Википедија

Ладен извор

Ладни извори (понекогаш се нарекуваат ладни отвори) — област на океанското дно каде што се јавува истекување на сулфурводород, метан и други течности богати со јаглеводороди, често во форма на базен со подводно солено езеро. Студот не значи дека температурата на истекувањето е пониска од онаа на околната морска вода. Напротив, неговата температура е често малку повисока.[1] „Студот“ е релативно на многу топли (најмалку 60 °C (140 °F)) услови на хидротермална вентилација. Ладното протекување претставува биом кој поддржува неколку ендемични видови.

Студените протеци развиваат единствена топографија со текот на времето, каде што реакциите помеѓу метанот и морската вода создаваат карбонатни карпести формации и гребени. Овие реакции може да зависат и од бактериската активност. Икаит, водороден калциум карбонат, може да се поврзе со оксидирачки метан при ладни навлегувања.

Видови уреди

 
Овие кратери го означуваат формирањето на подводно солено езеро, од кои солта навлегла низ морското дно и ја обложила блиската подлога.

Според длабочината може да се разликуваат типови на ладни вдлабнатини, како плитки ладни и длабоки ладни извори.[2] Студените извори, исто така, може да се разликуваат во детали, како што следува:

Формирање и еколошка сукцесија уреди

Ладните извори се јавуваат над пукнатините на морското дно предизвикани од тектонска активност. Нафтата и метанот „истекуваат“ од тие пукнатини, се дифузираат со талог и излегуваат на површина широка неколку стотици метри.[3]

Метанот (CH4) е главната компонента на она што вообичаено го нарекуваме природен гас.[3] Но, покрај тоа што е важен извор на енергија за луѓето, метанот, исто така, ја формира основата на екосистемот на ладно цедење.[3] Студената биота под 200 метри обично покажуваат многу поголема систематска специјализација и потпирање на хемоавтотрофија отколку оние од длабочините на полиците.[4] Седиментите на длабокото море се многу хетерогени.[4] Тие одржуваат различни геохемиски и микробни процеси кои се рефлектираат во комплексен мозаик од живеалишта населени со хетеротрофна и позадинска фауна.[4]

Хемосинтетички заедници уреди

 
Бактериска подлога која се состои од бактерии кои оксидираат сулфид Beggiatoa spp. на вливот на Блејк Риџ, во близина на Јужна Каролина. Црвените точки се ласерски зраци кои пронаоѓаат опсег.

Биолошкото истражување во ладни пропусти и хидротермални отвори е главно фокусирано на микробиологијата и истакнатите макро-без'рбетници кои напредуваат на хемосинтетичките микроорганизми.[2] Многу помалку истражувања се направени на помалата бентосна фракција со големина на мејофауната (<1 mm).[2]

Уредната промена на составот на заедницата од една група на видови во друга се нарекува еколошка сукцесија:[3]

Првиот тип на организам што го искористи овој извор на енергија во длабоко море се бактериите.[3] Агрегирајќи се во бактериски подлоги при ладни вдлабнатини, овие бактерии го метаболизираат метанот и сулфурводородот за енергија.[3] Овој процес на добивање енергија од хемикалии е познат како хемосинтеза.[3]

 
Школки на работ на солено езеро

За време на оваа почетна фаза, кога метанот е релативно изобилен, густи корита од школки исто така се формираат во близина на студениот протек.[3] Претежно составени од видови од родот Bathymodiolus, овие школки директно не консумираат храна.[3] Наместо тоа, тие се хранат со симбиотски бактерии кои исто така произведуваат енергија од метан, слично на нивните роднини.[3] Хемосинтетичките двовалвци се истакнати состојки на фауната на ладни цементи и во тој амбиент се претставени со пет фамилии: Solemyidae, Lucinidae, Vesicomyidae, Thyasiridae и Mytilidae.[5]

Оваа микробна активност произведува калциум карбонат, кој се депонира на морското дно и формира слој од карпи.[3] Како и школките, цевчестите црви се потпираат на хемосинтетички бактерии (во овој случај, тип на кој му треба сулфурводород наместо метан) за опстанок.[3] Вистински на секоја симбиотска врска, цевчестиот црв ги обезбедува и нивните бактерии со присвојување на сулфурводород од околината.[3] Сулфидот не само што доаѓа од водата, туку се ископува и од седиментот преку обемниот систем што цевчестата „грмушка“ ја поставува во тврдиот карбонат супстрат.[3] Грмушка од цевчести црви може да содржи стотици индивидуални црви, кои можат да растат еден метар или повеќе над седиментот.[3]

Ладните извори не траат бесконечно. Како што брзината на истекување на гас полека се намалува, пократковечните школки гладни за метан (или поточно нивните бактериски симбиони гладни за метан) почнуваат да умираат.[3] Во оваа фаза, цевчестите црви стануваат доминантен организам во заедницата на протекување.[3] Сè додека има малку сулфид во седиментот, цевчестите црви кои ископуваат сулфид можат да опстојат.[3] Се проценува дека индивидуите од еден вид цевчести црви Lamellibrachia luymesi живеат повеќе од 250 години во такви услови.[3]

 
„Корените“ на цевчестите црви, исто така, обезбедуваат снабдување со сулфурводород од седиментот до бактериите во овие црви.
 
Симбиотски вестиментиферан цевчест црв Lamellibrachia luymesi од студен навлегување на 550 m длабочина во Мексиканскиот Залив. Во седиментите околу основата има портокалови бактериски подлоги на сулфид-оксидирачката бактерија Beggiatoa spp. и празни лушпи од разни школки и полжави, кои се исто така вообичаени жители на проливот.[6]
 
цевчестите црви, меки корали и хемосинтетички школки на вдлабнатина сместена на 3,000 метарs (9,800 ст) долу на Ескарпментот на Флорида. Јагулите, ракот Галатеид и алвинокаридните ракчиња се хранат со школки оштетени за време на вежбата за земање мостри.

Бентошки филтер уреди

Организмите кои живеат во ладни извори имаат големо влијание врз циклусот на јаглеродот и врз климата. Хемосинтетичките организми, особено метаногените (кои трошат метан), го забрануваат испуштањето на метанот од под морското дно во горната вода. Бидејќи метанот е толку моќен стакленички гас, ослободувањето на метанот може да предизвика глобално затоплување, како што се претпоставувало во минатото на Земјата кога ќе се дестабилизираат резервоарите со гасни хидрати.[7] Потрошувачката на метан со аеробен и анаеробен живот на морското дно се нарекува „бентосен филтер“.[8] Првиот дел од овој филтер се анаеробните бактерии и археи под морското дно кои трошат метан преку анаеробната оксидација на метан (АОМ).[8] Ако флуксот на метан што тече низ седиментот е преголем, а анаеробните бактерии и археи трошат максимална количина на метан, тогаш вишокот метан се троши од слободно лебдечки или симбиотски аеробни бактерии над седиментот на морското дно. Симбиотските бактерии се пронајдени во организми како што се цевчести црви и школки кои живеат на ладни протеци; овие организми обезбедуваат кислород на аеробните бактерии бидејќи бактериите обезбедуваат енергија што ја добиваат од потрошувачката на метан. Разбирањето на тоа колку е ефикасен бентосниот филтер може да помогне да се предвиди колку метан излегува од морското дно кај ладните извори и влегува во водениот столб и на крајот во атмосферата. Истражувањата покажале дека 50-90% од метанот се троши при ладни навлегувања со бактериски душеци. Областите со кревети со мида имаат помалку од 15% од метан што излегува.[7] Ефикасноста се одредува од повеќе фактори. Бентосниот слој е поефикасен со низок проток на метан, а ефикасноста се намалува како што протокот на метан или брзината на протокот се зголемува.[8] Побарувачката на кислород за екосистемите со ладно протекување е многу поголема од другите бентосни екосистеми, така што ако водата на дното нема доволно кислород, ефикасноста на аеробните микроби во отстранувањето на метанот се намалува.[7] Бентосниот филтер не може да влијае на метанот што не патува низ седиментот. Метанот може да го заобиколи бентосниот филтер ако се излеваат на површината или патуваат низ пукнатините во седиментот.[7][8]

