ไหล่ทวีป
พัฒนา ราชวงศ์ อาศรมภูมิวิทยาศาสตร์
สาขาวิชาภูมิศาสตร์ มหาวิทยาลัยนเรศวร
ไหล่ทวีป หรือ continental shelf - กำหนดโดย IHO (2008) ว่าเป็น "เขตที่อยู่ติดกับทวีป (หรือรอบเกาะ) และขยายจากแนวน้ำต่ำไปสู่ระดับความลึก ซึ่งโดยปกติแล้วมีความลาดเอียงเพิ่มขึ้นอย่างเห็นได้ชัดไปสู่ความลึกของมหาสมุทร" การศึกษานี้ใช้เครื่องหมายระดับน้ำต่ำเป็นเส้นขอบความลึก 0 ม. การแบ่งชั้นวาง (เช่น เส้นที่มีความลาดเอียงเพิ่มขึ้นอย่างเห็นได้ชัดที่ขอบทะเลของชั้นวาง) ถูกแปลงเป็นดิจิทัลด้วยตนเองที่มาตราส่วนเชิงพื้นที่ที่กำหนดที่ 1 : 500,000 ใน ArcGIS ตามรูปทรง 10 ม. 50 ม. และ 100 ม. ขึ้นอยู่กับความลาดชันและโปรไฟล์ความลึกของน้ำของภูมิภาค ในกรณีส่วนใหญ่ รูปทรง 100 ม. ก็เพียงพอแล้วที่มาตราส่วนที่เลือกคือ 1 : 500,000 เพื่อระบุจุดแตกหักของชั้นวาง อย่างไรก็ตาม ในกรณีที่มีการหักลาดของพื้นที่กว้างอย่างค่อยเป็นค่อยไป มีการใช้รูปทรงที่มีระยะห่างใกล้เคียงกันมากขึ้น
ไหล่ทวีปเป็นพื้นทะเลตื้น โดยทั่วไปมีความลึกน้อยกว่า 200 เมตร ซึ่งล้อมรอบทวีปและเกาะต่างๆ ในทางธรณีวิทยา ชั้นหินนี้มีความคล้ายคลึงกับส่วนอื่นๆ ของทวีปตรงที่ฐานของมันประกอบด้วยวัสดุเปลือกหินแกรนิต หากพูดอย่างเคร่งครัด ไหล่ทวีปจะขยายจากโซนหน้าชายฝั่งไปยังตำแหน่งนอกชายฝั่งซึ่งการจุ่มลงสู่ทะเลและความลาดชันต่ำ (ประมาณ 0.1°) ไหล่ทวีปจะหลีกทางให้กับการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วของความลาดเอียงที่เรียกว่าการแตกของไหล่ทวีป ชั้นวางภาคพื้นทวีปมักถูกจำแนกตามธรณีสัณฐานวิทยา (เช่น ไหล่ทวีปคาร์บอเนตที่มีขอบมีลักษณะพิเศษที่ทำให้ไหล่ทวีปมีรอยบากด้วยน้ำแข็ง) หรือช่วงกระแสน้ำ (เช่น ไหล่ทวีปที่มีกระแสน้ำปกคลุมไปด้วยตลิ่งทรายขึ้นน้ำลงที่ยาว เป็นต้น)
ในการศึกษานี้ จำแนกไหล่ทวีปตามความโล่งในแนวตั้งอย่างหยาบๆ โดยการประเมินความโล่งตามแนวตั้งภายในพื้นที่ ~80 ตารางกิโลเมตร เพื่อกำหนดพื้นที่ไหล่ทวีปที่มีความโล่งในแนวตั้งระดับต่ำ (< 10 ม.) ปานกลาง (10-50 ม.) และสูง (>50 ม.)
หมวดหมู่การจำแนกไหล่ทวีป (จาก Harris et al., 2014) เปอร์เซ็นต์พื้นที่บรรทัดแรก () หมายถึง เปอร์เซ็นต์ของพื้นที่มหาสมุทร และบรรทัดที่สอง หมายถึง เปอร์เซ็นต์ของพื้นที่ำหล่ที่ไหล่ทวีปภายในภูมิภาค การแบ่งเขตย่อยของไหล่ทวีปทั้งสามโดยพิจารณาจากความหยาบแสดงให้เห็นว่าไหล่ทวีปที่มีความต่างระดับปานกลาง (10-50 ม.) ครอบคลุมพื้นที่ที่ใหญ่ที่สุด (14,447,690 km2) ตามด้วยไหล่ทวีปที่มีความต่างระดับต่ำ (< 10 ม.) (9,799,880 km2) และพื้นที่น้อยที่สุดจัดเป็นไหล่ทวีปที่มีความต่างระดับสูง (>50 ม.) (7,995,040 km2) ไหล่ทวีปที่มีความต่างระดับสูงพบได้บ่อยที่สุดในละติจูดที่สูงกว่า ซึ่งอาจอธิบายได้ด้วยกระบวนการน้ำแข็ง อย่างไรก็ตาม ไหล่ทวีปที่ติดกับทะเลขั้วโลกทั้งสองนั้นตรงกันข้ามกันในแง่ของเปอร์เซ็นต์การครอบคลุมของไหล่ทวีปที่มีความต่างระดับต่ำ กลาง และสูง ในขณะที่ไหล่ทวีปแอนตาร์กติก (มหาสมุทรใต้) มีส่วนของพื้นที่ไหล่ทวีปที่มีความต่างระดับสูงที่สุดในประเภทไหล่ทวีปที่มีความต่างระดับสูงที่ 69.3% แต่ไหล่ทวีปอาร์กติกก็มีสัดส่วนของไหล่ทวีปที่มีความต่างระดับต่ำ (45.1%) มากกว่าภูมิภาคมหาสมุทรอื่นๆ
