RZU Przez flu k tu a cje ośw ietlenia w m orzu będziem y rozum ieli wahania je g o poziom u w d ow oln y m punkcie ośrodka w y w oła n e innym i zjaw is kam i niż je d y n ie ruchem tarczy słonecznej w zględem Ziem i. Tak ro zum iane flu k tu a cje pow od ow a n e są głów n ie zm ianam i w arunków atm o sferyczn ych i stanem dyn am iczn ym pow ierzch n i morza. Ich charakter i zasięg w głąb toni w odn ej zależy też od w łaściw ości optyczn ych w od y m orskiej. C zynniki te silnie oddziałują na p od w od n e pole świetlne, stw a rzając szczególn ie zróżnicow ane w czasie w arunki ośw ietlenia strefy eu foty czn ej. W rezultacie całkow ita energia św ietlna dostępna fo to a tyw nej kom órce planktonu dostarczana jest w bardzo zróżnicow anych p orcja ch , zm ien iających się zarów no w ciągu dnia, jak i z dnia na dzień N atężenie światła p od trzy m u ją ceg o proces fotosy n tezy oscy lu je w ięc z różną prędkością p ow yżej lub poniżej w ym aganego przez kom órkę poziom u nasycenia. Z ja w isk o to ilu struje ryc. 4.1, na której pokazano ty p ow e przebiegi zm ian ośw ietlenia zanotow ane p rz y przeciętnej p og o

dzie, tj. p rzy w id oczn y m słońcu i obecn ości n iew ielk ich chm ur. Są to w y p ad k ow e flu k tu a cje w y w oła n e głów n ie ruchem chm ur (w y k resy c l i b) i załam aniem prom ien i na lekk o sfalow an ej pow ierzchn i m orza (w y kresy c, d, e). D odatk ow ym param etrem k olejn y ch w y k resów (c, d i e) jest rozciągana stop n iow o jednostka skali czasu. W yraźny, ty p o w y p rze bieg k rótk ook resow ych sk ładow ych w idm a flu ktu acji, tj. w y w oła n y ch głów n ie falow an iem pow ierzch n i m orza, w id oczn y jest na ryc. 4.1e.

4.1. F lu ktu acje w y w oła n e osłabianiem prom ieni słoneczn ych w atm osferze i odbiciem na pow ierzchn i m orza D ynam icznie zm ieniające się w arunki atm osferyczne pow od u ją, że prom ienie słoneczne ju ż przed d ojściem do pow ierzch n i m orza są silnie m odyfik ow a n e w czasie i przestrzeni. W tej sytu acji dane g eofizy czn e 0 prom ieniow aniu słon eczn ym docierającym d o .Z ie m i (Sm ithsonian T a b les 1951, A llen 1958, B ainbridge i w sp. 1965) nie odd ają aktualnych w a runków ośw ietlenia p ow ierzch n i m orza, które lim itu je ilość energii p ro m ienistej dostępne'] biosferze p od w od n ej. T rzy głów n e p rocesy zachodzące w atm osferze d ecydu ją o zm ianach ośw ietlenia pow ierzch n i m orza, a m ian ow icie: rozpraszanie releig h ow skie, głów n ie na m olekułach i flu k tu a cjach gęstości pow ietrza, absorpcja prom ien i przez gazy atm osferyczne, szczególnie ozon, tlen i parę w odną, 1 w reszcie złożone rozpraszanie światła na pyłach i kroplach. Analiza tych procesów stanow i odrębn e, obszerne zagadnienie optyki atm osfe ry (Z u jew 1966). Silne, lokalne zm iany poziom u ośw ietlenia pow ierzchni m orza, które należy zaliczyć do flu ktu acji, są pow od ow an e przesłanianiem prom ieni słon eczn ych przez pędzon e w iatrem chm ury. P oziom ośw ietlenia m oże lokalnie zm ieniać się pod w p ły w em tego zjaw iska kilkakrotnie w ciągu m inuty, w granicach je d n e g o nzędu w ielk ości (ryc. 4 .la, b). Tak w y w ołan e w atm osferze flu k tu a cje w ystępu ją pow szechnie i w zależności od w aru n k ów atm osfery czn y ch silnie m od y fik u ją pod w odn e p ole św ietl ne. a tym sam ym aktualne w arunki procesu fotosy n tezy (Dera i O l szew ski 1967). Ten rodzaj flu k tu a cji ob ejm u je sw ym zasięgiem duże g łę bokości, tj. praktycznie całą strefę eufotyczną, jak k olw iek am plituda tych flu k tu a cji m aleje z głębokością, gdzie sm ugi cienia stopniow o zw ę żają się i rozm yw a ją na skutek rozpraszania światła w w odzie m orskiej (Dera i Thom as 1968). Inne zm iany param etrów op ty czn ych atm osfery w y w o łu ją bezp o średnie efek ty flu k tu a cy jn e drugorzędne co d o w ielkości, odg ry w ające pew ną rolę tylk o w w y ją tk o w y ch warunkach, np. przy bezch m u rn ym

Ryc. 4.1. T ypow e naturalne fluktu acje ośw ietlenia odgórnego nad i pod w ierzchnią m orza

a Z a tok ą G dań ską p rzy z a ch m u rze n iu w g o d z i n a c h p o ł u d n i o w y c h C u3 i ś r e d n im w i e t r z e S3 (8 I V 1967, D e r a ł O ls z e w -

s k l 1967); E — o ś w i e t l e n i e w y r a ż o n e o r i e n t a c y j n i e w k i l o l u k s a c h , T — c z a s l o k a ln y , b — nad Z a tok ą G dańską p rzy zach m u rze n iu w g o d z i n a c h p o ł u d n i o w y c h C u4 1 ś r e d n im w i e t r z e N W 10 (19 I V 1967, D e r a 1 O l s z e w s k i 1967). c — w r e j o n i e Ł a w i c y B a h a m s k ie j na g łę b o k o ś c i 1,5 m p o d po-

trze. S z y b k o ś ć p rz e su w u ta ś m y r e je s tr a to r a 2 c a l e n a s e k u n d ę ; r e j e s t r a t o r f i r m y H e w le t t P a c k a r d t y p 7100B (24 I V 1968) (D e r a )

Fig.

4.1.

Typical

of dow n w elling b elow

the

natural

fluctuation

irradiance above and w ater

surface

a — over G dańsk B ay , at n o o n , un d er c l o u d y c o n d i t i o n s Cu3 a n d m o d e r a t e w in d S 3 (8.I V .1967, D e r a a n d O ls z e w s k i 1967); E — i r r a d i a n c e e x p r e s s e d In k l l l o l u x , T — l o c a l t im e , b — over G d a ń s k B a y , at n o o n , u n d e r c l o u d y c o n d i t i o n s C u 4, a n d w in d NW 10 (19.IV.1967) (D e r a and O l s z e w s k i 1967). c — In t h e B a h a m a B a n k a t a d e p t h o f 1.5 m , u n d e r v a r y i n g h e a v y c lo u d c o n d i t i o n s a n d s m a ll w i n d w a v e s (a m p lit u d e s 10 c m ) ( J a n u a r y 1968, D e r a ), d — in c o n d i t i o n s s im ila r t o t h o s e in f i g . 4.1c ( J a n u a r y 1968, D e r a ), e — in B is c a y n e B a y a t a d e p t h o f 1.5 m , a t n o o n , o n a s u n n y d a y , w i t h s m a ll w i n d w a v e s (5 - ł . 10 c m a m p lit u d e ) a n d s t r o n g u n s t a b le w in d co n d itio n s . S p e e d . o f th e r e c o r d in g ta p e 2 in ch e s per secon d ; H e w le tt P ack ard r e c o r d e r t y p e 7100B (24.I V .1998) (D e r a )

w ie r z n ią w o d y , p r z y d o ś ć d u ż y m z m ie n n y m z a c h m u r z e n iu z p r z e ja ś n i e n i a m i i le k k im f a lo w a n i u o a m p l i t u d z ie r z ę d u 10 c m ( s t y c z e ń 1988, D e r a ), d — w w a r u n k a c h Jak na r y c . 4.1c ( s t y c z e ń 1968, D e r a ), e ■— w z a t o c e B is c a y n e n a g ł ę b o k o ś c i 1,5 m p o d p o w i e r z c h n i ą w o d y , w s ło n e c z n y d z ie ń w p o łu d n ie , p r z y m a łe j f a l i o a m p l i t u d z ie r z ę d u 5-i-10 c m i n ie u s t a l o n y m p o r y w i s t y m w l e -

niebie i gładkiej pow ierzch n i morza. Z punktu w idzenia w p ły w u na flu k tu a cje istotne są jednak w szelkie zm iany struktury geom etrycznej strum ienia prom ieniow ania, a w szczególności zm iany stosunku energii bezpośrednich prom ieni słon eczn ych d ocierających do pow ierzch n i m o rza do energii rozproszonego w atm osferze światła d y fu zyjn eg o. Zm iany te w p ły w a ją bow iem silnie na ośw ietlenie p od w odn e poprzez zróżn ico w anie w aru n k ów odbicia i załam ania prom ieni na sfalow anej p o w ierzchni. Dla uproszczenia analizy tych zjaw isk w yróżn im y dwa skrajne p rzy padki ośw ietlenia pow ierzch n i morza, tj.: 1) ośw ietlenie bezpośrednim i prom ieniam i słonecznym i p rzy czystym , bezchm u rnym niebie i 2) ośw ie tlenie św iatłem d y fu z y jn y m p rzy niebie całkow icie i rów nom iern ie p o k ry ty m chm uram i. W pierw szym przypadku m ożna przy ją ć z d obry m przybliżeniem , że pow ierzch n ia m orza ośw ietlona jest je d y n ie rów n oległym i niespolaryzow an ym i prom ieniam i, pad ającym i pod kątem et, k tóry w ynika z kąta położenia słońca nad horyzon tem aH = 90° — a (Neumann i H ołlm an 1961). P rzy tym założeniu oraz przy założeniu odbicia czysto p ow ierzch n iow ego prom ienie o natężeniu I3 padające na gładką poziom ą p o w ierzchnię m orza w znacznej części przenikają pod w odę, a ich część odbita ma natężenie (Js)0, które m ożna opisać rów naniem Fresnela (I,)o = Is

1 f tg= (q — 8)

sin2 (a — 5)

2 .tg2 (a + Ô) T sin2 ((a + 6)

_ R

(4.1)

gdzie 5 — kąt załam ania prom ieni w ch od zących pod w od ę z natęże niem Is (is)0. W tym też przypadku k ą tow y rozkład prom ieniow ania p od w odą będzie silnie asym etryczn y (ryc. 3.10), a stosunek rozp roszo nego światła d y fu zy jn e g o do światła ukierunkow anego będzie wzrastał z głębokością optyczn ą od 0 do oo w yrażającej pole graniczne. W ów czas w przedziale fal słabo absorbow an ych (a b) pole d y fu z y jn e osiągnięte będzie dopiero na stosu n kow o dużej głębok ości uw arunkow anej dodat k o w o długością geom etryczn ej drogi prom ieni d ocierający ch na tę głę bokość. C ałkow ita odręb n ość w aru n k ów w strefie eu fotyczn ej i odm ienne stosunki en ergetyczne p rzy odbiciu o pow ierzchnię m orza w ystąpią w e w spom nianym drugim skrajn ym przypadku sytu acji atm osferycznej, tj. przy całkow icie i rów n om iern ie zachm urzonym niebie. M ożna w tedy przyjąć, że na skutek całkow itego rozpraszania prom ieni w chm urach pow ierzchnia m orza ośw ietlona jest jed yn ie przez św iatło d y fu z y jn e ID p rzych odzące ze w szystkich m ożliw ych kierunków w górnej półsferze. Stosunek natężenia światła odbitego o płaską poziom ą pow ierzchnię m o rza do natężenia światła pad ającego m ożna w ów czas w yrazić rów n a niem n/2

(Id) l . =

f j?.(aH) sin 2aH daH = RD,

(4,2)

gdzie Rs(aH) 1953).

(IL)o/Is —

w spółczynnik odbicia z rów nania (4.1) (Burt

P rom ien iow an ie przenikające pod w odę, o natężeniu ID — (ID)o, bę dzie w tym przypadku całkow icie d y fu z y jn e i w ob ec tego pole św ietlne praktycznie w całej strefie św ietlnej pod w odą będzie m iało charakter pola granicznego. Ta różnica, ja k zobaczym y dalej, ma istotne znacze nie dla procesu flu ktu acji ośw ietlenia w yw ołan ego falow aniem p o w ierzchni morza. W naturalnych w arunkach atm osferycznych najczęściej w ystępują sytu acje pośrednie. P rom ien iow an ie ośw ietlające pow ierzchnię morza h składa się z części d y fu z y jn e j ID i części prom ieni bezpośrednich Is, a całkow ity w sp ółczynn ik odbicia m ożna w yrazić rów naniem

