Bocca idrotermale (Hydrothermal vent)

Le prese d'aria idrotermali sono fessure del fondale marino che rilasciano acqua riscaldata geotermicamente. Queste bocche sono spesso situate in regioni vulcanicamente attive, comprese le dorsali medio-oceaniche dove le placche tettoniche divergono, i bacini oceanici e i punti caldi. La distribuzione globale dei fluidi idrotermali dai siti di sfiato attivi genera pennacchi idrotermali. Le rocce e i depositi di minerali derivanti dall'attività delle sorgenti idrotermali sono noti come depositi idrotermali.

L'esistenza delle sorgenti idrotermali è attribuita all'attività geologica della Terra e alla sostanziale presenza di acqua sulla sua superficie e all'interno della sua crosta. Le bocche idrotermali sottomarine possono manifestarsi come fumatori neri o fumatori bianchi, che introducono vari elementi negli oceani globali, influenzando così la biogeochimica marina. Rispetto alla maggior parte degli ambienti marini profondi, le regioni circostanti le sorgenti idrotermali mostrano una maggiore produttività biologica, spesso sostenendo comunità complesse alimentate da sostanze chimiche disciolte nei fluidi delle sorgenti. I batteri chemiosintetici e gli archaea, prevalenti vicino alle sorgenti idrotermali, costituiscono il livello trofico fondamentale, supportando una vasta gamma di organismi come vermi tubicoli giganti, vongole, patelle e gamberetti. Si ipotizza che prese d'aria idrotermali attive siano presenti sulla luna di Giove Europa e sulla luna di Saturno Encelado, con speculazioni che suggeriscono anche la loro esistenza passata su Marte.

Si ipotizza che le prese d'aria idrotermali abbiano svolto un ruolo cruciale nell'inizio dell'abiogenesi e nella persistenza delle prime forme di vita. Le condizioni ambientali all'interno di queste bocche hanno dimostrato la capacità di facilitare la sintesi di biomolecole essenziali. Le prove indicano che specifici tipi di condotti, come i condotti idrotermali alcalini o quelli contenenti CO₂ supercritica, possono essere particolarmente favorevoli per la generazione di questi composti organici. Tuttavia, l'origine della vita rimane oggetto di un ampio dibattito, che comprende numerose prospettive divergenti.

Proprietà fisiche

Le sorgenti idrotermali degli oceani profondi si sviluppano tipicamente lungo le dorsali medio-oceaniche, esemplificate dalla dorsale del Pacifico orientale e dalla dorsale medio-atlantica. Questi siti rappresentano zone in cui due placche tettoniche divergono, portando alla formazione di nuova crosta.

L'acqua proveniente dalle bocche idrotermali del fondale marino comprende principalmente acqua di mare aspirata nel sistema idrotermale vicino a strutture vulcaniche attraverso faglie e sedimenti porosi o strati vulcanici, integrata da acqua magmatica rilasciata dal magma ascendente. Negli ambienti terrestri, la fonte d'acqua predominante che circola all'interno dei sistemi di fumarole e geyser è l'acqua meteorica e l'acqua sotterranea che si è infiltrata nel sistema idrotermale dalla superficie. Questi sistemi spesso incorporano anche acqua metamorfica, acqua magmatica e salamoia di formazione sedimentaria liberata dal magma. Le proporzioni relative di questi tipi di acqua mostrano variabilità spaziale.

Divergendo dalla temperatura ambiente dell'acqua di circa 2 °C (36 °F) a queste profondità, la temperatura dell'acqua scaricata da queste prese d'aria varia da 60 °C (140 °F) a un estremo di 464 °C (867 °F). Data la sostanziale pressione idrostatica prevalente a queste profondità, l’acqua può esistere sia allo stato liquido che come fluido supercritico a temperature così elevate. Il punto critico per l'acqua pura è stabilito a 375 °C (707 °F) a una pressione di 218 atmosfere.

Al contrario, l'introduzione di salinità nel fluido eleva il punto critico a temperature e pressioni più elevate. L'acqua di mare (3,2% in peso di NaCl) presenta un punto critico a 407 °C (765 °F) e 298,5 bar, che è correlato a una profondità di circa 2.960 m (9.710 piedi) sotto il livello del mare. Di conseguenza, un fluido idrotermale con una salinità del 3,2 wt. Lo sfiato della percentuale di NaCl al di sopra di 407 °C (765 °F) e 298,5 bar sarebbe supercritico. Inoltre, è stato osservato che la salinità dei fluidi di sfiato fluttua in modo significativo a causa della separazione di fase all'interno della crosta terrestre. Per i fluidi con salinità inferiore, il punto critico si verifica in condizioni di temperatura e pressione inferiori rispetto all'acqua di mare, ma rimane superiore a quella dell'acqua pura. Ad esempio, un fluido di sfiato con un peso di 2,24 wt. La salinità% NaCl raggiunge il suo punto critico a 400 °C (752 °F) e 280,5 bar. Pertanto, l'acqua scaricata dalle sezioni riscaldate più intensamente di alcune sorgenti idrotermali può esistere come fluido supercritico, mostrando caratteristiche fisiche intermedie tra quelle di un gas e di un liquido.

Diverse località presentano casi di ventilazione supercritica. A una profondità di 2.996 m (9.829 piedi), il sito Sister Peak all'interno del campo idrotermale di Comfortless Cove (4°48′S 12°22′O) emette sostanze a bassa salinità, separate per fase, fluidi in fase vapore. Sebbene lo sfiato prolungato in questa posizione non abbia raggiunto condizioni supercritiche, un'iniezione transitoria di fluido a 464 °C (867 °F) ha superato significativamente la soglia supercritica. Adiacente a questo, il sito Turtle Pits scarica un fluido a bassa salinità a 407 °C (765 °F), superando il punto critico per il fluido con quella specifica salinità. Inoltre, il sito di sfiato di Beebe nella fossa delle Cayman, riconosciuto come il sistema idrotermale più profondo conosciuto a livello globale a circa 5.000 m (16.000 piedi) sotto il livello del mare, dimostra uno sfiato supercritico sostenuto a 401 °C (754 °F) con una salinità del 2,3% in peso di NaCl.

Nonostante il verificarsi documentato di condizioni supercritiche in più siti idrotermali, le precise implicazioni dell'area supercritica lo sfiato per la circolazione idrotermale, la genesi dei depositi minerali, i flussi geochimici o i processi biologici rimangono in gran parte indeterminati.

Il processo di formazione di un camino di sfiato idrotermale inizia con la deposizione di anidrite. Successivamente, negli spazi interstiziali del camino, precipitano solfuri di rame, ferro e zinco, riducendone progressivamente la porosità. I tassi di crescita osservati per queste strutture di ventilazione possono raggiungere circa 30 cm (1 piede) al giorno. Una spedizione nell'aprile 2007 che indagava sulle bocche di acque profonde vicino alla costa delle Fiji ha identificato queste strutture come importanti contributori di ferro disciolto.

Fumatori neri e fumatori bianchi

Alcuni camini idrotermali si sviluppano in formazioni di camini approssimativamente cilindrici. Queste strutture provengono da minerali disciolti nel fluido di sfiato. Al contatto tra il fluido di sfiato surriscaldato e l'acqua di mare ambientale quasi congelata, questi minerali disciolti precipitano, formando particelle che contribuiscono all'accrescimento verticale degli accumuli. Tali formazioni di camini possono raggiungere altezze fino a 60 m (200 piedi). Un esempio notevole di bocca imponente è stata "Godzilla", una struttura situata sul fondale marino profondo dell'Oceano Pacifico vicino all'Oregon, che raggiunse un'altezza di 40 m (130 piedi) prima del suo crollo nel 1996.

Fumatori neri

Un fumatore nero, noto anche come bocca di acque profonde, costituisce una categoria specifica di bocca idrotermale situata sul fondo del mare, prevalentemente all'interno della zona batiale (più frequentemente a profondità che vanno da 2.500 a 3.000 m (da 8.200 a 9.800 piedi)), sebbene si notino eventi anche nelle regioni abissali meno profonde e più profonde. Queste prese d'aria si manifestano come formazioni scure, simili a camini, che scaricano un pennacchio di particolato nero. Tipicamente, i fumatori neri espellono particelle ricche di minerali contenenti zolfo, in particolare solfuri. La formazione di campi di fumo neri, che si estendono per centinaia di metri, si verifica quando l'acqua surriscaldata, proveniente da sotto la crosta terrestre e potenzialmente superiore a 400 ° C (752 ° F), emerge dal fondo dell'oceano. Questo effluente è altamente arricchito di minerali crostali disciolti, in particolare solfuri. Al contatto con l'acqua di mare fredda, numerosi minerali precipitano, portando alla costruzione di un edificio scuro, simile a un camino, che circonda ciascuna bocca d'aria. I camini si espandono in spessore poiché la conduzione del calore favorisce la cristallizzazione del minerale. Nel corso dei tempi geologici, questi solfuri metallici depositati possono evolversi in notevoli depositi di minerali di solfuro. In particolare, alcuni fumatori neri lungo il segmento delle Azzorre della dorsale medio-atlantica mostrano un eccezionale arricchimento di metalli; ad esempio, è stato osservato che i fluidi idrotermali del Rainbow Vent Field contengono fino a 24.000 μM di ferro disciolto.

