Skórka kontynentalna - Continental crust
Skorupa kontynentalna to warstwa skał magmowych , osadowych i metamorficznych, która tworzy kontynenty geologiczne i obszary płytkiego dna morskiego w pobliżu ich brzegów, znane jako szelfy kontynentalne . Warstwa ta jest czasami nazywana sial, ponieważ jej skład nasypowy jest bogatszy w krzemiany glinu i ma mniejszą gęstość w porównaniu do skorupy oceanicznej , zwanej sima, która jest bogatsza w minerały krzemianu magnezu i jest gęstsza. Zmiany prędkości fal sejsmicznych wykazały, że na pewnej głębokości ( nieciągłość Conrada ) istnieje dość wyraźny kontrast między bardziej felsową górną skorupą kontynentalną a dolną skorupą kontynentalną, która ma bardziej mafijny charakter.
Continental skorupa składa się z różnych warstw, z kompozycji w masie, który jest związkiem pośrednim (SiO 2 % wagowych = 60,6). Średnia gęstość skorupy kontynentalnym około 2,83 g / cm 3 , mniej Dense niż ultramaficznych materiału, które tworzą płaszcz , który ma gęstość około 3,3 g / cm 3 . Skorupa kontynentalna jest również mniej gęsta niż skorupa oceaniczna, której gęstość wynosi około 2,9 g/cm 3 . Na odległości od 25 do 70 km skorupa kontynentalna jest znacznie grubsza niż skorupa oceaniczna, której średnia grubość wynosi około 7–10 km. Około 40% powierzchni Ziemi i około 70% objętości skorupy ziemskiej to skorupa kontynentalna.
Większość skorupy kontynentalnej to suchy ląd nad poziomem morza. Jednak 94% kontynentalnego regionu skorupy Zelandii znajduje się pod Oceanem Spokojnym , a Nowa Zelandia stanowi 93% części nadwodnej .
Znaczenie
Ponieważ powierzchnia skorupy kontynentalnej leży głównie nad poziomem morza, jej istnienie umożliwiło ewolucję życia lądowego z życia morskiego. Jej istnienie zapewnia także szerokie połacie płytkiej wodzie znanej jako epeiric mórz i szelfu kontynentalnego , gdzie kompleks wielokomórkowce życie może zostać ustalone podczas wczesnego paleozoiku czasie, co jest teraz nazywany eksplozji kambryjskiej .
Początek
Cała skorupa kontynentalna ostatecznie pochodzi z wytopów pochodzących z płaszcza (głównie bazalt ) poprzez ułamkowe różnicowanie wytopów bazaltowych i asymilację (przetopienie) wcześniej istniejącej skorupy kontynentalnej. Względny wkład tych dwóch procesów w tworzenie skorupy kontynentalnej jest przedmiotem dyskusji, ale uważa się, że dominującą rolę odgrywa różnicowanie ułamkowe. Procesy te zachodzą przede wszystkim w łukach magmowych związanych z subdukcją .
Istnieje niewiele dowodów na występowanie skorupy kontynentalnej przed 3,5 Ga . Około 20% obecnej objętości skorupy kontynentalnej utworzyło 3,0 Ga. Na obszarach osłonowych składających się ze skorupy kontynentalnej między 3,0 a 2,5 Ga nastąpił stosunkowo szybki rozwój . W tym przedziale czasu utworzyło się około 60% obecnej objętości skorupy kontynentalnej. Pozostałe 20% utworzyło się w ciągu ostatnich 2,5 Ga. Istnieją powody naukowe (patrz Armstrong 1991), aby sądzić, że całkowita objętość skorupy kontynentalnej pozostała mniej więcej taka sama po uformowaniu się Ziemi i że obecnie stwierdzony rozkład wieku jest tylko jest wynikiem procesów prowadzących do powstania kratonów (części skorupy skupione w kratonach są mniej podatne na przeróbkę przez tektonikę płyt).
