שקע אוקייני

מתוך המכלול, האנציקלופדיה היהודית
קפיצה לניווט קפיצה לחיפוש
תרשים המתייחס וממחיש את התהליכים שמוזכרים בפיסקאות שמימין.

שקע אוקייני (באנגלית: Oceanic trenche) או ברבים שקעים אוקייניים, הם שקעים טופוגרפיים ארוכים וצרים, בקרקעית האוקיינוסים. אורכן בדרך כלל מגיע ל-50 עד 100 קילומטרים ועומקן 3 עד 4 ק"מ מתחת לפני קרקעית האוקיינוס שמסביב. יש שקעים שאורכם אלפי קילומטרים. באופן מצטבר, ישנם כ-50,000 ק"מ של שקעים אוקייניים ברחבי הגלובוס, בעיקר סביב האוקיינוס השקט, אך גם במזרח האוקיינוס ההודי ובכמה מקומות נוספים. עומק האוקיינוס הגדול ביותר שנמדד הוא "תהום צ'לנג'ר" בשקע מריאנה, בעומק של כ-10,925 מטר מתחת לפני הים.

שקעים אוקייניים הם מאפיין של טקטוניקת הלוחות הייחודית של כדור הארץ. הן מסמנות את מיקומם של גבולות לוחות מתכנסים, שלאורכם לוחות ליתוספירה נעים זה לעבר זה בקצב הנע בין כמה מילימטרים ליותר מעשרה סנטימטרים בשנה בממוצע. הקרום האוקיאני של הליתוספירה נע לתוך שקעים בקצב עולמי של כ-3 קמ"ר בשנה[1]. שקע מסמנת את המיקום שבו בדרך כלל הלוח בעל הקרום האוקייני הכפוף מתחיל לנחות אל מתחת ללוח היבשתי וליצור ולקיים את השקע האוקייני. השקעים מקבילים בדרך כלל לקשת געשית ובמרחק של כ-200 ק"מ ממנה[2].

תפוצה גאוגרפית

תרשים הממחיש את התהליך המתואר בפיסקה השנייה של פרק זה.

ישנם כ-50,000 ק"מ של שולי לוחות מתנגשים ברחבי העולם. אלה ממוקמים בעיקר סביב האוקיינוס השקט, אך נמצאים גם במזרח האוקיינוס ההודי, עם כמה מקטעי שוליים מתנגשים קצרים יותר בחלקים אחרים של האוקיינוס ההודי, באוקיינוס האטלנטי ובים התיכון[3]. הם נמצאים בצד האוקיינוס של קשתות איים ואורוגנים כגון האנדים[3]. ברחבי העולם, ישנם מעל 50 שקעים אוקייניים עיקריים המכסים שטח של 1.9 מיליון קמ"ר ומהווים כ-0.5% מהאוקיינוסים[4].

שקעים אוקייניים, יחד עם קשתות געשיות(אנ') ואזורי וואדאטי-בניוף (אזורי רעידות אדמה מתחת לקשת געשית - ראו תרשים משמאל), הן אבחנה של גבולות לוחות מתנגשים[3][5][6]. כאן, שני לוחות טקטוניים נסחפים זה לתוך זה בקצב של כמה מילימטרים עד מעל ל-10 סנטימטרים בשנה בממוצע. לפחות אחד הלוחות הוא ליתוספירה בעלת קרום אוקייני[א], וממוחזרת במעטפת כדור הארץ באמצעות התכה[2].

היסטוריית השימוש במונח שקע (Trench)

שקעים אוקייניים לא הוגדרו בבירור עד סוף שנות ה-40 ושנות ה-50 של המאה ה-20. הבתימטריה(אנ') של האוקיינוס לא הייתה ידועה היטב לפני משלחת צ'לנג'ר של 1872–1876[7], שביצעה 492 מדידות של האוקיינוס העמוק[8]. בתחנה מספר 225, גילתה המשלחת את תהום צ'לנג'ר[9], הידוע כיום כקצה הדרומי של שקע מריאנה. הנחת כבלי טלגרף טרנס-אטלנטיים על קרקעית הים בין היבשות בסוף המאה ה-19 ותחילת המאה ה-20 סיפקה מוטיבציה נוספת לשיפור מיפוי הבתימטריה[10]. המונח שקע, במובן המודרני שלו כשקע מוארך ובולט של קרקעית הים, שימש לראשונה את ג'ונסטון בספר הלימוד שלו משנת 1923 "מבוא לאוקיינוגרפיה"[3][11].

