Crosta continental - Continental crust

A espessura da crosta terrestre (km)
Crosta continental e oceânica no manto terrestre superior

A crosta continental é a camada de rochas ígneas , sedimentares e metamórficas que forma os continentes geológicos e as áreas de fundo do mar rasas próximas às suas costas, conhecidas como plataformas continentais . Essa camada é às vezes chamada de sial porque sua composição em massa é mais rica em silicatos de alumínio e tem uma densidade menor em comparação com a crosta oceânica , chamada de sima, que é mais rica em minerais de silicato de magnésio e mais densa. Mudanças nas velocidades das ondas sísmicas mostraram que em uma certa profundidade (a descontinuidade de Conrad ), há um contraste razoavelmente nítido entre a crosta continental superior mais félsica e a crosta continental inferior, que é de caráter mais máfico .

A crosta continental consiste em várias camadas, com uma composição em massa intermediária (SiO 2 % em peso = 60,6). A densidade média da crosta continental é de cerca de 2,83 g / cm 3 , menos densa que o material ultramáfico que compõe o manto , que possui densidade em torno de 3,3 g / cm 3 . A crosta continental também é menos densa que a crosta oceânica, cuja densidade é de cerca de 2,9 g / cm 3 . Com 25 a 70 km, a crosta continental é consideravelmente mais espessa do que a crosta oceânica, que tem uma espessura média de cerca de 7 a 10 km. Cerca de 40% da área da superfície da Terra e cerca de 70% do volume da crosta terrestre é a crosta continental.

A maior parte da crosta continental é formada por terra seca acima do nível do mar. No entanto, 94% da região da crosta continental de Zealandia está submersa no Oceano Pacífico , com a Nova Zelândia constituindo 93% da porção acima da água.

Importância

Como a superfície da crosta continental fica principalmente acima do nível do mar, sua existência permitiu que a vida terrestre evoluísse da vida marinha. Sua existência também fornece grandes extensões de águas rasas conhecidas como mares epeíricos e plataformas continentais onde a vida metazoária complexa pode se estabelecer durante o início do período Paleozóico , no que hoje é chamado de explosão Cambriana .

Origem

Toda a crosta continental é, em última análise, derivada de derretimentos derivados do manto (principalmente basalto ) por meio da diferenciação fracionada do derretimento basáltico e da assimilação (refusão) da crosta continental pré-existente. As contribuições relativas desses dois processos na criação da crosta continental são debatidas, mas acredita-se que a diferenciação fracionária desempenhe o papel dominante. Esses processos ocorrem principalmente em arcos magmáticos associados à subducção .

Existem poucas evidências de crosta continental antes de 3,5 Ga . Cerca de 20% do volume atual da crosta continental foi formado por 3,0 Ga. Houve um desenvolvimento relativamente rápido em áreas de escudo consistindo de crosta continental entre 3,0 e 2,5 Ga. Durante este intervalo de tempo, cerca de 60% do volume atual da crosta continental foi formado. Os 20% restantes se formaram durante os últimos 2,5 Ga. Há razões científicas (ver Armstrong 1991) para acreditar que o volume total da crosta continental permaneceu mais ou menos o mesmo após a formação da Terra e que a distribuição de idade atualmente encontrada é apenas a resultado dos processos que levam à formação de crátons (as partes da crosta agrupadas em crátons são menos propensas a serem retrabalhadas por placas tectônicas).

