深海平原
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深海盆の断面図。深海平原と大陸隆起および海溝の関係を示す。
他の主要な海洋域との関係における深海域の描写

深海平原は深海底にある海底平原で、通常、水深3,000メートルから6,000メートル（9,800フィートから19,700フィート）の深さに分布します。大陸棚の麓と中央海嶺の間に位置し、地球表面の50%以上を覆っています。[ 1 ] [ 2 ]深海平原は地球上で最も平坦で滑らかでありながら、探査が最も進んでいない地域の一つです。[ 3 ]深海平原は海洋盆地の重要な地質学的要素であり、他の要素は隆起した中央海嶺と隣接する深海丘陵です。

深海平原の形成は、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の結果である。マグマはアセノスフェア（上部マントルの層）上から上昇し、この玄武岩質物質が中央海嶺の表層に達すると、新しい海洋地殻を形成し、この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した。残りは主に遠洋性堆積物で構成される。平野の一部地域では金属団塊が広く見られ、マンガン、鉄、ニッケル、コバルト、銅などの金属が様々な濃度で含まれています。また、堆積して分解した物質によって、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年のタイムスケールで、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、遠い昔に溶けた極地から来ている。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水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、最近まで体系的な研究は行われていませんでした。沈み込みの過程で飲み込まれる傾向があるため、堆積記録への保存状態は良好ではありません。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、深海平原の探査は十分に行われていません。

海洋地帯

外洋域

海は、深さと太陽光の有無によって、いくつかのゾーンに概念化することができます。海に生息するほぼすべての生物は、植物プランクトンなどの海洋植物による光合成によって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しています。光合成は、有機炭素を生成する化学反応を駆動するために太陽光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けられます。光層の最上部は、植物プランクトンや植物による光合成に十分な光があり、有光層（表層または表層とも呼ばれます）と呼ばれます。[ 6 ]光層の下部は、光合成に十分な光がないため、不光層（dysphotic ）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 ]不光層は中層または薄明帯とも呼ばれます。[ 8 ]その最低境界は12℃（54℉）のサーモクラインにあり、熱帯地方では通常200メートルから1000メートルの間である。[ 9 ]

有光層は、季節、緯度、水の濁度に応じて、表面から光強度が表面太陽光放射照度の約0.1～1％である深さまで広がるものとして、いくぶん恣意的に定義される。[ 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、[ 6 ]またはまれに200メートルまで広がる。[ 8 ]溶解した物質と固体粒子は光を吸収および散乱し、沿岸地域ではこれらの物質の濃度が高いため、光は深さとともに急速に減衰する。そのような地域では、有光層の深さは数十メートル以下である。[ 6 ] [ 8 ]光強度が表面放射照度の1％よりかなり低い不光層は、有光層の底から約1,000メートルまで広がる。[ 9 ]光層の底から海底まで広がるのが無光層で、永遠の暗闇の領域です。 [ 8 ] [ 9 ]

海の平均深度は約4,300メートルなので[ 10 ]、有光層は海全体の体積のごく一部に過ぎません。しかし、光合成能力が高いため、有光層は海洋の中で最も生物多様性とバイオマスに富んでいます。海洋における一次生産のほぼすべてがここで行われています。無光層に生息する生物は、多くの場合、水柱を通って有光層まで上昇し、そこで餌を得ることができます。そうでなければ、上から沈み込む物質に頼るか[ 1 ] 、熱水噴出孔や冷水湧出孔付近に見られる化学合成古細菌のように、別のエネルギー源や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メートルまで広がっており、深さが増すにつれて水温は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メートルまで広がっています。[ 11 ]最後の層には深海溝が含まれており、超深海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メートルまで広がっています。[ 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。

