Википедија

Подводна рамнина

Подводна рамнина или Абисална рамнина — рамнина на длабокото океанско дно, која обично се наоѓа на длабочина помеѓу 3,000 до 6,000 метри. Општо лежејќи помеѓу подножјето на континенталниот гребен и средноокеанскиот гребен, овие рамнини покриваат повеќе од 50% од површината на Земјата.[1][2] Тие се меѓу најрамните, најмазни и најмалку истражени региони на Земјата.[3] Абисалните рамнини се клучни геолошки елементи на океанските басени (другите елементи се издигнат средноокеански гребен и околни абисалниридови).

Дијаграмски пресек на океански слив, покажувајќи го односот на амбисалната рамнина со континенталниот гребен и океанскиот ров
Приказ на амбисалната зона во однос на другите големи океански зони

Создавањето на подводната рамнина е резултат на ширењето на морското дно (тектоника на плочите) и топењето на долната океанска кора. Магмата се издигнува од над астеносферата (слој на горната обвивка, и како што овој базалтен материјал стигнува до површината на сртовите на средината на океанот, формира нова океанска кора, која постојано се влече настрана со ширење на морското дно. Абисалните рамнини се резултат на прекривањето на првично нерамна површина на океанската кора со ситнозрнести седименти, главно глина и тиња. Голем дел од овој талог се депонира од заматените струи кои се канализирани од континенталните рабови по подморските кањони во подлабока вода. Остатокот е составен главно од пелагични седименти. Металните нодули се вообичаени во некои области на рамнините, со различни концентрации на метали, вклучувајќи манган, железо, никел, кобалт и бакар. Има и количества на јаглерод, азот, фосфор и силициум, поради материјалот што се спушта и се распаѓа.

Се верува дека делумно поради нивната огромна големина, подводните рамнини се главни резервоари на биолошката разновидност. Тие, исто така, имаат значително влијание врз јаглеродниот циклус во океаните, растворањето на калциум карбонатот и концентрациите на CO2 во атмосферата во временски размери од сто до илјада години. Структурата на амбисалните екосистеми е под силно влијание на стапката на проток на храна до морското дно и составот на материјалот што се таложи. Факторите како што се климатските промени, риболовните практики и оплодувањето на океаните имаат значителен ефект врз моделите на примарното производство во фотичната зона.[1][4] Животните апсорбираат растворен кислород од водите сиромашни со кислород. Многу растворен кислород во подводните рамнини доаѓа од поларните региони кои се стопиле одамна. Поради недостигот на кислород, подводните рамнини се непријатни за организми кои би цветале во водите збогатени со кислород горе. Длабокоморските корални гребени главно се наоѓаат на длабочини од 3.000 метри и подлабоко во амбисалните и хадалските зони.

Абисалните рамнини не биле препознаени како посебни физиографски одлики на морското дно до доцните 1940-ти и, до неодамна, ниту една не била проучувана на систематска основа. Тие се слабо зачувани во седиментната евиденција, бидејќи тие имаат тенденција да се трошат со процесот на субдукција. Поради темнината и притисокот на водата што може да достигне околу 75 пати повеќе од атмосферскиот притисок (76 мегапаскали), подводните рамнини не се добро истражени.

Океански зони уреди

 
Пелагични зони

Океанот може да се конципира како зони, во зависност од длабочината и присуството или отсуството на сончева светлина. Речиси сите форми на живот во океанот зависат од фотосинтетичките активности на фитопланктонот и другите морски растенија за да го претворат јаглерод диоксидот во органски јаглерод, кој е основната градежна материја на органската материја. Фотосинтезата за возврат бара енергија од сончевата светлина за да ги поттикне хемиските реакции кои произведуваат органски јаглерод.[5]

Стратумот на водениот столб најблиску до површината на океанот (нивото на морето) се нарекува фотична зона. Фотичната зона може да се подели на два различни вертикални региони. Најгорниот дел од фотичната зона, каде што има соодветна светлина за поддршка на фотосинтезата од фитопланктонот и растенијата, се нарекува еуфотична зона (исто така позната како епипелагична зона или површинска зона).[6] Долниот дел од фотичната зона, каде што интензитетот на светлината е недоволен за фотосинтеза, се нарекува дисфотична зона (дисфотична значи „слабо осветлена“ на грчки). Дисфотичната зона се нарекува и мезопелагична зона или зона на самракот.[7] Нејзината најдолна граница е на термоклинот од 12 °C (54 °F), што, во тропските предели генерално се наоѓа помеѓу 200 и 1.000 метри.[8]

Еуфотичната зона е донекаде произволно дефинирана како што се протега од површината до длабочината каде што интензитетот на светлината е приближно 0,1-1% од зрачењето на сончевата светлина на површината, во зависност од сезоната, географската ширина и степенот на заматеност на водата.[6] Во најчистата океанска вода, еуфотичната зона може да се прошири до длабочина од околу 150 метри,[6] или ретко, до 200 метри.[7] Растворените супстанции и цврстите честички ја апсорбираат и расфрлаат светлината, а во крајбрежните региони високата концентрација на овие супстанции предизвикува светлината брзо да се атенуира со длабочина. Во такви области еуфотичната зона може да биде длабока само неколку десетици метри или помалку.[6][7] Дисфотичната зона, каде што интензитетот на светлината е значително помал од 1% од зрачењето на површината, се протега од основата на еуфотичната зона до околу 1.000 метри.[8] Се протега од дното на фотичната зона до морското дно, афотичната зона, регион на вечна темнина.[7][8]

Бидејќи просечната длабочина на океанот е околу 4.300 метри,[9] фотичната зона претставува само мал дел од вкупниот волумен на океанот. Меѓутоа, поради капацитетот за фотосинтеза, фотосинтезата има најголема биолошка разновидност и биомаса од сите океански зони. Речиси целото примарно производство во океанот се случува овде. Животните форми кои ја населуваат афотичната зона честопати се способни да се движат нагоре низ водениот столб во фотичната зона за хранење. Во спротивно, тие мора да се потпрат на материјалот што тоне одозгора,[1] или да пронајдат друг извор на енергија и исхрана, како што се јавува во хемосинтетичките археи пронајдени во близина на хидротермални отвори и ладни извори.