מלחמת העולם השנייה הובילה לשיפורים גדולים במיפוי הבתימטריה, במיוחד במערב האוקיינוס השקט. לאור המדידות החדשות הללו, התברר האופי הליניארי של השקעים. חלה צמיחה מהירה במאמצי מחקר בים עמוק, ובמיוחד השימוש הנרחב במכשירי תהודה בשנות ה-50 וה-60. מאמצים אלה אישרו את התועלת המורפולוגית של המונח "שקע" (Trench). שקעים חשובות זוהו, נדגמו ומופו באמצעות סונאר. השלב המוקדם של חקר השקעים הגיע לשיאו עם ירידתה של הבתיסקף טריאסטה(אנ') לקרקעית תהום צ'לנג'ר בשנת 1960. בעקבות פרסום השערת התפשטות קרקעית הים על ידי רוברט ס. דיץ(אנ') והארי הס בתחילת שנות ה-60, ומהפכת טקטוניקת הלוחות בסוף שנות ה-60, השקע האוקיאני הפך למושג חשוב בתאוריית הטקטונית של הלוחות[12].

מורפולוגיה

שקע מריאנה מכיל את החלק העמוק ביותר של האוקיינוסים בעולם, ועובר לאורך גבול מתכנס אוקייני-אוקייני. זוהי תוצאה של נחיתה של הלוח האוקייני הפסיפי מתחת ללוח מריאנה האוקייני גם כן, אך פחות צפוף[ב]

. שקעים אוקייניים הם ברוחב של 50 עד 100 קילומטרים ובעלות צורת V אסימטרית, כאשר השיפוע התלול יותר (8 עד 20 מעלות) בצד הפנימי (מעל) של השקע והשיפוע המתון יותר (כ-5 מעלות) בצד החיצוני (התת-קרקעי) של השקע[5][6]. תחתית השקע מסמנת את הגבולות התת-קרקעיים בין הלוחות המכונים décollement subduction[3]. עומק השקע תלוי בעומק ההתחלתי של הליתוספירה האוקיאנית כשהיא מתחילה את צניחתה אל תוך השקע, בזווית שבה הלוח נוחת ובכמות השיקוע בשקע. גם העומק ההתחלתי וגם הזווית התת-קרקעית גדולים יותר עבור ליתוספירה אוקיאנית עתיקה יותר, דבר המשתקף בשקעים העמוקים של מערב האוקיינוס השקט. כאן, תחתית השקעים של מריאנה וטונגה-קרמדק נמצאות בין 10 - 11 קילומטרים מתחת לפני הים. במזרח האוקיינוס השקט, שם הליתוספירה האוקיאנית צעירה בהרבה. עומק שקע פרו-צ'ילה(אנ') הוא כ-7 עד 8 קילומטרים[5].

למרות היותם צרים, שקעים אוקייניים הם ארוכים ורציפים, ויוצרים את השקעים הליניאריים הגדולים ביותר על פני כדור הארץ. שקע בודד יכול להגיע לאורך של אלפי קילומטרים[6]. רוב השקעים קמורים לכיוון הלוח הנוחת[ג], דבר המיוחס לגאומטריה הכדורית של כדור הארץ[13].

האסימטריה של השקע משקפת את המנגנונים הפיזיקליים השונים הקובעים את זווית השיפוע הפנימית והחיצונית. זווית השיפוע החיצונית של השקע נקבעת על ידי רדיוס הכיפוף של הלוח הנוחת, כפי שנקבע על ידי עוביו האלסטי. מכיוון שהליתוספירה האוקיאנית מתעבה עם הגיל, זווית השיפוע החיצונית נקבעת בסופו של דבר על ידי גיל הלוח הנוחת[14][15].זווית השיפוע הפנימית נקבעת על ידי זווית השיפוע הטבעי של קצה הלוח "הרוכב"[14]. זה משקף רעידות אדמה תכופות לאורך השקע המונעות תלילות יתר של המדרון הפנימי[3].