Siły w pracy
W przeciwieństwie do trwałości skorupy kontynentalnej, wielkość, kształt i liczba kontynentów stale się zmieniają w czasie geologicznym. Różne obszary rozrywają się, zderzają i ponownie łączą się w ramach wielkiego cyklu superkontynentu . Obecnie istnieje około 7 miliardów kilometrów sześciennych skorupy kontynentalnej, ale ta ilość jest zróżnicowana ze względu na charakter zaangażowanych sił. Względna trwałość skorupy kontynentalnej kontrastuje z krótkim czasem życia skorupy oceanicznej. Ponieważ skorupa kontynentalna jest mniej gęsta niż oceaniczna, gdy aktywne brzegi tych dwóch spotykają się w strefach subdukcji , skorupa oceaniczna jest zazwyczaj subdukowana z powrotem do płaszcza. Skorupa kontynentalna rzadko ulega subdukcji (może to mieć miejsce, gdy bloki skorupy kontynentalnej zderzają się i nadmiernie zagęszczają, powodując głębokie topnienie pod pasmami górskimi, takimi jak Himalaje lub Alpy ). Z tego powodu najstarsze skały na Ziemi znajdują się w kratonach lub jądrach kontynentów, a nie w wielokrotnie przetworzonej skorupie oceanicznej ; najstarszym nienaruszonym fragmentem skorupy ziemskiej jest Acasta Gnejs o masie 4,01 Ga , natomiast najstarsza wielkoskalowa skorupa oceaniczna (znajdująca się na płycie Pacyfiku u wybrzeży Kamczatki ) pochodzi z jury (≈180 mln lat temu ), chociaż w Morze Śródziemne około 340 milionów lat temu. Skorupa kontynentalna i warstwy skalne, które leżą na niej iw jej wnętrzu, są zatem najlepszym archiwum historii Ziemi.
Wysokość pasm górskich jest zwykle związana z grubością skorupy. Wynika to z izostazy związanej z orogenezą (tworzeniem gór). Skorupa jest zagęszczana przez siły ściskające związane z subdukcją lub zderzeniem kontynentalnym. Wyporność skorupy wymusza ją w górę, siły naprężeń zderzeniowych równoważą się grawitacją i erozją. To tworzy stępkę lub korzeń górski pod pasmem górskim, gdzie znajduje się najgrubsza skorupa. Najcieńsza skorupa kontynentalna znajduje się w strefach ryftowych , gdzie jest ona przerzedzana przez uskoki oderwania i ostatecznie odcinana, zastępując skorupa oceaniczna. Krawędzie tak uformowanych fragmentów kontynentalnych (na przykład po obu stronach Oceanu Atlantyckiego ) określa się mianem brzegów pasywnych .
Wysokie temperatury i ciśnienia na głębokości, często w połączeniu z długą historią złożonych zniekształceń, powodują, że znaczna część dolnej skorupy kontynentalnej jest metamorficzna – głównym wyjątkiem od tego są niedawne intruzje magmowe . Skały magmowe mogą być również „podkładane” do spodu skorupy, tj. dodawane do skorupy poprzez tworzenie warstwy bezpośrednio pod nią.
Skorupa kontynentalna jest wytwarzana i (znacznie rzadziej) niszczona głównie przez procesy tektoniczne płyt , zwłaszcza na zbieżnych granicach płyt . Dodatkowo materiał skorupy kontynentalnej jest przenoszony do skorupy oceanicznej poprzez sedymentację. Nowy materiał może zostać dodany do kontynentów przez częściowe stopienie skorupy oceanicznej w strefach subdukcji, powodując, że lżejszy materiał unosi się w postaci magmy, tworząc wulkany. Ponadto materiał może akreować poziomo, gdy łuki wysp wulkanicznych , podwodne góry lub podobne struktury zderzają się ze ścianą kontynentu w wyniku ruchów tektonicznych płyt. Skorupa kontynentalna jest również tracona w wyniku erozji i subdukcji osadów, erozji tektonicznej przedarni, delaminacji i głębokiej subdukcji skorupy kontynentalnej w strefach kolizji. Wiele teorii dotyczących wzrostu skorupy ziemskiej jest kontrowersyjnych, w tym tempo wzrostu i recyklingu skorupy ziemskiej, czy dolna skorupa podlega recyklingowi inaczej niż górna, oraz jaka część tektoniki płyt w historii Ziemi działała, a więc może być dominującym sposobem formowania się skorupy kontynentalnej. i zniszczenie.
