continental shelf II

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

Map showing the locations of active and passive continental margins and the eight ocean regions described in the text.

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

Bathymetry (contours) and biotopes (colours) of the George V Land shelf, Antarctica, after Beaman and Harris (2005). 

Profiles shown in Sections 1 and 2 show the occurrence of different biotopes in relation to depth, currents and water masses 

Profiles shown in Sections 1 and 2 show the occurrence of different biotopes in relation to depth, currents and water masses 

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.)

Three-dimensional colour bathymetry image showing an example of the northern Great Barrier Reef “rimmed” continental shelf.

ผลกระทบของคลื่น น้ำขึ้นน้ำลง และกระแสน้ำ

รูปแบบการจำแนกประเภทของไหล่ทวีปที่เป็นที่รู้จักอย่างกว้างขวาง คือ สิ่งที่เน้นบทบาทของกระแสน้ำในไหล่ทวีปที่แตกต่างกัน (Swift, 1972) ดังนั้นไหล่ทวีปจึงถูกครอบงำโดย 1) กระแสพายุ (80% ของไหล่ทวีปบนโลก) 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

Harris and Coleman (1998) 

ตามชื่อที่แนะนำ บริเวณไหล่ทวีปที่มีพายุครอบงำ คือ ไหล่ทวีปที่มีคลื่นและกระแสน้ำจากพายุทำหน้าที่ควบคุมการเคลื่อนตัวของตะกอนและประเภทที่อยู่อาศัย บนชั้นใดๆ พลังงานที่ใช้ไปและปริมาณตะกอนที่ถูกขนส่งในระหว่างเหตุการณ์พายุครั้งหนึ่งอาจเท่ากับกระบวนการเบื้องหลังที่ไม่ใช่พายุเป็นเวลาหลายปี  แม้แต่บนไหล่ทวีปที่ได้รับอิทธิพลจากกระแสน้ำที่มีพลวัตสูง ผลกระทบของพายุก็คือการเริ่มต้นการเคลื่อนที่ของตะกอนที่ระดับความลึกของน้ำที่มากกว่าเดิม และในอัตราที่ระดับความลึกที่ตื้นกว่าที่จะเกิดขึ้นภายใต้สภาวะปกติ (Morton, 1988) ไหล่ทวีปที่มีพายุครอบงำอาจประสบกับเหตุการณ์พายุน้อยกว่าหนึ่งหรือมากถึงสี่หรือห้าเหตุการณ์ต่อปี ซึ่งทำให้เกิดกระแสการลำเลียงตะกอน (Swift et al.,1981)

Swift (1976) แนะนำว่าไหล่ทวีปที่มีพายุครอบงำสามารถแบ่งออกเป็นสามส่วน คือ 1) 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.