La scoperta iniziale dei fumatori neri è avvenuta nel 1979 sull'East Pacific Rise, condotta da scienziati dello Scripps Institution of Oceanography come parte del progetto RISE. Queste formazioni sono state osservate utilizzando il veicolo per immersione profonda ALVIN, gestito dalla Woods Hole Oceanographic Institution. Attualmente, i fumatori neri sono riconosciuti sia nell'Oceano Atlantico che nell'Oceano Pacifico, tipicamente a una profondità media di 2.100 m (6.900 piedi). I fumatori neri più settentrionali conosciuti comprendono un gruppo di cinque sorgenti denominate Castello di Loki, identificate nel 2008 dai ricercatori dell'Università di Bergen a 73°N sulla dorsale medio-atlantica, situata tra la Groenlandia e la Norvegia. Questi particolari fumatori neri sono scientificamente significativi a causa della loro posizione all'interno di una regione relativamente stabile della crosta terrestre, caratterizzata da una ridotta attività tettonica e, di conseguenza, da una minore prevalenza di campi di sorgenti idrotermali. I fumatori neri più profondi documentati a livello globale si trovano nella fossa delle Cayman, a una profondità di 5.000 m (3,1 miglia) sotto la superficie dell'oceano.

Fumatori bianchi

Le bocchette dei fumatori bianchi scaricano minerali caratterizzati da tonalità più chiare, inclusi composti contenenti bario, calcio e silicio. Queste prese d'aria tipicamente mostrano pennacchi a temperatura più bassa, probabilmente attribuibili alla loro maggiore distanza dalla fonte di calore sottostante.

I fumatori neri e bianchi possono coesistere all'interno dello stesso campo idrotermale, ma in genere indicano rispettivamente la vicinanza o la distanza dalla zona primaria di flusso ascendente. I fumatori bianchi, tuttavia, sono principalmente associati alle fasi di declino di tali campi idrotermali, poiché le fonti di calore magmatiche si ritirano gradualmente (a causa della cristallizzazione del magma) e i fluidi idrotermali diventano sempre più influenzati dall’acqua di mare piuttosto che dai contributi magmatici. I fluidi mineralizzanti provenienti da queste bocche sono caratterizzati da elevate concentrazioni di calcio, che portano alla formazione predominante di depositi ricchi di solfati, come barite e anidrite, insieme a minerali carbonatici.

Pennacchi idrotermali

I pennacchi idrotermali sono strutture fluide dinamiche che emergono quando i fluidi idrotermali vengono scaricati nella colonna d'acqua sovrastante nei siti di sfiato idrotermale attivi. Poiché i fluidi idrotermali possiedono caratteristiche fisiche (ad esempio temperatura, densità) e chimiche (ad esempio pH, Eh, ioni principali) che differiscono significativamente dall'acqua di mare ambientale, i pennacchi idrotermali stabiliscono gradienti fisici e chimici favorevoli a vari processi chimici, in particolare reazioni redox e precipitazioni.

I fluidi degli sfiati idrotermali presentano temperature che vanno da circa 40 °C a oltre 400 °C, sostanzialmente superiori ai tipici ~4 °C dell'acqua marina ambientale delle profondità oceaniche. Di conseguenza, questi fluidi sono meno densi dell'acqua di mare circostante e risalgono attraverso la colonna d'acqua a causa della galleggiabilità, formando così un pennacchio idrotermale. Questa fase iniziale di risalita è chiamata fase del "pennacchio galleggiante". Durante questa fase, le forze di taglio tra il pennacchio e l'acqua di mare circostante inducono un flusso turbolento, favorendo la miscelazione e diluendo progressivamente il fluido idrotermale con l'acqua di mare. In definitiva, gli effetti combinati della diluizione e della risalita nell’acqua di mare sovrastante progressivamente più calda (e quindi meno densa) portano il pennacchio idrotermale a raggiungere una galleggiabilità neutra ad una specifica elevazione sopra il fondo marino. Questa fase successiva dell'evoluzione del pennacchio è denominata fase del "pennacchio non galleggiante". Una volta raggiunta la galleggiabilità neutra, il pennacchio cessa la sua ascesa verticale e inizia la dispersione laterale attraverso l'oceano, estendendosi potenzialmente per migliaia di chilometri.

Lo sviluppo fisico dei pennacchi idrotermali è accompagnato da reazioni chimiche simultanee. In contrasto con la natura relativamente ossidante dell’acqua di mare, i fluidi idrotermali sono generalmente riducenti. Di conseguenza, le specie chimiche ridotte prevalenti in molti fluidi di sfiato, tra cui gas idrogeno, idrogeno solforato, metano, Fe²⁺ e Mn²⁺, subiscono reazioni dopo la miscelazione con l'acqua di mare. All'interno di fluidi caratterizzati da elevate concentrazioni di H§4^{5§S, gli ioni metallici disciolti come Fe2+ e Mn2+ precipitano rapidamente come minerali di solfuro metallico di colore scuro. Inoltre, Fe2+ e Mn2+ trasportati all'interno del pennacchio idrotermale alla fine si ossideranno, portando alla formazione di minerali insolubili di ferro e (ossi)idrossido di manganese. Pertanto, il "campo vicino" idrotermale è concettualizzato come la regione del pennacchio in cui si verifica l'ossidazione attiva del metallo, mentre il "campo lontano" denota la regione del pennacchio in cui l'ossidazione del metallo ha raggiunto il completamento.}

Identificazione e datazione

Durante le spedizioni di scoperta, vengono utilizzati diversi traccianti chimici all'interno dei pennacchi idrotermali per individuare le prese d'aria idrotermali nelle profondità marine. I traccianti efficaci dell'attività idrotermale devono mostrare inerzia chimica, garantendo che le successive variazioni di concentrazione siano esclusivamente attribuibili alla diluizione. L'elio, un gas nobile, soddisfa questo requisito e funge da indicatore particolarmente prezioso dell'attività idrotermale. Questa utilità deriva dal rilascio da parte dei condotti idrotermali di elevate concentrazioni di elio-3, un raro isotopo naturale di He proveniente esclusivamente dall'interno della Terra, nell'acqua di mare. Di conseguenza, la dispersione oceanica di ³He attraverso pennacchi idrotermali genera composizioni isotopiche anomale di He nell'acqua di mare, segnalando così uno sfiato idrotermale attivo. Il radon, un altro gas nobile, funziona anche come tracciante dell'attività idrotermale. Dato che tutti gli isotopi Rn presenti in natura sono radioattivi, le concentrazioni di Rn nell’acqua di mare, se combinate con i dati sugli isotopi He, possono inoltre fornire informazioni sull’età dei pennacchi idrotermali. Per questa applicazione, il radon-222 è preferito poiché il ²²²Rn possiede l'emivita più lunga tra gli isotopi del radon presenti in natura, circa 3,82 giorni. Sebbene i gas disciolti come H§4^{5§, H§67§S e CH§8_{9§, insieme a metalli come Fe e Mn, siano presenti in concentrazioni elevate nei fluidi di sfiato idrotermale rispetto all'acqua di mare e possano essere diagnostici di pennacchi idrotermali e sfiati attivi, la loro natura reattiva li rende meno appropriati come traccianti primari dell'attività idrotermale.}}

Biogeochimica dell'oceano

I pennacchi idrotermali costituiscono un meccanismo significativo attraverso il quale i sistemi idrotermali esercitano un'influenza sulla biogeochimica marina. Le sorgenti idrotermali rilasciano una vasta gamma di tracce di metalli nell'oceano, tra cui Fe, Mn, Cr, Cu, Zn, Co, Ni, Mo, Cd, V e W, molti dei quali svolgono funzioni biologiche vitali. La disposizione finale di questi metalli, dopo la loro espulsione nella colonna d'acqua, è governata da una moltitudine di processi fisici e chimici. Sebbene i principi termodinamici suggeriscano che Fe²⁺ e Mn²⁺ dovrebbero ossidarsi nell'acqua di mare per generare precipitati di (ossi)idrossidi metallici insolubili, la loro complessazione con composti organici e la formazione di colloidi e nanoparticelle può mantenere questi elementi sensibili al redox in sospensione, consentendo il loro trasporto a distanze considerevoli dal sito di sfiato.

