Kontinentalni prag
| Morska staništa |
|---|
Kontinentalni prag ili šelf predstavlja produženi deo kopna koji se nalazi ispod površine plitkog mora. Ova pojava je karakteristična za periode otopljavanja koji nastupaju nakon ledenih doba (perioda glacijacije) a koji se nazivaju periodi interglacijacije. Dakle reč je o potopljenom delu kopna, koji je u periodima glacijacije, kada je nivo mora bi niži bio kopno. Prag koji okružuje ostrvo poznat je kao izolacijski prag.
Kontinentalna margina, između kontinentalnog praga i abisalne ravni, sastoji se od strme kontinentalne padine, okružene ravnim kontinentalnim usponom, u kojem se nakupljaju sedimenti sa kontinenta iznad kaskada niz padinu, kao gomila u podnožju padine. Produžujući do 500 km (310 mi) od padine, sastoji se od gustih sedimenata koje taloži struja zamućenja s praga i padine.[1] Kontinentalni uspon je područje između gradijenta nagiba i kontinentalnog praga.
Prema Konvenciji Ujedinjenih nacija o pomorskom pravu naziv kontinentalni prag je dobio pravnu definiciju kao protežuće morsko dno uz obale određene zemlje kojoj pripada.
Tipologija[uredi | uredi izvor]
Prema morfogenezi kontinentalnih šelfova mogu se izdvojiti tri njihova osnovna tipa: abraziono-transgresivni, akumulativni i strukturni.
Abraziono-transgresivni šelfovi su u stvari i abraziono akumulativni. Nastaju abradiranjem obala koje lagano tonu. Ovo tonjenje olakšava abrazioni proces a šelf se širi i na račun kopna i prema pučini. Šelf se prema pučini širi nagomilavanjem abradiranog nanosnog materijala.
Akumulativni šelfovi formiraju se na mestima gde se sa kopna vrši znatno nagomilavanje rastresitog nanosnog materijala. To su najčešće ušća velikih reka koje se ulivaju u okeane. Akumulativni šelfovi zapažaju se u Žutom moru, u Sijamskom zalivu, u morima severnog Sibira itd. U oblastima većih geografskih širina, koje su bile zahvaćene lednicima u nedavnoj geološkoj prošlosti, šelf je zasut ogromnom masom morenskog materijala koji je formiran i nanesen glacijalnim radom lednika. Od tog materijala izgrađena su mnoga ostrva na šelfu.
Strukturni šelfovi obrazovani su na površini blago nagnutih praploča, koje plitko zalaze ispod nivoa okeana. Njihova površina poklapa se sa površinom praploča zbog čega i imaju strukturni karakter.[2]
Geografska distribucija[uredi | uredi izvor]
Širina kontinentalnog praga znatno varira – nije neuobičajeno da ga neko područje uopšte nema, posebno tamo gde prednji rub napredne okeanske ploče zaranja ispod kontinentalne kore u obalskoj subdukcijskoj zoni, poput obale Čilea ili zapadne obale Sumatre. Najveći – Sibirski prag u Arktičkom okeanu – proteže se u širinu do 1500 km. Južno kinesko more nalazi se preko još jednog opsežnog područja kontinentalnog praga, Sundajskog, koji spaja Borneo, Sumatru i Javu na azijsko kopno. Druga poznata vodna tela koja prelaze kontinentalne pragove su Severno more i Persijski zaliv. Prosečna širina kontinentalnih pragova je oko 80 km. Dubina praga takođe varira, ali uglavnom je ograničena na vodu pliću od 100 m. Nagib praga je obično prilično nizak, reda 0,5°.[3]
Iako se kontinentalni prag tretira kao fiziografska provincija okeana, on nije deo samog korita dubokog okeana, već poplavljenog ruba kontinenta.[4] Pasivna kontinentalna margina poput većine obala Atlantika imaju široke i plitke pragove, načinjene od debelih sedimentnih klinova izvedenih dugotrajnom erozijom susednog kontinenta. Aktivna kontinentalna margina ima uske, relativno strme pragove, zbog čestih zemljotresa koji prenose sedimente u duboko more.[5][6]
| Okean | Srednja vrednost aktivne margine (km) | Maksimum aktivne margine (km) | Srednja vrednost pasivne margine (km) | Maksimum pasivne margine (km) | Srednja vrednost ukupne margine (km) | Maksimum ukupne margine (km) |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Severni ledeni okean | 0 | 0 | 104,1 ± 1,7 | 389 | 104,1 ± 1,7 | 389 |
| Indijski okean | 19 ± 0,61 | 175 | 47,6 ± 0,8 | 238 | 37 ± 0,58 | 238 |
| Mediteran i Crno more | 11 ± 0,29 | 79 | 38,7 ± 1,5 | 166 | 17 ± 0,44 | 166 |
| Severni Atlantski okean | 28 ± 1,08 | 259 | 115,7 ± 1,6 | 434 | 85 ± 1,14 | 434 |
| Severni Tihi okean | 39 ± 0,71 | 412 | 34,9 ± 1,2 | 114 | 39 ± 0,68 | 412 |
| Južni Atlantski okean | 24 ± 2,6 | 55 | 123,0 ± 2,5 | 453 | 104 ± 2,4 | 453 |
| Južnik Tihi okean | 214 ± 2,86 | 357 | 96,1 ± 2,0 | 778 | 110 ± 1,92 | 778 |
| Svi okeani | 31 ± 0,4 | 412 | 88,2 ± 0,7 | 778 | 57 ± 0,41 | 778 |
Topologija[uredi | uredi izvor]
Prag se obično završava na mestu povećanja nagiba [8] (zvanog prekid praga). Morsko dno ispod prekida je kontinentalna padina. Ispod padine je „kontinentalni uspon“, koji se konačno stapa u duboko okeansko dno, abisalnu ravan. Kontinentalna prag i padina deo su kontinentalne margine.
