深淵の平原

深海平原は深海底の海面下の平原で、通常、水深3,000～6,000メートル（9,800～19,700フィート）の深さに見られる。一般的に大陸棚の麓と中央海嶺の間にあり、深海平原は地球の表面の50%以上を覆っている。 ^{[1] [2]}深海平原は地球上で最も平坦で滑らかで、最も探査されていない地域の一つである。^{[3]深海平原は}海洋盆地の重要な地質学的要素である（他の要素は隆起した中央海嶺と側面の深海丘陵である）。

深海平原は、海底の拡大（プレートテクトニクス）と下部海洋地殻の溶融によって形成される。アセノスフェア（上部マントルの層）上からマグマが上昇し、この玄武岩質物質が中央海嶺の表面に達すると、新しい海洋地殻が形成される。この海洋地殻は、海底の拡大によって常に横方向に引っ張られる。深海平原は、もともと凹凸があった海洋地殻の表面が、主に粘土とシルトからなる細粒の堆積物で覆われることによって形成される。この堆積物の多くは、大陸棚から海底峡谷に沿って深海に流れ込んだ濁流によって堆積する。残りは主に遠洋性堆積物で構成される。平野の一部の地域では金属団塊がよく見られ、マンガン、鉄、ニッケル、コバルト、銅などの金属がさまざまな濃度で含まれています。また、落下して分解した物質により、炭素、窒素、リン、ケイ素も含まれています。

深海平原はその広大な面積もあって、生物多様性の主要な貯蔵庫であると考えられている。また、100年から1000年の時間スケールで、海洋の炭素循環、炭酸カルシウムの溶解、大気中のCO ₂濃度に大きな影響を与える。深海生態系の構造は、海底への食物の流入速度と沈殿する物質の組成に大きく影響される。気候変動、漁業慣行、海洋肥沃化などの要因は、有光層の一次生産のパターンに大きな影響を与える。^{[1] [4]}動物は酸素の少ない水から溶存酸素を吸収する。深海平原の溶存酸素の多くは、はるか昔に溶けた極地から来たものである。酸素が不足しているため、深海平原は酸素が豊富な上空の海で繁栄する生物にとって住みにくい場所である。深海サンゴ礁は主に水深3,000メートル以上の深海域および超高層域に分布しています。

深海平原は 1940 年代後半まで海底の明確な地形学的特徴として認識されておらず、最近まで体系的に研究されたことはなかった。沈み込みの過程で消費されやすいため、堆積記録にほとんど残っていない。暗闇と大気圧の約 750 倍 (76 メガパスカル) に達する水圧のため、深海平原の調査は十分に行われていない。

海は、深さと太陽光の有無に応じて、ゾーンとして概念化できます 。海洋のほぼすべての生命体は、二酸化炭素を有機物の基本構成要素である有機炭素に変換する植物プランクトンやその他の海洋植物の光合成活動に依存しています。光合成は、有機炭素を生成する化学反応を促進するために太陽光からのエネルギーを必要とします。^[5]

海面（海面）に最も近い水柱の地層は、光層と呼ばれます。光層は2つの異なる垂直領域に分割できます。光層の最上部は、植物プランクトンや植物による光合成をサポートするのに十分な光があり、有光層と呼ばれます（表層帯または表層帯とも呼ばれます）。^[6]光層の下部は、光の強度が光合成に不十分であり、不光層と呼ばれます（dysphoticはギリシャ語で「不十分な光」を意味します）。^{[7]不光層は}中層帯または薄明帯とも呼ばれます。^[8]その最低境界は12℃（54℉）の温度躍層にあり、熱帯地方では通常200メートルから1,000メートルの間に位置する。^[9]

有光層は、季節、緯度、水の濁度に応じて、表面から光の強度が表面太陽光放射照度の約0.1～1％の深さまで広がると多少恣意的に定義されています。^{[6] [7]}最も透明度の高い海水では、有光層は約150メートルの深さまで広がりますが、^[6]まれに200メートルまで広がることもあります。^[8]溶解した物質と固体粒子は光を吸収して散乱し、沿岸地域ではこれらの物質の濃度が高いため、深さとともに光が急速に減衰します。このような地域では、有光層の深さは数十メートル以下になることがあります。^{[6] [8]}光強度が表面放射照度の1％を大幅に下回る不光層は、有光層の底から約1,000メートルまで広がります。^[9]光層の底から海底まで広がるのが無光層であり、永遠の暗闇の領域である。^{[8] [9]}