Ferro (Fe) e manganese (Mn) mostrano spesso le concentrazioni più elevate tra i metalli in fluidi acidi di sfiato idrotermale, ed entrambi possiedono un significato biologico, in particolare il Fe, che spesso agisce come nutriente limitante negli ecosistemi marini. Di conseguenza, il trasporto a lungo raggio di Fe e Mn attraverso la complessazione organica può rappresentare un meccanismo cruciale nel ciclo dei metalli oceanici. Inoltre, le sorgenti idrotermali introducono nell’oceano concentrazioni sostanziali di altri metalli in traccia biologicamente vitali, come il molibdeno (Mo). Il Mo potrebbe aver avuto un ruolo significativo nella prima evoluzione chimica degli oceani terrestri e nella genesi della vita. Al contrario, i precipitati di Fe e Mn possono anche avere un impatto sulla biogeochimica dell’oceano facilitando la rimozione di metalli in traccia dalla colonna d’acqua. Le superfici cariche dei minerali di idrossido di ferro (ossi) assorbono in modo efficiente elementi tra cui fosforo, vanadio, arsenico e metalli delle terre rare dall'acqua di mare. Pertanto, mentre i pennacchi idrotermali possono fungere da fonte netta di metalli come Fe e Mn per gli oceani, allo stesso tempo eliminano altri metalli e nutrienti non metalliferi, come il fosforo (P), dall'acqua di mare, funzionando così come un bacino netto per questi elementi.

Biologia delle prese d'aria idrotermali

Mentre la vita è stata storicamente percepita come alimentata principalmente dall'energia solare, gli organismi delle profondità marine non hanno accesso alla luce solare. Di conseguenza, le comunità biologiche associate alle sorgenti idrotermali devono trarre sostentamento dai depositi chimici e dai fluidi idrotermali all'interno del loro habitat. In precedenza, gli oceanografi bentonici avevano ipotizzato che gli organismi delle sorgenti, simili ad altra fauna delle profondità marine, dipendessero dalla neve marina, che alla fine li collegherebbe alla vita vegetale fotosintetica e, per estensione, al sole. Anche se alcuni organismi idrotermali consumano questa “pioggia” particellare, un sistema nutrizionale così limitato si tradurrebbe in forme di vita sparse. In netto contrasto con il fondale marino circostante, tuttavia, le zone delle sorgenti idrotermali mostrano una densità di organismi da 10.000 a 100.000 volte maggiore.

Le sorgenti idrotermali sono riconosciute come un tipo di ecosistema basato sulla chemiosintetica (CBE) in cui la produttività primaria è alimentata da composti chimici come fonti di energia, anziché dalla luce, un processo chiamato chemioautotrofia. Le comunità delle sorgenti idrotermali sostengono una vita sostanziale a causa della dipendenza degli organismi delle sorgenti dai batteri chemiosintetici per il sostentamento. L'acqua che esce da queste prese d'aria è ricca di minerali disciolti, che supportano una vasta popolazione di batteri chemioautotrofi. Questi batteri utilizzano composti di zolfo, in particolare acido solfidrico, una sostanza chimica altamente tossica per la maggior parte degli organismi conosciuti, per produrre materiale organico attraverso la chemiosintesi.

L'impatto ambientale di questi condotti si estende oltre le loro comunità biologiche immediate, poiché fungono da significativa fonte oceanica di ferro, fornendo questo nutriente essenziale per il fitoplancton.

Comunità biologiche

La più antica testimonianza confermata di una comunità biologica "moderna" associata a una bocca è il solfuro di Figueroa, risalente al periodo Giurassico inferiore in California. L’ecosistema così formato si basa interamente sulla continua esistenza del campo idrotermale come fonte di energia primaria, una differenza fondamentale rispetto alla maggior parte della vita superficiale sulla Terra, che è basata sull’energia solare. Tuttavia, sebbene queste comunità siano spesso descritte come esistenti indipendentemente dal sole, alcuni organismi dipendono in realtà dall'ossigeno prodotto da organismi fotosintetici, mentre altri sono anaerobici.

I batteri chemiosintetici crescono in strati spessi, attirando altri organismi come anfipodi e copepodi, che pascolano direttamente sui batteri. Organismi più grandi, tra cui lumache, gamberetti, granchi, vermi tubicoli, vari pesci (in particolare l'anguilla, l'anguilla spietata, Ophidiiformes e Symphurus thermophilus) e i polpi (in particolare Vulcanoctopus hydrothermalis), stabiliscono una catena alimentare di relazioni predatore e preda al di sopra di questi consumatori primari. Le principali famiglie di organismi trovati attorno alle bocche del fondale marino sono anellidi, gasteropodi e crostacei, con grandi bivalvi, vermi vestimentiferi e gamberetti "senza occhi" che costituiscono la maggior parte degli organismi non microbici.

I vermi tubicoli siboglinidi, con le specie più grandi che superano potenzialmente i 2 metri (6,6 piedi) di altezza, costituiscono spesso una componente cruciale delle comunità delle sorgenti idrotermali. Privi di bocca o di tratto digestivo, assorbono i nutrienti prodotti dai batteri simbiotici all'interno dei loro tessuti, in modo simile ai vermi parassiti. Sono presenti circa 285 miliardi di batteri per oncia di tessuto del verme tubicolo. Questi vermi tubicoli possiedono pennacchi rossi contenenti emoglobina, che si combina con l'idrogeno solforato e lo trasferisce ai batteri che risiedono all'interno del verme. In cambio, i batteri nutrono il verme con composti di carbonio. Due specie che popolano le sorgenti idrotermali sono Tevnia jerichonana e Riftia pachyptila. Una comunità scoperta, denominata "Eel City", è composta prevalentemente dall'anguilla Dysommina rugosa. Sebbene le anguille non siano rare, gli invertebrati tipicamente dominano le sorgenti idrotermali. Eel City è situata vicino al cono vulcanico di Nafanua nelle Samoa americane.

Nel 1993, si sapeva che oltre 100 specie di gasteropodi abitavano le sorgenti idrotermali. Successivamente, in questi ambienti sono state scoperte più di 300 nuove specie, molte delle quali sono "specie sorelle" di quelle che si trovano in aree geograficamente separate. È stato proposto che esistesse un'unica regione di sorgenti biogeografiche nel Pacifico orientale prima che la placca nordamericana scavalcasse la dorsale medio-oceanica. La successiva formazione di una barriera alla dispersione ha dato inizio alla divergenza evolutiva delle specie in luoghi diversi. I casi osservati di evoluzione convergente tra distinte sorgenti idrotermali forniscono un supporto significativo alla teoria della selezione naturale e dell'evoluzione nel suo insieme.

Sebbene la densità biologica sia generalmente scarsa a queste profondità, i fumatori neri fungono da centri di interi ecosistemi. In assenza di luce solare, numerosi organismi, come gli archaea e gli estremofili, convertono il calore, il metano e i composti di zolfo forniti dai fumatori neri in energia attraverso la chemiosintesi. Forme di vita più complesse, tra cui vongole e vermi tubicoli, si nutrono quindi di questi produttori primari. Gli organismi alla base della catena alimentare contribuiscono anche alla deposizione di minerali nella base del fumatore nero, completando così un ciclo di vita unico.

È stata identificata una specie batterica fototrofica che abita nelle vicinanze di un fumatore nero al largo della costa messicana, a una profondità di 2.500 m (8.200 piedi). Dato che la luce solare non raggiunge queste profondità, questi batteri, appartenenti alla famiglia delle Chlorobiaceae, effettuano la fotosintesi sfruttando la fioca luminescenza emessa dal fumatore nero. Questa scoperta segna il primo esempio di un organismo in natura che utilizza esclusivamente una fonte di luce diversa dalla radiazione solare per la fotosintesi.

Gli ambienti che circondano i fumatori neri producono continuamente scoperte di specie nuove e particolari. Ad esempio, il verme di Pompei, Alvinella pompejana, noto per la sua capacità di tollerare temperature fino a 80 °C (176 °F), è stato identificato negli anni '80. Successivamente, nel 2001, il gasteropode dai piedi squamosi (Chrysomallon squamiferum) è stato documentato per la prima volta durante una spedizione al campo di sorgenti idrotermali di Kairei nell'Oceano Indiano. Questo gasteropode incorpora solfuri di ferro, in particolare pirite e greigite, nella struttura dei suoi scleriti dermici (parti del corpo indurite), piuttosto che carbonato di calcio. Si ipotizza che l'immensa pressione idrostatica a 2.500 m di profondità, circa 25 megapascal o 250 atmosfere, faciliti la stabilizzazione del solfuro di ferro per applicazioni biologiche. Questa caratteristica armatura probabilmente fornisce protezione contro le radulae (denti) velenose delle lumache predatrici nel suo habitat.