Područje pragova obično se deli na „untrašnji“, „srednji“ i „spoljni kontinentalni prag“, svaki sa svojim specifičnom geomorfologijom i biologijom mora. Karakter praga se dramatično menja na njegovom prelomu, gde započinje kontinentalni nagib. Uz nekoliko izuzetaka, prelom pragova nalazi se na izrazito ujednačenoj dubini od oko 140 m; ovo je verovatno obeležje prošlih ledenih doba, kada je nivo mora bio niži nego što je sada.[9]
Kontinentala padina je puno strmija od praga; prosečni ugao je 3°, ali može biti i niži od 1° ili čak 10°.[10] Nagib je često presečen podmorskim kanjonima. Fizički mehanizmi koji su bili uključeni u formiranje ovih kanjona nisu bili dobro shvaćeni do 1960-ih.[11]
Sedimenti[uredi | uredi izvor]
Kontinentalni pragovi prekriveni su terigenim (zemljastim) sedimentima; to jest onim koji proizilaze iz erozije kontinenata. Međutim, malo taloga je iz struje reka; oko 60–70% sedimenata na svetskim pragovima predstavlja „reliktni sediment“ koji se taložio tokom poslednjeg ledenog doba, kada je nivo mora bio 100–120 m niži nego sada,[12] Sedimenti obično postaju sve finiji sa udaljenošću od obale; pesak je ograničen na plitke, talasasto uzburkane vode, dok su mulj i gline taloženi u više tihoj, dubokoj vodi daleko od obale. Oni se akumuliraju po 15–40 cm svakog milenijum, mnogo brže od dubokomorskih pelagijskih sedimenata.[13]
Morski pragovi[uredi | uredi izvor]
Morski pragovi se odnose na okeanske vode na kontinentalnom polu. Njihovo kretanje kontrolišu kombinovani uticaji plime, prisiljavanja vetrom i bočatne vode nastale iz rečnih dotoka (regije uticaja slatke vode). Ove regije često mogu biti biološki vrlo produktivne zbog mešanja uzrokovanog plitkim vodama i povećanim brzinama struje. Uprkos pokrivanju samo oko 8% Zemljine površine okeana[7], morski pragovi podržavaju 15-20% globalne primarne produkcije.[14].
Dok je Severno more jedan od bolje proučenih morskih pragova[15] nije nužno reprezentativan za sva postojeća mora jer se može naći širok raspon ponašanja. Morskim koritima Indijskog okeana dominiraju glavni rečni sistemi, uključujući Gang i Ind.[16] Morski pragovi Novog Zelanda su komplikovani, jer potopljeni kontinent Zealandija stvara široki plato.[17] Morski pragovi oko Antarktika i u Arktičkom okeanu su pod uticajem proizvodnje morskog leda i polinija.[18]
Postoje dokazi da promena vetra, kiše i regionalnih okeanskih struja u zagrejavajućem okeanu imaju uticaja na neka mora.[19] Poboljšano prikupljanje podataka putem Integriranog sistema za promatranje okeana u regijama morskih polja omogućuju identifikaciju tih promena.[20]
Biota[uredi | uredi izvor]
Kontinentalni pragovi obiluju životom zbog sunčeve svetlosti koja je dostupna u plitkim vodama, za razliku od biotske pustinje okeana abisalnih ravni. Okruženje pelagijskih vodenih stubova kontinentalnog praga čini neritska zona, a provincija bentika (morskog dna) je sublitoralna zona.[21] Pragovi čine manje od deset posto okeana, a gruba procena sugeriše da samo oko 30% morskog dna na kontinentalnom delu primi dovoljno sunčeve svetlosti da omogući bentosku fotosintezu.[22] Iako su pragovi obično plodni, ako preovladavaju anoksijski uslovi tokom sedimentacije, naslage mogu tokom geološkog vremena postati izvori za fosilno gorivo.