海洋の平均深度は約4,300メートルなので^[10] 、有光層は海洋全体の体積のほんの一部に過ぎません。しかし、光合成能力があるため、有光層は海洋のすべての層の中で最も生物多様性とバイオマスが豊富です。海洋におけるほぼすべての一次生産はここで行われています。無光層に生息する生物は、餌を得るために水柱を通って有光層まで上昇することができます。そうでなければ、上から沈んでくる物質に頼るか、^[1]熱水噴出孔や冷水湧出孔付近で見られる化学合成 古細菌に見られるような別のエネルギー源と栄養源を見つける必要があります。

無光層は、深さと温度に基づいて、3つの異なる垂直領域に分割できます。最初は深海層で、深さ1,000メートルから3,000メートルまで広がり、水温は深さが増すにつれて12℃（54°F）から4℃（39°F）まで低下します。^[11]次は深海層で、深さ3,000メートルから6,000メートルまで広がります。^[11]最後の層には深海溝が含まれ、超高層層として知られています。これは最も深い海洋層で、深さ6,000メートルから、地球上で最も深い地点であるマリアナ海溝の最底の約11,034メートルまで広がります。^{[2] [11]}深海平原は典型的には深海域にあり、水深3,000メートルから6,000メートルの深さにある。^[1]

以下の表は海洋区域の分類を示しています。

深海平原の基盤となる海洋地殻は、減圧溶融と呼ばれる過程によって中央海嶺（発散境界の一種）で継続的に生成されている。^[20]プルームに関連した固体マントルの減圧溶融は、ハワイ諸島のような海洋島や中央海嶺の海洋地殻の形成の原因である。この現象は、洪水玄武岩と海洋台地（2種類の大きな火成岩区）の最も一般的な説明でもある。減圧溶融は、上部マントルが中央海嶺の下で上昇する際に部分的に溶けてマグマになることで起こる。 ^{[21] [22]この湧昇するマグマはその後、熱}伝導と対流によって冷却・固化し、新しい海洋地殻を形成する。付加は、通常、海底拡大に伴う、プレート構造の成長端にマントルが追加されることで起こる。したがって、海洋地殻の年齢は中央海嶺からの距離の関数となる。^{[23]最も若い海洋地殻は中央海嶺にあり、}マントル対流と呼ばれるプロセスの一環として中央海嶺から外側に移動するにつれて、次第に古くなり、冷たくなり、密度が高くなる。^[24]

アセノスフェアの上にあるリソスフェアは、いくつかの構造プレートに分かれており、それぞれの反対側のプレート境界で継続的に生成され、消費されています。海洋地殻と構造プレートは、中央海嶺で形成され、離れていきます。深海丘は、海洋リソスフェアが引き伸ばされて形成されます。^[25]海洋リソスフェアの消費または破壊は、海洋海溝（収束境界の一種で、破壊的なプレート境界としても知られています）で、沈み込みと呼ばれるプロセスによって発生します。海洋海溝は、2つの異なるプレートの海洋リソスフェアスラブが出会う場所にあり、より密度の高い（古い）スラブがマントルに下降し始めます。^[26]プレート消費端（海洋海溝）では、海洋リソスフェアは熱収縮して非常に密度が高くなり、沈み込みの過程で自重で沈み込みます。^[27]沈み込みの過程で古い海洋リソスフェアが消費されるため、海洋地殻の年齢は2億年以上になることはめったにありません。^[28]海洋地殻の生成と破壊を繰り返す全体的なプロセスは、カナダの地球物理学者で地質学者のジョン・トゥーゾ・ウィルソンによって最初に提唱された超大陸サイクルとして知られています。

