Skorupa kontynentalna to jedna z dwóch podstawowych odmian
skorupy ziemskiej
obok odmiany
oceanicznej
. W przeciwieństwie do relatywnie cienkiej i gęstej skorupy oceanicznej, znajdującej się poniżej skorupy kontynentalnej i tworzącej dno oceanów, kontynenty zbudowane są z grubej warstwy lżejszych skał, które tworzą znane z mapy fizycznej
Ziemi
kontynenty
.
Podstawowe cechy skorupy kontynentalnej to jej lekkość (średnio 2,7 g/cm³), grubość (średnio 40 km) oraz wiek (do 4 miliardów lat) w porównaniu do skorupy oceanicznej, która ma przeciętnie 7 km grubości, gęstość 3 g/cm³, a jej najstarsze znane fragmenty mają nie więcej niż 200 milionów lat. Wyjaśnienie tych różnic jest możliwe po przeanalizowaniu procesów doprowadzających do ich powstawania.
Formalnie za granicę dolną skorupy ziemskiej (a więc także kontynentalnej) uznaje się
nieciągłość Mohorovičicia
, czyli widoczny w badaniach sejsmicznych skokowy wzrost prędkości
fal sejsmicznych
znajdowany średnio na głębokości ok. 35 km, zaś pod najgrubszymi fragmentami skorupy (np. Płaskowyżem Tybetańskim) nawet 75 km. Moho oddziela więc
skorupę
od
płaszcza
. Za granicę horyzontalną, czyli oddzielającą skorupę kontynentalną od oceanicznej, przyjmuje się przeważnie stromy stok kontynentalny leżący za
szelfem
- zgodnie więc z tą definicją, ok. 30% powierzchni skorupy kontynentalnej leży pod poziomem morza. Granica ta ma uzasadnienie geologiczne (podane poniżej przy opisie rozpadu kontynentów), jednak nie jest zgodna z tradycyjnym, geograficznym podziałem na
kontynenty
i
oceany
, przebiegającym wzdłuż obecnej linii brzegowej.
Powstanie skorupy ziemskiej i jej zróżnicowanie
W przeciwieństwie do częściowo upłynnionych skał
ziemskiego płaszcza
, skorupa składa się ze skał zestalonych (bardziej precyzyjne rozróżnienie odwołuje się do podziału na
litosferę
i
astenosferę
). Skały skorupy ziemskiej to więc produkty skrzepnięcia skał płaszcza, które zaszło, gdy magma została schłodzona poniżej temperatury krzepnięcia. Nie jest jasne, w jakich warunkach powstały pierwsze fragmenty skorupy ziemskiej; wiadomo, że procesy te musiały być zainicjowane już w pierwszych chwilach istnienia naszej planety, gdyż najstarsze znalezione skały mają powyżej 4 miliardów lat.
Przypuszcza się, że najbardziej zewnętrzna część naszej planety, jako ta, która najłatwiej może tracić ciepło w kontakcie z
hydrosferą
i
atmosferą
, od samego początku ewolucji Ziemi była w postaci stałej. Tym, co powstrzymało planetę od stopniowego, statycznego, kilometr po kilometrze zastygania od zewnątrz do środka, było zainicjowanie
tektoniki płyt
, która wprawiła zewnętrzne warstwy Ziemi w ruchy poziome. Ten fakt leży również u podstaw zróżnicowania się skorupy na kontynentalną i oceaniczną. Z czasem lokalne zgrubienia na powierzchni skorupy zaczęły "obrastać" nowymi skałami, które mogły w swojej wędrówce zatrzymać się na nich, jak dryfujące po morzu kłody zatrzymują się na brzegach wysp. Proces ten określa się mianem akrecji kontynentalnej. Proces ten w którymś momencie zbiegł się w czasie z wykształceniem się ziemskiego
wszechoceanu
, który zaczął występować jako ważny czynnik procesów tektonicznych. Masy skalne wynurzone ponad jego powierzchnię mogły podlegać intensywniejszym procesom
erozji
i
sedymentacji
co prowadziło z czasem również do chemicznego i fizycznego zróżnicowania skał. Przykładowo,
skały okruchowe
składają się z rozdrobnionej skały pierwotnej, mają więc od niej znacznie mniejszą gęstość. Ponieważ intensywne
wietrzenie
może zachodzić tylko ponad powierzchnią wody, tego typu "odchudzanie" skał może z czasem doprowadzić do zmniejszenia się całkowitej gęstości skorupy kontynentalnej względem oceanicznej.