Ekonomski značaj[uredi | uredi izvor]
Iako relativno dostupni, kontinentalni pragovi najbolje su shvaćeni deo okeanskog dna. Većina komercijalne eksploatacije iz mora, poput metalnih i nemetalnih ruda i ugljovodonika, odvija se na kontinentalnom polu.[23]
Suverena prava nad njihovim kontinentalnim pragovima do dubine od 100 m ili na udaljenosti na kojoj su dubinu voda dopuštenih za iskorištavanje resursa zahtevale pomorske države koje su potpisale Konvenciju o kontinentalnom pragu koju je sastavila UN-ova Međunarodna komisija za pomorsko parvo 1958. godine. Ovo je delom supstituisalo Konvenciju UN o pomorskom pravu.[24] kojim je stvorena ekskluzivna ekonomska zona od 200 nautičkih milja, plus prava na kontinentalni prag za države s fizičkim kontinentalnim pragovima koji se protežu izvan te udaljenosti.
Zakonska definicija kontinentalnog praga znatno se razlikuje od geološke definicije. UNCLOS navodi da se proteže do granice kontinentalne margine, ali ne manje od 200 km i ne više od 350 km od početne linije. Tako naseljena vulkanska ostrva, poput Kanara, nemaju stvarni kontinentalni prag, iako imaju legalni kontinentalni prag, dok nenaseljena ostrva nemaju prag.
Vidi još[uredi | uredi izvor]
- Osnovna linija
- Ekskluzivna ekonomska zona
- Međunarodne vode
- Kopneni most
- Teritorijalne vode
- Pasivna margina
Reference[uredi | uredi izvor]
- ^ Pinet 39, Gross 45.
- ^ Petrović D., Manojlović P., (2003): Geomorfologija, Geografski fakultet, Univerzitet u Beogradu, Beograd.
- ^ Pinet, str. 37
- ^ Pinet 35–36 .
- ^ Pinet, str. 35–36
- ^ Pinet, str. 90–93
- ^ a b Harris PT, Macmillan-Lawler M, Rupp J, Baker EK. 2014. Geomorphology of the oceans. Marine Geology. 352:4–24.
- ^ „shelf break – geology”. Encyclopædia Britannica.
- ^ Gross, str. 43
- ^ Pinet 36, Gross 43.
- ^ Pinet 98, Gross 44.
- ^ Pinet 84–86, Gross 43.
- ^ Gross 127.
- ^ de Haas, H., van Weering, T.C. and de Stigter, H., 2002. Organic carbon in shelf seas: sinks or sources, processes and products. Continental Shelf Research, 22(5), pp. 691-717. https://doi.org/10.1016/S0278-4343(01)00093-0
- ^ Guihou, K., Polton, J., Harle, J., Wakelin, S., O'Dea, E. and Holt, J., 2018. Kilometric scale modeling of the North West European shelf seas: exploring the spatial and temporal variability of internal tides. Journal of Geophysical Research: Oceans, 123(1), pp. 688-707.
- ^ Han, W. and McCreary Jr, J.P., 2001. Modeling salinity distributions in the Indian Ocean. Journal of Geophysical Research: Oceans, 106(C1), pp. 859-877.
- ^ Stevens, C.L., O’Callaghan, J.M., Chiswell, S.M. and Hadfield, M.G., 2019. Physical oceanography of New Zealand/Aotearoa shelf seas–a review. New Zealand Journal of Marine and Freshwater Research, pp. 1-40. https://doi.org/10.1080/00288330.2019.1588746
- ^ Morley, S.A., Barnes, D.K. and Dunn, M.J., 2018. Predicting which species succeed in climate-forced polar seas. Frontiers in Marine Science, 5, p. 507. https://doi.org/10.3389/fmars.2018.00507
- ^ Montero‐Serra, I., Edwards, M. and Genner, M.J., 2015. Warming shelf seas drive the subtropicalization of European pelagic fish communities. Global Change Biology, 21(1), pp. 144-153.
