Fonte hidrotermal

Na Galipedia, a Wikipedia en galego.
Véxase tamén: Volcán submarino.
Cheminea branca emitindo dióxido de carbono líquido no respiradoiro Champagne do volcán Eifuku Noroeste, fosa das Marianas.
Cheminea negra hidrotermal mariña.

Unha fonte hidrotermal (tamén ás veces respiradoiro hidrotermal, cheminea hidrotermal ou fumarola hidrotermal) é unha fisura na superficie da codia continental ou oceánica do planeta na cal se emiten materiais acuosos quentes xeotermais. As fontes hidrotermais encóntranse xeralmente preto de lugares volcanicamente activos, que adoitan ser áreas nas que as placas tectónicas se están movendo, cuncas oceánicas, e puntos quentes. As fontes hidrotermais existen porque a Terra é xeoloxicamente activa e ten grandes cantidades de auga na súa superficie e no interior da codia. Tipos comúns destas fontes nos continentes son as fontes de augas termais, fumarolas e géyseres. Baixo o mar, as fontes hidrotermais poden formar estruturas chamadas fumarolas negras ou chemineas negras se emiten un líquido escuro, ou fumarolas brancas ou chemineas brancas se emiten un líquido claro. Comparadas coa maioría do fondo do mar profundo, as áreas arredor das fontes hidrotermais submarinas son máis produtivas bioloxicamente, e a miúdo albergan complexas comunidades que dependen troficamente dos compostos químicos disolvidos que saen cos fluídos hidrotermais. As bacterias quimiosintéticas e arqueas forman a base da cadea trófica, que sostén a vida de diversos organismos, entre os que hai vermes tubícolas xigantes, ameixas, lapas e gambas. Fontes hidrotermais activas crese que existen tamén noutros corpos celestes como na lúa Europa de Xúpiter, e especúlase que en Marte existen antigas fontes hidrotermais.[1]

Propiedades físicas[editar | editar a fonte]

Neste diagrama de fase, a liña punteada verde ilustra o comportamento anómalo da auga. A liña continua verde marca o punto de fusión e a liña azul o punto de ebulición, mostrando como varía coa presión.

As fontes hidrotermais do océano profundo fórmanse normalmente ao longo de dorsais mesooceánicas, como a dorsal do Pacífico Leste e a dorsal mesoatlántica. Neses lugares a tectónica de placas está facendo que se separen as placas e se forme nova codia oceánica.

A auga que aflora dos respiradoiros hidrotermais do leito do océano consiste principalmente en auga de mar que penetrou no sistema hidrotermal ata chegar preto do foco volcánico circulando por fallas e sedimentos porosos ou estratos volcánicos, xunto con algo de auga magmática liberada polo magma que xorde. Nos sistemas hidrotermais terrestres, a maioría da auga que circula nos sistemas das fumarolas e géyseres é auga meteórica (das precipitacións atmosféricas) e auga subterránea que se coa ata o sistema termal desde a superficie, pero tamén xeralmente contén unha porción de auga metamórfica orixinada por procesos de metamorfismo hidrotermal, auga magmática, e augas salgadas formacionais sedimentarias que se liberan polo magma. A proporción de cada unha varía segundo a localidade.

A temperatura ambiente normal das augas que hai a esas profundidades é de 2 °C, pero a auga emerxe das fontes a temperaturas entre 60 e 464 °C.[2][3] (Se a auga baixa a grandes profundidades pode quentarse mesmo se a zona non é volcánica). Debido á alta presión hidrostática á que está sometida a auga ás profundidades desde as que ascende nas zonas hidrotermais, a auga pode estar en estado líquido ou en forma de fluído supercrítico a esas temperaturas. O punto crítico da auga (pura) é 375 °C a unha presión de 218 atmosferas. A unha profundidade de 3.000 metros, a presión hidrostática da auga do mar é maior de 300 atmosferas (xa que a auga salgada é máis densa que a doce). A esa profundidade e presión, a auga de mar faise supercrítica a unha temperatura de 407 °C (ver gráfico). Porén, o incremento de salinidade a esa profundidade pon á auga preto do seu punto crítico. Así, a auga que emerxe das partes máis quentes dalgúns respiradoiros hidrotermais pode ser un fluído supercrítico, que posúe propiedades físicas intermedias entre as dun gas e as dun líquido.[2][3] Ademais de estar superquentada, a auga é tamén extremadamente ácida, e a miúdo chega a pHs de 2,8 , que aproximadamente é o que ten o vinagre.