(4.3) A punktu widzenia elem entu objętości ośrodka w określonym punk cie przy w idocznej tarczy słonecznej i ob ecn ości chm ur pojaw ia ją się

na przem ian „w aru n k i słon eczn e” i „w arun k i d y fu z y jn e ” . W y w o łu je to, op rócz bezpośrednich efek tów flu k tu a cy jn y ch dostrzegalnych na ryc. 4. la i b, zm iany m echanizm u działania sfalow anej pow ierzch n i m orza na w ch odzą cy w m orze strum ień światła. I tak, w chw ilach ośw ietlenia pełn ym słońcem dom inują flu ktu acje odbicia i załamania prom ieni na falu jącej pow ierzch n i morza, które w y w ołu ją silne k rótkook resow e flu k tuacje światła pod pow ierzchnią. F luktuacje te nakładają się na w a hania ośw ietlenia w y w oła n e bezpośrednio ruchem chm ur, co w rezulta cie daje złożon y przebieg zjawiska, w id oczn y na ryc. 4.1c i d. Podczas ośw ietlenia m orza św iatłem d y fu z y jn y m dom in u jący w p ły w na flu k tuacje m ają zm iany w ysok ości słupa w od y w w ynik u falow ania p o w ierzch n i nad badanym punktem . Tak w yw ołan e fluktuacje, zauważalne np. na ryc. 4.1c pom iędzy 35 a 40 m inutą rejestra cji lub p om iędzy 50 a 80 m inutą rejestracji, są na ogół nieznaczne w porów naniu z om aw ia nym i poprzednio. Rów nania (4.1), (4.2) i (4.3) nie oddają jednak zbyt ściśle rzeczy w istych en ergetyczn ych stosunków na pow ierzch n i m orza. Przede w szy stkim rozkład prom ieniow ania na pow ierzchn i jest z regu ły bardziej zło żony. Także złożon y i zm ienny w czasie jest stan dynam iczny p o w ierzch n i m orza, a od b icie części strum ienia w tcni w odn ej pow iększa w artość energii skierow anej z pow rotem do atm osfery. Gładka p o w ierzchnia m orza jest rów nież zjaw iskiem niesłychanie rzadkim , toteż z regu ły nie m ożna pom ijać w p ły w u fal na w ypad k ow y efekt odbicia światła. Z kolei tak jak złożone m oże b y ć w idm o fal p ow ierzch n iow ych , poczyn a jąc o d kapilarnych, a k oń cząc na p ły w o w y ch , tak złożony jest ch w ilo w y p rofil pow ierzch n i m orza i je g o w p ły w na zachodzące tu zja wiska optyczne. W iele prac pośw ięcon o badaniom w p ły w u sfalow anej pow ierzchni m orza na od b icie światła lub na tzw. albedo, tj. stosunek strum ienia światła odd oln ego do odgórn ego tuż nad pow ierzchn ią m orza (D untley 1951, C ox i M unk 1955). T ablice opracow an e przez M ullam aa (1964), w zbogacon e obszernym w stępem teoretycznym , stanowią rodzaj m on o graficznego u jęcia tego zagadnienia. Na podstaw ie zebranych tam w y ników m ożna m iędzy innym i stw ierdzić, że albedo w paśm ie w idzial nym p rzy położeniach słońca w granicach 45° < a H < 90° w yn osi ok oło 5,5% i waha się w ok ół tej w artości zależnie od aH, od w aru nków atm os fery czn y ch i od prędkości w iatru w y w o łu ją ceg o fale, na ogół m niej niż o + 0,5% . P rzy niższych położeniach słońca nad horyzontem w m iarę m alenia aH w przedziale 0 < aH < 45° następuje w yraźn y i coraz szyb szy w zrost w artości albedo aż do ok o ło 3 0 % p rzy aH = 5°. W zrost ten jest m n iejszy przy siln iejszym w ietrze p ow od u ją cy m fale o bardziej złożon ym w idm ie i tak np. przy = 5° albedo m oże osiągnąć 3 0 % p rzy

p rędkości w iatru 2 m /s, a tylk o 20°/o, jeśli prędkość w iatru w yn osi 15 m /s. W ob ec znacznych lokaln ych zm ian poziom u ośw ietlenia p od wodą, w y w oła n y ch poprzednio w spom n ian ym i zjaw iskam i, te stosunkow o nie w ielk ie wahania albedo m ają m ały udział w e flu k tu acjach ośw ietlenia i pra w d opodob n ie nie m ają istotnego znaczenia dla biosfery, poza p rzy padkami, k ied y słoń ce zn ajd u je się nisko nad h oryzontem . Znaczny w p ły w na flu k tu a cje m ogą m ieć jednak lokalne odbicia prom ieni na poszczególn ych elem entach sfalow anej pow ierzchni m orza (Snyder i D e ra 1970).

4.2. Fluktuacje wywołane załamaniem promieni na falującej powierzchni morza Jak ju ż w spom niano, w pew n y ch w arunkach atm osferycznych g łów ną przyczyn ą silnych flu k tu a cji ośw ietlenia w strefie eu fotyczn ej są efek ty załam ania prom ien i na sfalow an ej pow ierzch n i m orza. P ierw szej p r ó b y g eo m etryczn ej analizy tego zja wiska dok on ał Schenck (1957). W pracach D ery i O lszew skiego (1967), D ery i G ordona (1968), Snydera i D ery (1970) oraz w ob ec nym opracow an iu po raz pierw szy zebrano dane do św iadczalne w y ja śn ia ją ce przebieg i złożon ość zjaw iska flu k tu acji, a ponadto p ozw a lające na bardziej w n ikliw ą jeg o analizę. Na podstaw ie tych badań m echanizm zja w iska flu k tu acji p od w od n e go ośw ietlenia, w y w o ły w a Ryc. 4.2. Schem at ogniskow ania prom ieni nych falam i p ow ierzch n io słonecznych na fa lu ją cej pow ierzchni m orza w y m i, sp rób u jem y na w stę y ( — a m p lit u d a f a l i , z . — p ła s z c z y z n a o g n is k o w a pie w y ja śn ić na uproszczo (D e r a ) nym m odelu działania jed n o Fig. 4.2. D iagram of the focusing effect w y m ia row ej fali sinusoidal of sun rays on a w aving sea surface U0 — w a v e a m p l i t u d e , — f o c u s i n g p la n e (D e r a ) nej

2«x y = y 0 cos —£ —

(4.4)

gdzie A — długość fali, aj/o — je j am plituda. Z ałóżm y, że tak falu jąca pow ierzchnia m orza jest ośw ietlona przez bezpośrednie prom ienie słoneczne padające rów nolegle. W takim w y padku prom ienie te będą ogniskow ane przez grzbiety fal, a rozpraszane przez dolin y (ryc. 4.2). W rezultacie fale przesuw ające się z prędkością v będą w ytw arza ły w określon ym pu n k cie ośrodka (x z ) rozbłyski św ietl ne o częstości v = v/A. U w zględn iając krzyw izn ę grzbietu fa li oraz pra wa optyk i geom etryczn ej, m ożna znaleźć przybliżoną długość ogn isk o w ej tak tw orzon ych „so cz e w e k ” i stąd głębokość, na której pow in niśm y obserw ow ać m aksym alne flu ktu acje. W pierw szym przybliżeniu prom ień krzyw izn y grzbietu fa li m ożna p rzy ją ć z obliczeń dla punktu y '-= yo i x — 0, k tóry w yrazi się w zorem

'1+ p=

/M > I\T * i

dx i

‘ d2y{0)/dx2

/ a \*

r fe )

7 ' y°

( 4 '5 )

U w zględn ijm y następnie „w z ó r so cze w k ow y ” dla w y żej opisanego ukła du w postaci n

n — n

(4.6)

gdzie Tt i Ti — odpow iedn io w sp ółczyn n ik załam ania światła dla pow ietrza i w o d y m orskiej, a i b — od leg łości przedm iotu i obrazu od granicy ośrod ków . Jeśli p rzy ją ć n = 1, n = 4/3, a0 — oo i b0 = /, to na podsta w ie rów nania (4.6) otrzym am y (4.7) i stąd na podstaw ie w zoru (4.5) A2

^2yo

A2 ----------

io y 0

(4-8)

U m ieszczony n ieru ch om o na głębok ości f m iernik oświetlenia odgór n ego połączon y z rejestratorem szybkich p rzebiegów w słoneczne dni re jestru je rzeczyw iście silne, krótkook resow e flu k tu acje ośw ietlenia, k tó rych w yra źn y przebieg jest p rzy k ła d ow o pokazany na ryc. 4.1e. P rze

bieg tych flu k tu a cji nie jest oczy w iście tak prosty, jak w y n ik a łob y z od działyw ania założonej sinusoidalnej fali, bow iem w idm o fal p ow ierzch n iow ych w rzeczyw istości jest znacznie bardziej złożone. P rzy m ałych falach i od p ow ied n iej, zbliżonej do f głębok ości dna nietrudno naw et gołym ok iem zaobserw ow ać w czystej w odzie w słoneczny dzień zogni skow ane na dnie i przesuw ające się sm ugi św ietlne, które stanowią pew ien rodzaj odw zorow ania grzbietów fal. Z e w zględu na złożony m odel ogniskow ania prom ieni przez fale krót kookresow e flu k tu a cje w artości E(z,— ) o różnym nasileniu pow inniśm y obserw ow ać nie tylko na głębok ości f, lecz w całym p rofilu pion ow ym od pow ierzch n i aż do głębokości, na której pole św ietlne p rzy jm ie w ła ściw ości zbliżone do pola granicznego. M aksim um am plitudy om aw ia n ych flu k tu a cji pow in n o się znaleźć nie na głębok ości f, lecz na skutek osłabiania prom ien i w ośrodku m niej lub w ięcej p ow y żej tej głębokości. N iniejsze zjaw isk o zostało w m iarę m ożliw ości przebadane szczegółow o przez autora i w sp ółp ra cow n ik ów w różn ych rejon ach m órz i przy róż n ych stanach dyn am iczn ych pow ierzch ni m orza i1). Na podstaw ie w y n i ków tych badań zanalizujm y na w stępie am plitudę flu k tu acji i jej zm ia n y z głębokością w m orzu. Jeśli w artości m aksym alnych am plitud (2) flu k tu acji ośw ietlenia od górnego AE{z,— ) na różn ych głębok ościach odnieść do średnich w a rto ści ośw ietlenia E(z,— ) na tych głębokościach, to przy ośw ietleniu m orza bezpośrednim prom ien iow an iem słońca, k ied y zjaw isko ogniskow ania rzeczyw iście dom in u je w procesie fluktuacji, otrzy m u je się z reguły pio n ow e rozkłady przedstaw ione Ha ryc. 4.3. Jak w ynika z tych w ykresów , w górnej w arstw ie strefy eu fotyczn ej p ion ow y rozkład am plitudy flu k tu acji m a charakterystyczne m aksim um , gdzie am plituda m oże d och o dzić praw ie do 100% średniej w artości ośw ietlenia, nigdy natom iast nie jest m niejsza niż 50%i (s). W obec dw óch głów n ych , a k on k u ren cy jn y ch procesów , tj. ogn isk o wania prom ien i skierow an ych przez fale o złożonym na og ół w idm ie i ich osłabiania na skutek rozpraszania w ośrodku, am plituda m aksy-

(1) M iernik

ośw ietlenia

z kolektorem

cosinusow ym

b ył um ieszczany

nierucho

m o na głębokości z, gdzie za ¡pośrednictwem kabla rejestrow ano flu ktu acje ośw ie tlenia przystosow anym do tego celu rejestratorem . (2) O bw iednią w yznaczającą m ak sym alną am plitudę flu k tu acji zarejestrow anych w ciągu 5-hlO m in odcinano około 2%> pików w yższych, których nie uwzględniano w

obliczeniach.

w zględu

złożony

przebieg

flu ktu acji

amplitudą

nazwano

tu, dla ułatw ienia opisu, W ysokość oscylacji od w artości m in im u m do m aksim u m . (3) Pew ien w p ły w na te wartości m a w ielkość pow ierzchni kolektora ośw ietle nia, lecz jak stwierdzono, je j w p ły w jest nieduży dla m ałych kolektorów , tj. o około 5 cm średnicy i m niejszych.

Ryc.

4.3. Pionow e rozkłady w zględ n ej am plitudy flu k tu acji oświetlenia w paśm ie zielonym

L i c z b y o b o k k r z y w y c h w y r a ż a j ą w a r t o ś c i K (z, — ) z a n o t o w a n e w c z a s ie p o m i a r ó w f l u k t u a c j i ; in n e o b ja ś n i e n i a w t e k ś c ie (D e r a i G o r d o n 1968)

Fig. 4.3. V ertical distribution of the fractional flu c tuation N u m bers

dow n w elling

irradiance

for

i n d i c a t e th e K (z,— ) v a lu e s r e c o r d e d u s ly (D e r a a n d G o r d o n 1968)

green

light

s im u l t a n e o -

m aln ych flu k tu acji, jak się okazu je, bardziej zależy od w łaściw ości op ty czn ych ośrodka niż o d param etrów fali. P rzy k olejn ych k rzy w y ch na ryc. 4.3 podany jest średni w sp ółczynn ik osłabiania ośw ietlenia k(z,— ), k tóry w pew ien sposób odzw ierciedla stopień zm ętnienia bada n ych w ód. P ierw sze cztery p ro file (licząc na ryc. 4.3 o d góry) zostały w ykon an e przy bardzo pod ob n ym stanie falow ania pow ierzchni m orza, lecz w bardzo różn ych pod w zględem optyczn ym w odach; średnia am plituda fa l pow ierzch n iow y ch w ynosiła w tych przypadkach zaledw ie ok o ło 5 do 10 cm , a dłu gość była rzędu 1 m. Jak w idać, m aksym alne am plitudy flu k tu a cji i ich zasięg w głąb toni w odn ej, m im o zbliżonych w arunków falow ania, silnie rosną w m iarę w zrostu przezroczystości w ód. Z rów nania (4.8) dla y 0 = 5 cm i A = 1 m głębok ość płaszczyzny ognis k ow ej w ypada na 2 m. Tak w ięc, jeśli w ziąć p od uw agę, że maksim um flu k tu acji m usi b y ć tym bardziej p ow yżej tej płaszczyzny, im w iększe jest osłabianie prom ieni w ośrodku, to w ynik i dla tych prostych p rz y padków falow ania zdają się potw ierdzać słuszność założonego m echa nizm u ogniskow ania prom ieni. S ytu a cja k om plik u je się znacznie w przypadkach zilustrow anych

k rzy w y m i opisanym i przez K (z ,— ) = 0,07 m"1 i K (z ,— ) = 0,053 n r 1, gdzie przy złożon ym w idm ie fal średnia ich am plituda sięgała około 1,5 m, a dłu gość była rzędu kilkunastu m etrów . Jak w idać, am plituda flu k tu a cji wzrasta jed yn ie nieznacznie, co m ożna b y rów nież uzasad nić dalszym zm niejszeniem się w artości K {z ,— ), a nie rozm iaram i fal, które są tu przecież w iększe o rząd w ielkości. W idm o tych fal jest je d nak bardzo złożone i sądząc po głębok ości oraz szerokości m aksim ów, m ożna przypuszczać, że i w tych przypadkach m aksym alne flu k tu acje w y w oła n e są głów n ie przez pasma k rótk ofa low y ch sk ładow ych w idm a fal. W dalszej części rozw ażań p ośw ięcim y n ieco uw agi rozkładom czę stotliw ości flu ktu acji, czyli w idm om ich energii, oraz pow iązaniu w idm energii flu k tu acji z w idm am i energii falow ania; ch w ilow o jednak zw róć m y uw agę na kilka in n ych aspektów tego zjawiska. N ależy przypuszczać, że przy silnym wietrze, a w ięc przy szczegól n ie złożon ym w idm ie fal w iatrow ych , chaos w kierunkach załamania prom ieni na pow ierzch n i p o w o d u je znaczną redu k cję w y p a d k ow eg o efek tu ogniskow ania. T o dynam iczne zróżnicow anie kierunków załamania prom ien i p rzy udziale innych zjaw isk, w śród k tórych znaczną rolę od gryw a rozpraszanie, p o w o d u je też, że pole św ietlne staje się ju ż na nie dużych głębokościach zbliżon e do d y fu zyjn eg o. P rzyjęcie tej hipotezy tłu m aczyłoby ob serw ow a n y stosu n kow o szybki zanik flu k tu a cji z głębo kością rów nież przy rozw in iętych w ia trow ych falach oceanicznych. Zanik am plitu dy flu k tu acji ośw ietlenia z głębokością poniżej maksi mum ma praw d opodob n ie charakter k rzyw ej w ykład niczej (Dera i O l szewski 1967). Nie w szystkie jednak przypadki to potw ierdzają, a przy falach ocean iczn ych dokładne zbadanie tego zaniku jest ograniczone techniką pom iarów (4). M ożna jedn ak stw ierdzić, że w zględne am plitudy om aw ianych flu k tu a cji przekraczają w artość 5 0 % jed yn ie w k ilk um e trow ej górnej w arstw ie stre fy eu fotyczn ej, lecz nie są tu także m n iej sze niezależnie o d rodzaju spotykanych fal. Zasięg m niejszych flu k tu acji jest znacznie w iększy, a ich obecność [AE(z,— ) E(z,— ) > 10% ] ob ser w ow an o na A tlan tyku do głębok ości 70 m. O znaczm y przez analogię do grubości optycznej ośrodka, w yrażanej iloczynem c •z, pozorną grubość lub pozorną głębokość optyczną ośrod ka iloczynem K (z ,— ) • z. Zależność m aksym alnej am plitudy flu ktu acji (*) P om iary flu k tu a cji na płytkich obszarach (do 10 m ) prowadzono ze stano w isk zam ocow anych na dnie na wieżach lub pom ostach. P om iary na głębokich wodach w ykon yw an o natom iast z pokładów dużych statków. W

tym

drugim w y

padku, m im o lekkich p rzechyłów statku, łatw o d aje się w yelim in ow ać ich w p ły w na

pom iar

w zględu

stosunkow o

dużą

częstotliw ość

badanych

flu ktuacji

ośw ietlenia. C zęstotliw ość flu ktu acji m a le je jednak z głębokością, w obec czego pom iar na w iększych głębokościach jest zbyt silnie zakłócony rucham i statku.