- ^ O'Callaghan, J., Stevens, C., Roughan, M., Sutton, P., Garrett, S., Giorli, G., Smith, R.O., Currie, K.I., Suanda, S.H., Williams, M. and Bowen, M., 2019. Developing an integrated ocean observing system for New Zealand. Frontiers in Marine Science, 6, p. 143. https://doi.org/10.3389/fmars.2019.00143
- ^ Pinet 316-17, 418–19.
- ^ Light availability in the coastal ocean: impact on the distribution of benthic photosynthetic organisms and their contribution to primary production - Archive ouverte HAL
- ^ Pourret, Olivier; Tuduri, Johann (decembar 2017). „Continental shelves as potential resource of rare earth elements”. Scientific Reports. 7 (1): 5857. ISSN 2045-2322. PMID 28724988. doi:10.1038/s41598-017-06380-z.
- ^ United Nations (29. 4. 1958). „Treaty Series – Convention on the Continental Shelf, 1958” (PDF). United Nations. Pristupljeno 13. 1. 2016. vol. 499, p. 311.
Literatura[uredi | uredi izvor]
- Gross, M. Grant (1972). Oceanography: A View of the Earth. Englewood Cliffs: Prentice-Hall. ISBN 978-0-13-629659-1. Pristupljeno 12. 1. 2016.
- Pinet, Paul R. (2003). Invitation to Oceanography. Boston: Jones & Bartlett Learning. ISBN 978-0-7637-2136-7. Pristupljeno 13. 1. 2016.
- Armstrong, R.L. (1991). „The Persistent Myth of Crustal Growth” (PDF). Australian Journal of Earth Sciences. 38 (5): 613—630. Bibcode:1991AuJES..38..613A. CiteSeerX 10.1.1.527.9577
. doi:10.1080/08120099108727995. - Bowring, S A; Williams, I S (1999). „Priscoan (4.00–4.03 Ga) orthogneisses from northwestern Canada”. Contributions to Mineralogy and Petrology. 134 (134): 3—16. Bibcode:1999CoMP..134....3B. S2CID 128376754. doi:10.1007/s004100050465.
- Butler, Rob (2011). „Making new continents”. Arhivirano iz originala 1. 3. 2006. g. Pristupljeno 29. 1. 2006.
- Cogley, J. Graham (1984). „Continental Margins and the Extent and Number of Continents”. Reviews of Geophysics. 22 (2): 101—122. Bibcode:1984RvGSP..22..101C. doi:10.1029/RG022i002p00101.
- Condie, Kent C. (2002). „The supercontinent cycle: are there two patterns of cyclicity?”. Journal of African Earth Sciences. 35 (2): 179—183. Bibcode:2002JAfES..35..179C. doi:10.1016/S0899-5362(02)00005-2.
- Clift, P; Vannuchi, P (2004). „Controls on Tectonic Accretion versus Erosion in Subduction Zones: Implications for the Origin and Recycling of the Continental Crust”. Reviews of Geophysics. 42 (RG2001): RG2001. Bibcode:2004RvGeo..42.2001C. doi:10.1029/2003RG000127. hdl:1912/3466 .
- Hawkesworth, C.J.; Dhuime, B.; Pietranik, A.B.; Cawood, P.A.; Kemp, A.I.S.; Storey, C.D. (2010). „The generation and evolution of the continental crust”. Journal of the Geological Society. 167 (2): 229—248. Bibcode:2010JGSoc.167..229H. S2CID 131052922. doi:10.1144/0016-76492009-072.
- Saal, A.L.; Rudnick, R.L.; Ravizza, G.E.; Hart, S.R. (1998). „Re–Os isotope evidence for the composition, formation and age of the lower continental crust”. Nature. 393 (6680): 58—61. Bibcode:1998Natur.393...58S. S2CID 4327383. doi:10.1038/29966.
- Walther, John Victor (2005). Essentials of Geochemistry. Jones & Bartlett. str. 35. ISBN 978-0-7637-2642-3. (Diagram entitled "Model of growth of continental crust through time" by Taylor, S.R.; McLennan, S.M. (1995). „The geochemical evolution of the continental crust”. Rev. Geophys. 33 (2): 241—265. Bibcode:1995RvGeo..33..241T. doi:10.1029/95RG00262.)
- von Huene, Roland; Scholl, David W. (1991). „Observations at convergent margins concerning sediment subduction, subduction erosion, and the growth of continental crust”. Reviews of Geophysics. 29 (3): 279—316. Bibcode:1991RvGeo..29..279V. doi:10.1029/91RG00969.