Споредба со другите заедници уреди

 
Lamellibrachia tube worms and mussel at a cold seep

Ладните извори и хидротермалните отвори на длабоките океани се заедници кои не се потпираат на фотосинтезата за производство на храна и енергија.[2] Овие системи во голема мера се водени од енергија добиена од хемосинтетика.[2] И двата системи делат заеднички одлики како на пример присуството на намалување на хемиски соединенија (H 2 S и бикарбонат), локалната хипоксија или дури и аноксија, високо изобилство и метаболички активност на бактериските популации, како и производство на автохтони, органски материјал со хемотрофни бактерии.[2] И хидротермалните отвори и ладните извори покажуваат редовно, високо зголемени нивоа на метазоанска биомаса во врска со ниската локална разновидност.[2] Ова се објаснува преку присуството на густи агрегации на основни видови и епизоотски животни, кои живеат во овие агрегации.[2] Споредбите на ниво на заедницата откриваат дека макрофауната и органскиот пад се многу различни во однос на составот на ниво на семејство, иако споделуваат многу доминантни таксони меѓу високосулфидните живеалишта.[4]

Сепак, хидротермалните отвори и ладните протекувања се разликуваат и на многу начини. Во споредба со постабилните ладни извори, отворите се одликуваат со локално високи температури, силно флуктуирачки температури, pH, концентрации на сулфиди и кислород, често отсуство на седименти, релативно млада возраст и често непредвидливи услови, како што се слабеење на течностите за вентилација или вулкански ерупции.[2] За разлика од хидротермалните отвори, кои се испарливи и ефемерни средини, ладниот исцедок емитира со бавна и доверлива брзина. Веројатно поради пониските температури и стабилноста, многу ладни организми се многу подолготрајни од оние што живеат во хидротермалните отвори.

Крај на заедницата на ладно цедење уреди

Конечно, како што ладните извори стануваат неактивни, цевчестите црви исто така почнуваат да исчезнуваат, отворајќи го патот за коралите да се населат на сега изложената карбонатна подлога.[3] Коралите не се потпираат на јаглеводороди што излегуваат од морското дно.[3] Студиите за Lophelia pertusa сугерираат дека нивната исхрана ја добиваат првенствено од површината на океанот.[3] Хемосинтезата игра само многу мала улога, доколку ја има, во нивното населување и раст.[3] Иако се чини дека длабоките водни корали не се организми засновани на хемосинтеза, хемосинтетичките организми кои доаѓаат пред нив овозможуваат постоење на коралите.[3] Оваа хипотеза за воспоставување на длабоки водни корални гребени се нарекува хидраулична теорија.[9]

Распространетост уреди

Ладните извори биле откриени во 1983 година од Чарлс Пол и неговите колеги на Флорида Ескарпмент во Мексиканскиот Залив на длабочина од 3,200 метри.[10] Оттогаш, протеците се откриени во многу други делови на светските океани. Повеќето од нив се групирани во пет биогеографски провинции: Мексиканскиот Залив, Атлантскиот Океан, Медитеранот, Источниот Пацифик и Западниот Пацифик,[11] но ладните извори се познати и од под ледениот гребен на Антарктикот,[12] Северноледениот Океан, Северното Море, Скагерак, Категат, Калифорнискиот Залив, Црвеното Море, Индискиот Океан, во близина на јужна Австралија и во внатрешноста на Каспиското Море.[13] Со неодамнешното откритие на истекување на метан во Јужниот Океан,[14] ладни извори сега се познати во сите поголеми океани.[4] Ладните извори се вообичаени долж континенталните рабови во области со висока примарна продуктивност и тектонска активност, каде што деформацијата на кората и набивањето предизвикуваат емисии на течност богата со метан.[4] Тие се распространети и најчесто се јавуваат во близина на океанските рабови од меѓуплимните до хадалските длабочини.[4] Во Чиле тие се познати од меѓуплимната зона,[15] познати како „гребени со меурчиња“ и обично се на длабочини од 0-30 метри,[16] и надвор од северна Калифорнија тие можат да се најдат на 35-55 метри.[13] Повеќето ладни извори се наоѓаат значително подлабоко, далеку од дофатот на обичните нуркања, а познатата најдлабока заедница се наоѓа во Јапонскиот ров на длабочина од 7,326 метри.[17]

Покрај студените протекувања кои постојат денес, фосилните остатоци од античките системи за пробивање се пронајдени во неколку делови на светот. Некои од нив се наоѓаат далеку во внатрешноста на копното на места порано покриени со праисториски океани.[13][18]

Мексикански Залив уреди

 
Потопниот брод со екипаж DSV Alvin, кој го овозможи откривањето на хемосинтетичките заедници во Мексиканскиот Залив во 1983 година.

Откритија уреди

Хемосинтетичките заедници во Мексиканскиот Залив се опширно проучувани од 1990-тите, а заедниците кои првпат бие откриени на горната падина се веројатно најдобро разбраните заедници во светот. Историјата на откривањето на овие извонредни животни се случило од 1980-тите. Секое големо откритие било неочекувано - од првите заедници на хидротермални отвори насекаде во светот до првите заедници на студени извори во Мексиканскиот Залив.[19]

Заедниците биле откриени во Источниот Мексикански Залив во 1983 година со помош на потопната подводна екипа со екипаж DSV Alvin, за време на крстарење што го истражувало дното на Ескарпментот на Флорида каде што неочекувано откриле цевчести црви и школки.[19] Две групи случајно откриле хемосинтетички заедници во Централниот Мексикански Залив истовремено во ноември 1984 година. За време на истрагите на Универзитетот А&amp;М на Тексас за да се утврдат ефектите од истекувањето на нафтата врз бентосната екологија (до оваа истрага, сите ефекти од истекувањето на нафта се претпоставувало дека се штетни), тралите на дното неочекувано откриле обемни колекции на хемосинтетички организми, вклучувајќи цевчести црви и школки. Во исто време, LGL Ecological Research Associates започнал спроведување на истражување на патувањето. Фотографијата на дното (обработена на бродот) резултирала со јасни слики на хемосинтетичките заедници на Vesicomyidae случајно на ист начин како и првото откритие со камера во Тихиот Океан во 1977 година. Фотографијата за време на истото крстарење со LGL/MMS, исто така, ги документирала заедниците на црви на самото место во Централниот Мексикански Залив за прв пат (не обработени дури по крстарењето; Боланд, 1986 година) пред првичните испитувања со потопни и од прва рака описите на Буш Хил (27°47′02″N 91°30′31″W / 27.78389° СГШ; 91.50861° ЗГД / 27.78389; -91.50861 ) во 1986 година. Локацијата била цел на акустични зони за „бришење“ или недостаток на структура на подлогата предизвикана од навлегување на јаглеводороди. Ова било утврдено со помош на акустичен систем за време на истото крстарење на R/V Edwin Link. Локалитетот се одликува со густи акумулации на цевчести црви и школки, како и изложени карбонатни изданоци со бројни корални колонии на горгонија и Лофелија. Буш Хил станал едно од најтемелно проучените хемосинтетички локации во светот.[19]

Распространетост уреди

 
Хемосинтетички заедници во северниот дел на Мексиканскиот Залив во 2000 г.