ośw ietlenia od tak zdefiniow anej pozornej głębokości op ty czn ej, nie uw zględniająca zupełnie param etrów fali, jest w ów czas, jak w idać z ryc. 4.4, bardzo zbliżona dla w szystkich badanych przypadków . W yn ik ten

względna amplituda fluktuacji max 30 iO SO SO 70

[%î

Ryc. 4.4. Pionow y rozkład w zględnej am plitudy flu k tuacji oświetlenia odgórnego w m orzu w fu n k cji po zornej

głębokości optycznej

różnych

w arunkach, nym

Ł a w ic a

(w paśm ie zielonym ) w

przy różn ym

B ah am ska

K (z ,

—)

—

Ł a w i c a B a h a m s k a K (z , —) -

to k a

B is c a y n e

K (z ,

B is c a y n e K ( z , — ) s k a K (z , — ) = K (z ,

—)

—

—)

0,59

dynam icz

0,13

1,11 m 1 , y 0 «

m 'l ,

m '1 ,

10 c m ;

0,14 m ' 1 , y 0 ca 6 c m ; Q

m ' 1,

0,2 m ’ 1 , y 0 »

0,07

stanie

pow ierzchni m orza

cm ;

z a tok a

15 c m ; X Z a t o k a G d a ń

8 cm ; Q

w a s a b o u t IV, f o r g r e e n l i g h t ) ; 1 t r o p i c a l p la n k t o n , 2 a n d 3 tem p era te s u m m e r p la n k t o n , 4 — p la n k t o n f r o m n o r t h e r n a r e a s w i t h v e r y s lig h t v e r t i c a l s t a b i li t y OJ. t h e w a t e r m a s s e s , s a n d 6 a r c t i c s u m m e r p la n k t o n , 7 t e m p e r a t e w i n t e r p la n k t o n (S te e m a n N ie ls e n a n d H a n s e n , 1959)

ma zdolność pew n ego fizjo lo g iczn e g o przystosow yw ania się do w arun k ów cien iow y ch lub słon eczn ych w zależności o d środow iska, w jakim zn ajdu je się przez dłuższy czas (rzędu kilku godzin do kilku dni) (Steem ann N ielsen i Hansen 1959, R yther i M en zel 1959, Steem ann N iel sen i w sp. 1962). W k on sek w en cji zm iany ośw ietlenia następuje rodzaj adaptacji kom órek, k tó ry pociąga za sobą znaczne zm iany param etrów charakterystyki P = f(E) p rzy zachow aniu je j zasadniczego kształtu zilu strow anego ryc. 5.1. Z ło żo n y proces adaptacji planktonu do różnych w a ru n ków ośw ietlenia (w tym także w idm a) polega w zasadzie na zm ia nach k on cen tra cji i składu pigm en tów fotoa k ty w n y ch oraz enzym ów w k om órkach (Jorgensen i Steem ann N ielsen 1965).

Tabela W artość

E k i Pmax dla

fitoplanktonu

(Yentsch i L ee

naturalnych

5.1

w arunkach

1966)

V alu es of E k and Pmax for phytoplankton in natural conditions (Yentsch and L ee 1966)

Rodzaj

O św ietlenie

naturalnej

p opu lacji planktonu Type o f natural p opu la-

G łębokość D epth

tion of phytoplankton

Irradiance of

nasycenia

P max [m g C /h /

saturation

/m g Chi.]

[1x ]

' T ropikaln y (ogólnie) Tropical (generał) Tropikalny atlantycki

22 000

8,0

10 m

8 000

4,0

75 m

4 500

1,0

powierzchnia

10 00-0

1,3

20 m

7 500

1,0

50 m

4 500

0,5

—

6 000

2,3

3 000

0,4

Tropical A tlantic T ropikaln y atlantycki Tropical A tlan tic O bszaru K u ro-siw o K uriosho region O bszaru K u ro -siw o K uroshio region O bszaru K u ro-siw o K uriosho region Antarktyczny Antarctical Lodów antarktycznych

surface

A ntarctical ice

W procesie przetw arzania energii prom ienistej w sw obodną energię chem iczną w kom órkach bierze udział szereg pigm entów , a nie w y łą cz nie ch lorofil. D zięki n im biosfera w y k orzy stu je energię p rom ien iow a nia słon eczn ego w szerokim przedziale je g o widm a, w yk raczającym znacznie poza pasma ab sorp cji ch lorofilu . Jest to szczególnie istotne w środow isku m orskim , gdzie energia prom ieniow ania jest ograniczona, a je g o w łaściw ości spektralne silnie m odyfik ow a ne przez w od ę m orską. W śród pigm en tów fotoa k ty w n y ch w y stęp u ją cy ch w kom órkach plank tonu m ożna w y różn ić kilka grup zw iązków chem iczn ych o p od obn ej strukturze drobin i zbliżon ych w łaściw ościach fotoch em iczn ych . N aj bardziej rozpow szech n ion ym i w śród nich są, jak ju ż w spom niano, ch lo rofil, karoteny, k san tofile i fik o b y lin y (K am en 1963). B arw ę zieloną zaw dzięczają kom órki ch lorofilow i, k tóry odgryw a dom inującą i podstaw ow ą rolę w naturalnym procesie fotosy n te

zy m aterii organicznej. Z tej też przy czy n y należy on do pigm entów n ajlepiej zbadanych (G odn iew 1963, F rąckow iak 1963, 1966). W yróżnia się c o n ajm n iej 4 postacie ch lo ro filu ok reślone m ianem a, b, c i d. N aj bardziej uniw ersalny spośród nich, b o w y stęp u ją cy w e w szystkich fo to syn tezu ją cych kom órkach, jest ch lorofil a, k tóry także ma 3 różne od m iany (w yn ik ające np. z k on fig u ra cji drobin w chloroplastach) z m aksi m am i a bsorp cji odp ow ied n io dla 673, 683 i 695 nm. Przykładem przystosow ania planktonu do w arunk ów ośw ietlenio w y ch środow iska m oże b y ć skład pigm entów w kom órkach szczególnie rozpow szech n ion ych w m orzu okrzem ek. Z aw ierają on e głów n ie ch loro fil a i c oraz m ieszaninę P-karotanów i a-ksantofil. Mieszanina tych pigm entów nadaje k om órkom okrzem ek barw ę brunatną, co oznacza m aksim um absorp cji w k rótk ofa low ej części w idm a w idzialnego, a w ięc w tej części, która na og ół n ajdalej przenika w głąb m orza. W yd a je się, iż brak organ ów ruchu u k om órek fitoplanktonu, unie m ożliw iają cy im w y b ó r stałego lub k orzystn ego dla fotosy n tezy p ołoże nia w toni w od n ej, k om pensow any jest częściow o ich zdolnością adap tacji. P roces zm ian składu pigm en tów w k om órkach p od w p ły w em ośw ie tlenia nie je st natychm iastow y. Z ależy zatem silnie n ie tylk o od zmian ośw ietlenia, lecz także o d szybkości tych zmian. W naturalnych w arun kach w m orzu zaobserw ow ano np. znaczne zm iany ilości ch lorofilu i karotenów w kom órkach planktonu w ciągu d ob y (Y entsch i Scagel 1958). M aksim a k on cen tra cji pigm entów p ojaw ia ją się w różnym czasie na różn ych głębokościach. M iędzy innym i ob serw u je się spadek kon cen tracji w w arstw ie pow ierzch n iow ej w godzinach południow ych, a w zrost w godzinach rannych i p op ołu d n iow y ch (Y entsch i R yther 1957). S tw ierdzon o też, że np. w k om órkach okrzem ek stosunek ilości ch lo ro filu a do ilości k aroten ów rośnie w m iarę spadku poziom u ośw ie tlenia (R yth er i w sp. 1958). O bok składu pigm en tów fotoa k ty w n y ch w kom órkach uzależnione go od ośw ietlenia siln ym w ahaniom ulega stosunek ich ilości, a szcze góln ie ilości ch lorofilu , do n iefotoak ty w n y ch p rod u k tów je g o dek om po zycji, tj. fe o fity n . P rocen tow a zaw artość fe o fity n w k om órkach wzrasta w ciem ności, a w naturalnych w arunkach w strefie eu fotyczn ej w zra sta z głębokością. Oznacza to spadek ilości ch lorofilu i zw oln ienie p ro cesu asym ilacji. W zrost ośw ietlenia do p ew n eg o poziom u w y w o łu je o d w rócen ie procesu (Y entsch 1965). Zaobserw ow aną zależność m iędzy w zględn ym ośw ietleniem w różn y ch oceanach na różn ych głębokościach a procen tow ą zaw artością ch lorofilu i fe o fity n ilustruje ryc. 5.2. W idać z niej w e w szystkich przypadkach w y raźn y w zrost ilości fe o fity n z głę bokością, tj. w m iarę spadku średniego poziom u oświetlenia.

W o b e c silnej i złożonej w w yn ik u adaptacji zależn o ści fo to sy n te zy o d ośw ietle nia zrozum iałe jest, że z ło żone i zm ienne w czasie w a runki środ ow isk ow e w y w o łu ją pod ob n e zróżn icow an ie p ro d u k cji pierw otn ej w m o rzu. W yn ik iem tego są, obok w sp om n ian ych zm ian w cią gu dnia, zm ian y dobow e, zm ian y sezon ow e (R aym ont 1963, W in ogradow i wsp. 1966) i przede w szystkim ch arak terystyczn e pion ow e rozk ład y p ro d u k cji p ie rw o t nej różne dla optyczn ie ró ż 100 30 80 70 60 SO 40 JO 20 10 0 n y ch ty p ó w w o d y m orskiej ifość fsofityn w stosunku do ilości wszystkich pigmentów [% ] (ryc. 5.3). C harakterystyczne m aksi Ryc. 5.2. W spółzależność m iędzy w z g lę d m um fo to sy n te zy na p ew n ej nym rozkładem ośw ietlenia w m orzu a głębok ości, zależnej od p rze procentow ą zaw artością chlorofilu i fe ofityn w całkow itej m asie pigm entów . zroczystości w ód, tłu m a czy D ane z p n .-w sch . Oceanu In d y jsk ie g o , się opty m a ln y m i na te j g łę strefy rów n ik ow ej A tla n ty k u , Cieśniny bok ości w arunkam i, tj. o d p o F lorydzkiej i pn. A tla n ty k u (Yentsch w iedn im ośw ietlen iem i za 1955) w artością w w od zie p otrzeb Fig. 5.2. The interdependence betw een nych składników biogen the relative distribution of the irradiance nych. W y jaśn ien ie to nie jest in the sea and the am ount {*/*) of ch lo rophyll and pheophytin in the total jednak zadow alające, gdyż m ass of pigm ents. D ata for the N E In w rzeczyw istości nie tłu m a dian O cean, equator region of the A tla n czy isto ty zjaw iska i różn y ch tic, Florida Straits and north A tlan tic p rzypadk ów jeg o przebiegu (Yentsch 1965) w n aturalnych w arunkach. Na ry c. 5.3b przedstaw iono dla przykładu dwa p ion ow e rozk łady fo to syntezy, zanotow ane w Z a toce G dańskiej w różn y ch w arunkach ośw ie tlen iow ych . W yn ik i te, pod ob n ie jak w iele inn ych (Dera i B ojan ow ski 1966), w yk a zu ją z dnia na dzień znaczne różnice w szybkości fotosy n tezy w w arstw ie pow ierzch n iow ej w ód w sytu acji, kiedy jed y n y m silnie zm iennym param etrem tego procesu jest ośw ietlenie w y n ik ają ce ze zmian p o g o d y i stanu m orza. W przypadku k rzy w y ch 1 i 2 na ryc. 5.3 miała m iejsce zarów n o ja -

Ryc. 5.3. Pionow e rozkłady fotosyn tezy w

m orzu

a — n a o t w a r t y m m o r z u w s io n e c z n e d n i p r z y j e d n o r o d n y m r o z k ł a d z i e p l a n k t o n u , d la : I — b a r d z o p r z e z r o c z y s t y c h w ó d , I I — w ó d o ś r e d n i e j p r z e z r o c z y s t o ś c i i I I I — w ó d o s ła b e j p r z e z r o c z y s t o ś c i (Y e n t s c h 1963). b — w Z a t o c e G d a ń s k ie j (D e r a i B o ja n o w s k i 1966)

Fig.

5.3.