Афотичната зона може да се подели на три различни вертикални региони, врз основа на длабочината и температурата. Првата е батијалната зона, која се протега од длабочина од 1.000 метри до 3.000 метри, при што температурата на водата се намалува од 12 °C (54 °F) до 4 °C (39 °F) како што се зголемува длабочината.[10] Следна е абисалната зона, која се протега од длабочина од 3.000 метри до 6.000 метри.[10] Последната зона ги вклучува длабоките океански ровови и е позната како Хадална зона. Оваа, најдлабоката океанска зона, се протега од длабочина од 6.000 метри до приближно 11.034 метри, на самото дно на Маријанскиот Ров, најдлабоката точка на планетата Земја.[2][10] Абисалните рамнини обично се во зоната на бездната, на длабочини од 3.000 до 6.000 метри.[1]

Табелата подолу ја илустрира класификацијата на океанските зони:

Зона Подзона (заедничко име) Длабочина на зоната Температура на водата Коментари
фотична еуфотична (епипелагична зона) 0–200 метри високо променлива
дисфотична (мезопелагична зона или зона на самрак) 200–1.000 метри 4 °C (39 °F) – многу променлива
афотична батијална 1.000–3.000 метри 4–12 °C (39–54 °F)
абисална 3.000–6.000 метри 0–4 °C (32–39 °F) [11] температурата на водата може да достигне и до 464 °C (867 °F) во близина на хидротермални отвори [12][13][14][15]
хадална под 6.000 метри [16] 1–2.5 °C (34–36 °F) [17] температурата на амбиенталната вода се зголемува под 4000 метри поради адијабатско загревање [17]

Формирање уреди

 
Океанската кора е формирана на средноокеански гребен, додека литосферата е потисната назад во астеносферата на океанските ровови
 
Возраст на океанската кора (црвената е најмлада, а сината е најстара)

Океанската кора, која ја формира основата на абисалните рамнини, континуирано се создава на средноокеанските сртови (вид на дивергентна граница) со процес познат како топење со декомпресија.[18] Декомпресивното топење на цврстата обвивка поврзано со столбовите е одговорно за создавање океански острови како Хавајските Острови, како и океанската кора на сртовите на средината на океанот. Овој феномен е исто така најчестото објаснување за поплавените балзати и океанските висорамнини (два вида големи магматски провинции). Топењето со декомпресија се случува кога горната обвивка делумно се стопи во магма додека се движи нагоре под сртовите на средината на океанот.[19][20] Оваа подобрена магма потоа се лади и се зацврстува со спроведување и струење на топлина за да формира нова океанска кора. Акрецијата се јавува кога плашт се додава на растечките рабови на тектонската плоча, обично поврзана со ширењето на морското дно1. Според тоа, староста на океанската кора е во функција на растојанието од средноокеанскиот гребен.[21] Најмладата океанска кора е во средноокеанските гребени и станува постепено постара, поладна и погуста додека мигрира нанадвор од средноокеанските сртови како дел од процесот наречен конвекција на обвивката.

Литосферата, која се наоѓа на врвот на астеносферата, е поделена на голем број тектонски плочи кои континуирано се создаваат и трошат на нивните спротивни граници на плочите. Океанската кора и тектонските плочи се формираат и се раздвојуваат на средноокеанските сртови. Абисалните ридови се формираат со истегнување на океанската литосфера.[22] Потрошувачката или уништувањето на океанската литосфера се случува во океанските ровови (тип на конвергентна граница, позната и како граница на деструктивна плоча) со процес познат како субдукција. Океанските ровови се наоѓаат на места каде што се спојуваат океанските литосферски плочи од две различни плочи, а погустата (постарата) плоча почнува да се спушта назад во плашт.[21] На работ на потрошувачката на плочата (океанскиот ров), океанската литосфера топлински се стегна за да стане прилично густа и таа тоне под сопствената тежина во процесот на субдукција.[23] Процесот на субдукција троши постара океанска литосфера, така што океанската кора ретко е стара повеќе од 200 милиони години.[24] Целокупниот процес на повторени циклуси на создавање и уништување на океанската кора е познат како Суперконтинентален циклус, првпат предложен од канадскиот геофизичар и геолог Џон Тузо Вилсон.

Новата океанска кора, најблиску до средноокеанските гребени, е главно базалт на плитки нивоа и има груба топографија. Грубоста на оваа топографија е во функција на брзината со која се шири средноокеанскиот гребен (стапка на ширење).[25] Големините на стапките на ширење се разликуваат доста значително. Типичните вредности за гребени кои брзо се шират се поголеми од 100 мм/годишно, додека бавно распространетите гребени обично се помали од 20 мм/годишно.[19] Истражувањата покажале дека колку е побавна стапката на ширење, толку погруба ќе биде новата океанска кора, и обратно.[25] Се смета дека овој феномен се должи на раседот на средноокеанскиот гребен кога била формирана новата океанска кора.[26] Овие раседи што се пробиваат низ океанската кора, заедно со нивните гранични бездни ридови, се најчестите тектонски и топографски одлики на површината на Земјата.[22][26] Процесот на ширење на морското дно помага да се објасни концептот на континентално лизгање во теоријата на тектониката на плочите.

Рамниот изглед на абисалните рамнини е резултат на прекривањето на оваа првично нерамна површина на океанската кора со ситнозрнести седименти, главно глина и тиња. Голем дел од овој талог се депонира од заматените струи кои биле канализирани од континенталните рабови по подморските кањони надолу во подлабоките води. Остатокот од седиментот се состои главно од прашина (честички од глина) издувана во морето од копно, и остатоци од мали морски растенија и животни кои тонат од горниот слој на океанот, познати како пелагични седименти. Вкупната стапка на таложење на седимент во оддалечените области се проценува на два до три сантиметри на илјада години.[27][28] Абисалните рамнини покриени со седименти се поретки во Тихиот Океан отколку во другите големи океански басени бидејќи седиментите од заматените струи се заробени во океанските ровови кои се граничат со Тихиот Океан.[29]

Абисалните рамнини обично се покриени со длабоки мориња, но за време на делови од кризата на Месинската криза на соленоста, голем дел од абисалната рамнина на Средоземното Море бил изложен на воздух како празен длабоко сув мијалник со солени подови.[30][31][32][33]

Откритие уреди

 
Местоположба на Челинџер Дип во Маријанскиот Ров

Научната експедиција (декември 1872 - мај 1876) на британската кралска морнарица на чело со бродот ХМС <i id="mwAX0">Челинџер</i>, дала огромна количина на батиметриски податоци, од кои голем дел биле потврдени од следните истражувачи. Батиметриските податоци добиени за време на експедицијата Челинџер им овозможиле на научниците да цртаат мапи, кои дале груб преглед на одредени главни одлики на подморскиот терен, како што се работ на континенталниот гребен и Средноатлантскиот гребен. Овој дисконтинуиран сет на точки на податоци бил добиен со едноставна техника на преземање звучна линија со спуштање на долгите линии од бродот до морското дно.