Nel marzo 2017, i ricercatori hanno presentato risultati che suggeriscono la potenziale esistenza delle forme di vita più antiche della Terra. Presunti microrganismi fossilizzati sono stati identificati all'interno dei precipitati delle sorgenti idrotermali nella cintura di Nuvvuagittuq, Quebec, Canada. Si stima che questi organismi esistessero già 4,280 miliardi di anni fa, un periodo relativamente breve dopo la formazione degli oceani (4,4 miliardi di anni fa) e della Terra stessa (4,54 miliardi di anni fa).

Simbiosi animale-batterica

Gli ecosistemi delle sorgenti idrotermali mostrano una notevole biomassa e un'elevata produttività, sostenuti fondamentalmente dalle relazioni simbiotiche che si sono evolute all'interno di questi ambienti. Gli ecosistemi delle sorgenti idrotermali di acque profonde sono distinti dalle loro controparti di acque poco profonde e terrestri principalmente a causa delle interazioni simbiotiche tra ospiti macroinvertebrati e simbionti microbici chemioautotrofi. Poiché la radiazione solare non penetra nelle bocche idrotermali delle profondità marine, gli organismi in questi habitat non possono ricavare energia dalla luce solare per la fotosintesi. Invece, le comunità microbiche nelle sorgenti idrotermali sono chemiosintetiche e fissano il carbonio sfruttando l’energia proveniente da composti chimici come il solfuro, piuttosto che dall’energia della luce solare. Nello specifico, il simbionte trasforma le molecole inorganiche (H₂S, CO₂, O) in molecole organiche, che l'ospite successivamente utilizza per la nutrizione. Il solfuro, tuttavia, è altamente tossico per la maggior parte delle forme di vita terrestre. Di conseguenza, nel 1977 i ricercatori rimasero stupiti nello scoprire sorgenti idrotermali ricche di vita. Questo fenomeno è stato attribuito alla diffusa endosimbiosi dei chemioautotrofi all'interno delle branchie degli animali delle sorgenti termali, che consente alla vita multicellulare di sopportare le condizioni tossiche prevalenti in questi sistemi. La ricerca attuale si concentra sulla comprensione di come questi simbionti microbici contribuiscano alla disintossicazione dai solfuri, consentendo così ai loro ospiti di sopravvivere in ambienti altrimenti letali. Gli studi sulla funzione del microbioma indicano inoltre che i microbiomi associati all’ospite svolgono un ruolo cruciale nello sviluppo dell’ospite, nell’acquisizione dei nutrienti, nella difesa dei predatori e nei processi di disintossicazione. In cambio, l'ospite fornisce al simbionte sostanze chimiche essenziali per la chemiosintesi, tra cui carbonio, solfuro e ossigeno.

Durante le indagini iniziali sulla vita nelle sorgenti idrotermali, sono emerse varie ipotesi sui meccanismi attraverso i quali gli organismi multicellulari ottenevano nutrienti e sopravvivevano alle condizioni estreme di questi habitat. Nel 1977, un'ipotesi importante propose che i batteri chemioautotrofi presenti nelle sorgenti idrotermali potessero servire come fonte nutrizionale per i bivalvi che si nutrono in sospensione.

Nel 1981, fu definitivamente stabilito che i vermi tubicoli giganti acquisivano nutrimento attraverso endosimbionti batterici chemioautotrofi. Successive ricerche sulla vita nelle sorgenti idrotermali hanno rivelato la natura pervasiva delle relazioni simbiotiche tra chemioautotrofi e specie di invertebrati macrofaunali. Ad esempio, endosimbionti batterici furono confermati nel tessuto branchiale delle vongole nel 1983 e nel 1984 endosimbionti simili furono identificati nelle cozze batimodiolidi e nelle vongole vescicomidi.

I meccanismi attraverso i quali gli organismi acquisiscono i loro simbionti, così come le loro relazioni metaboliche, mostrano una notevole diversità. Ad esempio, i vermi tubo non hanno bocca e intestino, possiedono invece un organo specializzato chiamato "trofosoma", che funge da sito per l'elaborazione dei nutrienti e ospita i loro endosimbionti. Questi organismi presentano anche un vibrante pennacchio rosso, utilizzato per l'assorbimento di composti come O, H₂S e CO₂, che successivamente nutrono gli endosimbionti all'interno del trofosoma. In particolare, l'emoglobina del verme tubicolo, responsabile della caratteristica colorazione rossa del pennacchio, può trasportare ossigeno senza interferenze o inibizioni da parte del solfuro, nonostante la reattività intrinseca tra ossigeno e solfuro. Nel 2005, è stato stabilito che gli ioni zinco facilitano questo processo legando l'idrogeno solforato all'interno dell'emoglobina del verme tubicolo, prevenendo così la sua reazione con l'ossigeno. Questo meccanismo protegge anche i tessuti del tubeworm dall'esposizione al solfuro e fornisce ai batteri solfuro per i processi chemioautotrofi. Inoltre, i vermi tubicoli hanno dimostrato la capacità di metabolizzare la CO§4_{5§ attraverso due percorsi distinti, alternandoli in risposta ai cambiamenti delle condizioni ambientali.}

Nel 1988, la ricerca ha confermato la presenza di batteri tiotrofici (ossidatori di solfuro) all'interno di Alviniconcha hessleri, un grande mollusco che abita le sorgenti idrotermali. Per mitigare la tossicità dei solfuri, le cozze convertono inizialmente il solfuro in tiosolfato prima di trasportarlo ai loro simbionti. Gli organismi mobili, come i gamberetti alvinocaridi, devono navigare attivamente in ambienti fluttuanti ossici (ricchi di ossigeno) e anossici (poveri di ossigeno).

Gli organismi che risiedono alla periferia dei campi di ventilazione idrotermali, come le capesante pectinidi, ospitano anche endosimbionti all'interno delle loro branchie. Di conseguenza, la loro densità batterica è inferiore rispetto agli organismi situati più vicini alla bocca e la loro dipendenza nutrizionale dagli endosimbionti microbici è proporzionalmente ridotta.

Inoltre, non tutti gli animali ospiti ospitano endosimbionti; alcuni invece possiedono episymbionts, che sono simbionti che risiedono all'esterno dell'animale piuttosto che all'interno. I gamberetti scoperti nelle bocche della dorsale medio-atlantica erano inizialmente considerati un'eccezione al requisito della simbiosi per la sopravvivenza dei macroinvertebrati in questi ambienti. Questa comprensione è cambiata nel 1988 con la scoperta che questi gamberetti portano episimbionti. Da allora, anche altri organismi di sfiato, tra cui Lepetodrilis fucensis, sono stati identificati come ospitanti episimbionti.

Inoltre, mentre alcuni simbionti facilitano la riduzione dei composti dello zolfo, altri sono classificati come "metanotrofi", specializzati nella riduzione dei composti del carbonio, in particolare del metano. Le cozze Bathmodiolidi esemplificano ospiti contenenti endosimbionti metanotrofici; tuttavia, questi simbionti si trovano prevalentemente in sorgenti fredde piuttosto che in sorgenti idrotermali.

Sebbene la chemiosintesi delle profondità oceaniche consenta agli organismi di sopravvivere senza la luce solare diretta, rimangono tecnicamente dipendenti dal sole per la sopravvivenza, poiché l'ossigeno oceanico è un sottoprodotto della fotosintesi. Tuttavia, un'ipotetica cessazione dell'attività solare e della fotosintesi globale consentirebbe alla vita nelle sorgenti idrotermali delle profondità marine di persistere per millenni, fino all'esaurimento delle riserve di ossigeno.

Teoria dell'origine idrotermale della vita

Le dinamiche chimiche e termiche uniche caratteristiche delle sorgenti idrotermali rendono questi ambienti termodinamicamente altamente favorevoli ai processi di evoluzione chimica. Di conseguenza, il flusso di energia termica agisce come un agente persistente, che si ipotizza abbia svolto un ruolo significativo nell'evoluzione del pianeta, inclusa la chimica prebiotica.

Günter Wächtershäuser ha proposto la teoria del mondo ferro-zolfo, postulando che la vita potrebbe aver avuto origine nelle sorgenti idrotermali. Wächtershäuser ha suggerito che una forma primitiva di metabolismo ha preceduto la genetica, definendo il metabolismo come una serie ciclica di reazioni chimiche che rilasciano energia in una forma in grado di essere sfruttata da altri processi biologici.