Ocean | Shelf Area km2 | Shelf Area% | Low (< 10m) Relief Area km2 | Low Relief Area% | Medium (10-50 m) Relief Area km2 | Medium Relief Area % | High (>50 m) Relief Area km2 | High Relief Area % |
Arctic Ocean (Shelf) | 6,727,440 | 51.8 | 3,033,170 | 23.3 (45.1) | 2,592,830 | 20.0 (38.5) | 1,101,450 | 8.48 (16.4) |
Indian Ocean (Shelf) | 4,047,570 | 5.68 | 1,154,310 | 1.62 (28.5) | 2,065,880 | 2.90 (51.0) | 827,450 | 1.16 (20.4) |
Mediterranean and Black Sea (Shelf) | 709,990 | 23.5 | 136,550 | 4.52 (19.2) | 321,860 | 10.6 (45.3) | 251,580 | 8.32 (35.4) |
North Atlantic Ocean (Shelf) | 7,313,790 | 16.3 | 1,839,010 | 4.11 (25.1) | 3,771,720 | 8.43 (51.6) | 1,703,060 | 3.80 (23.3) |
North Pacific Ocean (Shelf) | 6,144,810 | 7.50 | 2,141,570 | 2.61 (34.9) | 2,815,700 | 3.44 (45.8 | 1,187,560 | 1.45 (19.3) |
South Atlantic Ocean (Shelf) | 2,036,140 | 5.04 | 436,310 | 1.08 (21.4) | 1,298,480 | 3.22 (63.8) | 301,350 | 0.747 (14.8) |
South Pacific Ocean (Shelf) | 2,547,450 | 2.92 | 969,350 | 1.11 (38.1) | 836,160 | 0.958 (32.8) | 741,860 | 0.850 (29.1) |
Southern Ocean (Shelf) | 2,715,360 | 13.4 | 89,610 | 0.441 (3.30) | 745,060 | 3.66 (27.4) | 1,880,730 | 9.25 (69.3) |
All Oceans (All shelf) | 32,242,540 | 8.91 | 9,799,880 | 2.71 (30.4) | 14,447,690 | 3.99 (44.8) | 7,995,040 | 2.21 (24.8) |
ปัจจัยควบคุมภูมิสัณฐานของไหล่ทวีป
ตามชื่อที่นำเสนอนี้ ไหล่ทวีป - continental shelves เป็นส่วนหนึ่งของทวีป พวกมันถูกปกคลุมไปด้วยเปลือกโลกทวีปและตะกอนหนาที่มีต้นกำเนิดจากทวีป ในบริบททั่วโลก ความลึกของแนวกั้นชั้นวาง (ความลึกของน้ำ 20- 550 ม. โดยทั่วไปกำหนดไว้ที่ 200 ม.) และความกว้างของชั้นวาง (2-450 กม.) แสดงความแปรปรวนอย่างมาก ไหล่ทวีปครอบคลุมพื้นที่ประมาณ 27 ล้านตารางกิโลเมตร ซึ่งเท่ากับประมาณ 7% ของพื้นที่ผิวมหาสมุทร ไหล่ทวีปทอดตัวจากสภาพแวดล้อมชายหาด (หน้าชายฝั่ง) ข้ามหน้าหาดไปยังตำแหน่งนอกชายฝั่งที่ซึ่งชั้นหินจุ่มลงสู่ทะเล ความลาดชันต่ำ (~1 : 2,000) ไหล่ทวีปหลีกทางให้ที่ชั้นแตกออกไปสู่ความลาดเอียงของทวีปที่มีความลาดชันมากขึ้น ไหล่ทวีปจึงถูกล้อมรอบโดยหน้าชายฝั่งและตัวแบ่งไหล่ทวีป โดยทั่วไปพื้นผิวชายฝั่งเป็นโซนของการปรับปรุงตะกอนที่ใช้งานอยู่ ซึ่งคั่นด้วยขอบนอกชายฝั่งด้วยสิ่งที่เรียกว่าฐานคลื่นแฟร์เวเธอร์ ซึ่งเป็นขีดจำกัดล่างของการเคลื่อนที่ของทรายที่เกิดจากคลื่นอย่างมีประสิทธิผลในสภาวะทะเลปกติ ในการตัดขวางชายฝั่ง-ปกติ หน้าชายฝั่งมีลักษณะเว้าขึ้นตามความลึก
กลไกการควบคุมที่สำคัญเกี่ยวกับสัณฐานวิทยาของไหล่ทวีป ได้แก่ เพลตเทคโทนิค ประวัติระดับน้ำทะเล การกลายเป็นน้ำแข็ง อัตราและประเภทของการสะสมตะกอน และพลังงานที่สามารถกัดเซาะ ปรับปรุงใหม่ และการกระจายของตะกอน การควบคุมที่แตกต่างกันอาจทับซ้อนกัน ก่อให้เกิดเมทริกซ์ของประเภทไหล่ทวีปที่เป็นไปได้ ชุมชนสัตว์หน้าดินและลักษณะการรวมกลุ่มของปรากฏการณ์ธรณีสัณฐานต่างๆ เป็นที่รู้จักกันดีในบางกรณี ในขณะที่ไหล่ทวีปประเภทอื่นๆ ไม่ค่อยมีใครทราบเกี่ยวกับระบบนิเวศหน้าดินเลย
เพลตเทคโทนิค