ゾーン サブゾーン（一般名） ゾーンの深さ 水温 コメント
光子有光層（表層） 0～200メートル 非常に変動しやすい
薄明帯（中深層水域、または薄明帯） 200～1,000メートル 4℃または39℉ – 非常に変動しやすい
無光性の深海1,000～3,000メートル 4～12℃または39～54℉
深淵の3,000～6,000メートル 0～4℃または32～39℉ [ 12 ]熱水噴出孔付近では水温が464℃（867℉）に達することがある[ 13 ] [ 14 ] [ 15 ] [ 16 ] [ 17 ]
ハダル6,000メートル以下[ 18 ]1～2.5℃または34～36°F [ 19 ]4000メートル以下では断熱加熱により周囲の水温が上昇する[ 19 ]

形成

海洋地殻は中央海嶺で形成され、リソスフェアは海溝でアセノスフェアに沈み込む。
海洋地殻の年齢（赤が最も新しく、青が最も古い）

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（発散型境界の一種）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、洪水玄武岩や海洋台地（2種類の大規模火成岩地域）の最も一般的な説明でもある。減圧溶融は、中央海嶺の下で上昇するにつれて上部マントルが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熱伝導と対流によって冷えて固まり、新しい海洋地殻を形成する。付加は、マントルがプレートの成長する縁に付加されることによって起こり、通常は海底拡大と関連している。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へ移動するにつれて、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乗るリソスフェアは、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。深海丘陵は海洋リソスフェアの伸張によって形成されます。[ 25 ]海洋リソスフェアの消費または破壊は、沈み込みと呼ばれるプロセスによって海洋海溝（収束境界の一種で、破壊プレート境界としても知られています）で発生します。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、密度の高い（古い）スラブがマントルに下降し始めます。[ 26 ]プレートの消費端（海洋海溝）では、海洋リソスフェアが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・ツゾ・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、浅いところでは大部分が玄武岩で、起伏の多い地形をしています。この地形の粗さは、中央海嶺の拡大速度（拡大速度）の関数です。[ 29 ]拡大速度の大きさは非常に大きく異なります。拡大速度が速い海嶺の典型的な値は100 mm/年を超えますが、拡大速度が遅い海嶺の典型的な値は20 mm/年未満です。[ 21 ]研究によると、拡大速度が遅いほど新しい海洋地殻は粗くなり、逆もまた同様です。[ 29 ]この現象は、新しい海洋地殻が形成された際に中央海嶺で断層が起こったためだと考えられています。 [ 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殻構造と地形的特徴である。[ 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、主に粘土やシルトなどの細粒の堆積物で覆われているためです。この堆積物の多くは、大陸棚から海底峡谷に沿って深海へと流れてきた濁流によって堆積したものです。残りの堆積物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型海洋植物や動物の残骸で構成されており、遠洋性堆積物として知られています。遠隔地における堆積物の総堆積速度は、1000年あたり2～3センチメートルと推定されています。[ 31 ] [ 32 ]濁流からの堆積物は太平洋に接する海溝に閉じ込められるため、堆積物で覆われた深海平原は他の主要な海洋盆地に比べて太平洋ではそれほど一般的ではありません。[ 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、塩で覆われた深く乾燥した空のシンクとして空気にさらされていた。[ 34 ] [ 35 ] [ 36 ] [ 37 ]

発見

マリアナ海溝のチャレンジャー海淵の位置

英国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）は、膨大な量の海底地形データをもたらし、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、科学者は地図を作成することができ、[ 38 ]大陸棚の縁や大西洋中央海嶺といった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によって得られた。 [ 39 ]

チャレンジャー号遠征に続き、1879年から1881年にかけて、アメリカ海軍中尉ジョージ・ワシントン・デロング率いるジャネット号遠征が行われた。隊はチュクチ海を横断し、海底の測深に加え、気象・天文データも記録した。1879年9月、ジャネット号はウランゲル島付近の氷床に閉じ込められ、1881年6月に沈没した。[ 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年初頭、カナダの物理学者ロバート・ウィリアム・ボイルと対潜水艦探知調査委員会（ASDIC ）の他の科学者たちは、最終的にソナー技術の開発につながる研究に着手しました。測深線よりもはるかに迅速に操作できる音響測深装置が開発され、これによりドイツの調査船メテオール号（1925～1927年）に乗船したドイツ・メテオール探検隊は、大西洋の東西横断線で頻繁に測深を行うことができました。これらの技術によって作成された地図には主要な大西洋海盆が示されていますが、初期の機器の深度精度は、平坦で特徴のない深海平原を明らかにするには不十分でした。[ 43 ] [ 44 ]

