Континентальная кора Земли: состав, структура и история развития

Введение

Слой горных пород, формирующий континенты и континентальные шельфы.

Континентальная кора — это слой магматических, метаморфических и осадочных пород, образующий геологические континенты и области мелководья вблизи их берегов, известные как континентальные шельфы. Этот слой иногда называют сиалом, поскольку его основной состав обогащен алюминиевыми силикатами (Al Si) и имеет меньшую плотность по сравнению с океанической корой, называемой симой, которая богаче магниевыми силикатами (Mg Si). Изменения скорости сейсмических волн показали, что на определенной глубине (дисконтинуит Конрада) существует достаточно резкий контраст между более фелсичной верхней континентальной корой и нижней континентальной корой, которая имеет более мафический состав. Большая часть континентальной коры представляет собой сушу над уровнем моря. Однако 94% территории континентальной коры Зеландии находится под водой Тихого океана, при этом Новая Зеландия составляет 93% надводной части.

Толщина и плотность

Континентальная кора состоит из различных слоев и имеет средний состав, близкий к промежуточному (SiO2 мас.% = 60,6). Средняя плотность континентальной коры составляет около , , и она менее плотная, чем ультрамафический материал, составляющий мантию, плотность которого составляет около . Континентальная кора также менее плотная, чем океаническая кора, плотность которой составляет около . По толщине, континентальная кора значительно толще океанической коры, средняя толщина которой составляет около . Приблизительно 41% площади поверхности Земли и около 70% объема земной коры приходится на континентальную кору.

Важность

Поскольку поверхность континентальной коры в основном расположена выше уровня моря, её существование позволило наземной жизни развиться из морской. Её существование также создало обширные мелководные пространства, известные как эпиконтинентальные моря и континентальные шельфы, где сложная метазойная жизнь могла закрепиться в раннем палеозое, в период, который сейчас называют кембрийским взрывом.

Происхождение

Вся континентальная кора в конечном счете образуется из мантийных расплавов (в основном базальта) посредством фракционной дифференциации базальтового расплава и ассимиляции (переплавления) ранее существовавшей континентальной коры. Относительный вклад этих двух процессов в создание континентальной коры является предметом дискуссий, однако считается, что доминирующую роль играет фракционная дифференциация. Эти процессы происходят преимущественно в магматических дугах, связанных с субдукцией. Свидетельств существования континентальной коры до 3,5 млрд лет немного. К 3,0 млрд лет назад было сформировано около 20% современного объема континентальной коры. Относительно быстрое развитие на щитах, состоящих из континентальной коры, происходило между 3,0 и 2,5 млрд лет назад. Континентальная кора и горные породы, залегающие на ней и внутри нее, представляют собой лучший архив истории Земли. Высота горных хребтов обычно связана с толщиной коры, что является результатом изостазии, связанной с орогенезом (образованием гор). Кора утолщается под действием компрессионных сил, связанных с субдукцией или континентальным столкновением. Подъемная сила коры заставляет ее подниматься вверх, а силы, возникающие при столкновении, уравновешиваются гравитацией и эрозией. Это формирует киль или горный корень под горным хребтом, где находится наиболее толстая кора. Наиболее тонкая континентальная кора встречается в рифтовых зонах, где кора истончается из-за отслаивающихся разломов и в конечном итоге разрывается, заменяясь океанической корой. Края континентальных фрагментов, образованных таким образом (например, обе стороны Атлантического океана), называются пассивными окраинами. Высокие температуры и давления на глубине, часто в сочетании с длительной историей сложных деформаций, приводят к тому, что большая часть нижней континентальной коры подвергается метаморфизму, за исключением недавних магматических интрузий. Магматические породы также могут быть "подстилаемы" под нижнюю сторону коры, то есть добавляться к коре, образуя слой непосредственно под ней. Континентальная кора образуется и (гораздо реже) разрушается в основном тектоническими процессами плит, особенно на конвергентных границах плит. Кроме того, континентальный материал переносится в океаническую кору посредством седиментации. Новый материал может добавляться к континентам посредством частичного плавления океанической коры в зонах субдукции, что приводит к подъему более легкого материала в виде магмы, образуя вулканы. Также материал может аккрецироваться горизонтально, когда вулканические островные дуги, подводные горы или подобные структуры сталкиваются с континентом в результате движения тектонических плит. Континентальная кора также теряется в результате эрозии и субдукции осадочных пород, тектонической эрозии преддуговых областей, делиминации и глубокой субдукции континентальной коры в зонах коллизий. Многие теории роста коры являются спорными, включая темпы роста и переработки коры, перерабатывается ли нижняя кора иначе, чем верхняя, и на протяжении какой части истории Земли действовала тектоника плит и, следовательно, могла быть доминирующим режимом образования и разрушения континентальной коры. Вопрос о том, увеличивается, уменьшается или остается постоянным количество континентальной коры в течение геологического времени, остается предметом дискуссий. Одна модель показывает, что до 3,7 млрд лет назад континентальная кора составляла менее 10% от нынешнего количества. К 3,0 млрд лет назад это количество составляло около 25%, а после периода быстрой эволюции коры к 2,6 млрд лет назад оно достигло примерно 60% от текущего количества. Рост континентальной коры, по-видимому, происходил скачкообразно, соответствуя пяти эпизодам повышенной продуктивности в течение геологического времени.