Експедицијата Челинџер била проследена со експедицијата на Женет од 1879-1881 година, предводена од поручникот на американската морнарица Џорџ Вашингтон Делонг. Тимот пловел преку Чукотскотоо Море и ги снимил метеоролошките и астрономските податоци како додаток на снимките на морското дно. Бродот останал заробен во морскиот мраз во близина на Врангеловиот Остров во септември 1879 година, и на крајот бил смачкан и потонат во јуни 1881 година.[34]

По експедицијата Жанет следувала арктичката експедиција на норвешкиот истражувач Фритјоф Нансен од 1893-1896 година на бродот Фрам, која докажал дека Северноледениот Океан е длабок океански слив, непрекинат од какви било значајни копнени маси северно од евроазискиот континент.[35][36]

Почнувајќи од 1916 година, канадскиот физичар Роберт Вилијам Бојл и други научници од Истражниот комитет за откривање на анти-подморница (ASDIC) презеле истражување што на крајот довело до развој на сонарската технологија. Била развиена опрема за акустична звучност која може да се ракува многу побрзо од звучните линии, со што ѝ овозможило на Германската метеорска експедиција на германскиот истражувачки брод Метеор (1925–27) да врши чести испитувања на трансектите на исток-запад на Атлантикот. Мапите произведени од овие техники ги прикажуваат главните басени на Атлантикот, но прецизноста на длабочината на овие рани инструменти не била доволна за да се откријат рамните безодни рамнини без одлики.[37][38]

Како што се подобрувала технологијата, мерењето на длабочината, географската широчина и должина станале попрецизни и станало возможно да се соберат повеќе или помалку континуирани групи на податочни точки. Ова им овозможило на истражувачите да нацртаат точни и детални мапи на големи области на океанското дно. Употребата на непрекинато снимање преку фатометар им овозможило на Толстој и Јуинг во летото 1947 година да ја идентификуваат и опишат првата абисална рамнина. Оваа рамнина, јужно од Њуфаундленд, сега е позната како Сомна рамнина[39] По ова откритие многу други примери биле пронајдени во сите океани.[40][41][42][43][44]

Дип Челинџер е најдлабоката испитувана точка од сите океани на Земјата; таа е на јужниот крај на Маријанскиот Ров во близина на групата Маријански Острови. Депресијата е именувана по <i id="mwAcA">Челинџер</i>, чии истражувачи ги направиле првите снимки од нејзината длабочина на 23 март 1875 година на станица 225. Пријавената длабочина била 4.475 фатоми (8.184 метри) врз основа на две посебни сондажи. На 1 јуни 2009 година, сонарното мапирање на Дип Челинџер од системот за батиметрија со повеќе звуци Симрад EM120 покажала максимална длабочина од 10.971 метри. Сонарскиот систем користи фазна и амплитудна детекција на дното, со точност од 0,2% од длабочината на водата (ова е грешка од околу 22 метри на оваа длабочина).[45][46]

Одлики на теренот уреди

Хидротермални отвори уреди

 
Во овој фазен дијаграм, зелената линија со точки го илустрира аномалното однесување на водата. Цврстата зелена линија ја означува точката на топење, а сината линија точката на вриење, покажувајќи како тие варираат со притисокот.

Ретка, но важна одлика на теренот пронајдена во батијалните, амбисалните и хадалските зони е хидротермалниот отвор. За разлика од приближно 2 °C температура на овие длабочини, водата излегува од овие отвори на температури кои се движат од 60 °C до дури 464 °C.[12][13][14][15] Поради високиот барометриски притисок на овие длабочини, водата може да постои или во течна форма или како суперкритична течност на такви температури.

При барометриски притисок од 218 атмосфери, критичната точка на водата е 375 °C. На длабочина од 3.000 метри, барометрискиот притисок на морската вода е повеќе од 300 атмосфери (бидејќи солената вода е погуста од свежата вода). На оваа длабочина и притисок, морската вода станува суперкритична на температура од 407 степени °C (види слика). Сепак, зголемувањето на соленоста на оваа длабочина ја турка водата поблиску до нејзината критична точка. Така, водата што излегува од најжешките делови на некои хидротермални отвори, црните чадачи и подморските вулкани може да биде суперкритична течност, која поседува физички својства помеѓу оние на гасот и оние на течноста.[12][13][14][15]

Систер Пик (4°48′S 12°22′W / 4.800° ЈГШ; 12.367° ЗГД / -4.800; -12.367 −2996 м), Шрипп Фарм и Мефисто (4°48′S 12°23′W / 4.800° ЈГШ; 12.383° ЗГД / -4.800; -12.383, −3047 м), се три хидротермални отвори од категоријата црн чадач, на средноатлантскиот гребен во близина на островот Вознесение. Се претпоставува дека тие биле активни по земјотресот што го потрел регионот во 2002 година.[12][13][14][15] Забележано е дека овие отвори за проветрување на течности од типот на пареа се со фазен премин. Во 2008 година, биле забележсни одржливи излезни температури до 464 °C. Овие термодинамички услови ја надминуваат критичната точка на морската вода и се највисоките температури регистрирани досега од морското дно. Ова е првиот пријавен доказ за директна магматско - хидротермална интеракција на бавно распространет средноокеански гребен.[12][13][14][15][47] Почетните фази на вентилациониот оџак започнуваат со таложење на минералниот анхидрит. Сулфидите на бакар, железо и цинк потоа се таложат во празнините на оџакот, што го прави помалку порозен со текот на времето. Истражувањето на длабинските отвори од брегот на Фиџи во април 2007 година покажало дека тие отвори се значаен извор на растворено железо.

Хидротермалните отвори во длабокиот океан обично се формираат долж сртовите на средината на океанот, како што се Источнопацифистичкиот и Средноатлантскиот гребен. Тоа се локации каде што две тектонски плочи се разминуваат и се формира нова кора.

Ладни извори уреди

 
Цевчести црви и меки корали на ладен извор, 3000 метри длабоко на платформа на Флорида. Јагулите, и ракчињата се хранат со хемосинтетички школки.

Друга необична одлика пронајдена во абисалната и хаданската зона е ладниот извор, понекогаш наречен ладен отвор. Ова е област на морското дно каде што се јавува истекување на сулфурводород, метан и друга течност богата со јаглеводороди, често во форма на длабок морски солен басен. Првите ладни извори биле откриени во 1983 година, на длабочина од 3200 метри во Мексиканскиот Залив.[48] Оттогаш, тие се откриени во многу други области на Светскиот Океан, вклучувајќи го и подморскиот кањон Монтереј веднаш до Монтерејскиот Залив, Калифорнија, Јапонското Море, крај брегот на Тихиот Океан на Костарика, крај атлантскиот брег на Африка, брегот на Алјаска и под ледениот гребен на Антарктикот.[49]

Биоразновидност уреди

Иако некогаш се претпоставувало дека рамнините се огромни, живеалишта слични на пустината, истражувањата во изминатата деценија покажуваат дека тие преполни со широк спектар на микробиолошки живот.[50][51] Сепак, структурата и функцијата на екосистемот на длабокото морско дно се историски слабо проучени поради големината и оддалеченоста на бездната. Неодамнешните океанографски експедиции спроведени од меѓународна група научници од Пописот на разновидноста на морскиот живот (CeDAMar) откриле исклучително високо ниво на биолошка разновидност на абисалните рамнини, со до 2000 видови бактерии, 250 видови праживотни и 500 видови на без'рбетници (црви, ракови и мекотели), кои обично се наоѓаат на единечни амбисални места.[52] Новите видови сочинуваат повеќе од 80% од илјадниците видови безрбетници на морското дно собрани на која било бездна станица, што го истакнува нашето досега лошо разбирање за различноста и еволуцијата на оваа зона.[52][53][54][55] Побогатата биоразновидност е поврзана со области со познат влез на фитодетритус и повисок органски флукс на јаглерод.[56]

