Chapter 42. Cold-Water Corals Contributors: Erik Cordes

crusts on seamounts, and also on polymetallic nodules on the abyssal plain (Ramirez-

Llodra et al., 2011). These forms of mining would involve removal of a large area of the 

seafloor surface, and complete removal of any associated communities, along with the 

generation of large sediment and tailing plumes that may impact filter feeding 

communities at a distance from the mining activity (Ramirez-Llodra et al., 2011). On the 

seamounts of the Kermadec Arc, some which have already been leased for mining, cold-

water coral communities consisted of scleractinian, schizopathid, stylasterid, primnoid, 

and isidid  corals  primarily associated with inactive areas away from hydrothermal 

venting (Boschen et al., 2015). Deep-sea corals are often found on the hard substrata in 

inactive vent fields, and may be subject to significant impacts from their removal due to 

their long life spans and low recruitment rates. 

Global climate change is affecting every community type on Earth, and its effects are 

already being felt in the deep sea. Ocean warming has been recorded in numerous 

deep-water habitats, but is particularly significant in marginal seas, which are home to 

many of the world’s  cold-water coral reefs. In particular, there is evidence that the 

Mediterranean has warmed by at least 0.1°C  between 1950 and 2000  (Rixen  et al., 

2005), and this change has been shown to impact the deep-sea communities there 

(Danovaro et al.,  2004). Cold-water corals are highly sensitive to warming waters 

because of their  upper thermal limits, and the temperature excursions around this 

general upward trend are likely to be much higher.  

Ocean acidification is another pervasive threat (see Chapter 5). Continued additions of 

CO

2

 into the atmosphere exacerbate the problem as the oceans absorb approximately 

26  per cent  of the CO

2

  from the atmosphere  (Le Quere et al., 2009).  Because  the 

carbonate saturation state in seawater is temperature-dependent, it is much lower in 

cold waters and therefore cold-water corals lie much closer to the saturation horizon 

(the depth below which the saturation state is below 1 and carbonate  minerals will 

dissolve)  than shallow-water corals.  As ocean acidification proceeds, the saturation 

horizon will become shallower, thus exposing more cold-water corals to undersaturated 

conditions (Guinotte et al., 2006). Solitary corals of the South Pacific are already facing 

saturation states below 1 (Thresher et al., 2011), and small reef frameworks constructed 

by  Solenosmilia variabilis  grow in periodically undersaturated waters on  Northeast 

Atlantic  (Henry  and Roberts 2014;  Henry  et al.,  2014)  and New Zealand seamounts 

(Bostock et al.,  2015).  The  Lophelia  reefs of the Gulf of Mexico lie very close to the 

saturation horizon, at a minimum saturation state of approximately 1.2 (Lunden et al., 

2013). Since these recent studies represent the baseline for the deep-water carbonate 

system, the extent to which anthropogenic CO

2

 contributes to these low values remains 

unclear. 

Other possible effects of global climate change include deoxygenation and changes in 

sea-surface productivity. Declines in oxygen availability are primarily linked to increasing 

water temperature, but also to synergistic effects of pollution and agricultural runoff, 

which are most significant in shallow water. However, because some cold-water corals 

live at oxygen-minimum zone depths (Davies et al., 2010; Georgian et al., 2014), even 

small changes in oxygen concentration could be significant. Because cold-water corals 

© 2016 United Nations 

 

7 

---

live below the photic zone and rely  for their nutrition on primary productivity 

transferred from the surface waters to depth, changes in surface productivity could 

have significant negative impacts. In particular, the increased stratification of surface 

waters above the thermocline will lead to decreased productivity in high latitude spring-

bloom  and upwelling  ecosystems  (Falkowski et al.,  1998).  This includes  the North 

Atlantic, where the most extensive examples of the known cold-water coral reefs exist.  

Through  in situ habitat characterization as well as by experimental approaches, it has 

become clear that acidification and the expansion of oxygen minimum zones, together 

with rising  temperatures, will affect the average metabolism and physiology of most 

scleractinians (Gori et al., 2013; Lartaud et al., 2014; McCulloch et al., 2012; Naumann et 

al., 2013). However, whether such changes will result in range shifts, massive extinctions 

(as suggested by Tittensor et al., 2010), or if species possess the resources to cope with 

variations through phenotypic plasticity or adaptive genetic changes, is still  largely 

unknown. The solitary coral Desmophyllum  dianthus  and  colonial scleractinian 

Dendrophyllia  cornigera  have shown resistance to high temperature in aquaria 

(Naumann  et al.,  2013).  The  L. pertusa  colonies from the North Atlantic and 

Mediterranean have shown the ability to acclimatize to ocean acidification in long-term 

experiments  (Form  and  Riebesell, 2012;  Maier  et al.,  2012).  In  other  experiments, 

certain  genotypes of L. pertusa  from the Gulf of Mexico were able to calcify at 

saturation states as low as 1.0, suggesting a possible genetic basis to their sensitivity to 

ocean acidification (Lunden et al.,  2014).  However, to date no long-term studies 

combining acidification with temperature stress have been produced  and long-term 

effects on bare  skeletal  structure  are unknown.  In addition, some cold-water coral 

species  seem to be resilient to some of these processes, and may hold some of the 

answers for coral survival in future global climate-change scenarios. Regardless, the 

projected shoaling of the aragonite saturation horizon (Orr et al., 2005) threatens the 

future integrity of deep-water scleractinian reef structures world-wide (Guinotte et al., 

2006).    

The ability of these organisms to keep up with the pace of ocean change and disperse 

into a  new environment or to recolonize depleted areas depends on the  capacity for 

mid- or long-distance dispersal. This capacity has been demonstrated for L. pertusa by 

isotope reconstruction and genetic  analysis (Henry et al.,  2014), supporting the 

hypothesis of a post-glacial recolonization of the Atlantic by  refugees in the 

Mediterranean (De Mol et al., 2002; De Mol et al., 2005; Frank et al., 2009).  

Overall,  L. pertusa  shows a pattern of relative homogeneity  within regions (e.g. the 

North Atlantic), and modest but significant differentiation among regions, both for the 

Western Atlantic (e.g. Gulf of Mexico vs. Southeast United States  vs. North Atlantic; 

Morrison et al., 2011), as well as along Eastern Atlantic margins from the Bay of Biscay 

to Iceland for both L. pertusa and M. oculata (Becheler, 2013). Previous studies on the 

Eastern Atlantic margin had shown less extensive connectivity, possibly reflecting  the 

peculiar position of fjord populations in Sweden and Norway (Le Goff-Vitry et al., 2004). 

Preliminary studies on D.  dianthus  suggest a lack of barrier to large-scale dispersal 

(Addamo et al., 2012), although bathymetric barriers to gene flow are evident (Miller et 

© 2016 United Nations 

 

8 

---