Tres exemplos de fontes hidrotermais do tipo das chemineas negras son o Sister Peak (Campo hidrotermal de Comfortless Cove, 4°48′S 12°22′O / -4.800, -12.367, profundidade 2996 m), a Shrimp Farm e Mephisto (Campo hidrotermal Red Lion, 4°48′S 12°23′O / -4.800, -12.383, profundidade 3047 m), que están localizados na dorsal mesoatlántica preto da illa Ascensión. Crese que levan activas desde que un terremoto abaneou a rexión en 2002.[2][3] Destes respiradoiros emerxen fluídos de tipo vapor de fases separadas. En 2008, medíronse alí temperaturas de saída constantes de ata 407 °C, e o pico máximo rexistrado chegou a 464 °C. Estas condicións termodinámicas excedían o punto crítico da auga de mar, e son as temperaturas máis altas medidas ata agora no leito mariño. Esta é a primeira evidencia dunha interacción directa magmática-hidrotermal nunha dorsal oceánica que se estende lentamente.[2][3]

Os estados iniciais dunha cheminea hidrotermal empezan co depósito do mineral anhidrita. Despois precipitan sulfuros minerais de cobre, ferro, e cinc nas gretas da cheminea, facéndoa menos porosa co paso do tempo. O crecemento das chemineas pode ser de ata 30 cm diarios nalgunhas medicións.[4] Unha exploración realizada en 2007 de fontes hidrotermais do océano profundo en augas das illas Fidxi comprobou que aquelas fontes eran unha fonte significativa de ferro disolvido.[5]

Chemineas negras e brancas[editar | editar a fonte]

Algunhas fontes hidrotermais forman estruturas en torre case cilíndrica que semellan chemineas. Estas fórmanse polo depósito dos minerais que están en disolución no fuído que xorde da fonte termal. Cando a auga superquentada contacta coa auga do mar que está moi fría, os minerais precipitan formando partículas que se depositan na parte superior de acumulacións que co tempo formarán as chemineas. Algunhas destas estruturas en cheminea poden chegar a alturas de 60 m.[6] Un exemplo destas fontes hidrotermais en torre foi a chamada "Godzilla", unha estrutura situada no océano Pacífico preto das costas de Oregón, EUA, que se elevaba 40 m ata que acabou derrubándose.

As chemineas negras ou fumarolas negras son un tipo de fonte hidrotermal do fondo oceánico, típida de zonas abisais e hadais, con forma de cheminea que emiten nubes de materiais negros, xeralmente con partículas con altos niveis de minerais de xofre ou sulfuros. Fórmanse en campos termais de centos de metros de largo cando a auga superquentada procedente do interior da codia terrestre sae ao fondo do océano. Ao precipitaren os minerais disolvidos forman as chemineas e tamén poden orixinar depósitos de sulfuros minerais masivos.

As chemineas negras descubríronse en 1977 na dorsal do Pacífico Leste polos científicos da Institución Oceanográfica Scripps. Foron observadas desde o vehículo ALVIN, unha especie de submarino de grandes profundidades da Institución Oceanográfica Woods Hole. Hoxe sábese que existen chemineas negras nos océanos Atlántico e Pacífico, a unhas profundidades medias de 2100 metros. As chemineas negras máis septentrionais son un grupo de cinco chamadas Castelo de Loki,[7] descubertas en 2008 por científicos da Universidade de Bergen a 73°N, na dorsal mesoatlántica entre Groenlandia e Noruega. Estas chemineas negras son interesantes porque están nunha zona máis estable da codia terrestre, onde as forzas tectónicas son menores e, en consecuencia, os campos hidrotermais son menos comúns.[8] As chemineas negras máis profunda coñecidas están localizadas na fosa das illas Caimán, no Caribe a 5,000 m de profundidade.[9]

As chemineas brancas ou fumarolas brancas emiten minerais dunha cor máis clara que os sulfuros das chemineas negras, como os que conteñen bario, calcio e silicio. Estas fontes hidrotermais adoitan estar asociados a plumas magmáticas de temperaturas máis baixas.

Comunidades biolóxicas[editar | editar a fonte]

Algunhas fontes hidrotermais están rodeadas dunha densa fauna.