Abyssobrotula galatheae, вид на јагула од фамилијата Ophidiidae, е меѓу најдлабоките видови риби. Во 1970 година, еден примерок бил влечен од длабочина од 8370 година метри во Порториканскот Ров.[57][58] Животното сепак било мртво по пристигнувањето на површината. Во 2008 година, хадалскиот полжав (Pseudoliparis amblystomopsis) бил забележан и снимен на длабочина од 7700 метри во Јапонскиот Ров. Овие се, до денес, најдлабоките живи риби некогаш забележани.[10][59] Други риби од амбисалната зона ги вклучуваат рибите од фамилијата Ipnopidae, која ги вклучува абисалниот пајак (Bathypterois longipes), Bathypterois grallator, филтер-риба (Bathypterois longifilis) и црниот гуштер (Bathysauropsis gracilis). Некои членови на ова семејство се снимени од длабочини од повеќе од 6000 метри.[60]

Научниците од CeDAMar покажале дека некои видови имаат космополитска распространетост. Еден пример за ова би биле фораминифераните,[61] од кои одредени видови се наоѓаат од Арктикот до Антарктикот. Други фаунски групи, како што се полихетните црви и изоподните ракови, се чини дека се ендемични за одредени специфични рамнини и басени.[52] Многу очигледно уникатни таксони на нематодни црви се исто така неодамна откриени на абисалните рамнини. Ова сугерира дека длабокиот океан поттикнал адаптивни зрачења.[52] Таксономскиот состав на фауната на нематодите во Тихиот Океан е сличен, но не и идентичен со оној на северниот Атлантик.[56] Списокот на некои од видовите кои се откриени или преопишувани од CeDAMar може да се најде овде.

Единаесет од 31 опишани видови на моноплакофори (класа мекотели) живеат под 2000 метри. Од овие 11 видови, два живеат исклучиво во Хадалската зона.[62] Најголемиот број на моноплакофори се од источниот дел на Тихиот Океан долж океанските ровови. Сепак, сè уште не се пронајдени абисални моноплакофорани во Западниот Пацифик и само еден вид е идентификуван во Индискиот Океан.[62] Од 922 познати видови хитони (од класата на мекотели Polyplacophora), 22 видови (2,4%) живеат под 2000 метри, а два од нив се ограничени на амбисалната рамнина.[62] Иако недостигаат генетски студии, се смета дека најмалку шест од овие видови се еурибатски (способни да живеат во широк опсег на длабочини), бидејќи е пријавено дека се јавуваат од сублиторалните до абисалните длабочини. Голем број полиплакофори од големи длабочини се тревопасни или ксилофаги, што може да ја објасни разликата помеѓу распространетоста на моноплакофорите и полиплакофорите во светските океани.[62]

Познато е дека перакаридните ракови, вклучително и изоподите, формираат значаен дел од макробентската заедница која е одговорна за чистење на големите падови на храна на морското дно.[1][63] Во 2000 година, научниците од експедицијата „ Разновидност на длабоките атлантски бентоси“ (DIVA 1) откриле и собрале три нови видови од подредот на бенталните изоподи Asellota од абисалните рамнини на Сливот на Ангола во јужниот дел на Атлантскиот Океан.[64][65][66] Во 2003 година, Де Бројер неговите соработници собрале околу 68.000 ракови од 62 видови распоредени во Веделското Море, Шкотското Море и во близина на Јужните Шетландски Острови. Тие откриле дека околу 98% од примероците припаѓаат на суперфамилијата на амфиподи Lysianassoidea, а 2% на семејството изоподи Cirolanidae. Половина од овие видови биле собрани од длабочини поголеми од 1000 метри.[63]

Во 2005 година, јапонската агенција за наука и технологија за морските земјишта (JAMSTEC) управувано од далечина возило, КАИКО, собрало седиментно јадро од Челинџер Дип. Во примероците од седиментот биле идентификувани 432 живи примероци на фораминифери.[67][68] Фораминиферите се едноклеточни протисти кои конструираат школки. Се проценува дека има околу 4.000 видови живи фораминифери. Од собраните 432 организми, огромното мнозинство на примерокот се состоел од едноставни фораминифери со мека обвивка, додека други претставуваат видови од сложените родови Leptohalysis и Reophax. Севкупно, 85% од примероците се состоеле од алогромиди со мека лушпа. Ова е невообичаено во споредба со примероците на организми кои живеат во седимент од други длабоки морски средини, каде што процентот на фораминифери со органски ѕидови се движи од 5% до 20% од вкупниот број. Малите организми со тврда варовничка обвивка имаат проблем да растат на екстремни длабочини затоа што водата на таа длабочина има сериозно недостаток на калциум карбонат.[69] Џинот (5-20 cm) фораминиферите познати како ксенофиофори се наоѓаат само на длабочини од 500-10.000 метри, каде што можат да се појават во голем број и во голема мера да ја зголемат животинската разновидност поради нивната биотурбација и обезбедување на живо живеалиште за малите животни.[70]

Додека е познато дека слични форми на живот постојат во поплитки океански ровови (> 7.000 м) и на абисална рамнина, формите на живот откриени во Челинџер Дип може да претставуваат независни таксони од тие поплитки екосистеми. Оваа надмоќ на организми со мека обвивка во Челинџер Дип може да биде резултат на притисокот на селекцијата. Пред милиони години, Челинџер Дип бил поплиток отколку што е сега. Во текот на изминатите шест до девет милиони години, додека Челинџер Дип растел до неговата сегашна длабочина, многу од видовите присутни во седиментот на таа древна биосфера не биле во можност да се прилагодат на зголемениот притисок на водата и променливата средина. Оние видови кои можеле да се прилагодат можеби биле предци на организмите кои моментално се ендемични на Челинџер Дип.[67]

Полихетите се појавуваат низ Земјините океани на сите длабочини, од форми кои живеат како планктони во близина на површината, до најдлабоките океански ровови. Роботот на океанска сонда Нереус забележал 2-3 cm примерок (сè уште некласифициран) од полихет на дното на Челинџер Дип на 31 мај 2009 година.[68][71][72][73] Постојат повеќе од 10.000 опишани видови полихети; тие можат да се најдат во речиси секоја морска средина. Некои видови живеат во најстудените океански температури во Хадалската зона, додека други можат да се најдат во екстремно топлите води во непосредна близина на хидротермалните отвори.