Постои јасна врска помеѓу познатите откритија на јаглеводороди на голема длабочина во падините на Заливот и хемосинтетичките заедници, истекувањето на јаглеводородите и автигените минерали вклучувајќи карбонати на морското дно. Додека резервоарите за јаглеводороди се широки области неколку километри под Заливот, хемосинтетичките заедници се јавуваат во изолирани области со тенки фурнири од седимент дебели само неколку метри.[19]

Падината на северниот дел на Мексиканскиот Залив вклучува стратиграфски дел повеќе од 10 км (6 ми) дебелина и е под големо влијание на движењето на солта. Карпите од мезозојскиот извор од горна јура до горна креда создаваат нафта во повеќето полиња на падините на Заливот. Миграциските канали обезбедуваат свежи јаглеводородни материјали преку вертикална скала од 6-8 км (4–5 mi) кон површината. Површинските изрази на миграцијата на јаглеводородите се нарекуваат пробивање. Геолошките докази покажуваат дека истекувањето на јаглеводороди опстојува во просторно дискретни области илјадници години.[19]

Временската скала за миграција на нафта и гас од изворните системи е на скала од милиони години. Протекувањето од изворите на јаглеводороди преку раседите кон површината има тенденција да се дифузира преку прекриените седименти, карбонатните излевања и хидратните наслаги, така што соодветните заедници на јаглеводородни протекувања имаат тенденција да бидат поголеми (широчина од неколку стотици метри) од хемосинтетичките заедници што се наоѓаат околу хидротермалните отвори на Источен Пацифик (Мекдоналд, 1992).[19] Постојат големи разлики во концентрациите на јаглеводороди на местата на истекување. Робертс (2001) претставил спектар на одговори кои треба да се очекуваат при различни услови на стапка на флукс кои варираат од многу бавно протекување до брзо проветрување.[19][20] Многу бавните места на протекување не поддржуваат сложени хемосинтетички заедници; Наместо тоа, тие обично поддржуваат само едноставни микробиолошки душеци.[19]

Во опкружувањето со горната падина, тврдите подлоги што произлегуваат од карбонатните врнежи може да имаат поврзани заедници на нехемосинтетички животни, вклучувајќи различни неподвижни жаркари, како што се коралите и морските анемони. На крајот на брзиот тек на спектарот, флуидизираниот талог генерално ги придружува јаглеводородите и формационите течности кои пристигнуваат на морското дно. Некаде помеѓу овие два крајни членови постојат услови кои поддржуваат густо населени и разновидни заедници на хемосинтетички организми. Овие области често се поврзуваат со површински или блиски површински депозити на гасовити хидрати. Тие исто така имаат локализирани области на литифицирано морско дно, генерално автигени карбонати, но понекогаш се присутни повеќе егзотични минерали како што е баритот.[19]

 
Хемосинтетичките заедници во северниот дел на Мексиканскиот Залив околу ладните извори познати во 2006 година вклучуваат повеќе од 50 заедници

Распространетата природа на хемосинтетичките заедници во Мексиканскиот Залив првпат била документирана за време на договорените истраги од Групата за геолошки и еколошки истражувања (GERG) на Универзитетот А&М во Тексас (Брукс и сор., 1986).[19] Ова истражување останува најраспространето и најсеопфатно, иако од тоа време се документирани бројни дополнителни заедници.[19] Индустријата која ги истражува енергетските резерви во Мексиканскиот Залив, исто така, документирала бројни нови заедници низ широк опсег на длабочини, вклучувајќи ја и најдлабоката позната појава во Централниот Мексикански Залив во блокот 818 на кањонот Аламинос на длабочина од 2.750. m (9.022 стапки).[19] Појавата на хемосинтетички организми зависни од истекување на јаглеводороди е документирана во длабочини на водата на дури 290метри (951 ft) (Робертс, 1990) и длабоко дури 2.744 m (9.003 стапки).[19] Овој опсег на длабочина конкретно ги поставува хемосинтетичките заедници во длабокиот воден регион на Мексиканскиот Залив, кој е дефиниран како длабочини на вода поголеми од 305 m (1.000 стапки).[19]

Хемосинтетичките заедници не се наоѓаат на континенталниот гребен, иако тие се појавуваат во фосилните записи во вода поплитка од 200 m (656 стапки).[19] Една теорија објаснува ова дека притисокот варира значително во текот на определен временски период.[19][21] Денес е познато дека постојат повеќе од 50 заедници во 43 блокови на надворешниот континентален гребен (OCS).[19] Иако не е направено систематско истражување за да се идентификуваат сите хемосинтетички заедници во Мексиканскиот Залив, постојат докази кои покажуваат дека може да постојат уште многу такви заедници.[19] Границите на длабочината на откритијата веројатно ги одразуваат границите на истражувањето (недостаток на потопни способни за длабочини над 1.000 m (3.281 ft)).[19]

Мекдоналд и сор. (1993 и 1996) ги анализирале снимките со далечинско набљудување од вселената кои откриваат присуство на нафтени дамки низ северно-централниот Мексикански Залив.[19][22][23] Резултатите потврдиле екстензивно истекување на природна нафта во Мексиканскиот Залив, особено во длабочините на водата поголеми од 1.000 m (3.281 стапки).[19] Биле документирани вкупно 58 дополнителни потенцијални локации каде изворите на морското дно биле способни да произведуваат повеќегодишни нафтени дамки (Мекдоналд и сор., 1996).[19] Проценетите стапки на протекување се движеле од 4 bbl/d (0.64 m3/d) до 70 bbl/d (11 m3/d) во споредба со помалку од 0.1 bbl/d (0.016 m3/d) за бродските (и двете нормализирани за 1.000 mi 2 (640.000 ac)).[19] Овој доказ значително ја зголемува областа каде што може да се очекуваат хемосинтетички заедници зависни од истекување на јаглеводороди.[19]

Најгустите агрегации на хемосинтетички организми се пронајдени на длабочини на вода од околу 500 m (1.640 ft) и подлабоко.[19] Најпознатата од овие заедници била наречена Буш Хил од истражувачите кои први го опишале (Мекдоналд и сор., 1989b).[19] Тоа е изненадувачки голема и густа заедница на црви и школки на место на истекување на природна нафта и гас преку солена дијапира во блокот Грин Кањон 185. Местото на истекување е мало копче кое се издига околу 40 m (131 стапки) над околното морско дно на околу 580 метри (1.903 стапки) длабочина на вода.[19]