技術の進歩に伴い、深度、緯度、経度の測定精度が向上し、ほぼ連続したデータポイントの収集が可能になりました。これにより、研究者は海底の広大な範囲について正確かつ詳細な地図を作成できるようになりました。トルストイとユーイングは、連続記録式深度計の使用により、1947年夏に初めて深海平原を特定し、その特徴を明らかにすることに成功しました。ニューファンドランド島南方に位置するこの平原は、現在ソーム深海平原として知られています。[ 45 ]この発見に続き、世界中の海域で多くの深海平原が発見されました。[ 46 ] [ 47 ] [ 48 ] [ 49 ] [ 50 ]

チャレンジャー海淵は、地球上のすべての海洋の中で最も深い調査地点であり、マリアナ諸島群近くのマリアナ海溝の南端にあります。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ました。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（8,184メートル）でした。2009年6月1日、R/V Kilo Moanaに搭載されたSimrad EM120マルチビームソナー水深測定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、最大深度が10,971メートル（6.82マイル）であることが示されました。この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（この深度では約22メートルの誤差）で検出されます。[ 51 ] [ 52 ]

地形の特徴

熱水噴出孔

この状態図では、緑の点線が水の異常な挙動を示しています。緑の実線は融点、青の線は沸点を示しており、圧力によってどのように変化するかを示しています。

深海域、深海域、超高層域に見られる稀少ながらも重要な地形的特徴の一つに熱水噴出孔がある。この深度における周囲の水温が約2℃であるのに対し、これらの噴出孔からは60℃から464℃に及ぶ温度の水が噴出する。[ 13 ] [ 14 ] [ 15 ] [ 16 ] [ 17 ]これらの深度では気圧が高いため、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気圧では、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（図を参照）。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、海底火山の最も高温の部分から噴出する水は、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、南緯4°48′ 西経12°22′ / 南緯4.800度、西経12.367度 / -4.800; -12.367、標高-2996メートル）、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、南緯4°48′ 西経12°23′ 、標高-3047メートル）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型の熱水噴出孔である。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と考えられている。[ 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測されている。2008年には、これらの噴出孔の1つで最高407℃の持続的な噴出温度が記録され、最高記録温度は464℃であった。これらの熱力学的条件は海水の臨界点を超えており、これ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 ]噴出孔チムニーの初期段階は、鉱物である無水石膏の堆積で始まる。その後、銅、鉄、亜鉛の硫化物がチムニーの隙間に沈殿し、時間の経過とともに多孔性が低下する。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る。 [11] 2007年4月にフィジー沖の深海噴出孔の探査が行われ、それらの噴出孔が溶解した鉄の重要な供給源であることが判明した（鉄循環を参照）。 / 南緯4.800度、西経12.383度 / -4.800; -12.383

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といった中央海嶺に沿って形成されます。これらの海嶺は、2つのプレートが分岐し、新たな地殻が形成されている場所です。

冷水湧出

フロリダ断崖の深さ3000メートルの冷水湧出帯に生息するチューブワームとソフトコーラル。ウナギ、ガラテイアガニ、アルビノカリス科のエビが化学合成イガイ類を餌としている。

深海域や超深海域で見られるもう一つの珍しい特徴は、冷水湧出帯（コールド・スプリング・ウォーター）で、冷水噴出孔とも呼ばれる。これは、硫化水素、メタン、その他の炭化水素を豊富に含む流体が、深海塩水プールの形で湧出する海底の領域である。最初の冷水湧出帯は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、冷水湧出帯は、カリフォルニア州モントレー湾沖のモントレー海底谷、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 ]