中央海嶺に最も近い新しい海洋地殻は、浅い部分ではほとんどが玄武岩でできており、起伏の多い地形をしている。この地形の荒々しさは、中央海嶺の拡大速度（拡大速度）の関数である。^[29]拡大速度の大きさは非常に大きく変化する。拡大速度が速い海嶺の典型的な値は100 mm/年を超え、拡大速度が遅い海嶺の典型的な値は20 mm/年未満である。^[21]研究によると、拡大速度が遅いほど新しい海洋地殻は荒くなり、逆もまた同様であることがわかっている。^[29]この現象は、新しい海洋地殻が形成された際の中央海嶺での断層運動によるものと考えられている。 ^[30]海洋地殻に広がるこれらの断層は、その境界を成す深海丘陵とともに、地球表面で最も一般的な地質学的および地形学的特徴である。^{[25] [30]}海底拡大のプロセスは、プレートテクトニクス理論における 大陸移動の概念を説明するのに役立つ。

成熟した深海平原の平坦な外観は、もともと凹凸があった海洋地殻の表面が、主に粘土とシルトからなる細粒の堆積物で覆われた結果である。この堆積物の多くは、大陸縁から海底峡谷に沿って深海に流れ込んだ濁流によって堆積したものである。堆積物の残りは、主に陸地から海に吹き飛ばされた塵（粘土粒子）と、海洋の上層から沈んだ小さな海洋植物や動物の残骸で構成されており、遠洋堆積物として知られている。遠隔地における堆積物の総堆積率は、1000年に2～3センチメートルと推定されている。^{[31] [32]}堆積物で覆われた深海平原は、濁流からの堆積物が太平洋に隣接する海溝に閉じ込められるため、他の主要な海洋盆地に比べて太平洋では一般的ではない。^[33]

深海平原は通常は深海に覆われているが、メッシニアン塩分危機の時期には地中海の深海平原の大部分が、空っぽで深く、熱く、乾燥した塩底のシンクとして空気にさらされていた。^{[34] [35] [36] [37]}

イギリス海軍の測量船チャレンジャー号による画期的な科学探検（1872年12月～1876年5月）では、膨大な量の海底地形データが得られ、その多くはその後の研究者によって確認されている。チャレンジャー号の探検中に得られた海底地形データにより、科学者は地図を描くことができ、^[38]大陸棚の端や大西洋中央海嶺など、主要な海底地形の大まかな輪郭が示された。この不連続なデータポイントのセットは、船から海底まで長いロープを下ろして測深するという単純な手法で得られた。 ^[39]

チャレンジャー号の遠征に続いて、1879年から1881年にかけて、アメリカ海軍のジョージ・ワシントン・デロング中尉率いるジャネット号の遠征が行われた。この遠征隊はチュクチ海を横断し、海底の測深に加え、気象および天文学のデータを記録した。この船は1879年9月にウランゲル島付近の氷床に閉じ込められ、最終的には1881年6月に押しつぶされて沈没した。^[40]

ジャネット探検隊に続いて、1893年から1896年にかけてノルウェーの探検家フリチョフ・ナンセンがフラム号に乗って北極探検を行い、北極海はユーラシア大陸の北側に大きな陸地が存在しない深い海盆であることを証明した。^{[41] [42]}

1916年から、カナダの物理学者ロバート・ウィリアム・ボイルと対潜探知調査委員会（ASDIC）の他の科学者は、最終的にソナー技術の開発につながる研究に着手した。音響測深装置が開発され、測深線よりもはるかに迅速に操作できるようになったため、ドイツの調査船メテオール（1925-27年）に乗船したドイツ・メテオール遠征隊は、東西大西洋横断線で頻繁に測深を行うことができた。これらの技術から作成された地図には、大西洋の主要な海盆が示されているが、これらの初期の機器の深さの精度は、平坦で特徴のない深海平原を明らかにするのに十分ではなかった。^{[43] [44]}

技術が進歩するにつれて、深さ、緯度、経度の測定がより正確になり、多かれ少なかれ連続したデータポイントのセットを収集することが可能になりました。これにより、研究者は海底の広い範囲の正確で詳細な地図を描くことができました。連続記録深度計の使用により、トルストイとユーイングは1947年の夏に最初の深海平原を特定し、記述することができました。ニューファンドランド島の南にあるこの平原は現在、ソーム深海平原として知られています。^[45]この発見に続いて、他の多くの例がすべての海で発見されました。^{[46] [47] [48] [49] [50]}