L'ipotesi presuppone che la sintesi degli amminoacidi possa essere avvenuta all'interno della crosta profonda della Terra, con questi amminoacidi successivamente trasportati dai fluidi idrotermali in ambienti acquatici più freddi. In queste regioni più fredde, temperature più basse e la presenza di minerali argillosi avrebbero facilitato la formazione di peptidi e protocellule. Questa proposta è convincente a causa della prevalenza di CH₄ (metano) e NH₃ (ammoniaca) nelle aree delle sorgenti idrotermali, un ambiente chimico non caratteristico dell'atmosfera primitiva della Terra. Un vincolo significativo su questa ipotesi è l'instabilità intrinseca delle molecole organiche a temperature elevate; tuttavia, alcuni ricercatori suggeriscono che la vita potrebbe aver avuto origine in aree periferiche rispetto alle zone con la temperatura più alta. L'esistenza di numerose specie estremofile e altri organismi che prosperano nelle immediate vicinanze delle bocche di acque profonde dà credito a questo scenario proposto.

Indagini sperimentali e modelli computazionali indicano che le superfici delle particelle minerali all'interno delle bocche idrotermali possiedono proprietà catalitiche analoghe agli enzimi. Queste superfici sono in grado di sintetizzare molecole organiche semplici, come metanolo (CH₃OH) e acido formico (HCO₂H), a partire da CO§4_{5§ disciolto presente nell'acqua. Inoltre, il rilevamento di CO§67§ supercritico in determinate posizioni fornisce ulteriore supporto alla teoria dell’origine idrotermale della vita, data la sua capacità di accelerare i tassi di reazione organica. Il suo elevato potere di solvatazione e la cinetica di diffusione facilitano la sintesi di amminoacidi e acido formico, insieme ad altri composti organici, polimeri e i quattro amminoacidi specifici: alanina, arginina, acido aspartico e glicina. Esperimenti in situ hanno chiarito la co-occorrenza di un elevato contenuto di N§89§ e di CO§1011§ supercritico in alcuni siti, nonché prove di materiale organico complesso, in particolare amminoacidi, incapsulati all'interno di bolle supercritiche di CO§1213§. I sostenitori di questa teoria dell'abiogenesi propongono anche che la presenza di CO§1415§ supercritico offra una soluzione al "paradosso dell'acqua", una sfida prevalente nelle teorie riguardanti l'origine della vita negli ambienti acquatici. Questo paradosso evidenzia la duplice natura dell’acqua: essenziale per la vita, ma in abbondanza, idrolizza le molecole organiche e impedisce le reazioni di sintesi di disidratazione critiche per l’evoluzione chimica e biologica. Il CO§1617§ supercritico, essendo idrofobo, funziona come un solvente che favorisce un ambiente favorevole alla sintesi della disidratazione. Di conseguenza, è stato ipotizzato che il CO§1819§ supercritico nelle sorgenti idrotermali dell'Adeano abbia svolto un ruolo fondamentale nella genesi della vita.}

Le prove suggeriscono una connessione tra la genesi della vita e le sorgenti idrotermali alcaline, in particolare. Le condizioni di pH caratteristiche di queste bocche potrebbero averle rese particolarmente favorevoli alla nascita di forme di vita. Una teoria prevalente postula che i gradienti protonici naturali all’interno di queste bocche di acque profonde compensassero l’assenza di membrane a doppio strato fosfolipidico e di pompe protoniche nei primi organismi. Questa compensazione avrebbe consentito la creazione di gradienti ionici, nonostante la natura rudimentale dei macchinari e dei componenti cellulari rispetto alle cellule moderne. Tuttavia, questo argomento è oggetto di un dibattito accademico in corso. È stato affermato che il coinvolgimento dei gradienti naturali di pH di queste sorgenti nell’origine della vita è, infatti, non plausibile. Questa controargomentazione si basa principalmente sulla percepita improbabilità che i macchinari per la produzione di energia si evolvano dai gradienti di pH dei condotti idrotermali prima o in assenza di informazioni genetiche. Nick Lane, un eminente ricercatore il cui lavoro è centrale in questa discussione, ha fornito una confutazione, sostenendo che la controargomentazione fraintende in gran parte sia la sua ricerca che quella dei suoi collaboratori.

Il dibattito in corso sulle sorgenti idrotermali delle profondità marine come ambiente ottimale per l'origine della vita è ulteriormente alimentato dall'assenza di cicli umido-secco e dall'esposizione alla luce ultravioletta (UV). È noto che queste condizioni facilitano la formazione di vescicole membranose e la sintesi di numerose biomolecole. Inoltre, le concentrazioni ioniche trovate nelle sorgenti idrotermali divergono significativamente dal fluido intracellulare della maggior parte delle forme di vita esistenti. Di conseguenza, è stato ipotizzato che gli ambienti terrestri di acqua dolce potrebbero rappresentare un ambiente più adatto per la genesi delle prime cellule. Al contrario, i sostenitori dell'ipotesi della bocca idrotermale di acque profonde propongono la termoforesi all'interno delle cavità minerali come meccanismo alternativo per la compartimentazione e la polimerizzazione dei biopolimeri.

Il meccanismo attraverso il quale la termoforesi all'interno delle cavità minerali potrebbe facilitare la codifica e i processi metabolici rimane indeterminato. Nick Lane propone che la polimerizzazione dei nucleotidi potrebbe avvenire a concentrazioni elevate di nucleotidi all'interno di protocellule autoreplicanti, affermando che "l'affollamento molecolare e la fosforilazione in protocellule così confinate e ad alta energia potrebbero potenzialmente promuovere la polimerizzazione dei nucleotidi per formare RNA". L'acetil fosfato può anche contribuire alla polimerizzazione su superfici minerali o in condizioni di bassa attività dell'acqua. Una simulazione computazionale indica che la catalisi dipendente dalla concentrazione di nucleotidi del "percorso della valuta energetica è favorita, poiché l'energia è limitante; favorire questo percorso alimenta una maggiore sintesi di nucleotidi". La rapida catalisi nucleotidica della fissazione di CO₂ diminuisce la concentrazione di nucleotidi a causa della rapida crescita e divisione delle protocellule, dimezzando successivamente la concentrazione di nucleotidi. Al contrario, la catalisi nucleotidica debole della fissazione di CO₂ contribuisce in minima parte alla crescita e alla divisione delle protocellule.

Da un punto di vista biochimico, le reazioni che coinvolgono CO₂ e H₂ generano precursori di biomolecole, che sono anche prodotti della via dell'acetil-CoA e del ciclo di Krebs. Questa osservazione supporta l'ipotesi dell'origine della vita nelle bocche alcaline delle profondità marine. L'acetil fosfato, generato da queste reazioni, può fosforilare l'ADP in ATP, con una sintesi ottimale che avviene in condizioni di elevata attività dell'acqua e basse concentrazioni di ioni. Si presume che l'oceano Adeano avesse concentrazioni di ioni inferiori rispetto agli oceani contemporanei. Nello specifico, le concentrazioni di Mg²⁺ e Ca²⁺ nei sistemi idrotermali alcalini sono inferiori a quelle riscontrate in oceano aperto. L'elevata concentrazione prevalente di potassio nella maggior parte delle forme di vita potrebbe essere attribuita alla potenziale evoluzione degli antiportatori sodio-idrogeno nelle protocellule per espellere Na⁺, dato che le membrane lipidiche prebiotiche mostrano una permeabilità inferiore al Na⁺ rispetto all'H⁺. Se la vita cellulare fosse emersa in questi ambienti, probabilmente sarebbe stata autotrofa, utilizzando un percorso Wood-Ljungdahl e un ciclo di Krebs inverso incompleto. I modelli matematici indicano inoltre che la sintesi organica degli acidi carbossilici in lipidi, nucleotidi, amminoacidi e zuccheri, nonché le reazioni di polimerizzazione, sono termodinamicamente favorevoli alle sorgenti idrotermali alcaline.

La profonda e calda biosfera

Nella sezione introduttiva del suo articolo del 1992, The Deep Hot Biosphere, Thomas Gold ha citato le bocche oceaniche per corroborare la sua ipotesi secondo cui gli strati più profondi della Terra contengono abbondante materiale biologico vivente che migra verso la superficie. Successivamente ha elaborato questi concetti nel suo libro, The Deep Hot Biosphere.

Un articolo del febbraio 2008 sulla rivista Science, incentrato sulla produzione di idrocarburi abiogenici, ha presentato dati sperimentali dal campo idrotermale di Lost City. Questa ricerca ha dettagliato come la sintesi abiotica di idrocarburi a basso peso molecolare dal biossido di carbonio derivato dal mantello possa avvenire in presenza di rocce ultramafiche, acqua e condizioni termiche moderate.

Scoperta ed esplorazione

Nel 1949, un'indagine in acque profonde identificò acque salate anomale nel Mar Rosso centrale. Successive indagini negli anni '60 confermarono l'esistenza di salamoie saline calde, a 60 °C (140 °F), accompagnate da fanghi metalliferi. È stato osservato che queste soluzioni riscaldate provenivano da una spaccatura sottomarina attiva. L'estrema salinità di queste acque le rendeva inospitali per gli organismi viventi. Attualmente, queste salamoie e i fanghi associati vengono esaminati per il loro potenziale come fonte di metalli preziosi e di base estraibili.