כאשר הלוח הנוחת (בדר"כ האוקייני) מתקרב לשקע, הוא מתכופף מעט כלפי מעלה לפני שהוא מתחיל את צניחתו למעמקים. כתוצאה מכך, מדרון השקע החיצוני מוגבל על ידי גובה השקע החיצוני. זהו גובה עדין, לרוב בגובה עשרות מטרים בלבד, והוא ממוקם בדרך כלל כמה עשרות קילומטרים מציר השקע במדרון החיצוני עצמו, שם הלוח מתחיל להתכופף כלפי מטה לתוך השקע, החלק העליון של הלוח הצונח מטה נשבר על ידי שברי כיפוף, המעניקים למדרון השקע החיצוני טופוגרפיה של הורסט וגראבן. היווצרות שברי כיפוף אלה מדוכאת כאשר רכסים אוקייניים או רכסי ים גדולים צומחים לתוך השקע, אך שברי הכיפוף חותכים ממש על פני הרי ים קטנים יותר. כאשר הלוח הנוחת מטה מכוסה רק ברובד דק של משקעים, המדרון החיצוני יראה לעיתים קרובות רכסים של התפשטות קרקעית הים, האלכסוניים לרכסי ההורסטים והגראבנים[14].

תהליכי השקעה

מורפולוגיה של השקע משתנה במידה רבה על ידי כמות המשקעים (סדימנטים) בשקע[ד]. זה משתנה מ-שקעים שכמעט חסרי סדימנטציה, כמו בשקע טונגה-קרמדק, ועד לכאלה שמלאים לחלוטין בסדימנטים, כמו באזור ההפחתה של קסקדיה. השקע נשלט במידה רבה על ידי השאלה עד כמה השקע קרוב למקור סדימנטציה יבשתי[13]. טווח השיקוע מודגם היטב על ידי השקע הצ'יליאני-פרואני(אנ'). החלק הצפוני של השקע בצ'ילה, הנמצא לאורך מדבר אטקמה עם קצב בליה איטי מאוד, דל בסדימנטים, עם 20 מטרים עד כמה מאות מטרים של משקעים על קרקעית השקע. המורפולוגיה הטקטונית של קטע שקע זה חשופה במלואה על קרקעית האוקיינוס. קטע צ'ילה המרכזי של השקע מרובד במשקעים בהיקף בינוני המונחים על משקעים פלגיים או על בסיס האוקיינוס של לוח ההפחתה, אך המורפולוגיה של השקע עדיין ניתנת להבחנה בבירור. קטע צ'ילה הדרומי של השקע מכוסה לחלוטין בסדימנטים, עד לנקודה שבה העלייה והשיפוע החיצוניים אינם ניתנים עוד להבחנה. שקעים נוספים שכוסו במלואם כוללים את שקע מקראן(אנ')[16], שבו עובי המשקעים מגיע עד 7.5 קילומטרים; אזור ההפחתה של קסקדיה, הקבור לחלוטין על ידי 3 עד 4 קילומטרים של משקעים; ואזור ההפחתה הצפוני ביותר של סומטרה, הקבור מתחת ל-6 קילומטרים של משקעים[14].

סדימנטים מועברים לעיתים לאורך ציר של שקע אוקייני. שקע צ'ילה המרכזי חווה הובלת משקעים ממניפות מקור לאורך שקע צירית[17]. הובלה דומה של משקעים תועדה בשקע האלאוטי[3]. בנוסף לסדימנטציה מנהרות המתנקזים לשקע, מתרחשת סדימנטציה גם ממפולות במדרון הפנימי התלול מבחינה טקטונית, שלעיתים קרובות מוּנעת על ידי רעידות אדמה גדולות מאד. מפולת רילוקה של תעלת צ'ילה המרכזית היא דוגמה לתהליך זה[18].

רעידות אדמה

רעידות אדמה גדולות של מגה-דחף(אנ') ותכופות, משנות את השיפוע הפנימי של השקע על ידי גרימת מפולות ענק. אלה מותירות צלעות מפולות חצי-מעגליות עם שיפועים של עד 20 מעלות על דפנות הראש והצדדים[19]. הפחתה של הרים ימיים ורכסים א-סייסמיים לתוך השקע עשויה להגביר את הזחילה הא-סייסמית ולהפחית את חומרת רעידות האדמה. לעומת זאת, הפחתה של כמויות גדולות של משקעים, עלולה לאפשר לקרעים לאורך ההפחתה להתפשט למרחקים גדולים, וליצור רעידות אדמה של מגה-דחף[6].