A vida enténdese tradicionalmente como impulsada en último extremo pola enerxía do sol, pero os organismos do mar profundo non reciben luz do sol, polo que dependen dos nutrientes que encontran nos depósitos químicos que sedimentan e de fluídos hidrotermais. Previamente, os oceanógrafos bénticos asumiran que os organismos das fontes hidrotermais mariñas dependían da chamada neve mariña. Isto faríaos dependentes da vida das plantas e algas que viven máis arriba e do sol. Algúns organismos das fontes hidrotermais consomen esta "chuvia", pero só con ese sistema de subsistencia as formas de vida serían moi escasas. Se comparamos as fontes hidrotermais coas zonas do fondo do mar que as rodean, as áreas hidrotermais teñen unha densidade de organismos de 10.000 a 100.000 veces maior.

As comunidades dos respiradoiros hidrotermais poden manter esa gran cantidade de vida porque eses organismos dependen de bacterias quimiosintéticas para alimentarse. A auga das fontes hidrotermais mariñas é rica en minerais en disolución e pode manter unha grande poboación de bacterias quimioautótrofas. Estas bacterias usan compostos de xofre, principalmente sulfuro de hidróxeno, un composto químico que é moi tóxico para os demais organismos, para produciren materia orgánica por medio de quimiosíntese.

O ecosistema así formado é dependente da continua existencia do campo de respiradoiros hidrotermais como fonte primaria de enerxía, e non da luz solar. Porén, aínda que xeralmente se di que estas comunidades existen independentemente do sol, algúns deses organismos si dependen do oxíxeno producido polos organismos fotosintéticos e que acaba disolto no mar, pero hai outros que son anaeróbicos.

As bacterias quimiosintéticas crecen formando grosos tapetes que atraen a outros organismos, como os crustáceos anfípodos e copépodos, que se alimentan directamente desas bacterias. Organismos máis grandes, como caracois e outros moluscos, gambas, cangrexos, vermes tubícolas, peixes, e polbos, constitúen unha cadea trófica con relacións entre predadores e presas por riba do nivel dos produtores primarios. As principais familias de organismos que se encontran arredor das fontes hidrotermais do leito do mar son anélidos, pogonóforos, gasterópodos, e crustáceos, xunto con grandes bivalvos, vermes vestimentíferos, e gambas "sen ollos", todos os cales constitúen a masa principal dos organismos non microbianos.

Os vermes tubícolas, que poden crecer ata os dous metros de lonxitude, forman unha parte importante da comunidade que vive arredor das fumarolas hidrotermais. Non teñen boca nin tracto dixestivo, e, igual que os vermes parasitos, absorben os nutrientes producidos polas bacterias que viven dentro dos seus tecidos. Encóntranse uns 285 miles de millóns de bacterias en 30 gramos de tecido destes vermes tubículas. Os vermes tubícolas teñen plumas vermellas que conteñen hemoglobina. A hemoglobina combínase con sulfuro de hidróxeno e transfire este ás bacterias que viven dentro do verme. A cambio, a bacteria nutre ao verme con compostos carbonados. As dúas especies de vermes tubículas que habitan as fontes hidrotermais son Tevnia jerichonana, e Riftia pachyptila. Outra comunidade que se descubriu, denominada "Cidade das Anguías", alberga unha importante poboación de anguías. Porén, os invertebrados son os que normalmente dominan as fontes hidrotermais. A Cidade das Anguías está localizada preto do cono volcánico de Nafanua, nas costas da Samoa Americana.[10]

Outros exemplos de fauna única que habita estes ecosistemas son o gasterópodo de pé escamoso Crysomallon squamiferum, unha especie de caracol cun pé reforzado por escamas feitas de ferro e materiais orgánicos, e o verme de Pompeia (Alvinella pompejana), que pode soportar temperaturas de ata 80 °C.

En 1993, xa se coñecían arredor de 100 especies de gasterópodos que habitaban nos respiradoiros hidrotermais,[11] Nas fontes hidrotermais mariñas descubríronse unhas 300 novas especies,[12] e moitos deles son "especies irmás" doutras que se encontran en áreas hidrotermais xeograficamente separadas. Propúxose que antes de que a placa norteamericana pasase pola zona onde hoxe está a dorsal mesooceánica, había unha soa rexión hidrotermal bioxeográfica no Pacífico leste.[13] A barreira xeográfica que se orixinou despois deu comezo á diverxencia evolutiva das especies nas diferentes localizacións. Os exemplos de evolución converxente observados entre distintos respiradoiros termais considérase que son unha das principais probas da teoría da evolución por selección natural.