チャレンジャー海淵は、地球上の海洋の中で最も深い調査地点であり、マリアナ諸島群の近くのマリアナ海溝の南端にある。この窪地は、1875年3月23日に研究者がステーション225でその深さを初めて記録したHMSチャレンジャーにちなんで名付けられた。報告された深さは、2回の別々の測深に基づくと4,475ファゾム（8184メートル）であった。2009年6月1日、 R/Vキロモアナに搭載されたSimrad EM120マルチビームソナー測深システムによるチャレンジャー海淵のソナーマッピングでは、最大深度が10971メートル（6.82マイル）であることが示された。ソナーシステムは位相と振幅の海底検出を使用し、水深の0.2％未満の精度（この深さでは約22メートルの誤差）を実現している。^{[51] [52]}

深海域、超深海域、および深海底に見られる稀ではあるが重要な地形的特徴は熱水噴出孔である。この深さの周囲水温が約2℃であるのに対し、これらの噴出孔から噴出する水の温度は60℃から464℃に及ぶ。^{[13] [14] [15] [16] [17]この深さでは}気圧が高いため、このような温度では水は液体または超臨界流体として存在する可能性がある。

218気圧の水の臨界点は375 ℃です。水深3,000メートルでは、海水の気圧は300気圧以上になります（塩水は淡水よりも密度が高いため）。この深さと圧力では、海水は407℃で超臨界状態になります（画像を参照）。しかし、この深さでの塩分濃度の増加により、水は臨界点に近づきます。そのため、一部の熱水噴出孔、黒色煙突、海底火山の最も熱い部分から湧き出る水は、気体と液体の中間の物理的特性を持つ超臨界流体である可能性があります。^{[13] [14] [15] [16] [17]}

シスターピーク（コンフォートレスコーブ熱水地帯、4°48′S 12°22′W / 4.800°S 12.367°W / -4.800; -12.367、標高 -2996 m）、シュリンプファーム、メフィスト（レッドライオン熱水地帯、4°48′S 12°23′W / 4.800°S 12.383°W / -4.800; -12.383 、標高 -3047 m）は、アセンション島付近の大西洋中央海嶺にある、ブラックスモーカーカテゴリーの3つの熱水噴出孔です。これらの噴出孔は、2002年にこの地域を襲った地震以来、活動しているものと推定されている。 ^{[13] [14] [15] [16] [17]これらの噴出孔からは、}相分離した蒸気状の流体が噴出することが観察されている。2008年には、これらの噴出孔の1つで、最大407 °Cの持続的な出口温度が記録され、ピーク温度は464 °Cに達した。これらの熱力学的条件は海水の臨界点を超えており、現在までに海底で記録された最高温度である。これは、ゆっくりと拡大する中央海嶺でのマグマと熱水の直接的な相互作用の証拠として初めて報告されたものである。 ^{[13] [14] [15] [16] [17]}噴出孔の煙突の初期段階は、鉱物である無水石膏の堆積から始まります。次に、銅、鉄、亜鉛の硫化物が煙突の隙間に沈殿し、時間の経過とともに多孔性が低下します。 1日あたり約30cm（1フィート）の噴出孔の成長が記録されています。[11] 2007年4月にフィジー沖の深海噴出孔の調査が行われ、これらの噴出孔が溶解鉄の重要な供給源であることが判明しました（鉄循環を参照）。

深海の熱水噴出孔は、通常、東太平洋海嶺や大西洋中央海嶺などの中央海嶺に沿って形成されます。これらは、2 つの構造プレートが分岐し、新しい地殻が形成されている場所です。

深海域や超深海域で見られるもう一つの珍しい特徴は、冷水湧出孔（コールド・ベント）と呼ばれることもある冷水湧出孔である。これは、硫化水素、メタン、その他の炭化水素を多く含む流体が、深海塩水たまりの形で湧出する海底の領域である。最初の冷水湧出孔は1983年にメキシコ湾の深さ3200メートルで発見された。^[53]それ以来、冷水湧出孔は、カリフォルニア州モントレー湾沖のモントレー海底峡谷、日本海、コスタリカ太平洋岸沖、アフリカ大西洋岸沖、アラスカ沖、南極の棚氷の下など、世界の海洋の多くの地域で発見されている。 [ 54 ^]