Vertical

distribution

photosynthesis

the

sea

a — in th e o p e n s e a d u r in g s u n n y d a y s w it h h o m o g e n e o u s ly d i s t r i b u t e d p l a n k t o n p o p u l a t i o n f o r : 1 — v e r y t r a n s p a r e n t w a t e r s , I I — a v e r a g e t r a n s p a r e n t w a t e r s , II I — p o o r l y t r a n s p a r e n t w a t e r s (Y e n t s c h 1963). b — in G d a ń s k B a y (D e r a a n d B o ja n o w s k i 1966)

kościow a, jak i ilościow a różnica ośw ietleń pow ierzchn i morza. Prze bieg w edłu g k rzyw ej 1 odbyw ał się przy pełnym ośw ietleniu słonecz nym £ (0,— ) «a 41 000 lx, przebieg zaś w edług k rzyw ej 2 przy św ietle d y fu zyjn y m , tj. p rzy niebie pok ry tym w arstw ą chm ur, E (0,— ) 13 000 lx. W m yśl poprzedniej interpretacji tych p ro filó w zrozum iałe jest, że przy słabszym ośw ietlen iu m aksim um fotosy n tezy przem ieszcza się b li żej pow ierzch n i m orza i m oże (jak w przypadkach k rzyw ej 2) m ieć m iejsce na samej pow ierzch n i. Nie tłum aczy to jedn ak pow ażn ego w z ro stu syn tezy p rzy spadku ośw ietlenia, jeśli uw zględnić jed y n ie poziom ośw ietlenia E (z,— ). W p ły w na taki przebieg zjaw iska m ogą zatem m ieć różnice w strukturze g eom etryczn ej i flu k tu acjach czasow ych pola św ietlnego. Jak łatw o w y w n iosk ow ać z zam ieszczonych w y żej danych, p rzyp ow ierzch n iow y spadek fotosy n tezy w słoneczne dni leży w zasię gu silnych flu k tu a cji pola św ietln ego w y w oła n y ch falow aniem . Ich od działyw anie na proces m oże b y ć bezpośrednie lub pośrednie przez ośw ie

tlenie k om órek skupionym i prom ieniam i ultrafiletu, k tórego ham ujący w p ły w na fotosyn tezę został stw ierdzony (Steem ann N ielsen 1964). Jak w yn ik a z przeprow ad zon ych w y żej rozważań, naturalne ośw ie tlenie ja k o param etr procesu fotosyn tezy w m orzu jest param etrem zło żonym z w ielu elem entów . K ażdy z nich m oże odd ziaływ a ć na proces syntezy w sw oisty, od ręb n y sposób. O ddziaływ anie jed y n ie poziom u ośw ietlenia w stanie stacjon arn ym ilustrują charakterystyki przedsta w ion e na ryc. 5.1, jak k olw iek należy zw rócić uwagę, że operow anie przy ich opisie p ojęciem kw antow ej w y d a jn ości reakcji zamiast p o ję ciem ośw ietlenia b y ło b y dopiero w pełni ścisłe. W yk resy te od zw ier ciedlają jednak fak tyczn y przebieg zjaw iska przy m ilczącym założeniu, że zaabsorbow ana przez kom órki energia jest proporcjonalna do ośw ie tlenia. W obec przebiegu tych ch arakterystyk i w obec w spom nianego procesu adaptacji planktonu n ietru dn o zauw ażyć, jak złożone m oże b y ć oddziaływ anie naturalnych flu k tu acji ośw ietlenia na fotosyn tezy w m o rzu (Dera 1967). B ezpośredni w p ły w flu k tu acji będzie uzależniony za rów no od ich am plitudy i częstotliw ości, jak i od stosunku średniego poziom u ośw ietlenia E do w artości Ek. W w ypadku kiedy E(z,— ) i V2(A £flukt. (z— )) < Ek, fotosyn teza lim itow ana jest oscy lu ją cym p o ziom em ośw ietlenia i jeśli założyć brak w p ły w u dynam iki flu k tu acji na fo torea k cje w kom órkach,, to o p ro d u k cji pierw otn ej w ciągu czasu t w takiej sytu acji będzie d ecyd ow ać doza prom ieniow ania w yrażająca się całką t TKz,— ,A) = J e (z ,— ,X) dt. 0

(5.1)

N ależy spodziew ać się w ystępow ania takich w arunków dla przew aża ją cej części strefy eu foty czn ej, tj. poniżej głębok ości za, która w p rz y bliżeniu pow inna pok ryw ać się z głębokością m aksim um na profilach p ion ow y ch P(z) zilu strow an ych ryc. 5.3. Fotosynteza m oże w p ew n ych granicach nie zależeć bezpośrednio od flu k tu a cji ośw ietlenia, gd y je g o o scy lu ją cy poziom w każdej ch w ili t spełnia w arunek E(z,— ,t) > Ek, co pow inno m ieć często m iejsce w kilku do kilkunastom etrow ej w arstw ie p ow ierzch n iow ej. Tutaj jednak w aru nek E(z,— ) > Ek nie jest łatw y do określenia, ch oćb y tylko ze w zględu na silną zależność w idm a ośw ietlenia od głębokości. Tak w ięc i w tym w ypadku przyn ajm n iej pośredni w p ły w flu k tu acji ośw ietlenia, szcze gólnie w w yn ik u ogniskow ania prom ieni przez fale, m oże b y ć znaczny. S y tu a cja kom plik u je się jeszcze bardziej tam, gdzie poziom ośw ietle nia o scy lu je w ok ół w artości Ek. Jeśli dodatkow o uw zględn ić m ożliw ość zmian w artości Ek w p ro ce

sie adaptacji kom órek, naturalne zm iany położenia k om órek w toni w odn ej, a w ię c i w polu św ietlnym , i w reszcie w spom niane w y żej zm ia n y stru ktu ry geom etryczn ej p od w od n eg o światła, to łatw o dostrzec, że ośw ietlen iow e w arunki p rod u k cji pierw otnej w m orzu pow inna określać n ie jedna w ielk ość optyczna, lecz cały ich zespół. D o n ajw aż n iejszych spośród nich należy zaliczyć średni poziom ośw ietlenia i jego w idm o E{z,— ,A), całkow itą dozę prom ieniow ania J E dt w ok reślon ym 0_

czasie oraz przebieg flu k tu a cji cza sow ych A£(z, )jE(z, ). P oziom ośw ie tlenia w toni w od n ej zm ienia się jednak znacznie, podobn ie jak znacz ne są zm iany ośw ietlen ia w arstw y p ow ierzch n iow ej zilustrow ane ryc. 4.1. Z tego też w zględu ch w ilow y p ion ow y rozkład bezw zględn ych w artości ośw ietlenia, w odróżnieniu od fu n k cji osłabiania oświetlenia, ma raczej znaczenie tylk o jak o przypadek szczególny i praktycznie nie od d a je w aru n k ów fotosyn tezy w ciągu dnia. W arto jednak w spom nieć, że bezw zględn e w artości ośw ietlenia tuż pod pow ierzchnią w o d y w sło neczne dni w lecie sięgają rzędu 104 i-tW/cm2 na 1 nm długości fali w przedziale w idzialn ym (Kam pa 1961). B liższym określeniem w a ru n ków fotosyn tezy jest pow iązanie fu n k cji osłabiania ośw ietlenia z dzien nym przebiegiem ośw ietlenia w n ik ającego pod pow ierzchnię w ody, a w o b e c silnych flu k tu a cji tego ostatniego rów nież z całkow itą dozą prom ieniow ania w ciągu dnia. P om iary ty ch w ielkości w p rzeciętn ych w arunkach atm osferycznych nie należą do prostych , toteż p o św ięcon o im w iele uw agi i opracow an o m etodę au tom atyczn ego całkow ania prom ieniow ania w d ow oln y m prze dziale X pod sfalow aną pow ierzch n ią m orza (Dera i w sp. 1967). Dzięki autom atycznem u całkow aniu n iezw y k le złożon ych o scy la cji naturalnego ośw ietlenia stw ierdzon o m iędzy innym i, że dzienne dozy prom ieniow a nia zasilającego p rod u k cję pierw otną w m orzu, porów nane dla różnych dni, w p ew n ych w ypadkach ulegają silnym zm ianom , w innych nato m iast m ogą się cech ow a ć bardzo zbliżonym i w artościam i przy skrajnie różn ych w arunkach ośw ietlen iow ych z punktu w idzenia flu k tu acji i przestrzennego rozkładu prom ieniow ania (Dera i O lszew ski 1967). Z a notow ane p rzyrosty dozy ośw ietlenia pow ierzchni m orza (pd. Bałtyk), ilu stru jące ty p ow e przeb iegi tego zjaw iska w różn y ch porach roku, a także zm iany w y stęp u ją ce często z dnia na dzień, przedstaw ia ryc. 5.4. W św ietle pow yższych w y n ik ó w pom iarów i rozważań łatw o dojść do w niosku, że sprecyzow anie ośw ietlen iow ych w arunk ów naturalnego procesu fotosy n tezy w m orzu stanow i otw arty problem . Zauw ażm y na zakończenie, że rów nież zm iany op tyczn ych param e trów w ó d akw enu, w y w o ła n e n ajczęściej technologią przem ysłow ą w re-

R yc.

5.4. Przyrosty

dozy

oświetlenia

powierzchni

m orza

ciągu

dnia

T c z a s l o k a ln y , J'E d t — d o z a o ś w i e t l e n i o w a l i c z o n a ( a u t o m a t y c z n ie ) o d w s c h o d u s ło ń c a w k i l o l u k s o g o d z in a c h . a — w r ó ż n y c h p o r a c h r o k u ( k r z y w e : 1 — 8 V I I I , 2 — 6 V I I I , 3 — 21 X , 4 — 7 X , 5 — 6 X , 6 — 23 X I I 1966 r .) (D e r a 1907). b — z d n ia n a d z ie ń w m i e s ią c u k w i e t n i u (D e r a i O ls z e w s k i 1967)

Fig. 5.4. The increase of irradiation on the sea surface during day-tim e T — l o c a l t im e , J’ E d t — a m o u n t o f i r r a d i a t i o n c a l c u l a t e d (a u t o m a t i c a ll y ) f r o m s u n r is e in k i l o l u x h o u r s . a — in d i f f é r e n t s e a s o n s ( c u r v e s : .2 — 8 .V I II ., 2 — 6 .V I II ., 3 — 2 1 .X ., 4 — 7 .X ., S — 6 .X ., 6 — 23.XII.1966) (D e r a 1967). b — d a y t o d a y in A p r i l ( D e r a a n d O ls z e w s k i 1967)

jon ie stref b rzegow ych , m ogą sp ow odow ać znaczne ograniczenie zasię gu strefy eu foty czn ej. P ociąga to za sobą sztuczne przesunięcie rów n o w agi b iologiczn ej, w zm ożen ie procesów gn ilnych i n iejedn ok rotn ie ka tastrofalne zm iany charakteru akwenu.

6. U W A G I I W N IO SK I K O Ń C O W E Z łożon ość zespołu zjaw isk pow iązanych z ośw ietleniem w m orzu, a także założenia i cel obecn ej p ra cy w ym agały zbudowania jej zasad niczej treści z w n iosk ów opracow an ych na podstaw ie w ielu prac ba daw czych z fizy k i m orza i dziedzin pok rew n ych . W nioski te zostały w tekście zilustrow ane opisan ym i przykładam i w y n ik ów badań, charak tery zu ją cy m i ty p ow e przebiegi om aw ianych zjaw isk. W tej sy tu acji w y d a je się celow e w y m ien ić jed yn ie w ażniejsze w nioski ogólne, które stan ow iłyb y pew n ego rodzaju podsum ow anie pracy, uw ypuklaj 4 ce p o

w iązanie n in iejszych zjaw isk z w arunkam i fotosyn tezy w m orzu. Tak rozum iane w n ioski k oń cow e m ożna b y sform u łow ać następująco: 1. M aksym alny zasięg strefy św ietlnej w m orzu, w sensie zd efin io w an ym na w stępie rozdziału 2, ogran iczon y jest zasadniczo do g łęb o kości o k o ło 180 m — głów n ie na skutek m olekularnych procesów ab sorp cji i rozpraszania światła w czystej w odzie. 2. Siln e zróżnicow anie p oszczególn ych obszarów m órz pod w zględem optyczn ym , w y rażające się m iędzy innym i zróżn icow aniem grubości strefy św ietlnej w zakresie o d ok o ło 10 m do 180 m, spow odow ane jest zaw artością w w od zie m orskiej śladow ych ilości pew n ych grup zw iąz k ów organ iczn ych oraz zawiesin. 3. K on cen tracja składników , które ograniczają przenikanie światła w głąb morza, zależy przede w szystkim od p rod u k cji biologiczn ej. P ierw szym ogn iw em tej p rod u k cji jest fotosynteza m aterii organicznej, lecz z drugiej stron y źródłem energii dla fotosyn tezy jest ośw ietlenie p od w odne. W rezultacie ustala się naturalna rów now aga m iędzy procesem biologiczn ej p rod u k cji składników ograniczających d op ływ światła w głąb m orza a zasięgiem niezbędnego dla tej p rod u k cji poziom u ośw ie tlenia. P rzesuw anie tej rów n ow agi m oże następow ać na skutek zmian innych param etrów stanu ośrodka. 4. W zrost k on cen tra cji zw iązków organicznych i zaw iesin w w odzie nie tylk o ogranicza globalną ilość energii św ietlnej, lecz p ow od u je także szereg istotnych zmian param etrów p od w od n ego pola św ietlnego. Na pierw szym m iejscu w śród nich należy w ym ien ić m od y fik a cję widm a ośw ietlenia. W zrost k on cen tra cji w spom nianych dom ieszek w w odzie coraz bardziej odcina k rótkofalow ą część w idm a ośw ietlenia, przesuw a ją c m aksim um je g o transm isji z pasma fal 425 nm w czystej w odzie do pasma 580 nm w w odzie silnie zanieczyszczonej. 5. Z łożon e rozkłady poziom u i w idm a ośw ietlenia w m orzu m ają istotny w p ły w na zróżnicow anie składu pigm entów fotoa k ty w n y ch w k o m órkach planktonu. 6. W badaniach oddziaływ ania światła z biosferą podw odną godne uw agi jest prom ien iow an ie u ltrafioletow e w strefie eu foty czn ej. W cz y stych w odach, tj. typu I i II w edłu g op ty czn ej k lasyfik acji, zasięg bli skiego ultrafioletu w głąb m orza jest w iększy o d zasięgu całej strefy eu fotyczn ej w m orzach szelfow ych i w odach przybrzeżn ych . W przedzia le fa l 350 — f- 400 nm ośw ietlenie pow ierzch n iow e m oże ulec osłabieniu w tych w odach do w artości 1 % dopiero na głębokościach 30 -f- 100 m. Zasięg ten jest zatem o rząd w ielk ości w iększy od zasięgu fal odpow iada ją cy ch pasm u ab sorp cji ch lorofilu w czerw ieni. W w od ach typu III transm isja ośw ietlenia w obu ty ch pasm ach jest porów nyw alna, a za sięg izofoty E(z,— )/2T(0,— ) = 1 % dochodzi zaledw ie do głębok ości kilku