Стабилност уреди

Според Сасен (1997) улогата на хидратите во хемосинтетичките заедници е многу потценета.[19] Биолошката промена на замрзнатите гасни хидрати првпат била откриена за време на студијата на MMS насловена како „Стабилност и промени во хемосинтетичките заедници во Мексиканскиот Залив“.[24] Се претпоставува дека динамиката на промената на хидратите може да игра главна улога како механизам за регулирање на ослободувањето на јаглеводородни гасови за да ги поттикне биогеохемиските процеси и исто така може да игра значајна улога во стабилноста на заедницата. Евидентирани екскурзии на температурата на дното на водата од неколку степени во некои области како што е локацијата Буш Хил се верува дека е резултат на дисоцијација на хидратите, што резултира со зголемување на флуксот на гасови. Иако не е толку деструктивен како вулканизмот на местата за проветрување на сртовите на средината на океанот, динамиката на формирањето и движењето на плитки хидрати јасно ќе влијае на неподвижните животни кои се дел од бариерата за протекување. Постои потенцијал за катастрофален настан каде што цел слој на плиток хидрат би можел да се ослободи од дното и значително да влијае на локалните заедници на хемосинтетичката фауна.[19] На подлабоки длабочини (>1.000 m, >3.281 ft), температурата на дното на водата е поладна (приближно за 3 °C) и претрпува помали флуктуации. Формирањето на постабилни и веројатно подлабоки хидрати влијае на флуксот на лесни јаглеводородни гасови до површината на седиментот, со што влијае на површинската морфологија и одликите на хемосинтетичките заедници. Во сложените заедници како што е Буш Хил, нафтата изгледа помалку важна отколку што се сметало (Мекдоналд, 1998б).[19]

Преку тафономски студии и интерпретација на составот на склопен состав од јадра, Пауел и сор. (1998) објавиле дека, севкупно, заедниците на протекување биле упорни во периоди од 500-1.000 години и веројатно во текот на целиот плеистоцен. Некои локации го задржале оптималното живеалиште во текот на геолошките временски размери. Пауел пријавил докази за заедниците на школки и школки кои опстојуваат на истите места 500-4.000 години. Пауел, исто така, открил и дека и составот на видовите и трофичните нивоа на заедниците на јаглеводородни исцедок имаат тенденција да бидат прилично константни низ времето, со временски варијации само во нумеричкото изобилство. Тој нашол неколку случаи во кои типот на заедницата се променил или целосно исчезнал. Фаунската сукцесија не била забележана. Изненадувачки, кога закрепнувањето се случило по минат деструктивен настан, истиот хемосинтетички вид повторно зазел местоположба. Имало малку докази за катастрофални погребни настани, но два случаи биле пронајдени во заедниците на школки во блокот 234 на Грин Кањон. Најзначајното набљудување што го пријавил Пауел (1995) била уникатноста на секое место на хемосинтетичка заедница.[19]

Врнежите на автигени карбонати и други геолошки настани несомнено ќе ги променат шемите на протекување на површината во периоди од многу години, иако преку директно набљудување, не биле забележани промени во дистрибуцијата или составот на хемосинтетичката фауна на седум одделни локации на студијата. Малку подолг период (19 години) може да се наведе во случајот на Буш Хил, првата заедница во Централниот Мексикански Залив во 1986 година. Во текот на 19-годишната историја на истражување на ова место не се забележани масовни изумрени или големи промени во составот на фауната (со исклучок на збирките за научни цели).[19]

Сите хемосинтетички заедници се наоѓаат во длабочините на водата надвор од ефектот на силни бури, вклучително и урагани, и немало да има промена на овие заедници предизвикани од површински бури, вклучително и урагани.[19]

Биологија уреди

 
Видот школки Bathymodiolus childressi е доминантен вид заедници на дагњи во Мексиканскиот Залив

Мекдоналд и сор. (1990) опишале четири општи типови на заедници. Тие се доминантни од страна на црвите Vestimentifera, дагњите, Vesicomyidae и семејството школки Lucinidae. Бактериски душеци се присутни на сите до сега посетени локации. Овие фаунски групи имаат тенденција да прикажуваат карактеристични одлики во однос на тоа како се собираат, геолошките и хемиските својства на живеалиштата во кои се појавуваат и, до одреден степен, хетеротрофната фауна што се јавува кај нив. Многу од видовите пронајдени во овие заедници на ладно протекување во Мексиканскиот Залив се нови за науката и остануваат неопишани.[19]

Индивидуалните црви од семејството Lamellibrachia, подолгите од двете таксони, можат да достигнат должина од 3 m (10 ft) и живеат стотици години. Стапките на раст се променливи, започнувајќи од оние кои се без раст од 13 индивидуи измерени една година до максимален раст од 9,6 cm/год (3,8 инчи/год) кај Lamellibrachia. Просечната стапка на раст изнесувала 2,19 см/годишно за видовите слични на Escarpia и 2,92 за Lamellibrachia. Овие се побавни стапки на раст за разлика од оние на нивните роднини во хидротермални извори, но поединците како Lamellibrachia можат да достигнат должина 2-3 пати поголема од онаа на најголемите познати видови хидротермални извори.[19] Примероци од Lamellibrachia биле собрани во неколку наврати, што претставува веројатна возраст над 400 години (Фишер, 1995).[19]

Пријавени се исто така и стапки на раст на метанотрофните школки (Фишер, 1995).[19] Утврдено е дека општите стапки на раст се релативно високи. Стапките на раст на возрасните школки биле слични на школки од приморска средина на слични температури. Фишер, исто така, открил и дека младенчињата школки на јаглеводородните вдлабнатини првично растат брзо, но стапката на раст значително опаѓа кај возрасните; многу брзо растат до репродуктивна големина. Се смета дека и поединците и заедниците се многу долговечни. Овие школки зависни од метан имаат строги хемиски барања што ги поврзуваат со областите на Мексиканскиот Залив. Како резултат на нивните брзи стапки на раст, реколонизацијата на школки на од такви местоположби може да се случи релативно брзо. Постојат некои докази дека школките исто така имаат потреба од тврда подлога и би можеле да се зголемат во број доколку соодветната подлога се зголеми на морското дно (Фишер, 1995).[19]

Атлантски Океан уреди

 
Карта на извори во Атлантскиот екваторијален појас.