かつては平原は広大な砂漠のような生息地であると考えられていたが、過去10年ほどの研究で、多種多様な微生物が生息していることが明らかになった。^{[55] [56]}しかし、深海底の生態系の構造と機能は、その広さと隔絶のため、歴史的にはあまり研究されてこなかった。深海生物多様性センサス（CeDAMar）の国際的な科学者グループが実施した最近の海洋学調査では、深海平原に極めて高いレベルの生物多様性があり、最大2000種の細菌、250種の原生動物、および500種の無脊椎動物（虫、甲殻類、軟体動物）が、通常単一の深海サイトで発見されていることが明らかになった。^[57]深海観測所で採集された何千もの海底無脊椎動物種のうち、80%以上が新種であり、深海生物の多様性と進化に関するこれまでの理解の乏しさを浮き彫りにしている。^{[57] [58] [59] [60]生物多様性の豊かさは、}植物性残渣の流入が知られている地域と有機炭素の流入量が多い地域と関連している。 ^[61]

アビソブロチュラ・ガラテアエ（Abyssobrotula galatheae）は、アカイ科のウナギの一種で、最も深いところに生息する魚類の一種である。1970年にプエルトリコ海溝の深さ8370メートルから1匹の標本がトロール漁で引き上げられた。 ^{[62] [63] [64]}しかし、この動物は水面に到着した時には死んでいた。2008年には、日本海溝の深さ7700メートルで超深海ウナギ（ Pseudoliparis amblystomopsis） ^[65]が観察され、記録された。2014年12月にはウナギの一種が深さ8145メートルで撮影され、 ^[66] 2017年5月には別のバショウカジキが深さ8178メートルで撮影された。 ^[67]これらは現在までに記録された最も深いところに生息する魚類である。 ^{[11] [68]深海域に生息する他の魚類には、}イトマキエイ科の魚類が含まれ、これには深海クモウオ（ Bathypterois longipes）、ハコフグ（ Bathypterois grallator）、触角魚（ Bathypterois longifilis）、クロトゲウオ（ Bathysauropsis gracilis）が含まれる。この科の一部の種は、水深6000メートル以上の深度で記録されている。 ^[69]

CeDAMar の科学者らは、一部の深海および超高海域の種が世界中に分布していることを実証した。その一例が原生動物の有孔虫で、[70] そのうちの特定の種は北極から南極にかけて分布している。多毛類や等脚類甲殻類などの他の動物群は、特定の^平原や盆地に固有のようである。^[57]線虫の多くの明らかに独特な分類群も最近深海平原で発見されている。これは深海が適応放散を促進してきたことを示唆している。^[57]太平洋深海の線虫動物相の分類学的構成は北大西洋のものと似ているが、同一ではない。^[61] CeDAMar によって発見または再記述された種の一部の一覧は、こちらで見ることができる。

軟体動物の一種である単板類の記載された31種のうち11種は、水深2000メートルより下に生息している。この11種のうち、2種は超深海にのみ生息している。^[71]単板類のほとんどは、海溝に沿った東太平洋に生息している。しかし、西太平洋では深海性単板類はまだ発見されておらず、インド洋では深海性種が1種のみ確認されている。 ^[71]軟体動物の一種である多板類のヒザラガイ類の既知922種のうち、22種（2.4%）が水深2000メートルより下に生息すると報告されており、そのうち2種は深海平原に限定されている。^{[71]遺伝学的研究は不足しているが、これらの種のうち少なくとも6種は広深海性（幅広い深さに生息可能）であると考えられており、亜}潮間帯から深海域に生息すると報告されている。深海に生息する多板類の多くは草食性または木質食性であり、これが世界の海洋における単板類と多板類の分布の違いを説明できる可能性がある。^[71]

等脚類を含むペラカ科甲殻類は、海底に落ちた大きな食物を漁るマクロベントスコミュニティの重要な部分を形成することが知られている。^{[1] [72]} 2000年、大西洋深海底生物多様性調査（DIVA 1）遠征（ドイツの研究船RVメテオールIIIのM48/1航海）の科学者は、南大西洋のアンゴラ海盆の深海平原から底生等脚類のAsellota亜 目の新種3種を発見し、収集した。^{[73] [74] [75] 2003年、De Broyerらは、}ウェッデル海、スコシア海、サウスシェトランド諸島沖に設置された餌付きトラップから、62種、約68,000匹のペラカ科甲殻類を収集した。標本の約98%は端脚類のLysianassoidea上科に属し、2%は等脚類のCirolanidae科に属することがわかった。これらの種の半分は1000メートル以上の深さから収集された。^[72]