nastu m etrów . W w odach przybrzeżnych zasięg bliskiego ultrafiletu (w pow yższym rozum ieniu) w yn osi średnio 3 m, jak k olw iek w w odach silnie zm ętn ion ych m oże spadać naw et do 1 m i m niej. 7. O prócz przestrzennego rozkładu i w idm a ośw ietlenia istotnym pa ram etrem pola św ietln ego w m orzu jest stosunek energii strum ienia bezpośrednich prom ieni słon eczn ych do energii strum ienia św iaiła roz proszonego. Z e w zględu na ten param etr strefę eufotyczną m ożna by p o dzielić na dw ie w arstw y, tj. w arstw ę górną, w której dom inują na prze m ian bezpośrednie prom ien ie słoneczne lub światło d y fu z y jn e , oraz w arstw ę dolną, w której św iatło jest zawsze dy fu zyjn e. W arstw y te można b y nazw ać odpow iedn io: słoneczną i dyfuzyjną. Stosunek gru bości tych w arstw w yn ik a głów n ie z różn icy w spółczynnika osłabiania w iązki prom ieni c(X) i w spółczynn ik a osłabiania ośw ietlenia odgórnego K d(k), przy czym m iędzy tym i w spółczynn ikam i nie ma określonej w spółza leżności. D la u m ow n ego sprecyzow an ia tych gru bości należałoby p r z y j m ow ać w artości c i K d w przedziale m aksim um w idm a c(X). 8. W w y że j zdefin iow an ej górnej w arstw ie (słonecznej) strefy e u fotycznej silnym zm ianom w czasie ulega k ątow y rozkład strum ienia ener gii prom ienistej, a także stopień polary zacji światła. 9. P ole św ietlne w o b u w arstw ach strefy eu fotyczn ej charakteryzu je się siln ym i flu ktu acjam i ośw ietlenia w ciągu dnia, sp ow odow an ym i głów nie ruchem chm ur i falow an iem pow ierzch ni morza. 10. P ion ow y rozkład am plitu dy flu k tu acji w y w oła n y ch ogniskow a niem prom ien i słon eczn ych przez fale ma charakterystyczne m aksim um w górnej w arstw ie strefy eu foty czn ej na głębok ości odp ow ia dającej w artości K{z,— )z «=* 0,2. P ołożen ie tego m aksim um praktycznie nie zależy od rozm iarów fal pow ierzch n iow y ch i w ynik a raczej z oddziaływ ania składow ych k rótk ook resow ych w idm a fal oraz zależy silnie od w ła ści w ości a bsorp cyjn o-rozp ra sza jących ośrodka. W artości am plitudy flu k tuacji są teg o sam ego rzędu co średni poziom ośw ietlenia. 11. W id m o energii flu k tu a cji ośw ietlenia w y w oły w a n y ch falow aniem pow ierzch n i m orza leży w szerokim przedziale częstotliw ości, lecz o b szar siln ych oscy la cji rozciąga się głów nie od 0 do ok oło 6 cy k li na se kundę. W idm o to jest znacznie przesunięte w stronę w yższych często tliw ości w stosunku do w idm a falow ania pow ierzch n i morza. W m iarę w zrostu głębok ości częstotliw ość m aksym alnych flu k tu acji m aleje. 12. W p ływ fal na flu k tu a cje ośw ietlenia w dolnej (d y fu zy jn ej) w ar stw ie strefy eu fotyczn ej jest znikom y (AE/E rzędu 10% ). 13. A ktualnie pan u jące w arunki ośw ietleniow e w strefie eu fotyczn ej można b y podzielić na słoneczne, d y fu z y jn e i mieszane. W idm a flu k tu acji ośw ietlenia w ty ch trzech sytu acjach są skrajnie różne, m im o że całk o w ite dozy prom ieniow ania, pod trzy m u jąceg o fotosyntezę w ok reślonym

czasie, m ogą b y ć rów n e lub zbliżone. Średni poziom ośw ietlenia i am plituda jeg o flu k tu a cji w ty ch . trzech w ypadkach pozostają w różnej relacji do ośw ietlenia nasycenia procesu fotosyn tezy Ek. 14. Z m ian y b a rw y m orza w św ietle słonecznym od fioletow ej do żół taw ej, poza rejon am i d op ły w ów , są na og ół w yrazem w zrostu p rod u k cji b iologiczn ej w strefie eu foty czn ej. Ilościow y m u jęciem ty ch zm ian m o że b y ć w id m o fu n k cji R {z,— ) = f(k) tuż pod pow ierzchnią morza. P rzedstaw ione w nioski, u w ypu k lające ce lo w o biologiczn e aspekty ba danych zjaw isk op ty czn ych , w yn ik ają głów n ie z pom iarów fizy czn y ch opartych na defin icja ch o p e ra cy jn y ch zestaw ionych w rozdziale 1. P o m iary te w y m a g ają stosow ania od p ow ied n iej techniki (om aw ianej w roz dziale 3 i w uzupełnieniu), która zapew nia popraw ność w ykorzystania tych d efin icji.

U Z U P E Ł N IE N IE — K R Ó T K I O P IS A P A R A T U R Y S K O N S T R U O W A N E J I STO SO W ANEJ

P odstaw ow e podczas

rejsó w

urządzenia badaw czych

pom iarow e są

B A D A N IA C H

AUTORA

w ykorzystyw an e

głów n ej

m ierze

pom iarach

urządzeniam i

R y c . U . l. M ie r n ik i o ś w i e t l e n i a w m o r z u (D e r a 1967) F ig .

U .l.

The

u n d erw a ter

irra d ia n ce

m e te r

(D e r a

1967)

situ

prototypow ym i,

skonstruow anym i przez autora z udziałem w spółpracow ników . N ajp rostszy z nich jest. m iernik ośw ietlenia w m orzu w określonym w yb ran ym przedziale długości fal (ryc

Fotodetektorem w tym urządzeniu jest fotoogniw o selenow e, a pły

z m lecznego szklą organicznego stanow i kolektor L am berta ustaw iony w m ysi zasad om ów ionych w rozdziale 3. Sposób zawieszenia sondy na linie gw arantuje łatw y i szybki obrót m iernika w położenie odpow iednie do pom iarow ośw ietlenia odgórnego lub oddolnego. Sonda połączona jest za pośrednictw em kabla z r e je stratorem o czułości rzędu 1 m V na skalę, pracującym na pokładzie statku. M ały opór

obw odzie

leżności

fotoprądu

zew n ętrzn ym od

fotoogniw a

ośw ietlenia.

< 5 0 - 1 0 0 Q)

U rządzenie

zapew nia

p o z w a l a

liniow ość

rejestrow ać

rozkła y

i fluktuacje oświetlenia odgórnego praktycznie do dna strefy eufotycznej. U ży w a ne jest także do pom iarów ośw ietlenia od dolnego i fu n k cji odbicia w górnej w a r stw ie strefy eufotycznej. Do tych sam ych celów autora w ykorzystyw ano też C -la

w pracach sondę typu

nieco m niej czułą, lecz w yposażoną

w dwa podobne detektory (odgórny i od dolny), skonstruow aną przez przodującą w

tej

dziedzinie

firm ę

M arine

A d visers

Inc. (U S A ). W pracow ni autora znajduje się obecnie na ukończeniu budowa p o dobnej,

ale

bardziej czułej

sondy

dw u-

detektorow ej. D rugim urządzeniem , skonstruow anym zarówno

do pom iarów

ośw ietleń

in situ,

jak i do radiacji oraz rozkładów w id m o w ych tych w ielkości, jest precyzyjny fo tom etr m orski z detektorem zbudow anjrm na

fotopow ielaczu

(ryc.

U.2).

Zasadnicze

jego elem enty stanow ią: pojem nik w odo szczelny z okienkiem optycznym i w y p ro w adzeniem kabla, układ optyczny złożony z system em przesłon i kondensora zape w niających w ysoki stopień k olim acji (roz bieżność

odbieranych

prom ieni

0,5°),

fotopow ielacz (R C A ) i m iniaturow y zasi lacz w ysokiego napięcia transform ujący niskie napięcie stałe, regulow ane z pokła du

statku

pośrednictw em

kabla

( 4 - i - 15 V napięcia stałego przesyłane k a

R yc.

U.2. M ie r n ik o ś w i e t l e n i a i r a d i a c ji w m o r z u ( G o r d o n i D e r a 1968) F ig . U .2. T h e u n d e rw a te r r a d ia n c e and ir r a d i a n c e m e t e r ( G o r d o n a n d D e r a 1968)

blem ze statku do sondy daje na dzielni# ku napięć w sondzie odpowiednio 400 do 1500 V , 0,5 m A ). Po zew nętrznej stronie okienka sondy w ejście optyczne przystosow ane jest do łatw ej w ym ian y filtrów optycznych

oraz

do zam ocow ania

kolektora

Sonda w spółpracuje z rejestratorem

L am berta

o czułości 1 m V

przy

pom iarach

osw»e

na skalę (do 100 V

regu podzakresów) typu 7100 B firm y H ew lett Packard. W obec flu k tu acji podw odnego pola św ietlnego do pom iarów

en. sze

dozy o ś w i e t le n i ,

jak i w yznaczania jego dokładnych wartości średnich zbudow ano o ry gm a .n y in tegrator przystosow any do pracy na sfalow an ej pow ierzchni m orza (ryc. U.3).

6 — O c e a n o lo g i a

R y e . U.3. M o r s k i i n t e g r a t o r o ś w i e t l e n i a

(D e r a , O ls z e w s k i i Ł ę g o w s k i 1907)

a — s p o s ó b z a w ie s z e n ia , 1 — k o r p u s s o n d y , 2 — k o l e k t o r L a m b e r t a , 3 — z a w ie s z e n ie p r z e g u b o w e , 4 — p ł y w a k i n o ś n e , 5 — s t a b i li z a t o r , 6 — k a b e l ł ą c z ą c y s o n d ę z o d b i o r n i k i e m , 7 __ p o z io m m o r z a , b — w i d o k o g ó l n y F ig .

U.3.

The

ir r a d i a n c e

in t e g r a t o r , f r e e - w o r k i n g Ł ę g o w s k i 1967)

th e

sea

s u r fa c e

(D e r a ,

O ls z e w s k i

a m e t h o d o f s u s p e n s io n ; 1 th e b o d y o f th e p r o b e , 2 co s in e c o lle c t o r , 3 H o o k e 's co u p lin g , 4 s u p p o r t in g fl o a t s , 5 s t a b iliz e r , 6 c a b l e c o n n e c t i n g th e p r o b e w i t h th e r e c e i v e r , 7 — s ea s u r f a c e , b — g e n e r a l v i e w o f t h e in t e g r a t o r

Sonda kach,

integratora a

kolektor

zawieszona ośw ietlenia

jest

sw obodnie

u trzym yw an y

powierzchni

przy

tym

m orza

niezależnie

p ły w a

falow ania

w położeniu poziom ym na .stałej głębokości tuż pod pow ierzchnią w ody (ryc. U.3a). W schem acie elektronicznym integratora (rye. U.4) m ożna w yróżnić fotodetektor w postaci precyzyjnej fotokom órki typu M K V S (Zeiss), elektrochem iczny elem ent całkujący bilizacją

typu

Solion

i licznik

(SE -110),

cyfrow y

przerzutnik

Schm idta,

na w yjściu . Liczba

w yjściu u kładów jest proporcjonalna

w zm acniacz

im pulsów

do dozy ośw ietlenia

term osta-

zarejestrow anych

[¿V oo

E(z,— ,t)dt], któ

rej pom iar innym sposobem b yłby bardzo utrudniony ze w zględu na silne i zło żone flu k tu acje naturalnego ośw ietlenia pod w odą. N ajn ow szym orygin alnym osłabiania c(2 ) jest m iernik

rozw iązan iem układu do pom iarów w spółczynnika oparty na m etodzie czarnej tarczy (Black Screem

Attenuance M eter — G ordon, Dera i Iv a n o ff 1969). Zasadę pom iarów tą m etodą opisano w rozdziale 3. G łów n ą jej zaletą jest m ożliw ość bezw zględnych, precy zyjnych

pom iarów

w spółczynnika

osłabiania

w iązki

prom ieni c(z) w

naturalnym

polu św ietlnym in situ, tj. z pom inięciem uciążliw ych i niezbyt dokładnych m iarów transm isji sztucznie w ytw arzanej w iązki światła. Pierw otna

w e rsja

radiacji

wieszoną

konstrukcją,

obrotowa.

Część

się

tarcza

tego urządzenia

m iernika

(ryc. U.5)

fotopow ielaczem ) której tarczy

odległości ma

składa

połączonego w n ękę

się

zasadniczo

odpow iednią, m iernika

im itującą

ciało

czułego

poziom o

radiacji doskonale

znajduje czarne,

część zaś otw iera około 3 razy na m inutę pole widzenia m iernika radiacji pozio m o w przestrzeń. R ejestrow ane na przem ian w artości radiacji przy otw artym i zam kniętym czarną tarczą polu w idzenia pozw ala ją łatw o obliczyć bezw zględne

T s R yc.

U .4.

S ch em at

id e o w y

— e le k tr o c h e m ic z n y

-T G -50 części

e le k tr o n ic z n e j

e le m e n t c a łk u ją c y ty p u

m o r s k ie g o

S o li o n

in te g ra to ra

o ś w ie t le n ia .

SE-110

(D e r a , O ls z e w s k i i Ł ę g o w s k i 1967)

F ig . U .4. S c h e m a t i c o f t h e i r r a d i a n c e in t e g r a t o r c i r c u i t d ia g r a m . SE-110 — a s o lio n

w artości

ty p e

c(z) (p.

e l e c t r o c h e m i c a l in t e g r a t in g

str.