Во рамките на амбисалните и хадалските зони, областите околу подморските хидротермални отвори и студените канали имаат убедливо најголема биомаса и биоразновидност по единица површина. Поттикнати од хемикалиите растворени во течностите за вентилација, овие области често се дом на големи и разновидни заедници на термофилни, халофилни и други екстремофилни прокариотски микроорганизми (како што се оние од родот што оксидира сулфид Beggiatoa), често распоредени во големи бактериски подлоги блиску до студ. навлегува. На овие локации, хемосинтетичките археи и бактериите обично ја формираат основата на синџирот на исхрана. Иако процесот на хемосинтеза е целосно микробен, овие хемосинтетички микроорганизми често поддржуваат огромни екосистеми кои се состојат од сложени повеќеклеточни организми преку симбиоза.[74]

Веројатно најважната еколошка одлика на абисалните екосистеми е енергетското ограничување. Заедниците на морското дно се сметаат за ограничени со храна, бидејќи бенталното производство зависи од внесот на органски материјал кој се произведува во еуфотичната зона, илјадници метри погоре.[75] Поголемиот дел од органскиот флукс пристигнува како ослабен дожд од мали честички (обично, само 0,5-2% од нето примарното производство во еуфотичната зона), што се намалува обратно со длабочината на водата.[8] Флуксот на мали честички може да се зголеми со паѓање на поголеми трупови и пренос на органски материјал по надолнина во близина на континенталните рабови.[75]

Искористување на ресурсите уреди

Покрај нивната висока биолошка разновидност, абисалните рамнини се од голем сегашен и иден комерцијален и стратешки интерес. На пример, тие може да се користат за легално и незаконско отстранување на големи објекти како што се бродови и нафтени платформи, радиоактивен отпад и друг опасен отпад, како што е муниција. Тие, исто така, може да бидат атрактивни места за риболов во длабоко море и екстракција на нафта и гас и други минерали. Идните активности за отстранување на отпадот во длабоко море кои би можеле да бидат значајни до 2025 година вклучуваат поставување на отпадни води и тиња, секвестрација на јаглерод и отстранување на пленот од багерите.

Како што рибните резерви се намалуваат во горниот дел на океанот, риболовот во длабоко море се повеќе е цел на експлоатација. Бидејќи длабокоморските риби се долговечни и бавно растат, се смета дека овие длабочински риболовници не се одржливи на долг рок со оглед на сегашните практики на управување. Промените во примарното производство во фотичната зона се очекува да ги променат постојаните залихи во афотичната зона ограничена со храна.

Истражувањето на јаглеводородите во длабоки води повремено резултира со значителна деградација на животната средина, главно како резултат на акумулација на контаминирани исечоци од дупчалки, но и од излевање на нафта. Додека изливот на нафта вклучен во излевањето на нафтата на Deepwater Horizon во Мексиканскиот Залив потекнува од бунар само 1500 метри под површината на океанот,[76] сепак го илустрира видот на еколошка катастрофа што може да резултира од несреќи поврзани со дупчење на нафта и гас на море.

Седиментите на одредени абисални рамнини содржат изобилни минерални ресурси, особено полиметални нодули. Овие конкременти од манган, железо, никел, кобалт и бакар со големина на компир, распоредени на морското дно на длабочини поголеми од 4000 метри,[77] се од значителен комерцијален интерес. Областа на максимален комерцијален интерес за ископување на полиметални нодули лежи во меѓународните води на Тихиот Океан, кои се протегаат од 118°-157° и од 9°-16°N, површина од повеќе од 3 милиони km².[4] Абисалната зона на Кларион-Клипертон (CCFZ) е област во провинцијата на Тихиот Океан која моментално се истражува за нејзиниот минерален потенцијал.[56]

Осум комерцијални изведувачи во моментов се лиценцирани од Меѓународниот орган за морското дно (меѓувладина организација основана за да ги организира и контролира сите активности поврзани со минерали во областа на меѓународното морско дно надвор од границите на националната јурисдикција) да ги истражуваат ресурсите на нодули и да ги тестираат техниките на рударство во осум области, секоја покрива 150.000 km².[4] Кога рударството конечно ќе започне, секоја операција на рударство се проектира директно да прекине 300-800 km² морско дно годишно и ја нарушуваат бентосната фауна на површина 5-10 пати поголема од таа големина поради повторното таложење на суспендираните седименти. Така, во текот на 15-годишното предвидено времетраење на една рударска операција, ископувањето на нодули може сериозно да ги оштети заедниците на морското дно на области од 20.000 до 45.000 km² (зона барем со големина на Масачусетс).[4]

Ограниченото познавање на таксономијата, биогеографијата и природната историја на заедниците во длабочините на морето ја спречува точната проценка на ризикот од исчезнување на видовите од ископувањето во големи размери. Податоците добиени од амбисалниот Северен Пацифик и Северен Атлантик сугерираат дека екосистемите на длабоко море може да бидат негативно погодени од рударските операции на деценијални временски размери.[77] Во 1978 година, багер на бродот Hughes Glomar Explorer, направил рударска патека на длабочина од 5000 метри во полињата со нодули. Во 2004 година, францускиот истражувачки институт за експлоатација на морето (IFREMER) ја спровел Нодинаутската експедиција на оваа рударска патека (која сè уште е видлива на морското дно) за да ги проучи долгорочните ефекти од ова физичко нарушување на седиментот и неговата бентосна фауна. Примероците земени од површинскиот талог откриле дека неговите физички и хемиски својства не покажале никакво закрепнување од нарушувањето направено 26 години претходно. Од друга страна, биолошката активност измерена на патеката со инструменти на потопниот батискаф Nautile со екипаж не се разликувала од блиската локација. Овие податоци сугерираат дека бентосната фауна и флуксот на хранливи материи на интерфејсот вода-седимент е целосно обновена.[78]