Diagrama do ciclo bioxeoquímico nunha fumarola hidrotermal do océano profundo.

A gran maioría das bacterias das chemineas non son fotosintéticas, pero atopouse unha especie de bacteria fototrófica que vivía preto dunha cheminea negra na costa de México a unha profundidade de 2500 m. A esas profundidades non chega a luz, polo que bacterias da familia das Chlorobiaceae utilizan a feble luz que emite a cheminea negra para facer a fotosíntese. Este é o primeiro organismo que se descubriu na natureza que usa exclusivamente unha luz diferente da solar para facer a fotosíntese.[14] Noutras chemineas encóntranse as bacterias quimiosintéticas xa mencionadas.

Estanse a descubrir decote novas e raras especies na veciñanza das chemineas negras. O verme de Pompeia atopouse na década de 1080 e o gasterópodo de pé escamoso en 2001 durante unha expedición ao campo de chemineas hidrotermais Kairei do océano Índico. Este último utiliza sulfuros de ferro (pirita e greixita) para construír a estrutura das súas escleritas dérmicas (partes do corpo endurecidas), en lugar de carbonato cálcico como é o máis habitual. As extremas presións que hai a unha profundidade de 2500 m (uns 25 megapascais ou 250 atmosferas) crese que xogan un papel na estabilización do sulfuro de ferro para propósitos biolóxicos. Estas coirazas de armadura sérvenlles probablemente como defensa contra as rádulas velenosas de caracois depredadores que viven nesa comunidade.

Teorías biolóxicas[editar | editar a fonte]

Aínda que o descubrimento das chemineas hidrotermais é relativamente recente, a importancia deste descubrimento deu lugar a novas teorías biolóxicas e bioatmosféricas.

A biosfera quente profunda[editar | editar a fonte]

No seu artigo de 1992 The Deep Hot Biosphere, Thomas Gold referiuse aos respiradoiros oceánicos hidrotermais como apoio á súa teoría sobre a formación do petróleo.[15] Ampliou estas ideas no seu libro posterior The Deep Hot Biosphere.[16]

Un artigo sobre produción de hidrocarburos abioxénica de 2008 da revista Science utilizou datos dos experimentos no campo hidrotermal da Cidade Perdida para explicar como pode ocorrer a síntese abiótica de hidrocarburos de masa molecular lixeira a partir de dióxido de carbono emitido do manto en presenza de rochas ultramáficas, auga, e cantidades moderadas de calor.[17]

Orixe hidrotermal da vida[editar | editar a fonte]

Günter Wächtershäuser propuxo a teoría do mundo de ferro-xofre na que se indica que a vida podería terse orixinado en fontes hidroermais. Wächtershäuser propuxo que unha forma inicial de metabolismo precedeu á xenética. Co termo metabolismo quería dicir un ciclo de reaccións químicas que liberan enerxía nunha forma que pode ser empregada para outros procesos.[18]

Propúxose que a síntese de aminoácidos puido ter ocorrido en zonas profundas da codia terrestre e que estes aminoácidos eran posteriormente emitidos xunto cos fluídos dos respiradoiros hidrotermais a augas máis frías, onde as baixas temperaturas e a presenza de minerais arxilosos tería promovido a formación de péptidos e protocélulas.[19] Esta é unha hipótese atractiva debido á abundancia de CH4 (metano) e NH3 (amoníaco) presente nas rexións con fontes hidrotermais, unha condición que non se daba na primitiva atmosfera da Terra. Unha importante limitación para esta hipótese é a falta de estabilidade das moléculas orgánicas a altas temperaturas, pero suxeriuse que a vida se tería orixinado fóra das zonas con máis altas temperaturas. Hai numerosas especies de extremófilos e outros organismos que viven actualmente arredor de fontes hidrotermais do océano profundo, o que indica que este é un escenario posible.

Exploración[editar | editar a fonte]

En 1949, un estudo oceanográfico sobre as augas profundas informou da presenza de fontes de salmoiras anormalmente quentes na parte central do mar Vermello. Traballos posteriores na década de 1960 confirmaron a presenza de fontes de augas moi salinas quentes a 60 °C e barros metalíferos asociados. As solucións quentes emanaban do subsolo mariño activo dun rift. O carácter altamente salino das augas non era axeitado para os seres vivos.[20] Estas fontes de auga moi salina e os barros asociados están investigándose actualmente como unha fonte de metais que se poderían explotar en minaría..