การเกิดเพลตเทคโทนิคของขอบทวีปจะแตกต่างกันไป ขึ้นอยู่กับประเภทของขอบเขตแผ่นเปลือกโลก โดยเป็นไปได้ทั้งในรูปแบบพาสซีฟและรูปแบบแอคทีฟ ตามขอบเขตของแผ่นพาสซีฟ (passive plate boundaries) ปริมาณตะกอนจากพื้นที่ห่างไกลจากตัวเมืองโดยทั่วไปจะต่ำ และตะกอนชั้นมักจะมีลักษณะเฉพาะจากตะกอนชีวภาพมากกว่าตะกอนดิน (ที่ได้มาจากที่ดิน) ที่มาจากแม่น้ำ ความกว้างของชั้นวางมีตั้งแต่กว้างไปจนถึงแคบ ขึ้นอยู่กับอายุและโครงร่างของขอบเขตแผ่น ไหล่ทวีปที่กว้างที่สุดจะพบได้บนขอบทวีปที่อยู่ติดกับส่วนท้ายซึ่งเกี่ยวข้องกับการกัดเซาะของคลื่นและการป้อนตะกอนที่จำกัด ตัวอย่างที่ดี ได้แก่ ทะเลไหล่ทวีปยุโรปตะวันตกและตะวันออกของอเมริกาเหนือ ชั้นกว้างๆ ยังพบอยู่ด้านหลังระยะขอบที่ใช้งานอยู่ ซึ่งอยู่ห่างจากโซนการเคลื่อนตัวของเปลือกโลกซึ่งมีอัตราการทรุดตัวอย่างช้าๆ (แอ่งหน้า) ไหล่ทวีปทางตอนเหนือของออสเตรเลียเป็นประเภทนี้
หมวดหมู่การจำแนกไหล่ทวีป (Harris et al., 2014) เปอร์เซ็นต์พื้นที่แนวแรกหมายถึงเปอร์เซ็นต์ของพื้นที่มหาสมุทร และแนวที่สองหมายถึงเปอร์เซ็นต์ของพื้นที่ไหล่ทวีปภายในภูมิภาค การแบ่งเขตย่อยของไหล่ทวีปทั้งสามโดยพิจารณาจากความหยาบแสดงให้เห็นว่าชั้นนูนปานกลาง (10-50 ม.) ครอบคลุมพื้นที่ที่ใหญ่ที่สุด (14,447,690 km2) ตามด้วยชั้นนูนต่ำ (< 10 ม.) (9,799,880 km2) และพื้นที่น้อยที่สุดจัดเป็นชั้นนูนสูง (>50 ม.) (7,995,040 km2) พื้นที่ชั้นนูนสูงพบได้บ่อยที่สุดในละติจูดที่สูงกว่า ซึ่งอาจอธิบายได้ด้วยกระบวนการน้ำแข็ง อย่างไรก็ตาม ไหล่ทวีปที่ติดกับทะเลขั้วโลกทั้งสองนั้นตรงกันข้ามกันในแง่ของเปอร์เซ็นต์การครอบคลุมของไหล่ทวีปแบบนูนต่ำ กลาง และสูง ในขณะที่ไหล่ทวีปแอนตาร์กติก (มหาสมุทรใต้) มีส่วนของพื้นที่ไหล่ทวีปนูนสูงที่สุดในประเภทสูงที่ 69.3% แต่หิ้งอาร์กติกก็มีสัดส่วนของไหล่ทวีปนูนต่ำ (45.1%) มากกว่าภูมิภาคมหาสมุทรอื่นๆ
SHELF | Active Margins | Passive Margins | All Margins | |||
Ocean | Mean (km) | Max (km) | Mean (km) | Max (km) | Mean (km) | Max (km) |
Arctic Ocean | 0 | 0 | 104.1 ± 1.7 | 389 | 104 ± 1.72 | 389 |
Indian Ocean | 19 ± 0.61 | 175 | 47.6 ± 0.8 | 238 | 37 ± 0.58 | 238 |
Mediterranean and Black Seas | 11 ± 0.29 | 79 | 38.7 ± 1.5 | 166 | 17 ± 0.44 | 166 |
North Atlantic Ocean | 28 ± 1.08 | 259 | 115.7 ± 1.6 | 434 | 85 ± 1.14 | 434 |
North Pacific Ocean | 39 ± 0.71 | 412 | 34.9 ± 1.2 | 114 | 39 ± 0.68 | 412 |
South Atlantic Ocean | 24 ± 2.6 | 55 | 123.0 ± 2.5 | 453 | 104 ± 2.4 | 453 |
South Pacific Ocean | 21 ± 0.4 | 136 | 49.6 ± 1.9 | 207 | 24 ± 0.42 | 207 |
Southern Ocean | 214 ± 2.86 | 357 | 96.1 ± 2.0 | 778 | 110 ± 1.92 | 778 |
All Oceans | 31 ± 0.4 | 412 | 88.2 ± 0.7 | 778 | 57 ± 0.41 | 778 |
บนขอบทวีปที่มีการเคลื่อนตัวของเปลือกโลกซึ่งสัมพันธ์กับเขตมุดตัว ความกว้างของไหล่ทวีปโดยทั่วไปจะน้อยกว่า 20 กม. ความกว้างแคบเกิดจากการยกเปลือกโลกของภูเขาตามแนวขอบทวีปซึ่งสัมพันธ์กับที่ราบชายฝั่งแคบและไหล่ทวีป ปริมาณตะกอนที่สูงจากภูเขาที่อยู่ติดกันส่งผลให้ชั้นตะกอนส่วนใหญ่เป็นแหล่งกำเนิดของตะกอน (แทนที่จะเป็นสิ่งมีชีวิตทางชีวภาพ) ชายฝั่งตะวันตกของอเมริกาเหนือและใต้เป็นตัวอย่างของระยะขอบประเภทนี้