Forças em ação

Em contraste com a persistência da crosta continental, o tamanho, a forma e o número dos continentes mudam constantemente ao longo do tempo geológico. Tratos diferentes se separam, colidem e recoalesce como parte de um grande ciclo do supercontinente . Existem atualmente cerca de 7 bilhões de quilômetros cúbicos de crosta continental, mas essa quantidade varia devido à natureza das forças envolvidas. A relativa permanência da crosta continental contrasta com a curta vida da crosta oceânica. Como a crosta continental é menos densa do que a crosta oceânica, quando as margens ativas das duas se encontram em zonas de subducção , a crosta oceânica é normalmente subduzida de volta ao manto. A crosta continental raramente é subduzida (isso pode ocorrer quando os blocos da crosta continental colidem e engrossam, causando derretimento profundo sob cinturões montanhosos, como o Himalaia ou os Alpes ). Por essa razão, as rochas mais antigas da Terra estão dentro dos crátons ou núcleos dos continentes, e não na crosta oceânica repetidamente reciclada ; o fragmento crustal intacto mais antigo é o Acasta Gneiss em 4,01 Ga , enquanto a crosta oceânica de grande escala mais antiga (localizada na placa do Pacífico ao largo da costa de Kamchatka ) é do Jurássico (≈180 Ma ), embora possa haver pequenos remanescentes mais antigos no Mar Mediterrâneo a cerca de 340 Ma. A crosta continental e as camadas de rocha que se encontram sobre e dentro dela são, portanto, o melhor arquivo da história da Terra.

A altura das cadeias de montanhas geralmente está relacionada à espessura da crosta. Isso resulta da isostasia associada à orogenia (formação de montanhas). A crosta é espessada pelas forças compressivas relacionadas à subducção ou colisão continental. A flutuabilidade da crosta a força para cima, as forças da tensão de colisão são equilibradas pela gravidade e erosão. Isso forma uma quilha ou raiz de montanha abaixo da cordilheira, que é onde a crosta mais espessa é encontrada. A crosta continental mais fina é encontrada em zonas de fenda , onde a crosta é diluída por falhas de destacamento e eventualmente cortada, substituída por crosta oceânica. As bordas dos fragmentos continentais formados dessa forma (ambos os lados do Oceano Atlântico , por exemplo) são denominadas margens passivas .

As altas temperaturas e pressões em profundidade, frequentemente combinadas com uma longa história de distorção complexa, fazem com que grande parte da crosta continental inferior seja metamórfica - a principal exceção a isso são as recentes intrusões ígneas . A rocha ígnea também pode ser "underplated" na parte inferior da crosta, isto é, acrescentando-se à crosta formando uma camada imediatamente abaixo dela.

A crosta continental é produzida e (com muito menos frequência) destruída principalmente por processos tectônicos de placas , especialmente em limites de placas convergentes . Além disso, o material da crosta continental é transferido para a crosta oceânica por sedimentação. Novo material pode ser adicionado aos continentes pelo derretimento parcial da crosta oceânica em zonas de subducção, fazendo com que o material mais leve suba como magma, formando vulcões. Além disso, o material pode ser agregado horizontalmente quando arcos de ilhas vulcânicas , montes submarinos ou estruturas semelhantes colidem com a lateral do continente como resultado de movimentos de placas tectônicas. A crosta continental também é perdida por meio da erosão e subducção de sedimentos, erosão tectônica de antebraços, delaminação e subducção profunda da crosta continental em zonas de colisão. Muitas teorias de crescimento crustal são controversas, incluindo taxas de crescimento crustal e reciclagem, se a crosta inferior é reciclada de forma diferente da crosta superior e sobre quanto da história da Terra as placas tectônicas operaram e, portanto, poderia ser o modo dominante de formação da crosta continental e destruição.

É uma questão de debate se a quantidade de crosta continental tem aumentado, diminuído ou permanecido constante ao longo do tempo geológico. Um modelo indica que antes de 3,7 Ga atrás a crosta continental constituía menos de 10% da quantidade atual. Em 3,0 Ga atrás, a quantidade era de cerca de 25% e, após um período de rápida evolução crustal, era cerca de 60% da quantidade atual de 2,6 Ga atrás. O crescimento da crosta continental parece ter ocorrido em surtos de aumento de atividade correspondendo a cinco episódios de aumento de produção ao longo do tempo geológico.

Veja também

Referências

Bibliografia

links externos