נסיגת שקע

נראה כי שקעים אוקייניים יציבות מבחינה מיקומם לאורך זמן, אך מדענים מאמינים שחלק מהשקעים - במיוחד אלו הקשורות לאזורי הפחתה שבהם שני לוחות אוקייניים מתכנסים - נעים אחורה אל תוך הלוח המופחת[20][21]. זה נקרא החזרה או נסיגה של שקעים, וזהו הסבר אחד לקיומם של אגני קשת אחורית.

תהליכים מעורבים

מספר כוחות מעורבים בתהליך של החזרה לאחור. שני כוחות הפועלים זה נגד זה בממשק של שני הלוחות המעורבים, מפעילים כוחות זה נגד זה. הלוח הנוחת מפעיל כוח כיפוף (FPB) המספק לחץ במהלך ההפחתה, בעוד "הלוח הרוכב" (ראו ביאור בעניין זה) מפעיל כוח כנגד הלוח הנוחת (FTS). כוח המשיכה החלש (FSP) נגרם על ידי ציפה שלילית של הלוח[ה], מה שדוחף את הלוח לעומקים גדולים יותר. כוח ההתנגדות מהמעטפת שמסביב מתנגד לכוחות המשיכה החלשים. אינטראקציות עם אי-הרציפות של 660 ק"מ גורמות לסטייה עקב ציפה במעבר הפאזה (F660)[22]. יחסי הגומלין הייחודיים של כוחות אלה הם שיוצרים החזרה לאחור. כאשר קטע הלוח העמוק חוסם את התנועה כלפי מטה של קטע הלוח הרדוד, מתרחשת החזרה לאחור של הלוח. הלוח הנוחת עובר שקיעה לאחור עקב כוחות ציפה שליליים, מה שגורם לנסיגת ציר השקע לאורך פני השטח. התנפחות של המעטפת סביב הלוח יכולה ליצור תנאים נוחים להיווצרות אגן בעל קשת אחורית[23]. באזור דרום מזרח האוקיינוס השקט, היו מספר אירועי נסיגה לאחור, שהביאו להיווצרותם של אגני קשת אחורית רבים[23].

אינטראקציה עם המעטפת

אינטראקציות עם אי-רציפות המעטפת משחקות תפקיד משמעותי בנסיגת שקע. סטגנציה/קיפאון באי-רציפות בעומק 660 ק"מ, גורם נסיגת שקע עקב כוחות היניקה הפועלים על פני השטח[22].נסיגת שקע גורמת לזרימה חזרה של המעטפת, הגורמת להתארכות השטח ממאמצי הגזירה בבסיס "הלוח הרוכב". ככל שמהירויות נסיגת השקע עולות, מהירויות הזרימה המעגליות של המעטפת עולות גם הן, מה שמאיץ את קצב ההתארכות[24]. קצב ההתארכות משתנה כאשר הלוח מגיב עם אי-רציפות בתוך המעטפת בעומק של 410 ק"מ ו-660 ק"מ. לוחות יכולים לחדור ישירות לתוך המעטפת התחתונה, או להתעכב עקב מעבר פאזה בעומק של 660 ק"מ היוצר הבדל בציפה. עלייה בנדידת שקע בנסיגה (2-4 ס"מ/שנה) היא תוצאה של לוחות שטוחים באי-רציפות של 660 ק"מ, שבהם הלוח אינו חודר לתוך המעטפת התחתונה[25]. זה המקרה בשקעים של יפן, ג'אווה ואיזו-בונין(אנ'). לוחות שטוחים אלה נעצרים באופן זמני בלבד באזור המעבר. התזוזה שלאחר מכן אל תוך המעטפת התחתונה נגרמת על ידי כוחות משיכה, או חוסר יציבות של הלוח עקב התחממות והתרחבות עקב דיפוזיה תרמית. לוחות החודרים ישירות אל תוך המעטפת התחתונה גורמים לקצבי נסיגות שקע איטיים יותר של הלוח (~1-3 ס"מ/שנה) כמו קשת מריאנה(אנ') וקשתות טונגה[25].

פעילות הידרותרמית ובִּיוֹמוֹת נלוות

כאשר משקעים נסחפים בתחתית השקעים, חלק ניכר מתכולת הנוזלים שלהם נפלט ועובר חזרה לאורך מישור ההפחתה, כדי להופיע במדרון הפנימי כהרי געש של בוץ(אנ') וחלחול קר(אנ'). מתאן קלתרטים(אנ') וגזים הידרטים(אנ') מצטברים גם הם במדרון הפנימי, ויש חשש שפירוקם עלול לתרום להתחממות כדור הארץ[3].