แผนที่แสดงตำแหน่งของขอบทวีปทั้งเชิงรุกและเชิงโต้ตอบ รวมถึงบริเวณมหาสมุทรทั้ง 8 แห่งที่อธิบายไว้ในข้อความ
ผลกระทบจากการเปลี่ยนแปลงระดับน้ำทะเล
พืชและสัตว์ทุกชนิดที่อาศัยอยู่ ณ ปัจจุบัน บนไหล่ทวีปเป็นชาวอาณานิคมที่เข้ามาในช่วง 10,000 ปีที่ผ่านมาหรือบางทีน้อยน้อยกว่านั้น ในช่วงยุคน้ำแข็งสุดท้ายซึ่งถึงจุดสูงสุดเมื่อประมาณ 18,000 ปีก่อน ระดับน้ำทะเลทั่วโลกอยู่ต่ำกว่าตำแหน่งปัจจุบันประมาณ 120 เมตร และพื้นที่ส่วนใหญ่ของโลกถูกเปิดโล่ง พืชและสัตว์บกอาศัยอยู่บนไหล่ทวีปในช่วงยุคน้ำแข็งไพลสโตซีน ไหล่ทวีปเพิ่งกลายเป็นสภาพแวดล้อมทางทะเลเมื่อไม่นานมานี้ และในบางพื้นที่ กระบวนการล่าอาณานิคมของพืชและสัตว์อาจยังดำเนินอยู่ สภาพระดับน้ำทะเลสูงระหว่างน้ำแข็งเช่นที่มีอยู่ในปัจจุบันเกิดขึ้นเพียงประมาณ 12% ของเวลาในช่วง 150,000 ปีที่ผ่านมา
การเปลี่ยนแปลงของระดับน้ำทะเลส่งผลกระทบอย่างมากต่อความหลากหลายทางชีวภาพและการแพร่กระจายของสิ่งมีชีวิตทางทะเลบนไหล่ทวีป ที่จุดสูงสุดของยุคน้ำแข็งสุดท้าย พื้นที่ตื้นของไหล่ทวีปซึ่งสามารถสังเคราะห์ด้วยแสงจากหน้าดินได้นั้นน้อยกว่าขอบเขตปัจจุบันประมาณ 80% (Tassinari et al., 1996) ถิ่นที่อยู่อาศัยของแนวปะการังน้ำตื้นลดลงในสัดส่วนที่ใกล้เคียงกันในช่วงยุคน้ำแข็ง (Veron, 2008)
ระดับน้ำทะเลที่เพิ่มขึ้นและลดลงสัมพันธ์กับพื้นที่ชายฝั่งที่กำหนดเป็นหน้าที่ของกระบวนการสามกระบวนการที่แตกต่างกัน แม้ว่ากระบวนการเหล่านั้นมักจะเกิดขึ้นพร้อมกัน คือ 1) การละลายและ/หรือการก่อตัวของแผ่นน้ำแข็งขั้วโลกทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงระดับน้ำทะเลยูสถิต 2) การโหลดเปลือกโลกด้วยตะกอน น้ำ หรือน้ำแข็ง ส่งผลให้เกิดการเสียรูปทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงแบบคงที่ และ 3) การชนกันหรือการแตกแยกของแผ่นทวีปหรือการมุดตัวของเปลือกโลกมหาสมุทรใต้ขอบทวีปทำให้เกิดการเคลื่อนไหวในแนวดิ่ง เรียกว่าการเปลี่ยนแปลงระดับน้ำทะเลที่เปลือกโลก ความสำคัญสัมพัทธ์ของแต่ละกระบวนการแตกต่างกันไปในแต่ละไหล่ทวีป (หรือแม้แต่ข้ามไหล่ทวีป จากแนวชายฝั่งไปจนถึงรอยแตกของไหล่ทวีป) และด้วยเหตุนี้จึงไม่มีเส้นโค้งระดับน้ำทะเลเส้นเดียวที่สามารถนำไปใช้ได้ทั่วโลก
ในช่วงระดับน้ำทะเลต่ำกว่าในอดีต แนวชายฝั่งน่าจะครอบครองตำแหน่งที่ปัจจุบันเป็นไหล่ทวีปชั้นนอกหรือเนินบน ดังนั้น สัณฐานวิทยา ตะกอนวิทยา และที่อยู่อาศัยหน้าดินของชั้นนอกและความลาดชันด้านบนในปัจจุบัน บางส่วนเป็นผลมาจากกระบวนการตะกอนบนบกและชายฝั่งในอดีตที่ระดับน้ำทะเลต่ำ และเป็นผลผลิตจากกระบวนการกักเก็บระดับน้ำทะเลสมัยใหม่บางส่วน
[1] ไหล่ทวีปของทวีปแอนตาร์กติกาเป็นข้อยกเว้นที่สำคัญประการหนึ่ง มีความลึกเฉลี่ยประมาณ 350 เมตร ดังนั้น จึงไม่ได้ถูกเปิดเผยใต้ท้องทะเลในช่วงยุคน้ำแข็งสุดท้าย
[2] ยุคไพลสโตซีนขยายจากประมาณ 2 ล้านปีก่อนมาจนถึงตอนต้นของโฮโลซีนเมื่อ 10,000 ปีก่อน