2005年、海洋研究開発機構（JAMSTEC）の無人探査機「かいこう」がチャレンジャー海淵から堆積物コアを採取した。堆積物サンプルからは、生きた軟壁有孔虫標本が432個確認された。^{[76] [77]}有孔虫は殻を作る単細胞の原生生物である。生きた有孔虫の種は4,000種いると推定されている。採取された432種の生物のうち、サンプルの圧倒的多数は単純な軟殻有孔虫で構成されていたが、その他は複雑で多室の属であるレプトハライシス属とレオファクス属の種であった。全体として、標本の85%は軟殻のアログロミイド類であった。これは、有機壁を持つ有孔虫の割合が全体の5％から20％である他の深海環境の堆積物生息性生物のサンプルと比較すると異常である。硬い石灰質の殻を持つ小型生物は、その深さの水が炭酸カルシウムを著しく欠乏しているため、極度に深いところでは成長が困難である。^[78]ゼノフィオフォアとして知られる巨大な（5〜20 cm）有孔虫は、500〜10,000メートルの深さでのみ発見され、そこでは大量に発生し、生物撹乱と小動物の生息場所の提供により、動物の多様性を大幅に高めることができる。^[79]

同様の生命体がより浅い海溝（7,000メートル以上）や深海平原に存在することが知られているが、チャレンジャー海淵で発見された生命体は、それらの浅い生態系とは独立した分類群である可能性がある。チャレンジャー海淵における軟殻生物の優位性は、選択圧の結果である可能性がある。数百万年前、チャレンジャー海淵は現在よりも浅かった。過去600万年から900万年の間にチャレンジャー海淵が現在の深さまで成長するにつれて、その古代の生物圏の堆積物に存在していた種の多くは、増加する水圧と変化する環境に適応することができなかった。適応できた種は、現在チャレンジャー海淵に固有の生物の祖先であった可能性がある。^[76]

多毛類は地球上の海洋のあらゆる深さに生息しており、表面近くでプランクトンとして生息するものから、最も深い海溝に生息するものまで様々である。海洋探査ロボット「ネレウス」は、2009年5月31日にチャレンジャー海淵の底で2～3cmの多毛類の標本（未分類）を観察した。^{[77] [80] [81] [82]}多毛類は1万種以上記載されており、ほぼあらゆる海洋環境に生息している。一部の種は超高層帯の最も冷たい海水温に生息し、他の種は熱水噴出孔に隣接する非常に熱い海水に生息している。

深海域および超深海域のうち、海底熱水噴出孔および冷水湧出孔周辺の海域は、単位面積あたりのバイオマスおよび生物多様性が群を抜いて高い。これらの海域は、噴出孔流体に溶解した化学物質を燃料として、好熱性、好塩性、およびその他の極限環境性 原核 微生物（硫化物酸化ベギアトア属など）の大規模で多様な群落の生息地であることが多く、冷水湧出孔の近くに大きなバクテリアマット状に分布していることが多い。これらの場所では、化学合成古細菌およびバクテリアが通常、食物連鎖の基盤を形成している。化学合成のプロセスは完全に微生物によるものであるが、これらの化学合成微生物は、共生を通じて複雑な多細胞生物からなる広大な生態系を支えていることが多い。^{[83]これらのコミュニティは、}ハマグリ、イガイ 、カサガイ、等脚類、巨大チューブワーム、ソフトコーラル、イトマキエイ、ガラテイドガニ、アルビノカリドシュリンプなどの種によって特徴付けられます。これまでに発見された最も深い浸透コミュニティは、水深7700メートルの日本海溝にあります。 ^[11]

おそらく、深海生態系の最も重要な生態学的特徴は、エネルギーの制限である。深海底の生物群は、底生生物の生産が数千メートル上の有光層で生産される有機物の投入に依存しているため、食物が限られていると考えられている。[ 84 ]有機物の^{フラックス}のほとんどは、小粒子の減衰した雨として到達し（通常、有光層の純一次生産のわずか0.5～2％）、水深に反比例して減少する。^{[9]小粒子のフラックスは、}より大きな死骸の落下や大陸縁近くの有機物の斜面下降によって増加する可能性がある。 ^[84]