Os ecosistemas quimiosintéticos que rodean os respiradoiros hidrotermais foron descubertos no rift das illas Galápagos, que forma parte da dorsal do Pacífico Leste, en 1977 por un grupo de xeólogos mariños liderados por Jack Corliss da Universidade do Estado de Oregón. En 1979, os biólogos volveron a ese rift utilizando o submerxible DSV Alvin, da ONR do Instituto Oceanográfico Woods Hole, para examinaren as comunidades das fontes hidrotermais cos seus propios ollos. Ese mesmo ano, Peter Lonsdale publicou o primeiro informe científico sobre a vida nunha fonte hidrotermal mariña.[21]

En 2005, a compañía de exploración mineral Neptune Resources NL solicitou e foille outorgada unha concesión de 35.000 km² con dereitos de exploración no arco das Kermadec na Zona Económica Exclusiva de Nova Zelandia para explorar posibles depósitos masivos de sulfuro no fondo oceánico, que son unha nova fonte potencial de sulfuros de chumbo, cinc e cobre formados por campos de fontes hdrotermais modernos. En 2007 anunciouse o descubrimento dunhas fontes hidrotermais no océano Pacífico no mar aberto en fronte de Costa Rica, denominadas campo de fontes hidrotermais Medusa (nome dado pola Medusa con serpes na cabeza da mitoloxía grega).[22] O campo hidrotermal Ashadze (a 13°N na dorsal mesoatlántica, a 4.200 m de profundidade) foi o campo hidrotermal de augas a alta temperatura máis profundo coñecido ata 2010, ata que se descubriu o sitio Piccard (a 18°33′N 81°43′O / 18.550, -81.717, e unha profundidade de 5.000 m) nunha exploración dun grupo de científicos do Jet Propulsion Laboratory da NASA e o Instituto Oceanográfico Woods Hole. Este sitio está localizado na elevación Mid-Cayman de 110 km de longo e de expansión ultralenta, situada na fosa das Cayman no Caribe.[23] (vídeo:[24]).

Explotación[editar | editar a fonte]

As fontes hidrotermai submarinas, nalgúns casos, deron lugar á formación de reservas minerais explotables polo depósito de sulfuros masivos de fondo oceánico. Os xacementos do Monte Isa en Queensland, Australia, son un excelente exemplo, agora situado en zona continental.[25]

Recentemente, as compañías de exploración mineral, puladas polos elevados prezos no sector dos metais básicos durante a década de 2000, dirixiron a súa atención á extracción de recursos mineris de campos hidrotermais do leito mariño. En teoría, son posibles reducións significativas do custo dunha posible explotación, en principio cara.[26]

Dúas compañías están actualmente implicadas nas últimas etapas para comezar a explotar os sulfuros masivos do fondo oceánico. A compañía Nautilus Minerals está nunha fase avanzada para comezar a explotación do seu xacemento de Solwarra, no arquipélago Bismarck, e Neptune Minerals está aínda nun estado inicial no seu depósito Rumble II West, localizado no arco de Kermadec, preto das illas Kermadec. Ambas as compañías propoñen utilizar tecnoloxía xa existente modificada. Nautilus Minerals, en asociación con Placer Dome (que agora forma parte de Barrick Gold), conseguiu extraer ata a superficie con éxito en 2006 unhas 10 toneladas métricas de sulfuros metálicos do fondo oceánico utilizando cortadores de tambor modificados montados nun ROV (Remotely Operated Vehicle, Vehículo Operado Remotamente), por primeira vez no mundo.[27] Neptune Minerals en 2007 extraeu mostras de sedimentos de sulfuros metálicos do fondo oceánico utilizando unha bomba de succión modificada da industria petroleira montada nun ROV, tamén por primeira vez.[28]

Esta explotación mineira potencial dos fondos mariños ten impactos medioambientais como as columnas de po que levanta a maquinaria de minaría, que pode afectar aos animais que se alimentan por filtración, ou o colapso ou reapertura de respiradoiros hidrotermais, a liberación de clatratos de metano, ou mesmo escorregamentos de terras suboceánicos.[29] As propias compañías están a facer moitos traballos para comprender mellor cales son os impactos no medio ambiente que pode producir esta explotación mineira e as medidas de control que deben implantarse antes de comezar a explotación.[30]

No pasado realizáronse intentos de explotar minerais no fondo do mar. Nas décadas de 1960e 1970 houbo moita actividade (e inversión) na recollida de nódulos de manganeso das chairas abisais, con diverso éxito. Porén, isto demostra que é posible a extracción de minerais do fondo do mar.