จากภาพ (A) เส้นโค้งระดับน้ำทะเลยูสแตติกทั่วโลก (global eustatic sea level) ในช่วง 150,000 ปีที่ผ่านมา (Chappell and Shackleton, 1986) ระยะไอโซโทปของออกซิเจนอยู่หลัง Martinson et al. (1987) และ (B) ฮิสโตแกรมแสดงเปอร์เซ็นต์ของเวลาที่ระดับน้ำทะเลอยู่ภายในแถบความลึก 10 ม. (เช่น 0–10 ม., 10–20 ม. เป็นต้น) ในช่วง 120,000 ปีที่ผ่านมา (ไอโซโทประยะ 1 ถึง 5d รวม เท่ากับหนึ่งรอบน้ำแข็งเต็ม) ขึ้นอยู่กับเส้นโค้งที่แสดงด้านบน กราฟแสดงให้เห็นว่าระดับน้ำทะเลอยู่ภายในช่วงความลึก 30–50 เมตรเป็นเวลาประมาณ 38% ของเวลา (46,400 ปี) ในช่วง 120,000 ปีที่ผ่านมา สำหรับการเปรียบเทียบ ระดับน้ำทะเลอยู่ภายในช่วงความลึก 20–60 เมตรเป็นเวลาประมาณ 60% ของเวลา (74,500 ปี) และอยู่ในช่วง 0–10 เมตรเพียง 12.8% ของเวลา (15,500 ปี)
Global eustatic sea level curve for the last 150,000 years
Histogram showing percentage of time that sea level has been within 10-m depth bands
ผลกระทบจากกระบวนการของภูเขาน้ำแข็ง
การแข็งตัวของทวีปต่างๆ ในช่วงยุคน้ำแข็งครั้งสุดท้ายได้แผ่ขยายไปทั่วบริเวณที่ปัจจุบันเป็นไหล่ทวีปของทวีปแอนตาร์กติกา อเมริกาเหนือทางตะวันตกและตะวันออกเฉียงเหนือ ยุโรปตะวันตก กรีนแลนด์ ไอซ์แลนด์ อเมริกาใต้ และนิวซีแลนด์ หุบเขาน้ำแข็งรูปตัวยู (ที่เรียกว่าฟยอร์ด) ในสถานที่ต่างๆ ขยายออกไปจนเต็มความกว้างของไหล่ทวีป โดยมีร่องน้ำที่ลึกเกินใกล้กับชายฝั่งสูงขึ้นไปใกล้กับไหล่ทวีปด้านนอก หุบเขาถูกน้ำท่วมในช่วงที่ระดับน้ำทะเลเพิ่มสูงขึ้น และธารน้ำแข็งเคลื่อนตัวออกจากไหล่ทวีป และปัจจุบันกลายเป็นแอ่งทะเลที่เกาะอยู่บนไหล่ทวีป ไหล่ทวีปอลาสก้า แอนตาร์กติก และนอร์เวย์ เป็นตัวอย่างของสัณฐานวิทยาประเภทนี้ (Sharma, 1979; Anderson, 1999) ถิ่นที่อยู่อันเป็นเอกลักษณ์จากแอ่งดังกล่าวมีลักษณะพิเศษคือการตกตะกอนเป็นเม็ดละเอียดอย่างรวดเร็ว การไหลเวียนของน้ำที่จำกัด และแนวโน้มต่อสภาพน้ำด้านล่างและสภาวะตะกอนที่ไม่เป็นพิษ (Hambrey, 1994)
กระบวนการที่แตกต่างของไขั้วหล่ทวีปบริเวณขั้วโลก คือ ผลกระทบของการที่น้ำแข็งปั่นสัตว์หน้าดิน ภูเขาน้ำแข็งที่แยกตัวออกจากธารน้ำแข็งอาร์กติกและแอนตาร์กติก เกยตื้นบนพื้นทะเลจนถึงระดับความลึกสูงสุด 350 เมตร ทำลายสัตว์หน้าดินและไถตะกอนก้นทะเล (Woodworth-Lynus et al., 1991) ในกรณีที่น้ำแข็งทะเลตัดกับแนวชายฝั่ง จะทำให้เกิดการรบกวนในเขตน้ำขึ้นน้ำลง โดยมีการแบ่งเขตความลึกที่ชัดเจน (Gutt, 2001) อย่างไรก็ตาม ในการวิเคราะห์เปรียบเทียบ Brey และ Gerdes (1997) รายงานว่าไม่มีความแตกต่างที่มีนัยสำคัญระหว่างมวลชีวภาพหน้าดินมหภาคในช่วงความลึก 0-10 เมตร ระหว่างบริเวณแอนตาร์กติกกับบริเวณที่ไม่มีขั้วโลก อย่างไรก็ตาม ชีวมวลหน้าดินมหภาคแอนตาร์กติกระหว่างความลึกของน้ำ 10-1,000 ม. นั้น มีมากกว่าชีวมวลของขอบทวีปที่ไม่ได้อยู่ตรงขั้วโลกอย่างมีนัยสำคัญ (Brey and Gerdes, 1997)
Biotopes ถูกนำมาสร้างเป็นแผนที่โดย Beaman and Harris (2005) บนไหล่ทวีปที่มีรอยบากน้ำแข็งของ George Vth Land ชุมชนที่ประกอบด้วยฟองน้ำ เอไคโนเดิร์ม และหอย เกิดขึ้นจากความลึก กระแสน้ำ และมวลน้ำที่แตกต่างกัน ภายใต้ผลกระทบของการกัดเซาะภูเขาน้ำแข็ง (ความลึก >500 ม.) ภายในแอ่ง การกระจายตัวของสัตว์ขนาดใหญ่ในวงกว้างส่วนใหญ่จะถูกกำหนดโดยประเภทของสารตั้งต้น โดยเฉพาะปริมาณโคลนของตะกอนด้านล่าง น้ำที่มีความเค็มสูงเกิดขึ้นบนไหล่ทวีปในฤดูหนาวโดยการปฏิเสธน้ำเกลือในระหว่างการก่อตัวของน้ำแข็งในทะเล ไหลผ่านหิ้งและลดหลั่นลงมาตามความลาดชัน George Vth ซึ่งมีส่วนทำให้เกิดการผลิตน้ำด้านล่างแอนตาร์กติก ในปี 2008 มีการสังเกตการณ์ปะการังน้ำเย็นในวิดีโอใต้น้ำบริเวณบริเวณที่เกิดน้ำตกด้านล่าง ซึ่งน่าจะได้รับประโยชน์จากเศษอาหารแขวนลอยที่พัดพาไปตามกระแสน้ำ