生物多様性

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、ここ10年ほどの研究で、そこには多種多様な微生物が生息していることが明らかになっている。[ 55 ] [ 56 ]しかし、深海底の生態系の構造と機能は、その広大さと隔絶のため、歴史的にはほとんど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最近実施した海洋学調査では、深海平原で極めて高い生物多様性が見られ、単一の深海地点で典型的に見られる細菌種が最大2000種、原生動物種が250種、無脊椎動物（蠕虫、甲殻類、軟体動物）が500種確認された。[ 57 ]どの深海基地でも採集された数千種の海底無脊椎動物のうち、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不足を浮き彫りにしている。[ 57 ] [ 58 ] [ 59 ] [ 60 ]生物多様性の豊かさは、植物性残渣の流入量が多く、有機炭素のフラックスが高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、ウナギ科のカスクウナギの一種で、最も深海に生息する魚類の一種である。1970年、プエルトリコ海溝の水深8370メートルから1匹の標本がトロール漁獲された。 [ 62 ] [ 63 ] [ 64 ]しかし、この魚は水面に到達した時には死んでいた。2008年には、日本海溝の水深7700メートルで超深海ウナギ（ Pseudoliparis amblystomopsis） [ 65 ]が観察・記録された。2014年12月にはウナギの一種が水深8145メートルで撮影され、 [ 66 ] 2017年5月には別のウナギが水深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中で最も深い場所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、イプノピダエ科の魚類があり、これには深海クモウオ（ Bathypterois longipes）、ハタハタ（ Bathypterois grallator）、触角魚（ Bathypterois longifilis）、クロトゲウオ（ Bathysauropsis gracilis）が含まれる。この科の魚類の中には、6000メートル以上の深さから記録されているものもある。 [ 69 ]

CeDAMar の科学者らは、深海および超高海域に生息する一部の種が世界中に広く分布していることを実証した。その一例が原生有孔虫で、[ 70 ]そのうち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、特定の平原や海盆に固有のようだ。[ 57 ]また、最近、深海平原で多くの独特な分類群の線虫類も発見されている。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 ]太平洋深海の線虫類の分類学的構成は、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載された種の一覧は、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は、記載されている31種のうち11種が水深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は1種のみ確認されている。[ 71 ]多板類のヒザラガイ類は922種が知られており、そのうち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種は深海平原にのみ生息している。[ 71 ]遺伝学的研究は不足しているものの、少なくとも6種は広深海性（幅広い水深に生息可能）であると考えられており、亜潮間帯から深海まで生息してい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餌を漁る役割を担うマクロベントス類の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ます。[ 1 ] [ 72 ] 2000年に、大西洋深海底生物の多様性（DIVA 1）調査遠征（ドイツの研究船RV Meteor 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3つの新しい種を発見し、収集しました。[ 73 ] [ 74 ] [ 75 ] 2003年に、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ました。標本の約98%は端脚類のLysianassoidea上科に属し、2%は等脚類のCirolanidae科に属することが分かりました。これらの種の半数は水深1000メートル以上の深海から採取されました。[ 72 ]

2005年に、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432の生きた軟壁有孔虫標本が確認された。[ 76 ] [ 77 ]有孔虫は殻を作る単細胞の原生生物である。生きている有孔虫の種は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、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で構成されていた。これは、他の深海環境の堆積物に生息する生物のサンプルと比較すると異例である。他の深海環境では、有機壁を持つ有孔虫の割合は全体の5%から20%に及ぶ。硬い石灰質の殻を持つ小型生物は、その深度では炭酸カルシウムが著しく不足しているため、生育が困難である。[ 78 ]クセノフィオフォラとして知られる巨大な（5～20cm）有孔虫は、水深500～10,000メートルでのみ発見され、そこでは大量に生息し、生物撹乱作用と小型動物の生息環境の提供により、動物の多様性を大幅に高めている。[ 79 ]