深海平原は生物多様性が高いだけでなく、現在および将来にわたって商業的、戦略的に大きな関心が寄せられています。たとえば、船舶や石油掘削装置などの大型構造物、放射性廃棄物、軍需品などのその他の有害廃棄物の合法的または違法な処分場として利用される可能性があります。また、深海漁業や石油、ガス、その他の鉱物の採掘にも魅力的な場所となる可能性があります。2025年までに重要になる可能性のある将来の深海廃棄物処分活動には、下水やヘドロの定置、炭素隔離、浚渫土砂の処分などがあります。^[85]

海洋表層の魚類資源が減少するにつれ、深海漁業が乱獲の対象になりつつある。深海魚は寿命が長く成長が遅いため、現在の管理方法では、これらの深海漁業は長期的には持続可能ではないと考えられている。^[85]光層における一次生産の変化は、食物が限られている無光層の現存資源に変化をもたらすと予想される。

深海での炭化水素の採掘は、汚染された掘削屑の蓄積が主な原因ですが、油流出によっても重大な環境悪化を引き起こすことがあります。メキシコ湾のディープウォーター・ホライズン原油流出事故は、海面下わずか1500メートルの油井から発生したものですが、 ^[86]この事故は、石油やガスの 沖合掘削に関連した事故によってどのような環境災害が起こり得るかを示しています。

特定の深海平原の堆積物には、豊富な鉱物資源、特に多金属団塊が含まれている。マンガン、鉄、ニッケル、コバルト、銅からなるジャガイモ大の団塊は、4000メートル以上の深さの海底に分布しており、^[85]商業的に大きな関心を集めている。多金属団塊採掘の商業的関心が最も高い地域（太平洋団塊地域と呼ばれる）は、太平洋の国際水域にあり、緯度118°～157°、北緯9°～16°に広がり、面積は300万^km2を超える。^[87]深海のクラリオン・クリッパートン断裂帯（CCFZ）は、太平洋団塊地域内の地域で、現在鉱物資源の可能性を探っている。^[61]

現在、8つの民間請負業者が国際海底機構（国家管轄権の境界を超えた国際海底地域での鉱物関連活動すべてを組織し、管理するために設立された政府間組織）から、それぞれ150,000 km ^{2をカバーする8つの}請求地域で団塊資源の探査と採掘技術のテストを行うライセンスを取得しています。^[87]採掘が最終的に開始されると、各採掘作業は年間300〜800 km ^{2の海底を直接破壊し、浮遊堆積物の再堆積によりその5〜10倍の面積の}底生動物を撹乱すると予測されています。したがって、1回の採掘作業の予測期間である15年間で、団塊採掘は20,000〜45,000 km ²（少なくともマサチューセッツ州と同じ大きさのゾーン）の深海底コミュニティに深刻な損害を与える可能性があります。^[87]

深海生物群集の分類学、生物地理学、自然史に関する知識が限られているため、大規模採掘による種の絶滅のリスクを正確に評価することができない。北太平洋と北大西洋の深海から得られたデータは、深海生態系が数十年スケールでの採掘活動によって悪影響を受ける可能性があることを示唆している。^[85] 1978年、アメリカの採掘コンソーシアムであるオーシャンミネラルズカンパニー（OMCO）が運営するヒューズグロマーエクスプローラーの浚渫船が、深海底自由水域の団塊地帯の水深5000メートルに採掘跡を残した。2004年、フランス海洋開発研究所（IFREMER）は、この採掘跡（現在も海底に残っている）へのノディノート遠征を実施し、この物理的撹乱が堆積物と底生動物に及ぼす長期的影響を調査した。表層の堆積物から採取したサンプルは、その物理的・化学的特性が26年前の撹乱以来回復していないことを明らかにした。一方、有人潜水艇ノーティルの機器によって測定された航跡の生物活動は、近くの撹乱を受けていない場所と差がなかった。このデータは、水と堆積物の境界面における底生動物と栄養フラックスが完全に回復したことを示唆している。^[88]

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• モントレー湾水族館研究所 (2009 年 11 月 3 日)。「気候変動の影響を受ける深海生態系」。ScienceDaily。2010年6月 18 日閲覧。