Conservación[editar | editar a fonte]

A conservación das chemineas hidrotermais foi o suxeito de ás veces vivas discusións na Comunidade Oceanográfica durante os últimos vinte anos.[31] Mesmo se sinalou que son os científicos os que están a causar un maior dano a eses raros hábitats.[32][33] Houbo intentos de chegar a acordos sobre o comportamento dos científicos que investigan os respiradoiros pero aínda que se acordou un código de boas prácticas non hai polo momento ningún acordo internacional formal que vincule legalmente.[34] Tamén preocupa o impacto das posibles actividades mineiras.

Notas[editar | editar a fonte]

  1. ↑ Paine, M. (15 de maio de 2001). "Mars Explorers to Benefit from Australian Research". Space.com. Arquivado dende o orixinal o 05 de xuño de 2001. 
  2. ↑ 2,0 2,1 2,2 2,3 Haase, K. M.; et al. (2007). "Young volcanism and related hydrothermal activity at 5°S on the slow-spreading southern Mid-Atlantic Ridge". Geochemistry Geophysics Geosystems 8 (11): Q11002. Bibcode:2007GGG.....811002H. doi:10.1029/2006GC001509. 
  3. ↑ 3,0 3,1 3,2 3,3 Haase, K. M.; et al. (2009). "Fluid compositions and mineralogy of precipitates from Mid Atlantic Ridge hydrothermal vents at 4°48'S". PANGAEA. doi:10.1594/PANGAEA.727454. 
  4. ↑ Tivey, M. K. (1 de decembro de 1998). "How to Build a Black Smoker Chimney: The Formation of Mineral Deposits At Mid-Ocean Ridges". Woods Hole Oceanographic Institution. Consultado o 2006-07-07. 
  5. ↑ "Tracking Ocean Iron". Chemical & Engineering News 86 (35): 62. 2008. doi:10.1021/cen-v086n003.p062. 
  6. ↑ Perkins, S. (2001). "New type of hydrothermal vent looms large". Science News 160 (2): 21. JSTOR 4012715. doi:10.2307/4012715. 
  7. ↑ "Boiling Hot Water Found in Frigid Arctic Sea". LiveScience. 24 de xullo de 2008. Consultado o 2008-07-25. 
  8. ↑ "Scientists Break Record By Finding Northernmost Hydrothermal Vent Field". Science Daily. 24 de xullo de 2008. Consultado o 2008-07-25. 
  9. ↑ Cross, A. (12 de abril de 2010). "World's deepest undersea vents discovered in Caribbean". BBC News. Consultado o 2010-04-13. 
  10. ↑ "Extremes of Eel City". Astrobiology Magazine. 28 de maio de 2008. Consultado o 2007-08-30. 
  11. ↑ Sysoev, A. V.; Kantor, Yu. I. (1995). "Two new species of Phymorhynchus (Gastropoda, Conoidea, Conidae) from the hydrothermal vents" (PDF). Ruthenica 5: 17–26. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 08 de agosto de 2019. Consultado o 18 de xullo de 2014. 
  12. ↑ Botos, S. "Life on a hydrothermal vent". Hydrothermal Vent Communities. 
  13. ↑ Van Dover, C. L. "Hot Topics: Biogeography of deep-sea hydrothermal vent faunas". Woods Hole Oceanographic Institution. 
  14. ↑ Beatty, J.T.; et al. (2005). "An obligately photosynthetic bacterial anaerobe from a deep-sea hydrothermal vent". Proceedings of the National Academy of Sciences 102 (26): 9306–10. Bibcode:2005PNAS..102.9306B. PMC 1166624. PMID 15967984. doi:10.1073/pnas.0503674102. 
  15. ↑ Gold, T. (1992). "The Deep Hot Biosphere". Proceedings of National Academy of Sciences 89 (13): 6045–9. Bibcode:1992PNAS...89.6045G. PMC 49434. PMID 1631089. doi:10.1073/pnas.89.13.6045. 
  16. ↑ Gold, T. (1999). The Deep Hot Biosphere. Springer. ISBN 0-387-95253-5. 
  17. ↑ Proskurowski, G.; et al. (2008). "Abiogenic Hydrocarbon Production at Lost City Hydrothermal Field". Science 319 (5863): 604–7. PMID 18239121. doi:10.1126/science.1151194. 