同様の生命体はより浅い海溝（7,000メートル超）や深海平原にも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、増大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、表層近くでプランクトンとして生息するものから、最も深い海溝まで様々です。2009年5月31日、海洋探査ロボット「ネレウス」はチャレンジャー海淵の海底で、直径2～3cmの多毛類の標本（未分類）を観測しました。[ 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ます。一部の種は超高層帯の最も低い海水温に生息し、他の種は熱水噴出孔に隣接する非常に高温の海域に生息しています。

深海域および超深海域の中でも、海底熱水噴出孔および冷水湧出孔周辺は、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、その他の極限環境性原核微生物（硫化物酸化細菌ベギアトア属など）の大規模かつ多様な群落を形成していることが多く、冷水湧出孔付近では大規模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典型的に食物連鎖の基盤を形成している。化学合成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 ]これらの群集は、ハマグリ科の貝類、イガイ科のムール貝、カサガイ科の貝類、等脚類、巨大チューブワーム、ソフトコーラル、イトマキエイ科のカニ類、アカザエビ科のエビ類といった種によって特徴づけられる。これまでに発見された最も深い湧出群集は、水深7700メートルの日本海溝に存在する。[ 11 ]

深海生態系の最も重要な生態学的特徴は、おそらくエネルギーの限界である。深海底生物群集は、底生生物の生産が数千メートル上方の有光層で生産されるデトリタス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 ]有機物フラックスの大部分は、小粒子の減衰した雨として到達し（通常、有光層における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 ]小粒子フラックスは、大型の死骸の落下や大陸棚付近の有機物の斜面下降によって増加する可能性がある。[ 84 ]

資源の搾取

深海平原は、その高い生物多様性に加え、現在そして将来において、商業的および戦略的に大きな関心を集めています。例えば、船舶や石油掘削装置などの大型構造物、放射性廃棄物、軍需品などの有害廃棄物の合法的・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、石油・ガス・その他の鉱物の採掘にとっても魅力的な場所となる可能性があります。2025年までに重要となる可能性のある将来の深海廃棄物処分活動には、下水・汚泥の定置、炭素隔離、浚渫土の処分などがあります。[ 85 ]

表層海洋の魚類資源が減少するにつれ、深海漁業はますます乱獲の対象となっている。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、餌料が限られた無光層の現存資源量に変化をもたらすと予想される。

深海における炭化水素の探査は、汚染された掘削屑の蓄積、さらには油流出によって、時折、重大な環境悪化を引き起こすことがあります。メキシコ湾で発生した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 ]石油・ガスの沖合掘削に関連する事故がどのような環境災害を引き起こし得るかを如実に示しています。

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、水深4000メートル以上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度から157度、北緯9度から16度に広がり、その面積は300万km2を超える。[ 87 ]深海クラリオン・クリッパートン断裂帯（CCFZ）は、太平洋団塊地域内にある地域で、現在、鉱物資源の可能性を探査中である。[ 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すべての鉱物関連活動を組織および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倍の面積の海底動物相を攪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地域）の面積にわたる深海底生物群集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、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リスクの正確な評価は困難である。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、海洋深層水域（CCFZ）の団塊地帯の水深5000メートルに採掘跡を作った。2004年、フランス海洋開発研究所（IFREMER）は、この採掘跡（現在も海底で見ることができる）へのNodinaut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。表層堆積物のサンプル採取により、その物理的・化学的特性は26年前の撹乱以来、全く回復していないことが明らかになった。一方、有人潜水艇「ノーティル」搭載の機器によって測定された航跡における生物活動は、近傍の撹乱を受けていない地点と差がなかった。このデータは、水と堆積物の界面における底生動物相と栄養塩フラックスが完全に回復したことを示唆している。[ 88 ]

深海平原の一覧

参照

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