Carey (1991) ทบทวนระบบนิเวศของไหล่ทวีปอาร์กติกของแคนาดา และสังเกตผลกระทบของการเปลี่ยนแปลงระดับน้ำทะเลที่มีต่อการจำกัดความหลากหลายของสัตว์ สัตว์จำพวกหนอนโพลีคีเอตในทะเลโบฟอร์ตตะวันตก (ลึกถึง 300 เมตร) มีสัตว์ประจำถิ่นน้อยมาก ในขณะที่สัตว์จำพวกน้ำลึกมีชนิดพันธุ์เฉพาะถิ่นมากกว่าและมีความเกี่ยวข้องกับสัตว์ในมหาสมุทรแอตแลนติก บ่งบอกว่าสัตว์ชนิดนี้มีอายุมากกว่าและถูกแยกออกจากสัตว์ในมหาสมุทรแปซิฟิกโดยช่องแคบแบริ่งที่ตื้น สัตว์จำพวกหอยสองฝาของแคนาดานั้นเป็นสัตว์จำพวกอาร์กติกที่มีสัตว์จำพวกมหาสมุทรแอตแลนติกหรือแปซิฟิกเพียงไม่กี่ชนิด ในการวิเคราะห์ทั่วโลก Gray (2001) รายงานว่าตั้งแต่ขั้วโลกลงมาจนถึงเส้นศูนย์สูตร ความหลากหลายทางชีวภาพบริเวณหน้าดินที่พบในอาร์กติก กลับไม่พบในมหาสมุทรใต้ ซึ่ง Grey (2001) ถือว่าอายุ (ทางธรณีวิทยา) ที่มากกว่าของสัตว์ในมหาสมุทรใต้เมื่อเปรียบเทียบกับอาร์กติก
Bathymetry (รูปทรง) และ biotopes (สี) ของไหล่ทวีป George V Land แอนตาร์กติกา หลังจาก Beaman and Harris (2005) ทำโปรไฟล์ที่แสดงในส่วนที่ 1 และ 2 โดยแสดงการเกิดขึ้นของไบโอโทปที่แตกต่างกันโดยสัมพันธ์กับความลึก กระแสน้ำ (ACC = กระแสน้ำชายฝั่งแอนตาร์กติก) และมวลน้ำ (WW = น้ำในฤดูหนาว; HSSW = น้ำในชั้นที่มีความเค็มสูง; MCDW = น้ำลึก Circumpolar ดัดแปลง; AABW = น้ำด้านล่างแอนตาร์กติก) ชุมชนปะการังที่ความลึก 800 เมตรในส่วนที่ 2 อิงตามข้อมูลที่ยังไม่ได้เผยแพร่ของแผนกแอนตาร์กติกของออสเตรเลีย
ผลกระทบจากการสะสมตัวของคาร์บอเนต
Ginsburg and James (1974) แนะนำว่าชั้นวางสามารถแบ่งได้เป็นสองประเภทกว้างๆ คือ (i) ชั้นวางแบบเปิด; และ (ii) ชั้นวางแบบมีขอบซึ่งแนวกั้นขอบชั้นวางได้สะสมเพิ่มขึ้นเมื่อเวลาผ่านไปทางธรณีวิทยา แนวปะการัง (ขอบ) ทำหน้าที่จำกัดการแพร่กระจายของคลื่นผิวน้ำและการไหลเวียนของน้ำ ในทางตรงกันข้าม ชั้นวางแบบเปิดจะมีโปรไฟล์ของทางลาดเลียบทะเลซึ่งมีโปรไฟล์ที่ค่อนข้างเรียบ การเริ่มต้นและการเติบโตของแนวปะการังที่ก่อตัวเป็นระบบแนวปะการังหลักบนโลกเกิดขึ้นในช่วงรอบระดับน้ำทะเลหลายรอบ โดยมีหินปูนปะการังใหม่สะสมอยู่ในแต่ละช่วงระหว่างน้ำแข็ง ขอบคาร์บอเนตเป็นสภาพแวดล้อมในแนวปะการังที่ใช้พลังงานสูง ซึ่งเป็นที่ที่แนวปะการังเจริญรุ่งเรืองและมีวรรณกรรมทางวิทยาศาสตร์มากมาย
ภาพความลึกของน้ำแบบสีสามมิติแสดงตัวอย่างของไหล่ทวีป Great Barrier Reef ทางตอนเหนือที่มี "ขอบ" สังเกตว่าสัณฐานวิทยาของชั้นวางแตกต่างกับอ่าวปาปัวที่ไม่มีขอบอย่างไร แนวปะการังที่ยาวและหุบเขาที่มีรอยบากซึ่งอยู่ติดกับช่องแคบทอร์เรสเป็นผลมาจากกระแสน้ำที่แรง แนวปะการังแอชมอร์เป็นอะทอลล์ปะการัง สีสัมพันธ์กับความลึกและระดับความสูง (แดง = ภูเขา สีเหลือง = ที่ราบชายฝั่งทะเลที่อยู่ต่ำ สีเขียว-น้ำ = ความลึกของหิ้ง 5-50 ม. สีฟ้าอ่อน = ความลึกของหิ้งลึก 50-200 ม. และสีน้ำเงินเข้ม = ความลึกของลาดทวีป 200-2000 ม.)