31). O dległość

tarczy

c e ll

(D e r a , O ls z e w s k i a n d

m iernika

radiacji

Ł ęgow sk i

1967)

regulow ana

jest

w zakresie od 0,5 m w m ętnych wodach przybrzeżnych do 4 tn w wodach ocea nicznych. P róbne p o m iary przeprow adzone na pełn ym m orzu (K araibskim ) z po kładu statku badaw czego „D iscoverer 02” w y k a za ły pew ne trudności operow ania na sfalow an ym m orzu tak pom yślan ą kon strukcją i doprow adziły autora do opra cowania znacznie zm odyfikow an ego rozw iązania konstrukcyjnego (ryc. U.6), zn a j dującego się obecnie w stadium prób w pracow ni autora. Zasadnicze różnice m ię dzy pierw szą i drugą w ersją m iernika polegają na zastosow aniu w drugiej w ersji dw u stru m ien iow ej optyki i w yelim in ow aniu ruchom ych części w wodzie, których praca

jest

zw yk le

utrudniona

przy

dynam icznym

nacisku m as

w odnych podczas

pom iarów na sfalow an ym m orzu. T akie rozw iązanie pozw ala rów nież na w y e lim i now anie kłop otliw ej kon stru kcji podw odnego napędu tarczy i uproszczenie po łączeń kab low ych sondy z pokładem statku. B ardziej w

szczegółow y

cytow anych

opis

om ów ionych

urządzeń

pom iarow ych

m ożna

znaleźć

pracach autora i w sp ółpracow n ików , ogólny zaś zarys m etod

daw czych stosow anych w optyce m orza, z opisem niektórych ciekaw ych urządzeń pom iarow ych

skonstruow anych

części

w ybranych

cyklu

i w spółpracow n ików m ożna

też

znaleźć

przez

zagadnień „Postępach

om ów ienie w ielu

innych fizyki

autorów ,

m orza,

F izy k i” . W innych

zaw arty

jest

pu blikow anego

pozostałych

aspektów

częściach

optyki

drugiej

przez

m orza

autora

tego (p.

cyklu

część

Dera i K a lin ow sk i 1966, część XI K a lin ow sk i i Dera 1968, część III Dera : O lsz e w ski 1969).

R ye.

U.5. P r o t o t y p o w y

F ig .

R ye.

U.5. B la c k

U .6.

S ch em at

m ie r n ik

screen

w s p ó ł c z y n n ik a o s ła b ia n ia c ( z ) in ( G o r d o n , D e r a i I v a n o f f 1969)

a tte n u a n ce

m ie r n i k a

m e te r

w s p ó ł c z y n n ik a

— p rototy p e

o s ła b ia n ia

s itu

(G o rd o n ,

c(z)

m e to d ą

D era

s it u

cza rn ej

tarczy

and

Iv a n o ff

1969)

m e to d ą

czarn ej

ta rczy

CT c z a r n a t a r c z a , F — f i l t r y , o — o k i e n k a o p t y c z n e w o d o s z c z e l n e , S — s o c z e w k i , P r __ p r z e s ł o n y , S z — s z c z e l i n y c y l i n d r y c z n e , M — m o t o r , T — t a r c z a o b r o t o w a p r z e s ła n ia ją c a na p r z e m ia n w e j ś c i a o p t y c z n e , P z — p r y z m a t y k i e r u j ą c e p r o m i e n i e n a d e t e k t o r , F P — f o t o p o w ie la c z , W N z a s ila c z w y s o k i e g o n a p i ę c i a , W — w y j ś c i e w o d o s z c z e l n e d la k a b la , z — z łą c z e p o d w o d n e k a b la , K — k a b e l, Z w — z a w ie s z e n ie , C z — c z a s z a o s ło n n a , O W — o s ło n a , Ł — ła w a (D e r a ) F ig .

U.6.

D ia g r a m

th e

b la c k

screen

a tte n u a n ce

m e te r

p rop osed

D era

b la c k s c r e e n , F fi l t e r s , O — w a t e r t i g h t o p t i c a l w i n d o w s , S — le n s , P r — a p e r t u r e s to p , Sz — c y lin d r ic a l a p e rtu re , M m o to r, T r o t a t i n g b lin d ( c o v e r i n g o p t ic a l p a th s a l t e r n a t e l y ) , P z — p r is m s d i r e c t i n g t h e r a y s o n t h e d e t e c t o r , F P — p h o t o m u l t i p l i e r t u b e WN h ig h v o l t a g e p o w e r s u p p ly , W w a te r tig h t o p e n in g fo r th e c a b le , Z ca b le c o n n e c t o r , K — c a b le , Z W — s u s p e n s io n , C z — p r o t e c t i v e c o v e r , o f f — w a terp roof h o u s in g , Ł — b e n c h

J. D E R A P o lis h

A ca d em y

S c i e n c e s I n s t it u t e o f G e o p h y s ic s , M a r in e

S t a t io n

— Sopot

IR R A D IA N C E IN TH E E U P H O T IC Z O N E O F T H E S E A Sum m ary This

paper is on the subject of the nature of underw ater

ecological factor, m ain ly a

m onographic

irradiances

as a ¡parameter of photosynthesis,- in

description

containing,

am ong

other

things,

the

as an

sea. This

m any

results

experim ents carried out by the author. The basic subject of the paper is contained in fiv e chapters under the fo llo w ing headings: 1. O perational definitions of the optical properties of the sea 2.

The

com ponents

sea

w ater,

w hich

m od ify

the

(p.

11).

underw ater

light

field

(p. 18). 3. Attenuation of light penetrated into the sea (p. 27). 4. Fluctuations of underw ater irradiance (p. 54). 5. The in flu en ce of irradiance on the prim ary production of organic m atter in the sea (p. 69). A p art from these, Chapter 6 contains fin a l conclusions indicating the biological aspects

of the

optical phenom ena

com prising a short

description

discussed.

and

The

illustrations

last of

part

form s

a supplem ent

som e m easuring

in stru m en t:

used by the author in his w ork. The individual chapters can be sum m arized as fo llow s:

1 In m odern sea optics w e use a uniform

system

of m u tu a lly related functions

describing optical properties of the sea. These w ere m ain ly w orked out by P r e isendorfer

(1961).

1) the m ain

groups:

E0 and

The

irradiance

system

of these functions

photom etric

E, defined

quantities

respectively

(fig.

—

1-1) m a y

radiance

equations

(1.1),

divided

scalar (1.2)

into

irradiance

and

(1.3);

inherent optical properties of the sea — beam attenuation coefficient c, scattering function P>, absorption coefficient a, and the total scattering coefficient are

defined

respectively

equations

(1.5) -4- (1.12)

the basis

b. These

equation

transfer (1.4), w h ere L * is the path function and r a distance; 3) apparent optical properties K (z,f),

—

reflectance

distribution

function

for

R, flu x

diffu se D (z,± )

attenuation diffuse

function

attenuation

for

radiance

function

for

irradiance K ( z ,± ) and diffuse attenuation function for scalar irradiance k {z ,± ), defined respectively by equations (1.13) -H (1.18). Th e index (— ) alw ays denotes that the function is for dow n w elling flu x and in dex ( + ) that it is for u pw elling flu x ; z — m eans depth in the sea; S is the unit vector denoting the direction; -> r,, is a vector denoting position in a m edium . Sy m bo ls b/ and b& m ean respectively, the forw ard and backw ard scattering coefficient.

The rem aining functions, defined b y equations fro m

1.19 to 1.25, form

a sub

g r o u p of the apparent optical properties and are called hybrid optical properties of the sea (P reisendorfer 1961). O f the optical functions given in Chapter one, .some are used fu rth er in this paper, to describe phenom ena defining optical conditions o f life in the sea.

2 T h e lim iting of the euphotic zone in the sea, is m ainly due to optical properties oi w ater. C onsiderable variations in the thickness of this zone in various sea regions, are observed, these being the result of the interaction of light and sus pensions and certain

groups of dissolved

organic substances in sea

w ater

O nly

traces of these com ponents occur as com pared with the concentration salt in the w ater, but differen t from salt, they have a strong influence

of sea on the

* ° f .Ur! derW ater H g h t This is the caus* « f thickness of euphotic zone of from about 10 to m ax. 160

the variations 180 m.

the

In the suspended m atter in sea w ater, w e can distinguish a group of organic suspensions

w hich

m a in ly

includes

organic

detritus,

bacteria

and

a group of inorganic suspensions com prising the products of rock m ud and -group.

atm ospheric

dust. L arge aggregates

of particles

fo rm

fungi,

also

erosion,’ river

a separate

su b -

The considerable progress m ade in the field o f research on size distribution of particles in the sea, results from the adopting of the C oulter Counter (see Berg I9a8, 1965, Shaldon and Parsons 1968). A ccord in g to Bader (1968), in a first approxim ation, the size distribution function of particles can be expressed by equation (2.1) (see fig. 2.1.), w here N — num ber of particles larger than a given size (volum e or diameter) m — a positive constant. The regional

distribution

sam ple

of w ater,

of the concentration

V —

volu m e

of organic

of particle

and

inorganic p a r

ticles in the sea is given in table 2.2 (see Parsons 1963) and the vertical d is tribution of the concentration C is given by equation (2.2), w hich for phytoplankton particles, assum ing a constant fa llin g speed v and a constant eddy diffusion coefficient A , is reduced to the expression (2.3) (where y is the coefficient of the rate of production — see R iley and others 1949, Jerlov 1959). The expression (2.4) describes the conditions concentration o f particles at certain depths z.

for

the

occurring

of m ax im u m

Th e dissolved organic substances m od ifyin g the distribution o f the underw ater light field , com prise, in the m ain , dissolved so -ca lled y ello w substances (e.g. m elanoids) and hum us substances which usually occur as colloids (see K a lle 1961, 1966). This

a m ixtu re

sea

organism

m etabolic

products

of a

com plicated

chem ical structure. Their m ain characteristic is strong absorption of short w aves of visib le light due to the presence o f double bond system s.

3 For

the

suspensions

biosphere, and

the

organic

im portant m atter

w ith

resultant light

effect the

of sea,

the is

interaction the

attenuation

the of

direct sun rays in the upper layer of the euphotic zone and d iffu se attenuation o f irradiance in the w hole body o f the w ater.

This attenuation m a y be nuation

coefficient

c(z,).)

described respectively by m eans

and

the

diffuse

attenuation

of the beam

function

atte

irradiance

K (z ,+,?.). Correct m easuring of these two functions thus appears to be of special im portance,

and

Special attention fig.

therefore,

the

first

part

Chapter

3 is

given

w hen d efin in g e(7.) by m easuring the beam

over

3.1.a,b) should be paid to the possibility of considerable errors

due to strong forw ard scattering of light at sm all angles. If the photodetector receives light fro m a solid angle scattering angle © , then the beam (3.6). c* is sm aller

than

attenuation

this,

transm ittance

(see

being m ade

Acs corresponding

coefficient calculated b y

the true coefficient c of the valu e

of the

equation

integral

equation (3.7). T h e errors caused by this effect m ay be considerable, as it results from the shape of scattering function 0 in sea w ater that, for instance, 25°/o of the total scattered light is scattered forw ard and others 1966). A m ethod of m easuring ’ ’black

screem

attenuance

coefficient

m eter”

in an angle 0 ' = 5°

c(z,i.) in

has been

situ, by

developed

means

(Gordon

(see Spilhaus

the

and

so -ca lled

others

1969).

This is described on p.p. 30 ~r- 32 (see fig. 3.1c, U .5 and U.6). The K (z ,± )-fu n c tio n is usually determ ined by m eans of m easu rem en t of the vertical distribution o f irradiance. It is m ost convenient to do this by using an irradiance m eter w ith consine collector (see fig . 3 .Id, U .l and U.2). The typical beam transm ittance spectra for natural waters are shown in fig. 3.2. The different position of curves on the scale in this figure, results in the m ain, from

the

differences

concentration

suspensions,

w hich

scatter

the

visible

light practically n on -selectiv ely. The increase of the curve slope in the shortw ave band of the spectrum , indicates the increase in concentration

of organic m atter

in the water. Figure 3.3 is the result o f an experim ent illustrating the insignificant selectivity of the attenuation of visible light by th e suspended m atter alone (curve b). T able 3.1

illustrates

the

approxim ate values

of coefficient c for

green light in

varius

sea regions. F in ally, fig. 3.4 illustrates the u ltraviolet spectra of absorption c o e ff icient for river (Vistula) w ater (curve 1) and Baltic sea w ater (curve 2, 3 and 4). Equations irradiance

(3.15)

and

(Preisendorfer

(3.16) 1961),

are and

the

general

equations

expressions (3.17)

and

for

(3.18)

attenuation express

the

of net

inward flow of radiant pow er dP to any elem ent of volu m e dV in any horizontal lam ina of thickness dz at depth z (D untley 1963). Because the reflectan ce function for dow nw elling flu x R(z,— ) (upward reflectance) is in m ost cases, very sm all (with the exception of very clean deep w ater, as show n in the results of the auth or’s m easurem ents in table 3.2), equation (3.18) m ay be reduced in the first a p p roxim a tion, to (3.19), where w e can see the im portance of K (z ,— )-fun ction for determ ina tion o(f the net inw ard flo w of radiant pow er dP directly. This K -fu n c tio n can be described b y

equation

(3.20), w h ich

helps

understanding

the

influence

absorption and scattering on the spectrum of underw ater light. A

significant

illustration

the

diffuse

attenuation

function

irradiance

spectrum in natural w aters, is fig. 3.5. The consecutive curves in this figu re characterize different w aters, from the cleanest natural water (curve 1), through average ocean w aters

(curve 2) to shelf and

coasted w aters

(curves 3, 4 and 5).

It is worth noticing the gradual narrow ing of the spectrum fro m the shortw ave side, as the concentrations of suspensions crease. Figures

3.6a,b,

illustrate

the

and

distribution

organic m atter irradiance

and

in the w ater its

transm ittance

spectra

different

types

-ocean

waters

according to Jerlo v ’s classification

(1964).

w aters

the

ocean,

given

I -r- III

Regional

figure

3.6c.

and

coastal

distribution F in ally

(for

w ater

1 -f- 9,

of various

types

com parison),

the

results o f direct m easurem ents o f vertical distribution of irradiance relative values (for 530 nm band) in differen t w aters, is given in fig. 3.7. These results illustrate, in som e w ay, the differentiations of the ran ge of euphotic zones in the sea, which for tw o com pletely different cases are illustrated in vertical section by means of relative values of isophots, expressed G dansk, fig . 3.8b — Straits o f Florida).

percentages

(fig.

3.8a

—

B ay

The position of the sun in the sky, has a certain influence on the attenuation of irradiance, w hich illustrates m som e w a y , the results of m easu rem en ts carried out at one poin t at variou s tim es of the day in the Caribbean Sea (fig. 3.9 — see Jerlov 1968). This influence results, in the m ain, from the changes in the angular distribution of radiance under w ater, depending upon the position of the sun. This angular distribution of radiance, becom es sym m etrical in relation to the vertical and independent of external lighting conditions, at certain depths only

(fig. 3.10). Th e light field

b elo w

this

depth, is com p letely

diffused

and

called an asym ptotic light field. The specific properties of the asym ptotic light field are described toy equations (3 .21 )-H (3.23) (see Preisendorfer 1961). If the sk y is overcast, the d iffu se light fie ld occurs in the w hole body of w ater, w hich changes the conditions of radiation in the upper layer of the euphotic zone fu ndam entally. Variations in the distribution

of radiance also cause variation

of underw ater light (see Iv a n o ff and W aterm an K a jgo rod o w 1967).