Наводи уреди

  1. ↑ 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 Craig R. Smith; Fabio C. De Leo; Angelo F. Bernardino; Andrew K. Sweetman; Pedro Martinez Arbizu (2008). „Abyssal food limitation, ecosystem structure and climate change“ (PDF). Trends in Ecology and Evolution. 23 (9): 518–528. doi:10.1016/j.tree.2008.05.002. PMID 18584909. Архивирано од изворникот (PDF) на 20 July 2011. Посетено на 18 June 2010.
  2. ↑ 2,0 2,1 N.G. Vinogradova (1997). „Zoogeography of the Abyssal and Hadal Zones“. The Biogeography of the Oceans. Advances in Marine Biology. 32. стр. 325–387. doi:10.1016/S0065-2881(08)60019-X. ISBN 9780120261321.
  3. ↑ P.P.E. Weaver; J. Thomson; P. M. Hunter (1987). Geology and Geochemistry of Abyssal Plains (PDF). Oxford: Blackwell Scientific Publications. стр. x. ISBN 978-0-632-01744-7. Архивирано од изворникот (PDF) на 24 декември 2010. Посетено на 18 јуни 2010.
  4. ↑ 4,0 4,1 4,2 4,3 Smith et al.
  5. ↑ K.L. Smith Jr; H.A. Ruhl; B.J. Bett; D.S.M. Billett; R.S. Lampitt; R.S. Kaufmann (17 November 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.
  6. ↑ 6,0 6,1 6,2 6,3 Csirke 1997
  7. ↑ 7,0 7,1 7,2 7,3 Jeananda Col (2004). „Twilight Ocean (Disphotic) Zone“. EnchantedLearning.com. Посетено на 18 June 2010.
  8. ↑ 8,0 8,1 8,2 8,3 Ken O. Buesseler; Carl H. Lamborg; Philip W. Boyd; Phoebe J. Lam; и др. (27 April 2007). „Revisiting Carbon Flux Through the Ocean's Twilight Zone“. Science. 316 (5824): 567–570. Bibcode:2007Sci...316..567B. CiteSeerX 10.1.1.501.2668. doi:10.1126/science.1137959. PMID 17463282.
  9. ↑ National Oceanic and Atmospheric Administration (2 December 2008). „How deep is the ocean?“. Washington, DC: National Oceanic and Atmospheric Administration. Архивирано од изворникот на 23 June 2010. Посетено на 19 June 2010.
  10. ↑ 10,0 10,1 10,2 10,3 Rebecca Morelle (7 October 2008). „'Deepest ever' living fish filmed“. BBC News. Архивирано од изворникот на 30 July 2010. Посетено на 18 June 2010.
  11. ↑ Britannica
  12. ↑ 12,0 12,1 12,2 12,3 12,4 Haase, K. M.; и др. (13 November 2007). „Young volcanism and related hydrothermal activity at 5°S on the slow-spreading southern Mid-Atlantic Ridge“. Geochem. Geophys. Geosyst. 8 (Q11002): 17. Bibcode:2007GGG.....811002H. doi:10.1029/2006GC001509. Архивирано од изворникот на 2012-01-20. Посетено на 18 June 2010.
  13. ↑ 13,0 13,1 13,2 13,3 13,4 Andrea Koschinsky; Dieter Garbe-Schönberg; Sylvia Sander; Katja Schmidt; Hans-Hermann Gennerich; Harald Strauss (August 2008). „Hydrothermal venting at pressure-temperature conditions above the critical point of seawater, 5°S on the Mid-Atlantic Ridge“. Geology. 36 (8): 615–618. Bibcode:2008Geo....36..615K. doi:10.1130/G24726A.1.
  14. ↑ 14,0 14,1 14,2 14,3 14,4 Josh Hill (5 August 2008). „'Extreme Water' Found at Atlantic Ocean Abyss“. The Daily Galaxy. Архивирано од изворникот на 2017-11-07. Посетено на 18 June 2010.
  15. ↑ 15,0 15,1 15,2 15,3 15,4 Karsten M. Haase; Sven Petersen; Andrea Koschinsky; Richard Seifert; Colin W. Devey; и др. (2009). „Fluid compositions and mineralogy of precipitates from Mid Atlantic Ridge hydrothermal vents at 4°48'S“. PANGAEA. Germany: Publishing Network for Geoscientific & Environmental Data (PANGAEA). doi:10.1594/PANGAEA.727454.
  16. ↑ Alan J. Jamieson; Toyonobu Fujii; Daniel J. Mayor; Martin Solan; Imants G. Priede (March 2010). „Hadal trenches: the ecology of the deepest places on Earth“ (PDF). Trends in Ecology and Evolution. 25 (3): 190–197. doi:10.1016/j.tree.2009.09.009. PMID 19846236. Архивирано од изворникот (PDF) на 2011-07-20. Посетено на 18 June 2010.
  17. ↑ 17,0 17,1 Center for Marine Biodiversity and Conservation. „The Hadal Zone: Deep-sea Trenches“ (PDF). University of California, San Diego: Scripps Institution of Oceanography. Архивирано од изворникот (PDF) на 2011-07-20. Посетено на 18 June 2010.
  18. ↑ Marjorie Wilson (1993). Igneous petrogenesis. London: Chapman & Hall. ISBN 978-0-412-53310-5.
  19. ↑ 19,0 19,1 R.S. WHITE; T.A. MINSHULL; M.J. BICKLE; C.J. ROBINSON (2001). „Melt Generation at Very Slow-Spreading Oceanic Ridges: Constraints from Geochemical and Geophysical Data“. Journal of Petrology. 42 (6): 1171–1196. Bibcode:2001JPet...42.1171W. doi:10.1093/petrology/42.6.1171.
  20. ↑ Geoff C. Brown; C. J. Hawkesworth; R. C. L. Wilson (1992). Understanding the Earth (2. изд.). Cambridge University Press. стр. 93. ISBN 978-0-521-42740-1.
  21. ↑ 21,0 21,1 Condie 1997
  22. ↑ 22,0 22,1 W. Roger Buck; Alexei N. B. Poliakov (19 March 1998). „Abyssal hills formed by stretching oceanic lithosphere“. Nature. 392 (6673): 272–275. Bibcode:1998Natur.392..272B. doi:10.1038/32636.
  23. ↑ Gerald Schubert; Donald Lawson Turcotte; Peter Olson (2001). „Chapter 2: Plate tectonics“. Mantle convection in the earth and planets. Cambridge University Press. стр. 16 ff. ISBN 978-0-521-79836-5.
  24. ↑ „About the Deep Sea Drilling Project“. Texas A&M University, College Station, Texas: Deep Sea Drilling Project. 2010. Посетено на 24 June 2010.
  25. ↑ 25,0 25,1 Christopher Small; David T. Sandwell (10 March 1992). „An analysis of ridge axis gravity roughness and spreading rate“ (PDF). Journal of Geophysical Research. 97 (B3): 3235–3245. Bibcode:1992JGR....97.3235S. doi:10.1029/91JB02465. Посетено на 23 June 2010.
  26. ↑ 26,0 26,1 W. Roger Buck; Luc L. Lavier; Alexei N.B. Poliakov (7 April 2005). „Modes of faulting at mid-ocean ridges“. Nature. 434 (7034): 719–723. Bibcode:2005Natur.434..719B. doi:10.1038/nature03358. PMID 15815620.
  27. ↑ Philip Henry Kuenen (August 1946). „Rate and mass of deep-sea sedimentation“. American Journal of Science. 244 (8): 563–572. Bibcode:1946AmJS..244..563K. doi:10.2475/ajs.244.8.563.
  28. ↑ T.A. Davies; A.S. Laughton (1972). „Chapter 11. Sedimentary Processes in the North Atlantic“ (PDF). Во Laughton, A. S.; Berggren, W. A.; и др. (уред.). Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, Volume XII (covering Leg 12 of the cruises of the Drilling Vessel Glomar Challenger). Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. 12. Washington, D.C.: U.S. Government Printing Office. стр. 915. doi:10.2973/dsdp.proc.12.111.1972. ISSN 1936-7392. Посетено на 24 June 2010.