ผลกระทบของคลื่น น้ำขึ้นน้ำลง และกระแสน้ำ
รูปแบบการจำแนกประเภทของไหล่ทวีปที่เป็นที่รู้จักอย่างกว้างขวาง คือ สิ่งที่เน้นบทบาทของกระแสน้ำในไหล่ทวีปที่แตกต่างกัน (Swift, 1972) ดังนั้นไหล่ทวีปจึงถูกครอบงำโดย 1) กระแสพายุ (80% ของชั้นโลก) 2) กระแสน้ำขึ้นน้ำลง (17%); หรือไม่ก็ 3) กระแสน้ำในมหาสมุทรที่รุกล้ำ (3%) ระบอบการปกครองที่โดดเด่นในปัจจุบันไม่เพียงแต่กำหนดการกระจายตัวของแหล่งที่อยู่อาศัยและตะกอนเท่านั้น แต่ยังรวมถึงความถี่และความรุนแรงของกระแสน้ำที่ควบคุมการแพร่กระจายของตัวอ่อนและการจัดหาอาหารไปยังชุมชนสัตว์หน้าดิน นอกเหนือจากเหตุการณ์พายุ กระแสน้ำ และกระแสน้ำในมหาสมุทรแล้ว ควรสังเกตว่ากระแสน้ำที่แรงบนชั้นวางยังเป็นผลมาจากกระบวนการในมหาสมุทรอื่นๆ เช่น กระแสน้ำที่ขับเคลื่อนด้วยความหนาแน่น และคลื่นภายใน อย่างไรก็ตาม โครงการ Swift's (1972) มุ่งเน้นไปที่ระบอบการปกครองปัจจุบันที่พบได้ทั่วไปมากกว่าและแหล่งที่อยู่อาศัยที่เกี่ยวข้องกัน
Harris and Coleman (1998) ใช้การประมาณค่าความสูงและคาบของคลื่นที่มีนัยสำคัญทั่วโลก (ตามแบบจำลอง) เพื่อคาดการณ์ว่าทรายควอทซ์ที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 0.1 มม. มีศักยภาพที่จะเคลื่อนตัวได้อย่างน้อยหนึ่งครั้งระหว่างเดือนกรกฎาคม 1992 ถึงกรกฎาคม 1995 มากกว่า 41.6% ของไหล่ทวีปของโลก ภูมิภาคแอตแลนติกเหนือมีภูมิอากาศแบบคลื่นทั่วโลกที่มีพลังมากที่สุด โดยแข็งแกร่งพอที่จะเคลื่อนทรายควอทซ์ขนาดเส้นผ่านศูนย์กลาง 0.1 มม. ลงสู่ระดับความลึกของน้ำสูงสุด 234 เมตรอย่างน้อยหนึ่งครั้งในช่วงระยะเวลา 3 ปี
ตามชื่อที่แนะนำ บริเวณไหล่ทวีปที่มีพายุครอบงำ คือ ไหล่ทวีปที่มีคลื่นและกระแสน้ำจากพายุทำหน้าที่ควบคุมการเคลื่อนตัวของตะกอนและประเภทที่อยู่อาศัย บนชั้นใดๆ พลังงานที่ใช้ไปและปริมาณตะกอนที่ถูกขนส่งในระหว่างเหตุการณ์พายุครั้งหนึ่งอาจเท่ากับกระบวนการเบื้องหลังที่ไม่ใช่พายุเป็นเวลาหลายปี แม้แต่บนไหล่ทวีปที่ได้รับอิทธิพลจากกระแสน้ำที่มีพลวัตสูง ผลกระทบของพายุก็คือการเริ่มต้นการเคลื่อนที่ของตะกอนที่ระดับความลึกของน้ำที่มากกว่าเดิม และในอัตราที่ระดับความลึกที่ตื้นกว่าที่จะเกิดขึ้นภายใต้สภาวะปกติ (Morton, 1988) ไหล่ทวีปที่มีพายุครอบงำอาจประสบกับเหตุการณ์พายุน้อยกว่าหนึ่งหรือมากถึงสี่หรือห้าเหตุการณ์ต่อปี ซึ่งทำให้เกิดกระแสการลำเลียงตะกอน (Swift et al.,1981)
Swift (1976) แนะนำว่าไหล่ทวีปที่มีพายุครอบงำสามารถแบ่งออกเป็นสามส่วน คือ 2) ไหล่ทวีปด้านในมีลักษณะเป็นกระแสน้ำที่เกิดจากพายุและการประกอบโครงสร้างเตียงที่ซับซ้อน 2) ไหล่ทวีปชั้นกลางมีลักษณะเป็นกระแสทางธรณีวิทยาและตะกอนผิวเผินที่สะท้อนกลับหรือได้รับผลกระทบจากการสะสมของโคลน และ 3) ไหล่ทวีปชั้นนอกมีลักษณะเฉพาะด้วยกระบวนการด้านหน้าซึ่งพัฒนาที่จุดเชื่อมต่อระหว่างชั้นหินกับมวลน้ำในมหาสมุทรเปิด
ระดับพลังงานสูงสุดที่กัดเซาะและพัดพาอยู่ที่ผิวน้ำ และพลังงานจะลดลงนอกชายฝั่งจนเหลือความลึกของน้ำบางส่วนที่เรียกว่าฐานคลื่นพายุ (storm wave base) เนื่องจากพายุที่มีขนาดเล็กกว่าจะส่งผลกระทบต่อการเคลื่อนที่ของตะกอนในน้ำตื้นเท่านั้น ความถี่และความรุนแรงของผลกระทบจากพายุจะลดลงนอกชายฝั่ง เช่นเดียวกับความถี่ของการทับถมของตะกอนข้าม ในทางตรงกันข้าม ระยะเวลาที่นานขึ้นระหว่างพายุบนชั้นด้านนอกหมายความว่าไหล่ทวีปด้านนอกจะถูกสะสมทางชีวภาพอย่างทั่วถึงมากกว่าชั้นชั้นใน รูปแบบดังกล่าวเป็นการชี้นำถึงแนวโน้มความใกล้เคียงตามที่อธิบายโดย Aigner (1985)
สำหรับบนไหล่ทวีปที่อยู่ในเขตร้อน พายุเกิดขึ้นเป็นเหตุการณ์รุนแรงที่เรียกว่าพายุไต้ฝุ่น พายุเฮอริเคน หรือพายุไซโคลน กระแสน้ำที่เกิดจากพายุ คือ การรวมกันของกระแสธรณีสัณฐานและกระแสที่เกิดจากคลื่น และทำให้เกิดการกัดเซาะก้นทะเลในระดับสูง มีรายงานว่าในอ่าวเม็กซิโกมีกัดเซาะก้นทะเลเกิดขึ้นอย่างรุนแรงถึง 1-2 เมตร จากการกัดเซาะรอบๆ แนวท่อ (Morton, 1988) แต่การกัดเซาะจนถึงระดับความลึกไม่กี่ 10 เซนติเมตร น่าจะเป็นการตอบสนองโดยทั่วไป และสิ่งนี้มีแนวโน้มที่จะมีความแปรผันสูงจากที่หนึ่งไปยังอีกที่หนึ่งบนไหล่ทวีป พายุโซนร้อนมีความเกี่ยวข้องกับระบบความกดอากาศต่ำในชั้นบรรยากาศซึ่งมีความเร็วลมเฉลี่ย >63 กม./ชม. และแสดงรูปแบบเชิงพื้นที่ที่ชัดเจนในความถี่ย้อนกลับ ตัวอย่างเช่น ความถี่ของการเกิดพายุหมุนเขตร้อนในออสเตรเลีย เช่น พายุไซโคลนเกิดขึ้น 25 ครั้ง/ทศวรรษ บนไหล่ทวีปทางตะวันตกเฉียงเหนือของทวีป และเกิดพายุไซโคลนสูงถึง 15 ครั้ง/ทศวรรษ ในเขต Great Barrier Reef