All continental crust is ultimately derived from mantle derived melts (mainly basalt) through fractional differentiation of basaltic melt and the assimilation (remelting) of pre existing continental crust. The relative contributions of these two processes in creating continental crust are debated, but fractional differentiation is thought to play the dominant role. These processes occur primarily at magmatic arcs associated with subduction. There is little evidence of continental crust prior to 3.5 Ga. About 20% of the continental crust's current volume was formed by 3.0 Ga. There was relatively rapid development on shield areas consisting of continental crust between 3.0 and 2.5 Ga. Continental crust and the rock layers that lie on and within it are thus the best archive of Earth's history. The height of mountain ranges is usually related to the thickness of crust. This results from the isostasy associated with orogeny (mountain formation). The crust is thickened by the compressive forces related to subduction or continental collision. The buoyancy of the crust forces it upwards, the forces of the collisional stress balanced by gravity and erosion. This forms a keel or mountain root beneath the mountain range, which is where the thickest crust is found. The thinnest continental crust is found in rift zones, where the crust is thinned by detachment faulting and eventually severed, replaced by oceanic crust. The edges of continental fragments formed this way (both sides of the Atlantic Ocean, for example) are termed passive margins. The high temperatures and pressures at depth, often combined with a long history of complex distortion, cause much of the lower continental crust to be metamorphic – the main exception to this being recent igneous intrusions. Igneous rock may also be "underplated" to the underside of the crust, i. e. adding to the crust by forming a layer immediately beneath it. Continental crust is produced and (far less often) destroyed mostly by plate tectonic processes, especially at convergent plate boundaries. Additionally, continental crustal material is transferred to oceanic crust by sedimentation. New material can be added to the continents by the partial melting of oceanic crust at subduction zones, causing the lighter material to rise as magma, forming volcanoes. Also, material can be accreted horizontally when volcanic island arcs, seamounts or similar structures collide with the side of the continent as a result of plate tectonic movements. Continental crust is also lost through erosion and sediment subduction, tectonic erosion of forearcs, delamination, and deep subduction of continental crust in collision zones. Many theories of crustal growth are controversial, including rates of crustal growth and recycling, whether the lower crust is recycled differently from the upper crust, and over how much of Earth history plate tectonics has operated and so could be the dominant mode of continental crust formation and destruction. It is a matter of debate whether the amount of continental crust has been increasing, decreasing, or remaining constant over geological time. One model indicates that at prior to 3.7 Ga ago continental crust constituted less than 10% of the present amount. By 3.0 Ga ago the amount was about 25%, and following a period of rapid crustal evolution it was about 60% of the current amount by 2.6 Ga ago. The growth of continental crust appears to have occurred in spurts of increased activity corresponding to five episodes of increased production through geologic time.