Nel giugno 1976, i ricercatori dello Scripps Institution of Oceanography acquisirono le prime prove di sorgenti idrotermali sottomarine lungo il Galápagos Rift, un'estensione della dorsale del Pacifico orientale. Questa scoperta è avvenuta durante la spedizione Pleiades II, utilizzando il sistema di imaging del fondale marino Deep-Tow. L'anno successivo, il 1977, vide la pubblicazione dei primi articoli scientifici sulle sorgenti idrotermali da parte degli scienziati dello Scripps Institution of Oceanography; in particolare, il ricercatore Peter Lonsdale ha pubblicato fotografie ottenute da telecamere trainate in profondità, mentre la dottoranda Kathleen Crane ha pubblicato mappe e dati sulle anomalie della temperatura. I transponder furono successivamente posizionati in questo luogo, chiamato informalmente "Clam-bake", per facilitare una spedizione di ritorno l'anno successivo per osservazioni dirette utilizzando il DSV Alvin.

Nel 1977, gli ecosistemi chemiosintetici associati alle bocche idrotermali sottomarine del Rift delle Galapagos furono inizialmente osservati direttamente da un team di geologi marini, finanziato dalla National Science Foundation, che visitò nuovamente i siti di Clambake. Jack Corliss della Oregon State University è stato il ricercatore principale di questa ricerca sui sommergibili. Il 17 febbraio 1977, Corliss e Tjeerd van Andel dell'Università di Stanford condussero osservazioni e raccolsero campioni dalle bocche e dal loro ecosistema associato durante un'immersione nel DSV Alvin, un sommergibile da ricerca gestito dalla Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI). La spedizione di ricerca comprendeva anche scienziati come Richard (Dick) Von Herzen e Robert Ballard dell'OMS, Jack Dymond e Louis Gordon dell'Oregon State University, John Edmond e Tanya Atwater del Massachusetts Institute of Technology, Dave Williams dell'U.S. Geological Survey e Kathleen Crane dello Scripps Institution of Oceanography. Questo team collaborativo ha successivamente pubblicato le sue scoperte riguardanti gli sfiati, i loro organismi e la composizione chimica dei fluidi degli sfiati sulla rivista Science. Due anni dopo, nel 1979, un gruppo di biologi guidati da J. Frederick Grassle, allora affiliato all'OMS, tornò nello stesso sito per indagare ulteriormente sulle comunità biologiche precedentemente identificate.

Le sorgenti idrotermali ad alta temperatura, conosciute colloquialmente come "fumatori neri", furono identificate nella primavera del 1979 da un gruppo di ricerca dello Scripps Institution of Oceanography utilizzando il sommergibile Alvin. La spedizione RISE ha studiato specificatamente il rilievo del Pacifico orientale a 21° N, con l'obiettivo di valutare le tecniche di mappatura geofisica del fondale marino con Alvin e di individuare ulteriori campi idrotermali oltre a quelli del Rift delle Galápagos. Questa spedizione è stata co-guidata da Fred Spiess e Ken Macdonald, coinvolgendo ricercatori provenienti da Stati Uniti, Messico e Francia. La scelta dell'area di immersione è stata basata sulla scoperta nel 1978 di cumuli di minerali solforati sul fondale marino da parte della spedizione francese CYAMEX. Prima dell'inizio delle operazioni di immersione, il membro della spedizione Robert Ballard ha identificato anomalie della temperatura dell'acqua vicino al fondo utilizzando un pacchetto di strumenti trainati in profondità, che ha guidato la mira dell'immersione iniziale. Il 15 aprile 1979, domenica di Pasqua, durante un'immersione di Alvin a una profondità di 2.600 metri, Roger Larson e Bruce Luyendyk individuarono con successo un campo di sorgenti idrotermali che mostrava una comunità biologica analoga a quelle trovate presso le sorgenti delle Galápagos. Successivamente, il 21 aprile, William Normark e Thierry Juteau scoprirono delle bocche ad alta temperatura che emettevano getti di particelle minerali nere dalle strutture dei camini, coniando così il termine “fumatori neri”. In seguito a questa scoperta, Macdonald e Jim Aiken adattarono una sonda di temperatura per l'Alvin per misurare la temperatura dell'acqua in queste bocche fumarie nere, registrando le temperature più alte poi documentate alle bocche idrotermali di acque profonde (380±30 °C). La successiva analisi del materiale del fumatore nero e dei camini associati ha rivelato che i precipitati di solfuro di ferro costituivano i minerali predominanti all'interno del "fumo" emesso e delle pareti del camino.

Nel 2005, Neptune Resources NL, una società di esplorazione mineraria, ha richiesto e ottenuto con successo i diritti di esplorazione che si estendono per 35.000 km² attraverso l'arco Kermadec all'interno della zona economica esclusiva della Nuova Zelanda. Questa iniziativa mirava a studiare i massicci depositi di solfuri sul fondale marino, che rappresentano una potenziale nuova fonte di solfuri di piombo-zinco-rame provenienti dai contemporanei campi di sfogo idrotermali. L'identificazione del campo idrotermale di Medusa, situato nell'Oceano Pacifico al largo della costa del Costa Rica e che prende il nome dalla figura mitologica greca, è stato annunciato pubblicamente nell'aprile 2007. Fino al 2010, il campo idrotermale di Ashadze (situato a 13° N sulla dorsale medio-atlantica, a un'altitudine di -4200 m) deteneva il primato di essere il campo idrotermale ad alta temperatura più profondo conosciuto. Questo record è stato superato quando un pennacchio idrotermale proveniente dal sito di Beebe (18°33′N 81°43′W, ad un'altitudine di -5000 m) è stato rilevato da un team collaborativo di scienziati del Jet Propulsion Laboratory della NASA e del Woods Hole Oceanographic Istituzione. Il sito di Beebe è situato sul Mid-Cayman Rise, lungo 110 km e a diffusione ultralenta, all'interno del Cayman Trough. Successivamente, all'inizio del 2013, sono state scoperte le bocche idrotermali più profonde conosciute nel Mar dei Caraibi, raggiungendo una profondità di quasi 5.000 metri (16.000 piedi).

Gli oceanografi stanno attualmente studiando le strutture vulcaniche e le bocche idrotermali situate lungo la dorsale oceanica di Juan de Fuca, un'area caratterizzata da movimenti divergenti delle placche tettoniche.

Le esplorazioni in corso stanno esaminando le bocche idrotermali e altri fenomeni geotermici all'interno della Bahía de Concepción, situata nella Bassa California del Sud, Messico.

Distribuzione

Le sorgenti idrotermali si trovano prevalentemente lungo i confini delle placche terrestri, sebbene possano verificarsi anche in posizioni intra-placca come i vulcani hotspot. Nel 2009 erano stati identificati circa 500 campi di sorgenti idrotermali sottomarine attive; circa la metà di questi sono stati confermati visivamente sul fondale marino, mentre il resto è stato dedotto da anomalie della colonna d'acqua o formazioni geologiche del fondale marino.

Rogers et al. (2012) hanno delineato un minimo di 11 province biogeografiche per i sistemi di sorgenti idrotermali:

1. Provincia della Dorsale Medio Atlantica,
2. Provincia di East Scotia Ridge,
3. provincia dell'ascesa del Pacifico settentrionale orientale,
4. provincia dell'aumento del Pacifico centro-orientale,
5. provincia dell'aumento del Pacifico meridionale orientale,
6. a sud della micropiastra di Pasqua,
7. Provincia dell'Oceano Indiano,
8. quattro province nel Pacifico occidentale e diverse altre regioni.

Sfruttamento

Le sorgenti idrotermali possono facilitare la formazione di risorse minerali commercialmente valide attraverso la deposizione di depositi massicci di solfuro (SMS) sul fondale marino. Un esempio notevole è il giacimento minerario del Monte Isa nel Queensland, in Australia. Numerosi sistemi di ventilazione idrotermali abbondano di elementi critici come cobalto, oro, rame e metalli delle terre rare, indispensabili per la produzione elettronica. Inoltre, si ipotizza che l'attività idrotermale sul fondale marino dell'Archeano abbia generato formazioni di ferro a bande di tipo Algoma, storicamente significative come fonti di minerale di ferro.

Negli ultimi anni, le società di esplorazione mineraria, spinte dai sostanziali aumenti dei prezzi nel settore dei metalli di base durante la metà degli anni 2000, si sono sempre più concentrate sull'estrazione di risorse minerarie dai giacimenti idrotermali di acque profonde. In teoria, questo approccio offre il potenziale per una sostanziale efficienza dei costi.