1958, Tim ofeew a

in polarization 1962, 1966 and

4 U nderw ater irradiance is characterized

by large, rapid, tem poral fluctuations

(fig. 4.1). These fluctuations are caused by som e optical phenom ena in the atm osphere and on the w a v in g

taking place

surface of the sea. O f these phenom ena,

the obstructing of the direct rays of the sun by m oving clouds and the focusing of the sun rays 'by w aves, have the strongest influ en ce on the fluctuations (fig. 4.2). This last effect takes place only in the upper layer of the euphotic zone, but it is very

strong and creates very specific radiation conditions

for the bio

sphere in this layer. For a sim ple one-dim ensional w ave surface with a w ave from given by equation (4.4) the focal plane f m ay be expressed in first approxim ation b y equation (4.8), where A is the length of the w a v e and y„ the amplitude. In na ture, this phenom enon is m ore com plicated owing to the com plex surface w ave spectrum and the attenuation

of direct sun rays in w ater

(see Snyder and Dera

1970). Characteristic m ax im u m fluctuation am plitude is observed at certain depths, as the result of focu sing of sun rays. Th e typical

depth variation

of fractional

fluctuations in dow n w ellin g irradiance for several conditions of w ater clarity is show n in fdg. 4.3. It has been proved that the vertical distribution of fluctuation am plitude

caused

focusing

of rays b y

w aves,

depends m ore

on the

optical

properties of a m ed iu m than on the spectrum o f surface w aves. This is illustrated in fig. 4.4, w here the relationship betw een fractional fluctuations in dow nw elling irradiance and the ’’ apparent optical depth” K ( z — )z, is plotted for different waters and under different hydrom eteorological conditions. A s can a ll cases, the results are sim ilar independent on w a v e conditions.

seen,

F igu re

4.5

illustrates

the

com parison

the

distribution

dow n w elling and upw elling irradiance. The pow er spectra of the irradiance

fluctuations

depend

w aves

both

the

spectrum

surface

are

and

fluctuation

fa irly

depth.

com plex

E x am p les

of and

such

spectra are given in fig. 4.6 (upper graph) and com pared w ith power spectrum of surface w aves drawn in the sam e frequency scale (lower graph) — see Snyder and Dera

1970. W orth

spectrum

noting here

irradiance

are:

fluctuations

w a v es; b) the concentration

a) the

considerable w idth

com pared

pow er

of irradiance fluctuation

of the power

spectrum

energy m ain ly

surface

in a range

of frequency of fro m 0 to 6 c /s; c) a significant shift of the m a x im u m of irradian ce fluctuation pow er

power

spectrum ;

spectrum shifting

relation

the

m ax im u m

the

m ax im u m

surface

w aves

irradiance

fluctuation

power

spectrum towards the low er frequency w ith the increase in depth. Fluctuations of irradiance caused by the surface w aves in case direct sun

rays, are sm aller

and there is no m ax im u m

b elow

lack

the surface

of (bee

Dera and O lszew ski 1967).

5 T h e general relation sh ip betw een the rate of photosynthesis of m arin e p h y to plankton

and

irradiance

given

fig.

5.1,

w here

graph

illustrates

the

theoretic course of this relationship and graphs B and C the courses for natural population of phytoplankton (see Y entsch and L ee 1966; Steem ann Nielsen and H ansen 1959). It is easy to distinguish the region of light reactions Ri, w here the photosynthesis is proportional to the irradiance and the region of dark reactions Rd, w h ere

the process

of photosynthesis

occurs

under

conditions

saturation

of lig h t and is lim ited by other reactions not directly dependent on light. B oth irradiance valu e E k and Pmax are differentiated in various waters

and

m ay undergo changes in tim e. Special changes in these values can be observed under the influence of irradiance changes, this being called ’’adaptation” of p lan k ton to differen t light intensities. The values of Ek. and P max fo r natural plankton populations

in various

adaptation

of plan kton

the

com position

seas to

and

at various

differen t lig h t

of pigm en ts

and

depths

are

intensities

enzym es

the

given

in table

connected cells.

These

5.1.

w ith

The

changes

are

observed both during the day and in the different seasons. The decrease in irradiance also causes an increase in ratio betw een the am ount o f pheophytin and pigm ents in the cells, w hich is illustrated in fig . 5.2. Th e vertical distribution of the rate of photosynthesis

organic

m atter

the sea for differen t clarity o f w ater, is show n in fig . 5.3. It can be presum ed that there is som e influence of irradiance fluctuation, particularly focusing o f sun rays b y surface w aves, on the decrease in photosynthesis in the surface ¿ayer of the w ater. Th e u ltra -v io let p art of the light spectrum , w h ich is m ost d ifferen tly attenuated in various w aters, m a y also have a significant influence on this. G en erally speaking, the defining of natural light conditions of photosynthesis in the sea

in v ie w

of the characteristics illustrated

in fig. 5.1

and the strong,

rapid fluctuations of irradiance v isib le in fig . 4.1, is d ifficu lt and rem ains an open problem . These conditions should be defined by m eans o f several optical p a ra m eters

these including the average vertical distribution of irradiance, its flu c tu a

tions and the irradiation on the sea surface,

5 Edt. The latter, as show n in fig.

5.4, varies considerably over the year (fig. 5.4a) as w e ll as during daytim e

(fig.

5.4b). It is also frequ en tly the case that com pletely

differen t lighting conditions

from the point o f vie w o f irradiance fluctuations, give sim ilar values of irradia tion (see Dera and O lszew ski 1967).

6 Th e fin a l conlusions and rem arks em phasizing the biological described optical phenom ena, can be put down as fo llo w s: 1. T h e m ax im u m

aspects

the

range of the euphotic zone in the sea, is basically lim ited

to about 180 m m ain ly due to m olecular processes o f absorption and scattering of light in pure w ater. 2. L a rg e

differences

the

various

sea

regions,

expressed,

am ong

others,

in the differentiating of thickness o f euphotic zones (strictly the photic zone in the m eaning described in Chapter 2), betw een fro m about 10 to 180 m , is due to traces 3. sea,

of certain groups

of organic

com pounds

and suspensions

Concentration of com ponents, which lim it the penetration depends

prim arily

upon

the

biological

production

is the photosynthesis of the

the source

energy

for

production.

The

in sea w ater.

of light into the first

link

this

organic m atter, but on the other hand,

photosynthesis

underw ater

irradiance.

a result

of this, a natural balance is established betw een the biological production of com ponents lim iting light penetration and the range o f irradiance level indispen sable for this production. Changes in this changes in other param eters of the m edium . 4. w ater,

The

increase

not only lim it

the

concentrations

the total light

balance m ay

organic

energy, but

occur

m atter

also

and

cause

the

result

suspensions

several

significant

changes of param eters of the underw ater light field. M ention should first be m ade of m odification

o f underw ater

irradiance

spectrum .

increase

in the concen

tration of the a bove-m en tion ed com ponents in the w ater, causes cutting o ff of the shortw ave part of the spectrum , shifting .its m axim u m transm ittance from the 425 nm band in clean w ater, to the 580 nm band in strongly polluted water. 5. T h e com p lex

distributions of the level and

spectrum

of irradiance

the

sea, have a significant influence on the differentiating of the com ponents of the photoactive pigm en ts in the plankton cells. 6.

W orth

noting

these

investigations

interaction

betw een

light

and

underw ater biosphere, is the u ltra -violet radiation in the euphotic zone. In clean w ater, i.e. types I and II according to optical classification, the depth range of near u ltra -violet is greater than the depth range of the w hole euphotic zone in sh elf and coastal regions. In the 350-r-400 nm w aveband, the surface irradiance m ay be attenuated

in clean w ater to the v alu e o f

1%> only at depths

o f from

about 30 to 100 m . This depth ran ge is thus of one order o f m agnitude greater than the depth range o f light w aves corresponding to the absorption band of ch lorophyll in the red part of the spectrum . In type III w ater, the irradiance in both of these bands is com parable and the range of isophots E(z,— )/E(0,— ) - - i«/o only goes dow n to a dapth o f several m etres. ,In coastal w aters the depth range of near u ltra -v io let (in the above m eaning), amounts to 3 m on average, although this m a y drop to 1 m or less in v ery turbid w aters. 7.

A p art fro m

the free

dim ensional distribution

and

spectrum

irradiance,

a significant param eter o f the underw ater light fie ld , is the ratio o f the radiant flu x carried b y direct sun rays to the diffused radiant flu x . In v ie w of this param eter, the euphotic

zone m ay

divided

into tw o

layers, i.e. upper layer,

w hich

layers

the

can

thickness

direct

be of

sun

called

the

diffuse

ligh t

respectively

the

’’ sunny

and

the

’ diffu se . The

results m ain ly

fro m

the

difference

these tw o

rays

layers

dom inate

alternately.

These

ratio

in the

beam

attenuation coefficient c(l) and the diffuse attenuation coefficient of dow n w elling irradiance

K {z,— ), there

functions.

define

being

these

strictly

thicknesses,

spectra of c(l), could be accepted. 8. In the above-m entioned upper

defined

values

’ ’sunny”

correlation and

layer

K of

in the

betw een

band

the

tw o

m ax im u m

euphotic

zone,

angular distribution of radiant flu x and also the degree of polarization

the

of light,

undergo strong tem poral variation. 9. L igh t fields in both layers o f the euphotic zone, are characterized by strong irradiance fluctuation

during

daytim e,

and surface w aves. 10. The vertical distribution

caused

of fluctuation

the m ain, by

cloud

am plitude caused by

m ovem en t

the focusing

o f sun ray by w a v es, has a significant m ax im u m in the upper layer o f the euphotic zone at a depth w here K (z,— )z = 0.2 approxim ately. The position of this m ax im u m

practically

independent

rather fro m the interaction

of the

size

of the

surface

w aves

results

of the shortw ave com ponents of the w ave spectrum

and is strongly dependent upon the absorption-scattering properties of the m e d ium . T h e values of fluctuation am plitude are of the sam e order of m agn itu de as the m ean irradiance. 11. T h e power spectrum of irradiance fluctuation, caused by the surface w aves, is situated in the w ide range of frequency, but the range o f strong fluctuation occurs m ain ly betw een 0 and about 6 c/s. Th e m a x im u m of this fluctuations p o wer spectrum is shifted tow ards the higher frequencies in relation to the power spectrum

of surface w aves. W ith

frequency decreases. 12. The influence

surface

increasing of w aves

depth, the m ax im u m

irradiance

fluctuation

the

low er

layer (diffuse) of the euphotic zone, is n egligible (AE /E in the order of m agnitu de

10Vo). 13. The

existing

ligh tin g

conditions

the

euphotic

zone,

can

divided

into ’’su n n y” , „d iffu se ” and „m ix e d ” . The pow er spectra of irradiance fluctuations in these three cases are totally different, in spite of the fact that the total irradiation

energy,

supporting

photosynthesis

given

tim e

interval, m a y

equal or sim ilar. The average level of irradiance and the am plitude of irradiance fluctuation,

in the three above-m en tion ed

cases, d iffe r

in relation

to the value

of irradiance saturation E k of photosynthesis process. 14. Variations in the colour of the sea fro m violet to yellow ish , are usually an indication the region spectra

of increased biological production

of estuaries. Q uan titative description

o f reflectance function

in the euphotic zone, except o f these variations

R(z,— ) = f(>.) just b elo w

the w ater

m ay be the surface.

Supplem ent To and

carry

his

out

some

co-w o rk ers

the

designed

experim ents several

described

m arin e

optical

this

paper,

instrum ents.

the

author

Illustrations

of these are included at the end of the paper. A n underw ater irradiance m eter w ith selenium cell (fig. U .l) ; an underw ater radiance and irradiance m eter with photom ultiplier (fig. U .2); irradiance integrator, fr e e -w o rk in g on the sea surface

(fig. U.3 and U.4), and the ’’black screen attenuance m eter” — first (fig. U.5) and second (fig. U.6) versions, are illustrated. M ore detailed descriptions o f these instrum ents can be found in the follow in g papers (Dera n o ff 1969).

1967, Dera, O lszew ski and

L çgow sk i

1967, G ordon, Dera

and

Iv a -

L IT E R A T U R A REFERENCES

Allen

(1958),

Solar

Radiation,

Jl.

M et.

Soc.,

84,

307-7-318.

A r m s t r o n g F. A . J. (1958), Inorganic S u sp end ed M a tter in Sea W a ter Res., 17, 23-7-34.

A im

strong

J.,

Boalch

(1961),

U ltraviolet

A bsorp tion

Mar Sea

W a ter and Its V olatile C o m p o n en ts, IU G G M onographie, No. 10, A Sym posium on R adiant E nergy in the Sea, H elsinki, s. 63H-66. Bader H. (1968), T h e H yp erb o lic U n iversity o f M iam i, Florida.

D istribution

Particle

M anuscript,

Size,

B a i n b r i d g e R., E v e n s G. C., R a c k h a m O. (1965), Light as an E colo gical F actor, A Sym posiu m of the British Ecological Society, Cam bridge. Berg

R. H.

(1958),

E lectronic

Size

A n a lysis

o f S u b sie v e

Particles

F low in g

Through a Small Liquid R esistor, Sym posium on Particle Size M easurem ent, Special Technical Publication No. 234, Published by A m erican Society for Festing M aterials. Berg

(1965), Sensing Z on e

terials Research and Standards, for Festing and M aterials). Bu ch am

S. ,

Floodgate

G. D.,

M eth od s in Fine 5,

119H-125

Particle Size

(Published

A n alysis, M e -

Am erican

Society

G r i s p D. J. (1967), Studies on the Seasonal

Variation of the S u sp en d ed M a tter in Fraction, L im n ol. Oceanogr., 12, 419 -^ 431 .

the

M en ai

Straits.

The

Inorganic

Burkholder P. R. , B u r k h o l d e r L. M . (1967), P rim a ry P ro d u ctivity in Surface W a ters o f the South Pacific O cean, L im n ol. O ceanogr., 12, 606-^-617. Burt W . V . (1953), A N o te on th e R eflection o f D iffu se Surface, Transacat. A m . G eophys. U nion, 34, 199-7-205. Chandrasekhar Y o rk , N e w Y o rk .

Radiation

the Sea

(1960), Radiative T ran sfer, D over Publications, Inc. N ew

Clarke G. L. , James H. R. (1939), L aboratory A n a lysis o f the A bsorp tion o f Light b y Sea W a ter, J. Opt. Soc. A m ., 29, 43-H55. Clarke G. L „ K e l l y M . G . (1965), Durnal Changes O ceanic O rganism s, L im n ol. Oceanogr., 10, R 54-^R 66.

S electiv e

in B iolu m in escen ce

C o x C., M u n k W . H . (1955), S o m e P ro b lem s in Optical O ceanography, J Res., 14, 63-7-78.