  18. ↑ Wächtershäuser, G. (1990). "Evolution of the First Metabolic Cycles" (PDF). Proceedings of National Academy of Sciences 87 (1): 200–4. Bibcode:1990PNAS...87..200W. PMC 53229. PMID 2296579. doi:10.1073/pnas.87.1.200. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 01 de outubro de 2007. Consultado o 18 de xullo de 2014. 
  19. ↑ Tunnicliffe, V. (1991). "The Biology of Hydrothermal Vents: Ecology and Evolution". Oceanography and Marine Biology an Annual Review 29: 319–408. 
  20. ↑ Degens, E. T. (1969). Hot Brines and Recent Heavy Metal Deposits in the Red Sea. Springer-Verlag. 
  21. ↑ Lonsdale, P. (1977). "Clustering of suspension-feeding macrobenthos near abyssal hydrothermal vents at oceanic spreading centers". Deep Sea Research 24 (9): 857. Bibcode:1977DSR....24..857L. doi:10.1016/0146-6291(77)90478-7. 
  22. ↑ "New undersea vent suggests snake-headed mythology". EurekAlert!. 18 de abril de 2007. Consultado o 2007-04-18. 
  23. ↑ German, C. R.; et al. (2010). "Diverse styles of submarine venting on the ultraslow spreading Mid-Cayman Rise" (PDF). Proceedings of the National Academy of Sciences 107 (32): 14020–5. Bibcode:2010PNAS..10714020G. PMC 2922602. PMID 20660317. doi:10.1073/pnas.1009205107. Consultado o 2010-12-31. Resumo divulgativo – SciGuru (11 de outubro de 2010). 
  24. ↑ "Deepest undersea vents discovered by UK team". BBC. 21 de febreiro de 2013. Consultado o 21 de febreiro de 2013. 
  25. ↑ Perkins, W. G. (1984). "Mount Isa silica dolomite and copper orebodies; the result of a syntectonic hydrothermal alteration system". Economic Geology 79 (4): 601. doi:10.2113/gsecongeo.79.4.601. 
  26. ↑ "The dawn of deep ocean mining". The All I Need. 2006. Arquivado dende o orixinal o 03 de marzo de 2021. Consultado o 18 de xullo de 2014. 
  27. ↑ "Nautilus Outlines High Grade Au - Cu Seabed Sulphide Zone". Nautilus Minerals. 25 de maio de 2006. Arquivado dende o orixinal o 29 de xaneiro de 2009. Consultado o 18 de xullo de 2014. 
  28. ↑ "Neptune Minerals". Consultado o 2 de agosto de 2012. 
  29. ↑ Birney, K.; et al. "Potential Deep-Sea Mining of Seafloor Massive Sulfides: A case study in Papua New Guinea" (PDF). University of California, Santa Barbara, B. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 23 de setembro de 2015. Consultado o 18 de xullo de 2014. 
  30. ↑ "Treasures from the deep". Chemistry World (Royal Society of Chemistry). xaneiro de 2007. 
  31. ↑ Devey, C.W.; Fisher, C.R.; Scott, S. (2007). "Responsible Science at Hydrothermal Vents" (PDF). Oceanography 20 (1): 162–72. doi:10.5670/oceanog.2007.90. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 23 de xullo de 2011. Consultado o 18 de xullo de 2014. 
  32. ↑ Johnson, M. (2005). "Oceans need protection from scientists too". Nature 433 (7022): 105. Bibcode:2005Natur.433..105J. PMID 15650716. doi:10.1038/433105a. 
  33. ↑ Johnson, M. (2005). "Deepsea vents should be world heritage sites". MPA News 6: 10. 
  34. ↑ Tyler, P.; German, C.; Tunnicliff, V. (2005). "Biologists do not pose a threat to deep-sea vents". Nature 434 (7029): 18. Bibcode:2005Natur.434...18T. PMID 15744272. doi:10.1038/434018b. 

Véxase tamén[editar | editar a fonte]

Outros artigos[editar | editar a fonte]

Bibliografía[editar | editar a fonte]

Ligazóns externas[editar | editar a fonte]

Traído desde «https://gl.wikipedia.org/w/index.php?title=Fonte_hidrotermal&oldid=6675424»