Заедниците во западниот дел на Атлантскиот Океан, исто така, се опишани од неколку нуркања на калливи вулкани на длабочина од 1,000 до 5,000 метри во областа на акреционалната призма на Барбадос и во Блејк Риџ во близина на Северна Каролина. Во поново време се откриени заедници на во источниот дел на Атлантикот, во Гвинејскиот Залив во близина на длабокиот канал на Конго, исто така и на други рабови на маргината на Конго, маргината на Габон и маргината на Нигерија и во Кадискиот Залив.[11]

Појавата на хемосимбиотска биота во обемните калливи вулкански полиња на Кадискиот Залив првпат била пријавена во 2003 година.[25] Хемосимбиотските школки собрани од калливите вулкани на заливот биле прегледани во 2011 година.[5]

Ладните извори се познати и од Северниот Атлантски Океан,[2] дури и се движат до Северноледениот Океан, во близина на Канада и Норвешка.[13]

Било спроведено опсежно земање мостри од фауната од 400 до 3,300 метри во Атлантскиот екваторијален појас од Мексиканскиот залив до Гвинеја, вклучително и призмата на Барбадос, Блејк Риџ и во источниот Атлантик од маргините на Конго и Габон и неодамна истражената маргина на Нигерија. Од 72 таксони идентификувани на ниво на видови, вкупно 9 видови или комплекси на видови се идентификувани како амфијатлантски.[11]

Пронајдени се ладни протекувања и во длабочините на Амазон. Сеизмичките профили со висока резолуција во близина на работ на висорамнината покажуваат докази за падови блиску на површината и раседи од 20-50 метри во подземјето на метан. Неколку студии покажуваат дека има докази за истекување гас на падината на Амазон врз основа на упад на одрази кои го симулираат дното (BSR). Постоењето на метан на релативно плитки длабочини и големи области на гасни хидрати се мапирани во овој регион. Исто така, пријавени се метански оџаци, а истражувачите откриле акумулации на гас и траги по должината на раседните рамнини. Солидно геолошко и геофизичко разбирање на басенот Фоз до Амазон е веќе достапно и се користи од страна на енергетските компании.[26]

Истражување на нови области потенцијални за истражување се наоѓаат на источниот брег на САД и каде се знае дека хемосинтезиски заедници опстојуваат подлабоко од 3,500 метри, и во иднина треба да се проучуваат поплитки места во Гвинејанскиот Залив.[11]

Медитеран уреди

Првиот биолошки доказ во Средоземното Море било присуството на школките од семејството Lucinidae и Vesicomyidae на врвот на калливиот вулкан Наполи (33°43′52″N 24°40′52″E / 33.73111° СГШ; 24.68111° ИГД / 33.73111; 24.68111 ; „Наполи“ е само име на морска планина. Се наоѓа јужно од Крит), кој се наоѓа на 1.900 m длабочина на средоземниот гребен во зоната на субдукција на африканската плоча. Ова било проследено со опис на нов вид на Lucinidae, Lucinoma kazani. Во југоисточниот Медитеран, заедниците на полихети и школки, исто така, биле пронајдени и карбонати во близина на Египет и Појасот Газа на длабочини од 500-800 м, но не била собрана жива фауна. Првите набљудувања на екстензивните живи хемосинтетички заедници во Источното Средоземно Море поттикнале соработка помеѓу биолозите, геохемичарите и геолозите. За време на подводните нуркања, заедниците што опфаќаат големи полиња со мали школки (мртви и живи), биле забележани во различни живеалишта на ладните извори поврзани со карбонатна кора на 1.700-2,000 m длабочина. Најпрво биле истражени две полиња на калливи вулкани, едното долж Средоземниот гребен, каде што повеќето од нив било делумно или целосно а другото на насипите Анаксимандер јужно од Турција. Последната област го вклучува големиот каллив вулкан Амстердам, кој е погоден од неодамнешните калливи текови, и помалите калливи вулкани Казан или Кула. Во калливите вулкани Амстердам и Казан биле земени примероци од гасни хидрати, а високи нивоа на метан биле забележани над морското дно. Неодамна биле истражени неколку места на длабоко море на Нил. Тие вклучуваат многу активно истекување на Менес Калдера во источната провинција помеѓу 2.500 м и 3.000 м, пукнатините во централното подрачје долж средните и долните падини, и калливите вулкани во источната провинција, како и еден во централната горна падина (областа Северен Алекс) на 500 метри длабочина.[27]

Индиски Океан уреди

Во Макранскиот ров, зона на субдукција долж североисточната маргина на Оманскиот Залив во непосредна близина на југозападниот брег на Пакистан и југоисточниот брег на Иран, компресија на акреционен клин резултирало со формирање на ладни извори и калливи вулкани.[28]

Западен Пацифик уреди

Пријавен е алуминиум во североисточната континентална падина на Јужното Кинеско Море.[29]

Јапонија уреди

Заедниците на длабоко море низ Јапонија главно се истражуваат од Јапонската агенција за наука и технологија за морски земјишта (JAMSTEC). DSV Shinkai 6500, Kaikō и други групи.

Заедниците на метан во Јапонија се распоредени по областите на конвергентната граница на плочи поради тектонската активност. Многу протекувања се пронајдени во Јапонскиот ров, коритото Нанкаи, ровот Рјукју, заливот Сагами и заливот Суруга, и Јапонското море.[30]

Нов Зеланд уреди

Во близина на брегот на копното на Нов Зеланд, нестабилноста на рабовите на висорамнините е засилена на некои локации со ладни извори на течности богати со метан кои исто така поддржуваат хемосинтетичка фауна и карбонатни конкреции.[31][32][33][34] Доминантни животни се цевчести црви од фамилијата Siboglinidae и школки од фамилиите Vesicomyidae и Mytilidae (Bathymodiolus). Многу од неговите видови се смета дека се ендемични. Трагањето на длабокото дно сериозно ги оштетило заедниците и тие екосистеми се загрозени. Длабочини до 2.000 m, вклучувајќи ги и студените протеци, спаѓа во сè уште немапираната топографска и хемиска сложеност на живеалиштата. Скалата на откривање на нови видови во овие слабо проучени или неистражени екосистеми веројатно ќе биде висока.[31][34]

Источен Пацифик уреди

Во длабокото море, проектот COMARGE ги проучувал шаблоните на биолошката разновидност долж и низ маргината на Чиле преку сложеноста на екосистеми како што се вливот на метан и минимум зони на кислород кои известуваат дека таквата хетерогеност на живеалиштата може да влијае на шемите на биоразновидноста на локалната фауна.[26][35][36][37] Фауната вклучува школки на семејствата Lucinidae, Thyasiridae, Solemyidae и Vesicomyidae.[36] Понатаму, во овие меки намалени седименти под минималната зона на кислород во близина на чилеанската маргина се наоѓа разновидна микробна заедница составена од различни големи прокариоти, протисти (цилијати, флагелати и фораминифери), како и мали метазои (најчесто нематоди и полихети).[26][38] Галардо и сор. (2007)[38] тврдат дека веројатниот хемолитотропен метаболизам на повеќето од овие мега и макробактерии нуди алтернативно објаснување за фосилните наоди, особено за оние од очигледно нелиторално потекло, што сугерира дека традиционалните хипотези за цијанобактериското потекло на некои фосили можеби ќе треба да се ревидираат.[26]

Антарктик уреди

Првиот студен истек бил пријавен во Јужниот Океан во 2005 година.[14] Релативно малкуте испитувања на длабокото море на Антарктикот покажале присуство на живеалишта во длабоки води, вклучувајќи хидротермални отвори, ладни извори и калливи вулкани.[39]

Откривање уреди

Со континуираното искуство, особено на горната континентална падина во Мексиканскиот Залив, успешното предвидување за присуството на заедниците на цевчести црви продолжува да се подобрува, но хемосинтетичките заедници не можат со сигурност да се откријат директно со помош на геофизички техники. Јаглеводородните протекувања кои овозможуваат постоење на хемосинтетички заедници ги модифицираат геолошките одлики на начини на кои може далечински да се детектираат, но временските скали и присуството на живи заедници секогаш се неизвесни. Овие познати модификации на седимент вклучуваат (1) таложење на автиген карбонат во форма на микронодули, нодули или карпести маси; (2) формирање на гасни хидрати; (3) модификација на составот на седиментот преку концентрација на тврди хемосинтетички остатоци (како што се фрагменти и слоеви од школка); (4) формирање на меурчиња од интерстицијален гас или јаглеводороди; и (5) формирање на вдлабнатини или дамки со исфрлање на гас. Овие одлики доведуваат до акустични ефекти како што се зони без ехо, тврдо дно (силно рефлектирачки ехо), светли точки (слоеви со зголемена рефлексија) или одекнувачки слоеви. „Потенцијалните“ локации за повеќето видови заедници може да се утврдат со внимателна интерпретација на овие различни геофизички модификации, но до денес, процесот останува несовршен, а потврдата за живите заедници бара директни визуелни техники.[19]

Фосилизирани записи уреди

 

Наслаги на извори се наоѓаат низ записот на карпите од Фанерозој, особено во доцниот мезозоик и кенозоик.[40][41].