เอกสารอ้างอิง
Aigner, T., 1985. Storm depositional systems. Springer-Verlag, Berlin.
Anderson, J.B., 1999. Antarctic Marine Geology. Cambridge Univ ersity Press, Cambridge, UK.
Beaman, R.J., Harris, P.T., 2005. Bioregionalization of the George V Shelf, East Antarctica. Continental Shelf Research 25, 1657-1691.
Brey, T., Gerdes, D., 1997. Is Antarctic benthic biomass really higher than elsewhere? Antarctic Science 9, 266-267.
Carey, A.G., 1991. Ecology of North American Arctic Continental Shelf Benthos: A Review Continental Shelf Research 11, 865-883.
Chappell, J., Shackleton, N.J., 1986. Oxygen isotopes and sea level. Nature 324, 137-140.
Ginsburg, R.N., James, N.P., 1974. Holocene carbonate sediments of continental shelves, in: Burk, C.A., Drake, C.L. (Eds.), The Geology of Continental Margins. Springer-Verlag, Berlin, pp. 137-155.
Gray, J., 2001. Antarctic marine benthic biodiversity in a world-wide latitudinal context. Polar Biology 24, 633-641.
Gutt, J., 2001. On the direct impact of ice on marine benthic communities, a review. Polar Biology 24, 553-564.
Hambrey, M.J., 1994. Glacial Environments. UCL Press, London.
Harris, P.T., Coleman, R., 1998. Estimating global shelf sediment mobility due to swell waves. Marine Geology 150, 171-177.
Harris, P.T., MacMillan-Lawler, M., Rupp, J., Baker, E.K., 2014. Geomorphology of the oceans. Marine Geology 352, 4-24.
IHO, 2008. Standardization of Undersea Feature Names: Guidelines Proposal form Terminology, 4th ed. International Hydrographic Organisation and Intergovernmental Oceanographic Commission, Monaco, p. 32.
Morton, R.A., 1988. Nearshore responses to great storms, in: Clifton, H.E. (Ed.), Sedimentologic consequences of convulsive geologic events. Geological Society of America, pp. 1-22.
Sharma, G.D., 1979. Marine geology of the Alaskan shelf, incorporating meteorological, hydrographic, sedimentological and geochemical data. Springer-Verlag.
Swift, D.J.P., 1972. Implications of sediment dispersal from bottom current measurements; some specific problems in understanding bottom sediment distribution and dispersal on the continental shelf: a discussion of two papers. , in: Swift, D.J.P., Duane, D.B., Pilkey, O.H. (Eds.), Shelf sediment transport: process and pattern. Dowden, Hutchinson and Ross, Stroudsburg, Pennsylvania, pp. 363-371.
Swift, D.J.P., 1976. Continental shelf sedimentation, in: Stanely, D.J., Swift, D.J.P. (Eds.), Marine Sediment Transport and Environmental Management. John Wiley & Sons, New York, pp. 311-350.
Swift, D.J.P., Young, R.A., Clark, T.L., Vincent, C.E., Niedoroda, A., Lesht, B., 1981. Sediment transport in the Middle Atlantic Bight of North America: synopsis of recent observations, in: Nio, S.D., Shuttenhelm, R.T.E., van Weering, T.C.E. (Eds.), Holocene marine sedimentation in the North Sea Basin. International Association of Sedimentologists, pp. 361-383.
Tassinari, G., Campara, D.J.H.C., Kothiyal, M.P., Tiziani, H.J., Schaaf, A., 1996. Sea level changes, continental shelf morphology, and global paleoecological constraints in the shallow benthic realm: a theoretical approach Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 121, 259-271.
Veron, J.E.N., 2008. A reef in time: the Great Barrier Reef from beginning to end. Havard University Press, Cambridge, Mass.
Woodworth-Lynas, C.M.T., Josenhans, H.W., Barrie, J.V., Lewis, C.F.M., Parrott, D.R., 1991. The physical processes of seabed disturbance during iceberg grounding and scouring. Continental Shelf Research 11, 939-961.