Paesi come il Giappone, fortemente dipendenti dalle importazioni internazionali di risorse minerarie, stanno promuovendo attivamente l'estrazione di minerali dai fondali marini. L'operazione inaugurale di estrazione mineraria "su larga scala" per i depositi minerali di sorgenti idrotermali è stata condotta dalla Japan Oil, Gas and Metals National Corporation (JOGMEC) tra agosto e settembre 2017. JOGMEC ha eseguito questa operazione utilizzando la nave da ricerca Hakurei. Questa estrazione è avvenuta nel campo di ventilazione "buco/calderone di Izena", situato all'interno del bacino di retro-arco idrotermicamente attivo di Okinawa Trough, che, secondo il database InterRidge Vents, comprende 15 campi di ventilazione confermati.

Attualmente, due società si stanno avvicinando all'inizio delle operazioni di estrazione di solfuro massiccio (SMS) sul fondale marino. Nautilus Minerals sta procedendo verso l'estrazione dal suo deposito Solwarra nell'arcipelago di Bismarck, mentre Neptune Minerals è in una fase precedente con il suo deposito Rumble II West, situato sull'Arco Kermadec adiacente alle Isole Kermadec. Entrambe le entità prevedono di utilizzare soluzioni tecnologiche esistenti adattate. Nel 2006, Nautilus Minerals, in collaborazione con Placer Dome (ora integrata in Barrick Gold), ha recuperato con successo oltre 10 tonnellate di SMS estratti in superficie utilizzando taglierine a tamburo modificate fissate su un veicolo telecomandato (ROV), segnando un precedente globale. Successivamente, nel 2007, Neptune Minerals è riuscita a recuperare campioni di sedimenti SMS utilizzando una pompa di aspirazione modificata dell'industria petrolifera montata su un ROV, che ha rappresentato anche un risultato pionieristico a livello globale.

Le future operazioni di estrazione dei fondali marini comportano diversi rischi ambientali. Questi includono la generazione di pennacchi di polvere dalle attrezzature minerarie, che possono avere un impatto sugli organismi che alimentano i filtri; il potenziale di collasso o riattivazione dello sfiato; il rilascio di clatrati di metano; e il rischio di provocare frane sub-oceaniche.

Gli strumenti utilizzati per l'estrazione mineraria degli ecosistemi delle sorgenti idrotermali introducono potenziali impatti ambientali, in particolare l'inquinamento acustico e la luce antropica. Le operazioni di estrazione delle sorgenti idrotermali richiedono l'impiego di attrezzature sommerse sul fondale marino, come veicoli sottomarini telecomandati (ROV), insieme a navi di supporto di superficie. Il funzionamento di questo macchinario genera intrinsecamente rumore, ponendo una sfida significativa per gli organismi delle sorgenti idrotermali, che tipicamente abitano a profondità fino a 12.000 piedi sotto la superficie dell’oceano e sono abituati a un rumore ambientale minimo. Di conseguenza, questi organismi hanno sviluppato organi uditivi altamente sensibili; quindi, un improvviso aumento del rumore, come quello prodotto dalle attrezzature minerarie, potrebbe potenzialmente danneggiare queste strutture e danneggiare gli abitanti della bocca. Inoltre, numerosi studi indicano che una parte sostanziale di organismi bentonici utilizza suoni a frequenza molto bassa per comunicare; un aumento dei livelli di rumore ambientale del fondale marino potrebbe quindi mascherare la comunicazione tra organismi e modificare i modelli comportamentali. Oltre all’inquinamento acustico, gli strumenti di estrazione di solfuri massicci (SMS) sui fondali marini profondi generano fonti di luce di origine antropica sia sul fondale marino (dalle attrezzature minerarie) che sulla superficie dell’oceano (dalle navi di supporto). Gli organismi che risiedono in questi sistemi di sorgenti idrotermali abitano la zona afotica dell'oceano e si sono adattati ad ambienti con luce estremamente scarsa. La ricerca sui gamberetti di acque profonde ha dimostrato che i riflettori utilizzati per studiare i sistemi di ventilazione sul fondale marino possono indurre danni permanenti alla retina, sottolineando la necessità di ulteriori indagini sui potenziali rischi per altri organismi di ventilazione. Oltre ai rischi posti agli organismi delle profondità marine, le navi di supporto di superficie utilizzano l’illuminazione antropica notturna. Gli studi indicano che tale illuminazione superficiale può disorientare gli uccelli marini, portando a eventi di "ricaduta" in cui gli uccelli sono attratti dalla luce artificiale, si stancano o entrano in collisione con strutture artificiali, provocando lesioni o mortalità. Di conseguenza, le valutazioni dell'impatto ambientale dell'estrazione dei camini idrotermali devono prendere in considerazione sia gli organismi acquatici che quelli terrestri.

Si prevede che le operazioni di estrazione in acque profonde genereranno tre processi primari di smaltimento dei rifiuti: rilascio laterale dei sedimenti, disidratazione e spostamento o disturbo dei sedimenti, ciascuno in grado di formare un pennacchio o una nuvola di sedimenti con significative ramificazioni ambientali. Il rilascio laterale di sedimenti, che avviene sul fondale marino, comporta lo spostamento di materiale da parte dei ROV sommersi e contribuisce probabilmente alla formazione di pennacchi di sedimenti localizzati sul fondale marino. Questo processo prevede che i ROV scartino materiale economicamente non sostenibile adiacente al sito minerario prima di trasportare le risorse di solfuro alle navi di supporto di superficie. L'obiettivo del rilascio del getto laterale è quello di diminuire il volume del materiale trasferito in superficie, riducendo così al minimo le successive esigenze di lavorazione a terra. Il processo di disidratazione rappresenta un altro flusso di rifiuti minerari, che contribuisce principalmente alla formazione di pennacchi di sedimenti originati dalla superficie dell'oceano. Questo metodo di smaltimento prevede il rilascio dell'acqua dalla nave, che potrebbe essere stata acquisita durante l'estrazione e il trasporto in superficie dei materiali del fondale marino. Il terzo fattore che contribuisce alla formazione di pennacchi di sedimenti o nubi è il disturbo diretto e il rilascio dei sedimenti. Questo particolare flusso di rifiuti è prevalentemente legato alle attività di estrazione dei fondali marini, in particolare al movimento dei ROV e al disturbo distruttivo intrinseco del fondale marino durante l'operazione di estrazione.

Questi processi di estrazione dei rifiuti contribuiscono alla formazione di pennacchi di sedimenti, principalmente attraverso due problemi ambientali: il rilascio di metalli pesanti e l'aumento dello scarico di sedimenti. La liberazione dei metalli pesanti è prevalentemente legata alle procedure di disidratazione condotte a bordo delle navi di superficie. Un problema significativo con la disidratazione è che implica qualcosa di più del semplice ritorno dell’acqua di mare nella colonna d’acqua. I metalli pesanti, inclusi rame e cobalto, provenienti da materiali estratti dal fondale marino, vengono scaricati contemporaneamente all'acqua nella colonna d'acqua. La principale preoccupazione ambientale relativa al rilascio di metalli pesanti è il loro potenziale di alterare la chimica dell’oceano all’interno della colonna d’acqua localizzata. Una preoccupazione secondaria è che alcuni metalli pesanti rilasciati possano mostrare tossicità, colpendo sia gli organismi residenti che le specie transitorie all’interno del sito minerario. L'elevato rilascio di sedimenti deriva principalmente da altri due processi di smaltimento dei rifiuti minerari: sedimenti gettati lateralmente e disturbo dei sedimenti del fondale marino. La principale preoccupazione ambientale è il potenziale soffocamento degli organismi bentonici dovuto alla ridistribuzione di notevoli volumi di sedimenti in altre aree del fondale marino, che potrebbe mettere in pericolo le popolazioni locali. Inoltre, un’ampia ridistribuzione dei sedimenti può interrompere i processi di alimentazione degli organismi e di scambio di gas, costituendo così una grave minaccia per le popolazioni. In definitiva, questi processi possono aumentare il tasso di sedimentazione del fondale marino, con previsioni che indicano un aumento minimo di 500 metri per 1-10 chilometri.

Entrambe le società sopra menzionate stanno conducendo attivamente ricerche approfondite per comprendere in modo completo i potenziali impatti ambientali dell'estrazione dei fondali marini e per garantire l'implementazione di misure di controllo prima dell'inizio dello sfruttamento. Tuttavia, questo sforzo è stato probabilmente ostacolato da un'allocazione non uniforme degli sforzi di ricerca tra gli ecosistemi delle sorgenti idrotermali, poiché gli ecosistemi delle sorgenti idrotermali più studiati e compresi non rappresentano accuratamente quelli designati per l'estrazione mineraria.