הנוזלים המשתחררים בהרי הגעש הבוציים ובחלחול הקר עשירים במתאן ובמימן גופרתי, המספקים אנרגיה כימית למיקרואורגניזמים כימוטרופיים[ו] המהווים את הבסיס של ביומה ייחודית של השקע. קהילות של חלחול קר זוהו במדרונות הפנימיים של השקע המערבי של האוקיינוס השקט (במיוחד יפן)[26], דרום אמריקה, ברבדוס, הים התיכון, מאקרן ותעלת סונדה. אלה נמצאים בעומקים של עד 6,000 מטרים[3]. הגנום של ה-Deinococcus(אנ') האקסטרמופיל מתהום צ'לנג'ר רוצף לצורך תובנות אקולוגיות ושימושים תעשייתיים פוטנציאליים[27].

ראו גם

קישורים חיצוניים

ויקישיתוף מדיה וקבצים בנושא שקע אוקייני בוויקישיתוף

ביאורים

  1. ↑ אשר נוחתת אל מתחת ללוח השני שהוא ברוב המקרים, אך לא תמיד (ראו בהמשך), בעל קרום יבשתי שקל יותר מהאוקייאני, ולכן הלוח בעל הקרום הימי שכבד יותר, צונח אל מתחת ללוח בעל הקרום היבשתי הקל.
  2. ↑ צפיפות הלוחות בתרשים מבוטאת באמצעות מהירות הגלים הסייסמיים בלוחות (מהירות גלי P ביחידות של קילומטר בשנייה). ככל שהמהירות גדולה יותר, כך המדיום (הלוח) צפוף/כבד יותר. מהמהירויות המסומנות בתרשים ניתן להבין מדוע הלוח הפסיספי הכבד יותר, נוחת אל מתחת ללוח מריאנה, למרות שגם הוא בעל קרום אוקייאני, אך צפוף פחות.
  3. ↑ הלוח הנוחת הוא הלוח שבו מתבצעת ההפחתה (של הקרום), בעוד הלוח שממול נקרא "הלוח הרוכב" שמתרומם אל מעל ללוח הנוחת.
  4. ↑ עקב הקרבה הפונטית למונחים "שקע" ו"משקעים", נשתמש להלן במונח סדימנטציה כל אימת שמדובר בתהליכי השקעה, וזאת כדי למנוע בלבול.
  5. ↑ ציפה שלילית פירושה כאשר גוף שוקע לתוך הנוזל שהוא דוחק. ובגאולוגיה, תופעת הציפה השלילית מתרחשת במקרה של הפחתה. סימוכין כאן.
  6. ↑ כימוטרופי הוא אורגניזם המקבל אנרגיה על ידי חמצון של תורמי אלקטרונים בסביבתו. מולקולות אלו יכולות להיות אורגניות (כימו-אורגנוטרופים) או אנאורגניות (כימוליטוטרופים). הכינוי כימוטרופ מנוגד לפוטוטרופים, המשתמשים בפוטונים. כימוטרופים יכולים להיות אוטוטרופיים או הטרוטרופיים. כימוטרופים ניתן למצוא באזורים בהם תורמי אלקטרונים נמצאים בריכוז גבוה, למשל סביב פתחי אוורור הידרותרמיים. סימוכין כאן.