Влијанија врз животната средина уреди

Главните закани со кои се соочуваат екосистемите на се ѓубрето од морското дно, хемиските загадувачи и климатските промени. Отпадоците од морското дно го менуваат живеалиштето, со тоа што обезбедуваат тврда подлога каде што немало достапно пред или со прекривање на седиментот, инхибиција на размената на гасови и мешање со организмите на дното на морето. Студиите за морското ѓубре во Медитеранот вклучуваат испитувања на отпадоци од морското дно на континенталниот гребен, наклонот и батијалната рамнина.[42][43] Во повеќето студии, пластичните предмети сочинуваат голем дел од остатоците, понекогаш и до 90% или повеќе од вкупниот број, поради нивната сеприсутна употреба и слабата разградливост.

Оружјето и бомбите се исто така фрлени на море, а нивното фрлање во отворени води придонесува за контаминација на морското дно. Друга голема закана за бентосната фауна е присуството на изгубени риболовни средства, како што се мрежи, кои можат да ги оштетат кревките екосистеми како што се коралите со ладна вода.

Хемиските загадувачи како што се постојаните органски загадувачи, токсичните метали (на пример, Hg, Cd, Pb, Ni), радиоактивни соединенија, пестициди, хербициди и фармацевтски производи, исто така, се акумулираат во седиментите на длабоките мориња.[44] Топографијата (на пр. присуство на кањони) и хидрографијата (на пример, каскадни настани) играат главна улога во транспортот и акумулацијата на овие хемикалии од брегот до длабоките басени, што влијае на локалната фауна. Неодамнешните студии откриле присуство на значајни нивоа на диоксини во комерцијалните ракчиња Aristeus antennatus[45] и значајни нивоа на постојани органски загадувачи кај мезопелагични и батипелагични главонози[46]

Процесите водени од климата и климатските промени ќе влијаат на честотата и интензитетот на каскадирање, со непознати ефекти врз бентосната фауна. Друг потенцијален ефект на климатските промени е поврзан со транспортот на енергија од површинските води до морското дно.[47] Примарното производство ќе се промени во површинските слоеви според изложеноста на сонце, температурата на водата, главното раслојување на водните маси, на пример и тоа ќе влијае на синџирот на исхрана до длабокото морско дно, што ќе биде предмет на разлики во количината, квалитетот и времето на влезот на органска материја. Како што комерцијалниот риболов се движи во подлабоките води, сите овие ефекти ќе влијаат на заедниците и популациите на организмите во ладните извори и на длабоките мориња воопшто.