Mar

Curie o

Petty

C. C.

(1951), T h e

Near

In fra red

A b sorp tion

S p ectru m

of Liquid W a ter, J. Opt. Soc. A m ., 41, 302— 304. Currby W . A . (1968), R ep resen ta tive Particles F ound in the Surface A ir

over

the A tlantic 45° to 55° N orth Latitude, Charles D . Sias Research L aboratory, A Raport, B rookline— (M assach usetts. Dera

(1963),

Sonda

badań

uw arstw ienia

m as

w od n ych

A cta

m orzu,

G eophys. Pol., 11, il79-hl®5. D e r a J. (1965), N iektóre w łaściw ości op tyczn e w ód Z atoki G da ńskiej jako w sk aź niki stru k tu ry je j mas w o d n ych , A cta G eophys. P o l., 13, 15-5-33. Dera J. (1967), M ea su rem en ts of Optical Q uantities Characterizing

the

C o n d i

tions of P h otosyn th esis in the G u lf of G dańsk, A cta G eophys. Pol., 15, 197— 208. Dera

J.,

Bo j a n o w s k i

(1966),

W stę p n e

badania

w a ru n k ów

fo to s y n te z y

w w odach Zatoki G d a ń sk iej, A cta G eophys. Pol., 14, 23-5-31. D e r a J., K a l i n o w s k i J. (1966), P rzen oszen ie energii p rom ien istej w m orzu , Postępy Fizyki, 17, 537-5-503. D e r a J., S z y m b o r s k i S. {1966), O stru ktu rze mas w od n ych w m orzu oraz w sp ółczesn ych m etodach j e j badań, Zeszyty N aukow e Politechniki G dańskiej, W y d z. Bud. W od., 9, 19^-53. Dera J., O l s z e w s k i J., Ł ę g o w s k i

. -(1967), M eth od of th e Irradiation

M ea su rem en t in the Sea b y M eans of an Irradiance Integration w ith „S o lio n ” tetrod e, A cta G eophys. Pol., 15, 49-5-62. Dera J., Olszewski J. (1967), On

the

Natural

Irradiance

F luctuations

A ffec tin g P h otosyn th esis in the Sea, A cta G eophys. Pol., 15, 351 5-364. Dera

J.,

Gordon

(1968),

L igh t

field

Fluctuation

the

P hotic

Z on e,

L im n ol. O ceanogr., 13, 697-5-699. D e r a J., T h o m a s T. (1968), P om iary op tyczn e na M orzu K araibskim w 1968 r. w

zw iązku z

badaniem

cowaniu). Dera J., O l s z e w s k i 473-5-487. D u n t l e y S. Q.

m igracji g łęb in ow ej w a r stw y J.

(1969),

W idzialność

rozpraszającej

podw odna,

Postępy

opra

Fizyki,

20,

(1951), R eflectio n of L ight by W a ter W a v e s, J. Opt. Soc. A m .,

41, No. 4. D u n t l e y S. Q. (1963), Light in th e Sea, J. O pt. Soc. A m ., 53, 214-5-233. Duursma

E. K . (H965), T he D issolved Organic C on stitu en ts of Sea W a ter , [in:]

C hem ical O cean ography, V o l. 1, Ed. J. P. R iley and G. S k irrow , s. 433-5-473. F 1 a i g W . (I960}, A cta Chem . Fenn. A ., 33, 229 -H251 . F o g g G .E ., B o a l c h G . T. (1958), Nature, 181, 789-=-791. F r ą c k o w i a k D. (1963), L um in escen cja chlorofilu, Postępy Fizyki, 14, 549-5-567. Frąckow iak D. (1966), stępy Fizyki, 17, 383-5-402. Gibs

R. J.

F iz yk o -c h e m ic zn e

m od ele

procesu

fo to s y n te z y ,

P o

(1967), T h e G e o ch em istry of the A m a zon R iver Sistem . Part I. The

Factors that C on trol th e Salinity and the C om position th e S u spended Solids, G eol. Soc. A m . B u ll., 78, 1203-5-1232.

and

C oncentration

G odniew T . N . (1903), C hlorofil, je w o stro jen ije i obrazow anije w rastieni, Izdatielstw o A N B S S R , M ińsk. Gordon H. R. , D e r a J. (¡1969), Irradiance A ttenuation M ea surem ents in S eaw ater of South East Florida, B. M arine Sci., 10, 279-7-285. Gordon H. R. , D e r a J., I v a n o f f A . M e ter for H yd ro -O p tic s (in preparation).

(1969), A

Black Screen A tten u a n ce

Guillard

R. R. L. ,

G umprecht

W angersky

O. ,

P. J.

Sliepcevich

(1958), L im n ol. O ceanogr., 3, 449--H454.

(1953),

Scattering

L ight

L arge Spherical Particles, J. Opt. Soc. A m ., 55, 90-T-94. Hamilton

W . L.

Polar

S h eets.

Ice

and

H am pshire. Hobson L.

(1967), M ea su rem en t of Natural Particulate Fallout onto High Part

II.

Engineering A.

(1967),

A n tratic

and

L aboratory,

The

G reen land

Research

Seasonal and

C ores,

Raport

V ertical

Cold 139,

Regions

R e

H anover— N ew

D istribution

Suspended

Particulate M a tter in as A rea of th e N ortheast Pacific O cean, L om n ol. O cea nogr., 12, 642 -7-649. H o e g S. , S c h e l l e n b e r g e r

G . (1968), U ber

Ä n d eru n g en

der

L ich textin k tion

in ein em eu troph en S ee und ihre U rsachen, A cta H ydrophysica, 13, 11H-60. Holmes

Z oop lan k ton

(1958), Surface C h lorop h yll a, Surface P rim a ry Production and

V olu m es

Ocean, Rapp. Proc., V erb.

in the Eastern Pacific

R eu

nions, Cons. P erm . Int. E x p l. M er., 144, 109-4-11-6. Ivanoff

(1968), C yk l w ykład ów

sytecie w M iam i na Florydzie. Ivanoff A. , W a t e r m a n T. H.

dla

doktorantów

(1958),

oceanografii

Elliptical Polarization

U n iw er

o f Subm arine

Illum inations, J. M ar. R es., 16, 255-^282. I v a n o f f A. , W a t e r m a n T. H. (1958), Factors, M a in ly D ep th and W a velen g h t, A ffe c tin g

th e

283-f-307. Ivanoff A. ,

D eg ree

Jerlov

U n d erw a ter

G. ,

L ight

Polarization,

W aterm an

(1961),

Mar. A

Res.,

16,

Com pa rative

S tu d y of Irradiance, B ea m Transm ittance and Scattering in Sea Near Berm uda, L im n ol. Oceanogr., 6, 129-M 47. Ivanoff

Moreuil

J. L .

(1963), A u su jet de la repartition des lum inances

sou s-m a rin es au voisinage im m édiat de la d ivection apparente du soleil, Com pt. Rend., 256, 4711-4-4712. Jerlov

N. G. (1951), O ptical M ea su rem en ts

T ellu s, 3, 122-7-128. Jerlov N . G . (1953),

In flu en ce

of Particle D istribution in the Sea,

S u sp end ed

and

D issolved

M atter

the

T ran sparen cy of Sea W a ter, Tellus, 5, 59-H65. Jerlov

N. G.

(1955), F actors In flu encin g

th e

T ransparen cy

of the

Baltic

W a

ters, G öteborgs K u n g l. V elen sk . Sam h. H a n d !., Ser. B , 6, N o. 14, 3 -H 9 . Jerlov

N. G.

(1955), T he Farticulate M atter in the Sea as D eterm in ed b y m eans

o f th e Tyn dall M e ter , T ellu s, 7, 218-f-225. Jerlov

N. G.

(1959), M a xim a in th e V ertical D istribution

of P articles in

the

Sea, D eep -S ea Res., 5, 173. J e r l o v N . G. (1961), Optical M ea su rem en ts in the Estern N orth Atlantic, G ö te borgs, K u n g l. V elen sk . Sam h. H an d l., Ser. B , 8, 1H-39. J e r l o v N . G . (1S64), P hysical A sp ec ts o f L ight in the Sea, A S ym p osiu m , U n i v ersity o f H aw aii P ress, H onolulu, s. 45. J e r l o v N . G . (1968), Optical O cean ograph y, Elsevier Publishing C om pany, A m sterdam — London — -New Y o rk . Jerlov N. G. , Nygard K. fr o m

Radiance

M ea su rem en ts

(1968), in

the

In h eren t Baltic,

Optical

P ro p erties

K openhavns

C om pu ted

U niversitet

Institut

for F ysisk O ceanografi, Report No. 1, Copenhagen. Jones

D. ,

W a ters in

Wills

M . S. (1956), The A tten u a tion o f L ight in Sea and Estuarine

Relation

the

Concetration

Su spended

Solid

M a tter, J.

Mar.

Biol. A ss. U. K ., 35, 431->-444. J o r g e n s e n E. G. , S t e e m a n n

Nielsen

E. (1965), Adaptation in Plankton

A lgae, M em . Ist. Ital. Idrobiol., 18, Suppl., 37-H46. Kajgorodow

jestestw ie n n o w o

(1967),

sw ieta

tom , 38, 109-H119. K a l i n o w s k i J., D e r a

N iek a toryje AN

m orie,

rezu lta ty

S S SR ,

issled ow an ija

M orskoj

G id rofiz.

polarizacji

Inst.

Sborn yj

(1968), M e to d y badań zja w isk op tyczn ych w m orzu,

Postępy Fizyki, 19, 219-^-236. K a l l e K . (1907), A nn lu . H ydrogr. Beri., 65, 27'6-H282. Kalle

(1961), W h a t do W e

No. 10, A Kalle

K n o w about the G e lb sto ff, IU G G

M onographie,

Sym posium on R adiant Energy in the Sea, H elsinki, s. 59-r-62. (1986), Th e P ro b lem of the G e lb sto ff in the Sea, O ceanogr. M ar. Biol.

A nn. R ev., 4, 9.1- H 04. Kamen

(1963),

Prim ary

N ew Y o rk — 'London. K am pa E. M . (1961),

P rocesses

D aylight

P enetration

A cadem ic

P h otosyn th esis, M easu rem en ts

Th ree

Press, O ceans,

IU G G M onographie, No. 10, A Sym posium on Radiont Energy in the Sea, H e l sinki, s. ai-f-95. Kane

J. E.

(1967), Organic A ggregates in Surface W a ters of the Ligurian Sea,

Lim n ol. O ceanogr., 12, 287-^294. K e t c h um

H. ,

Ryt her

H. ,

Y e n t sch

S. ,

Corwin

(1958),

P ro d u ctivity in Relations to N utrients, Rapp. Proc., V erb. Reunions, Cons. Perm . Int. E xpl. M er., 144, 132-M 40. K o b len c-M iszk e

J.,

Oczakowskij

sw ieta pri izuczenii p ierw iczn oj produkcji w Kozlaninow

M. W .,

P e 1w i n

W . N.

Ju.

(1966),

izm ierenijach

m orie, O keanołogija, 6, 535-H>42.

(1966), On the Application of a O n e -

dim ensional A pp roxim a tion in the In vestigation of the Propagation of Optical Radiation in the Sea, U. S . D ept. C om m . Join. P u bl. Res. Ser. R ept., 36, 54-T-63. Kullenberg G. (1968), Scattering o f L ight b y Sargasso Sea W a ter, D eep -S ea Res., 15, 423-Hfe32. Le

Grand Y. (1939), La Oceanogr., 19, 393-r-436.

L e n o b 1e

(1957),

penetration

S p ectrom etre

lum iere

photoelectriąue

m er,

sou s-m arin ,

Ann.

Bull.

Inst.

Inform .

Com ite Central. Oceanogr. Etude Cötes, 9, 551-^564. L e n o b l e J., S a i n t - G u i l l y B. (1955), Sur Veau distillee, Com pt. Rend., 240, 954-f-955. Masaaki

f*ckuda

Vabsorption

ra yon em en t

par

(1964), A Calculation o f the Light Scattering F unction fo r

Sm all P olyh ed ric Particles, [in:] Physical A sp ec ts o f Light in the Sea, A S y m posium, U niversity o f H aw aii Press, H onolulu, s. ©1-H54. McDonald

J.,

Proni

O. ,

Kishpangh

(1968), Análisis

o f Particle

Size Distribution in C oncentrations at Various Ocean D ep th s, M arine Sciences Instrum entation, 4, 526+-530 m entation Sym posium ). Morel

(1966), Etude

exp erim en ta le

les solutions de chlorure de Chim . Phys., 10, 1359-^1366. Mullamaa

Ju. A . R.

(Proceedings of the IS A

dosium

la difusión

Veau

M arine Sciences de

m er

la lum iere optiąu em en t

In stru

par

Veau,

pures,

(1964), A tla s opticzeskich Charakteristik wzwolnowannoj

powierchnostii moria, Tartu.

Neumann

G. ,

Hollm an

M onographie, N o. 10, A s. 72-7-83. Oczakowskij

Ju.

P . .(1061), O n the A lb ed o o f the Sea S u rface, IU G G

Sym posiu m

(1985),

on R adiant Energy

O zaw isim osti

in the Sea, H elsinki,

pokazatiela

oslablenija

sw ieta

sodicrzaszczejsia w m orie w zw ie si, T ru dy Inst. O kean. A N S S S R , 77, 35-5-40. Parsons T . R. (1963), S usp end ed O ceanography, 1, 205-^230.

Organic M a tter

in Sea

Progress

W a ter,

P o o l e H . H . (1945), T h e Angular D istribution o f Su bm arin e D aylight in D eep W a ter, J. Opt. Soc. A m ., 29, 43-^-55. Preisendorfer L ight

(19(51), A pplication

M ea su rem en ts in th e

Sea,

IU G G

R adiative

T ran sfer

M onographie, N o.

10,

T heory

Sym posium

R adiant E nergy in the S ea, H elsin k i, s. 11-5-30. Preisendorfer

R. W .

(164), A

M o d e l fo r

Radiance

H yd ro so ls, [in:] P h ysical A sp ec ts of L ight w ersity of H aw aii Press, H on olu lu, s. 51 ^ 5 9 .

the

D istributions

Sea,

R a y m o n t J. E. G . (1963), P lankton and P ro d u ctiv ity — London— N e w Y o r k — Paris.

in the

in Natural

Sym posiu m ,

U n i-

Oceans, O x fo rd —

R i l e y G . A . (1953), Organic A g g reg a tes in Sea W a ter and the their F orm ation and V ttilitation, L im n ol. O ceanogr., 8, 372-5-381.

D yn a m ics

R i l e y G. A. , N i s h i z a w a S.

[PDF] CHARAKTERYSTYKA OŚWIETLENIA STREFY EUFOTYCZNEJ W MORZU - Free Download PDF (2024)

References