Sono stati fatti tentativi storici per estrarre minerali dal fondo marino. Durante gli anni '60 e '70, attività e spese significative furono indirizzate al recupero di noduli di manganese dalle pianure abissali, ottenendo vari livelli di successo. Questo precedente storico, tuttavia, conferma la fattibilità a lungo termine del recupero dei minerali dei fondali marini. La presunta estrazione di noduli di manganese servì come storia di copertura per l'elaborata operazione della CIA del 1974 per recuperare il sottomarino sovietico affondato K-129, utilizzando il Glomar Explorer, una nave costruita su misura per questo scopo da Howard Hughes. Questa operazione, denominata Progetto Azorian, e la storia di copertura associata all'estrazione di noduli di manganese sul fondale marino, potrebbero aver inavvertitamente incentivato altre società a perseguire iniziative simili.

Conservazione

La conservazione delle sorgenti idrotermali è stata oggetto di intenso dibattito all'interno della comunità oceanografica negli ultimi due decenni. È stato suggerito che gli scienziati stessi potrebbero essere inavvertitamente responsabili di danni significativi a questi habitat relativamente rari. Sono stati compiuti sforzi per stabilire accordi riguardanti la condotta degli scienziati che ricercano i siti delle sorgenti termali; tuttavia, nonostante un codice di condotta concordato, rimane assente un accordo formale e giuridicamente vincolante a livello internazionale.

La conservazione post-estrazione degli ecosistemi attivi delle sorgenti idrotermali richiederebbe la riuscita ricolonizzazione da parte dei batteri chemiosintetici, che a loro volta fanno affidamento sul flusso sostenuto del fluido delle sorgenti idrotermali, la fonte di energia primaria. Valutare l’impatto preciso dell’attività mineraria sulla fluidodinamica dei condotti idrotermali rimane impegnativo a causa dell’assenza di studi empirici su larga scala. Tuttavia, le indagini sulla ricolonizzazione di questi ecosistemi in seguito alla distruzione vulcanica offrono preziose informazioni sulle potenziali conseguenze dei danni indotti dall’attività mineraria. Questi studi indicano che la ricolonizzazione batterica richiede tipicamente 3-5 anni, mentre il ritorno della megafauna può richiedere circa 10 anni. Inoltre, negli ecosistemi post-distruzione è stato osservato un notevole cambiamento nella composizione delle specie, inclusa l’emergenza di specie immigrate, rispetto allo stato precedente al disturbo. Tuttavia, sono indispensabili ulteriori ricerche per comprendere appieno gli effetti a lungo termine dell'estrazione prolungata di SMS dai fondali marini sui modelli di ricolonizzazione delle specie.

Datazione geocronologica

Le metodologie comuni per determinare l'età delle sorgenti idrotermali prevedono la datazione di minerali solforati, come la pirite, e minerali solfati, inclusa la barite. La datazione radiometrica e la datazione con risonanza di spin elettronico sono tecniche frequentemente utilizzate. Ogni metodo di datazione possiede limitazioni, presupposti e sfide intrinseche. Le difficoltà generali comprendono i rigorosi requisiti di purezza per i minerali estratti, l’intervallo di età specifico applicabile a ciascun metodo, la possibilità che il riscaldamento al di sopra delle temperature di chiusura cancelli le età minerali più antiche e la complessità introdotta da molteplici episodi di formazione di minerali con conseguenti profili di età misti. In ambienti caratterizzati da fasi multiple di genesi minerale, la datazione tramite risonanza di spin elettronico produce tipicamente un'età media per il minerale in massa, mentre le date radiometriche tendono ad essere sbilanciate verso l'età delle fasi più giovani a causa del decadimento dei nuclei genitori. Questi fattori chiariscono perché metodi diversi possono produrre età diverse per lo stesso campione e perché un singolo camino idrotermale può contenere campioni che mostrano età diverse.

Storia e formazione delle prese d'aria idrotermali

Mentre alcuni biogeochimici, come Rogers et al. (2012), hanno identificato specifici siti di sorgenti idrotermali, le posizioni precise delle formazioni di sorgenti idrotermali conosciute all'interno dei sistemi di acque profonde rimangono in gran parte non caratterizzate. Il fondale oceanico è ampiamente inesplorato e meno dell’1% è stato mappato in modo approfondito. La maggior parte delle sorgenti idrotermali attualmente riconosciute sono situate lungo le dorsali oceaniche. Comprendere la posizione di questi sistemi è fondamentale per comprendere la loro formazione, poiché la maggior parte delle teorie accettate si basano sull'attività sismica, in particolare in prossimità di regioni vulcaniche.

L'attività sismica durante le epoche del Paleocene e dell'Eocene, associata al rifting continentale, ha accelerato l'eruzione di gas, liquidi e sedimenti dall'interno della Terra. Questo evento geologico intrusivo ha generato notevoli crateri posizionati in cima ai davanzali, che sono strati di roccia ignea formati quando il magma si intromette tra gli strati di roccia stratificata esistenti. Questi grandi crateri sul fondo marino rappresentano aggregazioni di bocche idrotermali. Le caratteristiche distintive di queste bocche includono l'immersione verso l'interno degli strati sedimentari e la presenza di dicchi, tubi e brecce di arenaria. Queste caratteristiche sono classificate come intrusioni subvulcaniche, che successivamente guidano l'attività idrotermale. Uno studio che utilizza dati di riflessione sismica 2D ha caratterizzato le strutture di questi sistemi come crateri infossati con un profilo laterale a imbuto. Queste strutture sono spesso chiamate camini, che si sviluppano sulle superfici degli sfiati. L'interazione tra la crosta oceanica e l'acqua di mare è fondamentale per la formazione di questi sistemi, portando ad alterazioni nella chimica locale e alla deposizione di vari composti ricchi di metalli. Questa deposizione unica di metalli e di chimica locale modificata, a sua volta, crea condizioni favorevoli al supporto di organismi termofili e altri organismi specializzati.

Abiogenesi – La teoria scientifica riguardante l'emergere della vita dalla materia non vivente.

• Abiogenesi – La vita che deriva dalla materia non vivente
• Pozza salata – Un accumulo di acqua altamente salina all'interno di una depressione sul fondale marino.
• Endeavour Hydrothermal Vents – Un gruppo specifico di sorgenti idrotermali situate nell'Oceano Pacifico.
• Estremofili: organismi che dimostrano la capacità di prosperare in condizioni ambientali estreme.Pagine che mostrano brevi descrizioni di obiettivi di reindirizzamento
• Chemiosintesi dell'idrogeno solforato: il processo biochimico di generazione di energia utilizzata dagli organismi negli ecosistemi delle sorgenti idrotermali.
• Campo idrotermale della Città Perduta
• Magic Mountain (Columbia britannica) – Un campo idrotermale designato situato nell'Oceano Pacifico nordorientale.
• 9° Nord – Una regione caratterizzata da sorgenti idrotermali lungo la dorsale del Pacifico orientale nell'Oceano Pacifico.
• Pito Seamount – Un monte sottomarino situato nell'Oceano Pacifico, posizionato a nord-nordovest dell'Isola di Pasqua.
• Un vulcano sottomarino è definito come una bocca o fessura sottomarina sulla superficie terrestre da cui può eruttare il magma.
• Un deposito di minerale di solfuro massiccio vulcanogenico (VMS), noto anche come deposito VMS, costituisce un accumulo significativo di minerale di solfuro metallico.
• L'estrazione mineraria in acque profonde comporta l'estrazione di risorse minerarie dal fondale oceanico.

• Haymon, R.M. (2014). "Prese idrotermali sulle dorsali medio-oceaniche". Nel Modulo di riferimento in Sistemi Terra e Scienze Ambientali. doi:10.1016/b978-0-12-409548-9.09050-3. ISBN 978-0-12-409548-9.Van Dover, C. L., Humphris, S. E., Fornari, D., Cavanaugh, C. M., Collier, R., Goffredi, S. K., Hashimoto, J., Lilley, M. D., Reysenbach, A. L., Shank, T. M., Von Damm, K. L., Banta, A., Gallant, R. M., Götz, D., Green, D., Hall, J., Harmer, T. L., Hurtado, L. A., Johnson, P., McKiness, Z. P., Meredith, C., Olson, E., Pan, I. L., Turnipseed, M., Won, Y., Young, C. R., 3rd, & (2001, 13 settembre). "Biogeografia e contesto ecologico delle sorgenti idrotermali dell'Oceano Indiano". accessibile">10.1126/science.1064574. PMID 11557843. S2CID 543841.{{cite journal}}: manutenzione CS1: nomi numerici: elenco autori (link)
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  • Database InterRidge Vents: database globale delle posizioni dei campi di sorgenti idrotermali sottomarini attivi noti, ospitato da InterRidge
  • Video di EV Nautilus
  • Video di Schmidt Ocean