Наводи уреди

  1. ↑ Fujikura, Katsunori; Okutani, Takashi; Maruyama, Tadashi (2008). Sensui chōsasen ga mita shinkai seibutsu : shinkai seibutsu kenkyū no genzai [Deep-sea life: biological observations using research submersibles]. Tokai University Press. ISBN 978-4-486-01787-5. p. 20.
  2. ↑ 2,00 2,01 2,02 2,03 2,04 2,05 2,06 2,07 2,08 2,09 2,10 2,11 2,12 2,13 2,14 2,15 Vanreusel, A.; De Groote, A.; Gollner, S.; Bright, M. (2010). „Ecology and Biogeography of Free-Living Nematodes Associated with Chemosynthetic Environments in the Deep Sea: A Review“. PLoS ONE. 5 (8): e12449. Bibcode:2010PLoSO...512449V. doi:10.1371/journal.pone.0012449. PMC 2929199. PMID 20805986.
  3. ↑ 3,00 3,01 3,02 3,03 3,04 3,05 3,06 3,07 3,08 3,09 3,10 3,11 3,12 3,13 3,14 3,15 3,16 3,17 3,18 3,19 3,20 3,21 3,22 3,23 Hsing P.-Y. (19 October 2010). "Gas-powered Circle of Life – Succession in a Deep-sea Ecosystem". NOAA Ocean Explorer | Lophelia II 2010: Oil Seeps and Deep Reefs | 18 October Log. Retrieved 25 January 2011.
  4. ↑ 4,0 4,1 4,2 4,3 4,4 4,5 4,6 Bernardino, A. F.; Levin, L. A.; Thurber, A. R.; Smith, C. R. (2012). „Comparative Composition, Diversity and Trophic Ecology of Sediment Macrofauna at Vents, Seeps and Organic Falls“. PLOS ONE. 7 (4): e33515. Bibcode:2012PLoSO...733515B. doi:10.1371/journal.pone.0033515. PMC 3319539. PMID 22496753.
  5. ↑ 5,0 5,1 Oliver, G.; Rodrigues, C; Cunha, M. R. (2011). „Chemosymbiotic bivalves from the mud volcanoes of the Gulf of Cadiz, NE Atlantic, with descriptions of new species of Solemyidae, Lucinidae and Vesicomyidae“. ZooKeys (113): 1–38. doi:10.3897/ZooKeys.113.1402. PMC 3187628. PMID 21976991.
  6. ↑ Boetius, A (2005). „Microfauna–Macrofauna Interaction in the Seafloor: Lessons from the Tubeworm“. PLOS Biology. 3 (3): e102. doi:10.1371/journal.pbio.0030102. PMC 1065708. PMID 15760275.
  7. ↑ 7,0 7,1 7,2 7,3 Sommer, S.; Pfannkuche, O.; Linke, P.; Luff, R.; Greinert, J.; Drews, M.; Gubsch, S.; Pieper, M.; Poser, M. (June 2006). „Efficiency of the benthic filter: Biological control of the emission of dissolved methane from sediments containing shallow gas hydrates at Hydrate Ridge: BIOLOGICAL CONTROL OF EMISSION OF DISSOLVED METHANE“. Global Biogeochemical Cycles (англиски). 20 (2): n/a. doi:10.1029/2004GB002389.
  8. ↑ 8,0 8,1 8,2 8,3 Boetius, Antje; Wenzhöfer, Frank (September 2013). „Seafloor oxygen consumption fuelled by methane from cold seeps“. Nature Geoscience (англиски). 6 (9): 725–734. doi:10.1038/ngeo1926. ISSN 1752-0894.
  9. ↑ Hovland, M.; Thomsen, E. (1997). „Cold-water corals—are they hydrocarbon seep related?“. Marine Geology. 137 (1–2): 159–164. Bibcode:1997MGeol.137..159H. doi:10.1016/S0025-3227(96)00086-2.
  10. ↑ Paull; Hecker; Commeau; и др. (1984). „Biological communities at the Florida escarpment resemble hydrothermal vent taxa“. Science. 226 (4677): 965–967. Bibcode:1984Sci...226..965P. doi:10.1126/science.226.4677.965. PMID 17737352.
  11. ↑ 11,0 11,1 11,2 11,3 Olu, K.; Cordes, E. E.; Fisher, C. R.; Brooks, J. M.; Sibuet, M.; Desbruyères, D. (2010). „Biogeography and Potential Exchanges Among the Atlantic Equatorial Belt Cold-Seep Faunas“. PLoS ONE. 5 (8): e11967. Bibcode:2010PLoSO...511967O. doi:10.1371/journal.pone.0011967. PMC 2916822. PMID 20700528.
  12. ↑ „Demise of Antarctic Ice Shelf Reveals New Life“. National Science Foundation. 2007. Посетено на 14 February 2008.
  13. ↑ 13,0 13,1 13,2 13,3 Levin, L.A. (2005). „Ecology of cold seep sediments: Interactions if fauna with flow, chemistry and microbes“. Во Gibson, R.N.; R.J.A. Atkinson; J.D.M. Gordon (уред.). Oceanography and Marine Biology: An Annual Review. 43. стр. 1–46. ISBN 9780849335976.
  14. ↑ 14,0 14,1 Domack, E.; Ishman, S.; Leventer, A.; Sylva, S.; Willmott, V. (2005). „A chemotrophic ecosystem found beneath Antarctic Ice Shelf“. Eos, Transactions American Geophysical Union. 86 (29): 269–276. Bibcode:2005EOSTr..86..269D. doi:10.1029/2005EO290001.
  15. ↑ Jessen; Pantoja; Gutierréz; и др. (2011). „Methane in shallow cold seeps at Mocha Island off central Chile“. Continental Shelf Research. 31 (6): 574–581. Bibcode:2011CSR....31..574J. doi:10.1016/j.csr.2010.12.012. |hdl-access= бара |hdl= (help)
  16. ↑ „Red List – Submarine structures made by leaking gases“ (PDF). HELCOM. 2013. Посетено на 16 June 2017.
  17. ↑ Fujikura; Kojima; Tamaki; и др. (1999). „The deepest chemosynthesis-based community yet discovered from the hadal zone, 7326 m deep, in the Japan Trench“. Marine Ecology Progress Series. 190: 17–26. Bibcode:1999MEPS..190...17F. doi:10.3354/meps190017.
  18. ↑ Campbell, K.A.; J.D. Farmer; D. Des Marais (2002). „Ancient hydrocarbon seeps from the Mesozoic convergent margin of California: carbonate geochemistry, fluids and palaeoenvironments“. Geofluids. 2 (2): 63–94. doi:10.1046/j.1468-8123.2002.00022.x.
  19. ↑ 19,00 19,01 19,02 19,03 19,04 19,05 19,06 19,07 19,08 19,09 19,10 19,11 19,12 19,13 19,14 19,15 19,16 19,17 19,18 19,19 19,20 19,21 19,22 19,23 19,24 19,25 19,26 19,27 19,28 19,29 19,30 19,31 19,32 19,33 19,34 19,35 19,36 19,37 19,38 „Gulf of Mexico OCS Oil and Gas Lease Sales: 2007–2012. Western Planning Area Sales 204, 207, 210, 215, and 218. Central Planning Area Sales 205, 206, 208, 213, 216, and 222. Draft Environmental Impact Statement. Volume I: Chapters 1–8 and Appendices“ (PDF). Minerals Management Service Gulf of Mexico OCS Region, New Orleans. U.S. Department of the Interior. November 2006. стр. 3–27, 3–31. Архивирано од изворникот (PDF) на 26 March 2009.
  20. ↑ Roberts, H. H. (2001). „Fluid and gas expulsion on the northern Gulf of Mexico continental slope: Mud-prone to mineral-prone responses“. Natural Gas Hydrates. Geophysical Monograph Series. 124. American Geophysical Union. стр. 145–161. Bibcode:2001GMS...124..145R. doi:10.1029/GM124p0145. ISBN 9781118668412. Архивирано од изворникот на 28 October 2012. Посетено на 26 March 2012.
  21. ↑ Callender, W. Russell; E. N. Powell (1999). „Why did ancient chemosynthetic seep and vent assemblages occur in shallower water than they do today?“. International Journal of Earth Sciences. 88 (3): 377–391. Bibcode:1999IJEaS..88..377C. doi:10.1007/s005310050273.
  22. ↑ MacDonald, I. R.; Guinasso, N. L.; Ackleson, S. G.; Amos, J. F.; Duckworth, R.; Sassen, R.; Brooks, J. M. (1993). „Natural oil slicks in the Gulf of Mexico visible from space“. Journal of Geophysical Research. 98 (C9): 16351. Bibcode:1993JGR....9816351M. doi:10.1029/93JC01289.
  23. ↑ MacDonald, I.R.; J.F. Reilly Jr.; W.E. Best; R. Vnkataramaiah; R. Sassen; N.S. Guinasso Jr.; J. Amos (1996). Remote sensing inventory of active oil seeps and chemosynthetic communities in the northern. Gulf of Mexico. In: Schumacher, D. and M.A. Abrams, eds. Hydrocarbon migration and its nearsurface expression. American Association of Petroleum Geologists Memoir 6. Amer Association of Petroleum Geologists. стр. 27–37. ISBN 978-0-89181-345-3.