Kwestią sporną jest to, czy ilość skorupy kontynentalnej zwiększała się, zmniejszała, czy też pozostawała stała w czasie geologicznym. Jeden model wskazuje, że przed 3,7 Ga temu skorupa kontynentalna stanowiła mniej niż 10% obecnej ilości. Do 3,0 Ga temu ilość ta wynosiła około 25%, a po okresie szybkiej ewolucji skorupy ziemskiej wynosiła około 60% obecnej ilości 2,6 Ga temu. Wydaje się, że wzrost skorupy kontynentalnej następował w zrywach zwiększonej aktywności, odpowiadających pięciu epizodom zwiększonej produkcji w czasie geologicznym.
Zobacz też
Bibliografia
Bibliografia
- Armstrong, RL (1991). „Uporczywy mit wzrostu skorupy ziemskiej” (PDF) . Australijski Dziennik Nauk o Ziemi . 38 (5): 613–630. Kod bib : 1991AuJES..38..613A . CiteSeerX 10.1.1.1.527.9577 . doi : 10.1080/08120099108727995 .
- Bowing, SA; Williams, IS (1999). „Priscoan (4,00-4,03 Ga) ortognejsy z północno-zachodniej Kanady” . Przypisy do mineralogii i petrologii . 134 (134): 3-16. Kod Bibcode : 1999CoMP..134....3B . doi : 10.1007/s004100050465 . S2CID 128376754 .
- Butler, Rob (2011). „Tworzenie nowych kontynentów” . Zarchiwizowane z oryginału w dniu 1 marca 2006 roku . Źródło 29 stycznia 2006 .
- Cogley, J. Graham (1984). „Marginesy kontynentalne oraz zakres i liczba kontynentów”. Recenzje Geofizyki . 22 (2): 101–122. Kod Bibcode : 1984RvGSP..22..101C . doi : 10.1029/RG022i002p00101 .
- Condie, Kent C. (2002). „Cykl superkontynentu: czy istnieją dwa wzorce cykliczności?”. Dziennik Afrykańskich Nauk o Ziemi . 35 (2): 179–183. Kod bib : 2002JAfES..35..179C . doi : 10.1016/S0899-5362(02)00005-2 .
- Clift, P; Vannuchi, P (2004). „Kontrola akrecji tektonicznej kontra erozji w strefach subdukcji: Implikacje dla pochodzenia i recyklingu skorupy kontynentalnej”. Recenzje Geofizyki . 42 (RG2001): RG2001. Kod bib : 2004RvGeo..42.2001C . doi : 10.1029/2003RG000127 . hdl : 1912/3466 .
- Hawkesworth, CJ; Dhuime, B.; Pietranik AB; Cawood, PA; Kemp, AIS; Piętro, CD (2010). „Pokolenie i ewolucja skorupy kontynentalnej”. Czasopismo Towarzystwa Geologicznego . 167 (2): 229–248. Kod Bib : 2010JGSoc.167..229H . doi : 10.1144/0016-76492009-072 . S2CID 131052922 .
- Saal, AL; Rudnicka, RL; Ravizza, GE; Hart, SR (1998). „Re-Os dowody izotopowe dotyczące składu, powstawania i wieku dolnej skorupy kontynentalnej”. Natura . 393 (6680): 58-61. Kod Bib : 1998Natur.393...58S . doi : 10.1038/29966 . S2CID 4327383 .
- Walther, John Victor (2005). Podstawy Geochemii . Jonesa i Bartletta. P. 35. Numer ISBN 978-0-7637-2642-3.(Schemat zatytułowany „Model wzrostu skorupy kontynentalnej przez czas” Taylor, SR; McLennan, SM (1995). „Geochemiczna ewolucja skorupy kontynentalnej”. Rev. Geophys . 33 (2): 241-265. Bibcode : 1995RvGeo..33..241T . doi : 10,1029 / 95RG00262 .)
- von Huene, Roland; Scholl, David W. (1991). „Obserwacje na zbieżnych brzegach dotyczące subdukcji osadów, erozji subdukcji i wzrostu skorupy kontynentalnej” . Recenzje Geofizyki . 29 (3): 279–316. Kod bib : 1991RvGeo..29..279V . doi : 10.1029/91RG00969 .