הערות שוליים

  1. ↑ Rowley B. David, 2002, Rate of Plate Creation and Destruction: 180 Ma to Present, Geological Society of America Bulletin 114: pp. 927-933
  2. ^ 2.0 2.1 Bolt A. Bruce., 1999. Earthquakes. W. H. Freeman & Company, Fourth Editin, New York. pp. 77-79.
  3. ^ 3.0 3.1 3.2 3.3 3.4 3.5 3.6 3.7 3.8 Stern, R.J. 2005. Tectonics - Ocean Trenchs". Encyclopedia of Geology: pp. 428–437.
  4. ↑ Harris P.T., et al., 2014, Geomorphology of the Oceans, Marine Geology 532: pp.4-24
  5. ^ 5.0 5.1 5.2 Kearey Philip et al., 2009. Global Teconics. Wiley & Sons (from now on "Kearey et al., 2009). pp 184-188.
  6. ^ 6.0 6.1 6.2 6.3 Geersen, J. et al., 2018. "Oceanic Trenches". Submarine Geomorphology. Springer Geology. pp. 409–424.
  7. ↑ Eiseley, Loren 1946. "The Great Deeps". The Immense Journey.(1959 ed.). United States: Vintage Books: pp.38-41.
  8. ↑ Weyl, Peter K. 1969. Oceanography: an introduction to the marine environment. New York: Wiley: pp 49.
  9. ↑ Thomson, C.W.; Murray, J. 1895. Report on the scientific results of the voyage of H.M.S. Challenger during the years of 1872–76 (page 877).
  10. ↑ [https://atlantic-cable.com/Article/1968Lenkurt/index.htm :History of the Atlantic Cable & Undersea Communications from the first submarine cable of 1850 to the worldwide fiber optic network], Atlantic-Cable.com
  11. ↑ Johnstone, James 1923. An Introduction to Oceanography, With Special Reference to Geography and Geophysics. University Press of Liverpool limited
  12. ↑ Geersen, Jacob et al., 2018. "Oceanic Trenches". Submarine Geomorphology. Springer Geology (from now on: Geersen et al., 2018): ". pp. 409–424.
  13. ^ 13.0 13.1 Kearey et al., 2009 p. 251.
  14. ^ 14.0 14.1 14.2 14.3 Geersen et al., 2018 pp. 411-412.
  15. ↑ odine, J.H.; Watts, A.B 1979. On lithospheric flexure seaward of the Bonin and Mariana trenches. Earth and Planetary Science Letters. 43: pp.132–148.
  16. ↑ Chuanhai Yu et al., 2024, Atypical Crustal Structure of the Makran Subduction Zone and Seismotectonic Implications, Earth and Planetary Science Letters 643: p.118896
  17. ↑ Volker, D. et al., 2013, Sedimentary Fill of the Chile Trench (32–46°S): Volumetric Distribution and Causal Factors, Journal of the Geological Society 170: pp. 723-736
  18. ↑ Volker, D et al., 2009, Reloca Slide: an ~24 Cubic Km. Submarine Mass-Wasting Event in Response to Over-Steepening and Failure of the Central Chilean Continental Slope, Terra Nova, 28 pp. 257-264
  19. ↑ Volker, D. et al., 2014, Morphology and Geology of the Continental Shelf and Upper Slope of Southern Central Chile (33deg.S–43deg.S), International J. of Earth Sci 103: pp. 1765–1787.
  20. ↑ Jack Dvorkin et al., 1993, Narrow Subducting Slabs and the Origin of Backarc Basins, Tectonophysics 227: pp. 63-79
  21. ↑ Garfunkel Z. et al., 1986, "Mantle Circulation and the Lateral Migration of Subducted Slabs, Journal of Geophysical Research: Solid Earth 91: pp. 7205–7223
  22. ^ 22.0 22.1 Nakakuki, T., Mura, E. 2013, Dynamics of Slab Rollback and Induced Back-Arc Basin Formation, Earth and Planetary Science Letters 361: pp. 287-297
  23. ^ 23.0 23.1 Schellart, W., P. et al., 2006, A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region: Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes, Earth-Science Reviews 76: pp. 191-233
  24. ↑ Schellart W., P. & Moresi L. 2013, A New Driving Mechanism for Backarc Extension and Backarc Shortening through Slab Sinking Induced Toroidal and Poloidal Mantle Flow: Results from Dynamic Subduction Models with an Overriding Plate, Journal of Geophysical Redearch - Solid Earth 118: pp. 3221-3248
  25. ^ 25.0 25.1 Christensen U., R.1996, The Influence of Trench Migration on Slab Penetration into the Lower Mantle, Earth and Planetary Science Letters 140: pp. 27-39
  26. ↑ Katsunori Fujikura et al., 2010, Marine Biodiversity in Japanese Waters, Plos One 5: e11836
  27. ↑ Ru-Yi Zhang et al., 2021, The Complete Genome of Extracellular Protease-Producing Deinococcus sp. D7000 Isolated from the Hadal Region of Mariana Trench Challenger Deep, Marine Genomics 57: 100832
הערך באדיבות ויקיפדיה העברית, קרדיט,
רשימת התורמים
רישיון cc-by-sa 3.0

שקע אוקייני41729678Q119253

אוחזר מתוך "https://www.hamichlol.org.il/w/index.php?title=שקע_אוקייני&oldid=3466433"