  24. ↑ „Stability and Change in Gulf of Mexico Chemosynthetic Communities“ (PDF). U.S. Department of the Interior: OCS Study MMS 98-0034: Prepared by the Geochemical and Environmental Research Group: Texas A&M University. 1998. Архивирано од изворникот (PDF) на 2016-12-29. Посетено на 17 July 2016.
  25. ↑ Pinheiro, L. M.; Ivanov, M. K.; Sautkin, A.; Akhamanov, G.; Magalhães, V. H.; Volkonskaya, A.; Monteiro, J. H.; Somoza, L.; Gardner, J. (2003). „Mud volcanoes in the Gulf of Cadiz: results from the TTR-10 cruise“. Marine Geology. 195 (1–4): 131–151. Bibcode:2003MGeol.195..131P. doi:10.1016/S0025-3227(02)00685-0.
  26. ↑ 26,0 26,1 26,2 26,3 Miloslavich, P.; Klein, E.; Díaz, J. M.; Hernández, C. E.; Bigatti, G. (2011). „Marine Biodiversity in the Atlantic and Pacific Coasts of South America: Knowledge and Gaps“. PLoS ONE. 6 (1): e14631. Bibcode:2011PLoSO...614631M. doi:10.1371/journal.pone.0014631. PMC 3031619. PMID 21304960.
  27. ↑ Danovaro, R.; Company, J. B.; Corinaldesi, C.; D'Onghia, G.; Galil, B. (2010). „Deep-Sea Biodiversity in the Mediterranean Sea: The Known, the Unknown, and the Unknowable“. PLoS ONE. 5 (8): e11832. Bibcode:2010PLoSO...511832D. doi:10.1371/journal.pone.0011832. PMC 2914020. PMID 20689848.
  28. ↑ Fischer, D. ; Bohrmann, G. ; Zabel, M. ; Kasten, S. (April 2009): Geochemical zonation and characteristics of cold seeps along the Makran continental margin off Pakistan EGU General Assembly Conference Abstracts. Retrieved 19 November 2020.
  29. ↑ Chen, Z.; Huang, C.-Y.; Zhao, M.; Yan, W.; Chien, C.-W.; Chen, M.; Yang, H.; Machiyama, H.; Lin, S. (2011). „Characteristics and possible origin of native aluminum in cold seep sediments from the northeastern South China Sea“. Journal of Asian Earth Sciences. 40 (1): 363–370. Bibcode:2011JAESc..40..363C. doi:10.1016/j.jseaes.2010.06.006.
  30. ↑ Fujikura, K.; Lindsay, D.; Kitazato, H.; Nishida, S.; Shirayama, Y. (2010). „Marine Biodiversity in Japanese Waters“. PLoS ONE. 5 (8): e11836. Bibcode:2010PLoSO...511836F. doi:10.1371/journal.pone.0011836. PMC 2914005. PMID 20689840.
  31. ↑ 31,0 31,1 Gordon, D. P.; Beaumont, J.; MacDiarmid, A.; Robertson, D. A.; Ahyong, S. T (2010). „Marine Biodiversity of Aotearoa New Zealand“. PLoS ONE. 5 (8): e10905. Bibcode:2010PLoSO...510905G. doi:10.1371/journal.pone.0010905. PMC 2914018. PMID 20689846.
  32. ↑ Lewis, K. B.; Marshall, B. A. (1996). „Seep faunas and other indicators of methane-rich dewatering on New Zealand convergent margins“. New Zealand Journal of Geology and Geophysics. 39 (2): 181–200. doi:10.1080/00288306.1996.9514704.
  33. ↑ Orpin, A. R. (1997). „Dolomite chimneys as possible evidence of coastal fluid expulsion, uppermost Otago continental slope, southern New Zealand“. Marine Geology. 138 (1–2): 51–67. Bibcode:1997MGeol.138...51O. doi:10.1016/S0025-3227(96)00101-6.
  34. ↑ 34,0 34,1 Baco, A. R.; Rowden, A. A.; Levin, L. A.; Smith, C. R.; Bowden, D. (2009). „Initial characterization of cold seep faunal communities on the New Zealand margin“. Marine Geology. 272 (1–4): 251–259. Bibcode:2010MGeol.272..251B. doi:10.1016/j.margeo.2009.06.015.
  35. ↑ Sellanes, J.; Neira, C.; Quiroga, E.; Teixido, N. (2010). „Diversity patterns along and across the Chilean margin: a continental slope encompassing oxygen gradients and methane seep benthic habitats“. Marine Ecology. 31 (1): 111–124. Bibcode:2010MarEc..31..111S. doi:10.1111/j.1439-0485.2009.00332.x. |hdl-access= бара |hdl= (help)
  36. ↑ 36,0 36,1 Sellanes, J.; Quiroga, E.; Neira, C. (2008). „Megafauna community structure and trophic relationships at the recently discovered Concepción Methane Seep Area, Chile, ~36°S“. ICES Journal of Marine Science. 65 (7): 1102–1111. doi:10.1093/icesjms/fsn099.
  37. ↑ Sellanes, J.; Quiroga, E.; Gallardo, V. A. (2004). „First direct evidence of methane seepage and associated chemosynthetic communities in the bathyal zone off Chile“. Journal of the Marine Biological Association of the UK. 84 (5): 1065–1066. doi:10.1017/S0025315404010422h.
  38. ↑ 38,0 38,1 Gallardo, V. A.; Espinoza, C. (2007). Hoover, Richard B; Levin, Gilbert V; Rozanov, Alexei Y; Davies, Paul C. W (уред.). „Large multicellular filamentous bacteria under the oxygen minimum zone of the eastern South Pacific: a forgotten biosphere“. Proc. SPIE. Instruments, Methods, and Missions for Astrobiology X. 6694: 66941H–11. Bibcode:2007SPIE.6694E..1HG. doi:10.1117/12.782209.
  39. ↑ Griffiths, H. J. (2010). „Antarctic Marine Biodiversity – What Do We Know About the Distribution of Life in the Southern Ocean?“. PLoS ONE. 5 (8): e11683. Bibcode:2010PLoSO...511683G. doi:10.1371/journal.pone.0011683. PMC 2914006. PMID 20689841.
  40. ↑ Kaim, A.; Jenkins, R.; Warén, A. (2008). „Provannid and provannid-like gastropods from the Late Cretaceous cold seeps of Hokkaido (Japan) and the fossil record of the Provannidae (Gastropoda: Abyssochrysoidea)“. Zoological Journal of the Linnean Society. 154 (3): 421–436. doi:10.1111/j.1096-3642.2008.00431.x.
  41. ↑ Conti, S.; Fioroni, C.; Fontana, D. (2017). „Correlating shelf carbonate evolutive phases with fluid eexpulsion episodes in the foredeep Miocene, northern Apennines, Italy“. Marine and Petroleum Geology. 79: 351–359. doi:10.1016/j.marpetgeo.2016.11.003.
  42. ↑ Galil, B.S.; Golik, A.; Turkay, M. (1995). „Litter at the bottom of the sea: A sea bed survey in the Eastern Mediterranean“. Marine Pollution Bulletin. 30 (1): 22–24. doi:10.1016/0025-326x(94)00103-g.
  43. ↑ Galgani, F.; Jaunet, S.; Campillo, A.; Guenegan, X.; His, E. (1995). „Distribution and abundance of debris on the continental shelf of the northwestern Mediterranean Sea“. Marine Pollution Bulletin. 30 (11): 713–717. doi:10.1016/0025-326x(95)00055-r.
  44. ↑ Richter, T.O.; de Stigter, H.C.; Boer, W.; Jesus, C.C.; van Weering, T.C.E. (2009). „Dispersal of natural and anthropogenic lead through submarine canyons in the Portuguese margin“. Deep-Sea Research Part I. 56 (2): 267–282. Bibcode:2009DSRI...56..267R. doi:10.1016/j.dsr.2008.09.006.
  45. ↑ Rotllant, G.; Holgado, A.E.; Sarda, F.; Abalos, M.; Company, J.B. (2006). „Dioxin compounds in the deep-sea rose shrimp Aristeus antennatus (Risso, 1816) throughout the Mediterranean Sea“. Deep-Sea Research Part I. 53 (12): 1895–1906. Bibcode:2006DSRI...53.1895R. doi:10.1016/j.dsr.2006.09.004.
  46. ↑ Unger, MA; Harvey, E.; Vadas, GG; Vecchione, M. (2008). „Persistent pollutants in nine species of deep-sea cephalopods“. Marine Pollution Bulletin. 56 (8): 1486–1512. doi:10.1016/j.marpolbul.2008.04.018. PMID 18501382.
  47. ↑ Smith, K.L.; Ruhl, H.A.; Bett, B.J.; Billet, D.S.M.; Lampitt, R.S. (2009). „Climate, carbon cycling, and deep ocean ecosystems“. PNAS. 106 (46): 19211–19218. Bibcode:2009PNAS..10619211S. doi:10.1073/pnas.0908322106. PMC 2780780. PMID 19901326.

Дополнително читање уреди

Надворешни врски уреди

Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Ладен_извор&oldid=5145468“