  29. ↑ Michael B. Underwood; Charles R. Norville (May 1986). „Deposition of sand in a trench-slope basin by unconfined turbidity currents“. Marine Geology. 71 (3–4): 383–392. Bibcode:1986MGeol..71..383U. doi:10.1016/0025-3227(86)90080-0.
  30. ↑ Krijgsman W; Garcés M; Langereis CG; Daams R; Van Dam J; и др. (1996). „A new chronology for the middle to late Miocene continental record in Spain“. Earth and Planetary Science Letters. 142 (3–4): 367–380. Bibcode:1996E&PSL.142..367K. doi:10.1016/0012-821X(96)00109-4.
  31. ↑ „Alternate interpretation of the Messinian salinity crisis: Controversy resolved?“. Geology. 24 (4): 363–6. 1996. Bibcode:1996Geo....24..363C. doi:10.1130/0091-7613(1996)024<0363:AIOTMS>2.3.CO;2.
  32. ↑ „Central Mediterranean Messinian basin evolution. Tectono-eustasy or eustato-tectonics?“. Annales Tectonicae. 12 (1–2): 7–27. 1998.
  33. ↑ „Messinian erosional and salinity crises: View from the Provence Basin (Gulf of Lions, Western Mediterranean)“ (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 286 (1–2): 139–57. 2009. Bibcode:2009E&PSL.286..139B. doi:10.1016/j.epsl.2009.06.021. Посетено на 1 October 2010.
  34. ↑ Naval Historical Center (1977) [First published in 1968]. „Jeannette“. Во James L. Mooney (уред.). Dictionary of American Naval Fighting Ships, Volume 3, G-K. Washington DC: Defense Department, Department of the Navy, Naval History Division. ISBN 978-0-16-002019-3. OCLC 2794587. Архивирано од изворникот на 8 July 2010. Посетено на 26 June 2010.
  35. ↑ James S. Aber (2006). „History of Geology: Fridtjof Nansen“. Emporia, Kansas: Emporia State University. Архивирано од изворникот на 16 April 2009. Посетено на 26 June 2010.
  36. ↑ Krishfield, Rick. „Nansen and the Drift of the Fram (1893–1896)“. Beaufort Gyre Exploration Project. Woods Hole Oceanographic Institution. Посетено на 26 June 2010.
  37. ↑ Hans Maurer; Theodor Stocks (May–June 1933). „Die Echolotengen des 'Meteor' Deutschen Atlantischen Exped. Meteor, 1925–1927“. Wissenschaftliche Ergebnisse. 2 (5): 458–460. JSTOR 1786634.
  38. ↑ Theodor Stocks; Georg Wust (1935). „Die Tiefenverhaltnisse des offenen Atlantischen Ozeans: Deutsche Atlantischen Exped. Meteor, 1925–1927“. Wissenschaftliche Ergebnisse. 3: 1–31. Посетено на 26 June 2010.
  39. ↑ Ivan Tolstoy; Maurice Ewing (October 1949). „North Atlantic hydrography and the mid-Atlantic Ridge“. Geological Society of America Bulletin. 60 (10): 1527–40. Bibcode:1949GSAB...60.1527T. doi:10.1130/0016-7606(1949)60[1527:NAHATM]2.0.CO;2. ISSN 0016-7606.
  40. ↑ Bruce C. Heezen; Maurice Ewing; D.B. Ericson (December 1951). „Submarine topography in the North Atlantic“. Geological Society of America Bulletin. 62 (12): 1407–1417. Bibcode:1951GSAB...62.1407H. doi:10.1130/0016-7606(1951)62[1407:STITNA]2.0.CO;2. ISSN 0016-7606.
  41. ↑ Bruce C. Heezen; D.B. Ericson; Maurice Ewing (July 1954). „Further evidence for a turbidity current following the 1929 Grand banks earthquake“. Deep-Sea Research. 1 (4): 193–202. Bibcode:1954DSR.....1..193H. doi:10.1016/0146-6313(54)90001-5.
  42. ↑ F.F. Koczy (1954). „A survey on deep-sea features taken during the Swedish deep-sea expedition“. Deep-Sea Research. 1 (3): 176–184. Bibcode:1954DSR.....1..176K. doi:10.1016/0146-6313(54)90047-7.
  43. ↑ Bruce C. Heezen; Marie Tharp; Maurice Ewing (1962). „The Floors of the Oceans. I. The North Atlantic. Text to Accompany the Physiographic Diagram of the North Atlantic“. Во H. Caspers (уред.). Heezen, Bruce C., Marie Tharp, and Maurice Ewing: The Floors of the Oceans. I. The North Atlantic. Text to Accompany the Physiographic Diagram of the North Atlantic. With 49 fig., 30 plates. – New York, N.Y.: The Geological Society of America, Special Paper 65, 1959. 122 p. $10.00. Internationale Revue der Gesamten Hydrobiologie und Hydrographie. 47. Weinheim: WILEY-VCH Verlag GmbH & Company. стр. 487. doi:10.1002/iroh.19620470311.
  44. ↑ Bruce C. Heezen; A.S. Laughton (1963). „Abyssal plains“. Во M.N. Hill (уред.). The Sea. 3. New York: Wiley-Interscience. стр. 312–64.
  45. ↑ University of Hawaii Marine Center (4 June 2009). „Daily Reports for R/V KILO MOANA June & July 2009“. Honolulu, Hawaii: University of Hawaii. Архивирано од изворникот на 24 May 2012. Посетено на 26 June 2010.
  46. ↑ University of Hawaii Marine Center (4 June 2009). „Inventory of Scientific Equipment aboard the R/V KILO MOANA“. Honolulu, Hawaii: University of Hawaii. Архивирано од изворникот на 13 June 2010. Посетено на 26 June 2010.
  47. ↑ Грешка во наводот: Погрешна ознака <ref>; нема зададено текст за наводите по име Kosch2008.
  48. ↑ Paull, C. K.; Hecker, B.; Commeau, R.; Freeman-Lynde, R. P.; Neumann, C.; Corso, W. P.; Golubic, S.; Hook, J. E.; Sikes, E. (23 November 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.
  49. ↑ Caitlyn H. Kennedy (26 July 2007). „Demise of Antarctic Ice Shelf Reveals New Life“. National Science Foundation. Посетено на 19 June 2010.
  50. ↑ Frank Scheckenbach; Klaus Hausmann; Claudia Wylezich; Markus Weitere; Hartmut Arndt (5 January 2010). „Large-scale patterns in biodiversity of microbial eukaryotes from the abyssal sea floor“. Proceedings of the National Academy of Sciences. 107 (1): 115–120. Bibcode:2010PNAS..107..115S. doi:10.1073/pnas.0908816106. PMC 2806785. PMID 20007768.
  51. ↑ Jørgensen BB; Boetius A. (October 2007). „Feast and famine—microbial life in the deep-sea bed“. Nature Reviews Microbiology. 5 (10): 770–81. doi:10.1038/nrmicro1745. PMID 17828281.
  52. ↑ 52,0 52,1 52,2 52,3 Census of Diversity of Abyssal Marine Life (CeDAMar). „Abstract and Bio: Census of the Diversity of Abyssal Marine Life (Dr. Craig Smith)“. Office of Ocean Exploration & Research, National Oceanic and Atmospheric Administration. Архивирано од изворникот на 27 May 2010. Посетено на 26 June 2010.
  53. ↑ Glover, A.G.; Smith, C.R.; Paterson, G.L.J.; Wilson, G.D.F.; Hawkins, L.; Sheader, M. (2002). „Polychaete species diversity in the central Pacific abyss: local and regional patterns and relationships with productivity“. Marine Ecology Progress Series. 240: 157–170. Bibcode:2002MEPS..240..157G. doi:10.3354/meps240157.
  54. ↑ Pedro Martínez Arbizu; Horst Kurt Schminke (18 February 2005). „DIVA-1 expedition to the deep sea of the Angola Basin in 2000 and DIVA-1 workshop 2003“. Organisms Diversity & Evolution. 5 (Supplement 1): 1–2. doi:10.1016/j.ode.2004.11.009.
  55. ↑ Paul V.R. Snelgrove; Craig R. Smith (2002). „A riot of species in an environmental calm: the paradox of the species-rich deep-sea floor“. Oceanography and Marine Biology: An Annual Review. 40: 311–342. Предлошка:INIST.
  56. ↑ 56,0 56,1 56,2 P John D Lambshead; Caroline J Brown; Timothy J Ferrero; Lawrence E Hawkins; Craig R Smith; Nicola J Mitchell (9 January 2003). „Biodiversity of nematode assemblages from the region of the Clarion-Clipperton Fracture Zone, an area of commercial mining interest“. BMC Ecology. 3: 1. doi:10.1186/1472-6785-3-1. PMC 140317. PMID 12519466.
  57. ↑ Ellis, R. (1996). Deep Atlantic: Life, Death, and Exploration in the Abyss. New York: Alfred A. Knopf, Inc. ISBN 978-1-55821-663-1.
  58. ↑ Nielsen, J.G. (1977). „The deepest living fish Abyssobrotula galatheae: a new genus and species of oviparous ophidioids (Pisces, Brotulidae)“. Galathea Report. 14: 41–48.
  59. ↑ Elizabeth Keller (2010). „Deepest Fish: Snailfish (Pseudoliparis amblystomopsis)“. Архивирано од изворникот на 28 June 2010. Посетено на 26 June 2010.
  60. ↑ Mark McGrouther (22 April 2010). „Spiderfishes, Bathypterois spp“. Sydney, NSW: Australian Museum. Посетено на 26 June 2010.
  61. ↑ K. Akimoto; M. Hattori; K. Uematsu; C. Kato (May 2001). „The deepest living foraminifera, Challenger Deep, Mariana Trench“. Marine Micropaleontology. 42 (1–2): 95–97. Bibcode:2001MarMP..42...95A. doi:10.1016/S0377-8398(01)00012-3.
  62. ↑ 62,0 62,1 62,2 62,3 Enrico Schwab (2008). „A summary of reports of abyssal and hadal Monoplacophora and Polyplacophora (Mollusca)“ (PDF). Во Pedro Martinez Arbizu; Saskia Brix (уред.). Bringing light into deep-sea biodiversity (Zootaxa 1866). Auckland, New Zealand: Magnolia Press. стр. 205–222. ISBN 978-1-86977-260-4. Посетено на 26 June 2010.
  63. ↑ 63,0 63,1 De Broyer, C.; Nyssen, F.; P. Dauby (July–August 2004). „The crustacean scavenger guild in Antarctic shelf, bathyal and abyssal communities“. Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. 51 (14–16): 1733–1752. Bibcode:2004DSR....51.1733D. doi:10.1016/j.dsr2.2004.06.032.
  64. ↑ Mursch, Brenke & Wägele 2008
  65. ↑ Schmid, C.; Brenke, N.; J.W. Wägele (2002). „On abyssal isopods (Crustacea: Isopoda: Asellota) from the Angola Basin: Eurycope tumidicarpus n.sp. and redescription of Acanthocope galathea Wolff, 1962“. Organisms Diversity & Evolution. 2 (1): 87–88. doi:10.1078/1439-6092-00030.
  66. ↑ J.K. Lowry (2 October 1999). „Crustacea, the Higher Taxa: Description, Identification, and Information Retrieval (Asellota)“. Australian Museum. Архивирано од изворникот на 20 January 2009. Посетено на 26 June 2010.
  67. ↑ 67,0 67,1 Yuko Todo; Hiroshi Kitazato; Jun Hashimoto; Andrew J. Gooday (4 February 2005). „Simple Foraminifera Flourish at the Ocean's Deepest Point“. Science. 307 (5710): 689. doi:10.1126/science.1105407. PMID 15692042.
  68. ↑ 68,0 68,1 John Roach (3 February 2005). „Life Is Found Thriving at Ocean's Deepest Point“. National Geographic News. Посетено на 26 June 2010.
  69. ↑ Karl K. Turekian; J. Kirk Cochran; D.P. Kharkar; Robert M. Cerrato; J. Rimas Vaisnys; Howard L. Sanders; J. Frederick Grassle; John A. Allen (July 1975). „Slow growth rate of a deep-sea clam determined by 228Ra chronology“. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 72 (7): 2829–2832. Bibcode:1975PNAS...72.2829T. doi:10.1073/pnas.72.7.2829. PMC 432865. PMID 1058499.
  70. ↑ Levin, Lisa A.; Thomas, Cynthia L. (December 1988). „The ecology of xenophyophores (Protista) on eastern Pacific seamounts“. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers (англиски). 35 (12): 2003–2027. Bibcode:1988DSRA...35.2003L. doi:10.1016/0198-0149(88)90122-7.
  71. ↑ Bernice Santiago (15 June 2009). „Robotic vehicle explores Challenger Deep“. Guam Pacific Daily News, Hagatna, Guam. Посетено на 26 June 2010.
  72. ↑ Lonny Lippsett; Amy E. Nevala (4 June 2009). „Nereus Soars to the Ocean's Deepest Trench“. Oceanus Magazine. Архивирано од изворникот на 1 June 2010. Посетено на 26 June 2010.
  73. ↑ WHOI Media Relations (2 June 2009). „Hybrid Remotely Operated Vehicle "Nereus" Reaches Deepest Part of the Ocean“. Woods Hole Oceanographic Institution. Посетено на 26 June 2010.
  74. ↑ Minerals Management Service (November 2006). „3: Description of the affected environment“ (PDF). Во Chris C. Oynes (уред.). 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. New Orleans: United States Department of the Interior, Minerals Management Service, Gulf of Mexico OCS Region. стр. 3–27–3–31. Архивирано од изворникот (PDF) на 26 March 2009. Посетено на 20 June 2010.
  75. ↑ 75,0 75,1 Smith, C.R. and Demoupolos, A.W.J. (2003) Ecology of the Pacific ocean floor. In: Ecosystems of the World (Tyler, P.A., ed.), pp. 179–218, Elsevier
  76. ↑ Macdonald, Ian R.; John Amos; Timothy Crone; Steve Wereley (21 May 2010). „The Measure of an Oil Disaster“. The New York Times. Архивирано од изворникот на 26 May 2010. Посетено на 18 June 2010.
  77. ↑ 77,0 77,1 Adrian G. Glover; Craig R. Smith (2003). „The deep-sea floor ecosystem: current status and prospects of anthropogenic change by the year 2025“. Environmental Conservation. 30 (3): 219–241. doi:10.1017/S0376892903000225.
  78. ↑ Alexis Khripounoff; Jean-Claude Caprais; Philippe Crassous; Joël Etoubleau (1 September 2006). „Geochemical and Biological Recovery of the Disturbed Seafloor in Polymetallic Nodule Fields of the Clipperton-Clarion Fracture Zone (CCFZ) at 5,000-m Depth“ (PDF). Limnology and Oceanography. 51 (5): 2033–2041. Bibcode:2006LimOc..51.2033K. doi:10.4319/lo.2006.51.5.2033. Архивирано од изворникот (PDF) на 24 July 2008. Посетено на 19 June 2010.

Библиографија уреди

Надворешни врски уреди

Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Подводна_рамнина&oldid=5050024“