Warto w tym kontekście przywołać zjawisko
izostazji
. Ponieważ warstwy Ziemi znajdujące się bezpośrednio pod stałą
litosferą
są w stanie płynnym (
astenosfera
), bryły litosferyczne mogą się w pewnym zakresie na niej unosić, podobnie jak góry lodowe na oceanie. Im zaś są one bardziej gęste lub bardziej obciążone, tym większa ich część jest zanurzona. Zjawisko tu tłumaczy m.in. obniżenie się powierzchni lądu po pojawieniu się
lądolodu
, wyjaśnia też jednak, dlaczego skorupa kontynentalna jako ciało o mniejszej gęstości (średnio 2,7 g/cm³) położona jest wyżej niż skorupa oceaniczna (średnio 3 g/cm³).
Wzrost kontynentów
Istnieje kilka przyczyn, dla których z biegiem czasu zwiększa się objętość skorupy kontynentalnej względem oceanicznej.
Gdy przywołamy znane z
tektoniki płyt
zjawisko podsuwania się jednej płyty pod drugą (
subdukcji
), możemy wyobrazić sobie, że stosunkowo gęste skały oceaniczne tworzące cienką (średnio 7 km) mogą łatwiej wsunąć się pod inną płytę niż lżejsze i grubsze (współcześnie średnio ok. 35-40 km) skały kontynentalne. W tym drugim wypadku kolizja może doprowadzić do spiętrzenia się mas skalnych w
łańcuch górski
, zamiast do ich wciągnięcia pod powierzchnię Ziemi. Zjawisko to określa się mianem
orogenezy
. Oczywiście nie cała płyta zostaje na powierzchni i zawsze jest część, która zostanie wciągnięta i włączona do płaszcza; podobnie zwykle część skorupy oceanicznej zostaje odszczepiona w procesie subdukcji i włączona do masy kontynentalnej jako
pryzma akrecyjna
. Istotne są tu jednak proporcje.
Ponadto, skorupa oceaniczna jest bardziej podatna na różne gwałtowne procesy tektoniczne, jak np. przełamanie prowadzące do wytwotrzenia nowej
strefy subdukcji
. W odniesieniu do stabilnych jąder kontynentów (w wąskim sensie: tzw.
kratonów
) używa się więc czasami określenia "masa oporowa", które podkreśla ich relatywną tektoniczną "nietykalność". Te olbrzymie bloki skalne, mające do 60 kilometrów grubości, mogą być praktycznie martwe tektonicznie nawet od wielu setek milionów lat, ponieważ ich wypiętrzenie, rozciągnięcie lub nadłamanie wymagałoby znacznie większej energii niż poruszenie innych, cieńszych regionów litosfery. W tym więc sensie skorupa kontynentalna jest bardziej "nietykalna" i jest niewielka szansa, że zostanie przetopiona, naderwana i w rezultacie zniszczona.
Ewolucja kontynentów
Na przestrzeni miliardów lat ewolucji tektonicznej Ziemi każdy fragment skorupy kontynentalnej był wielokrotnie przesuwany i sklejany z innymi, tworząc nowe kontynenty i
superkontynenty
w cyklu zwanym czasem cyklem superkontynentalnym. Niektórzy naukowcy proponują, że powstawanie i rozpad superkontynentów jest mniej czy bardziej regularny i tym samym skorelowany z długofalowymi zmianami klimatu, poziomu morza i in. Warto zwrócić uwagę, że ostatni superkontynent
Pangea
powstał przed ok. 300 milionami lat, poprzedni zaś
Gondwana
przed 600 milionami lat; we wcześniejszych jednak epokach regularności te nie są tak proste; rzut zaś oka na mapę świata pokazuje, że współczesnej kontynenty są od siebie znacznie oddalone.
Rozpad kontynentów
Proces rozpadu kontynentu nazywany jest
ryftowaniem
i zostaje zainicjowany, gdy skorupa kontynentalna zostaje rozpychana od spodu na zewnątrz. Podawane zwykle tłumaczenie uwzględnia podsuwanie się gorącej
astenosfery
lub, w niektórych hipotezach tzw.
pióropusza płaszcza
, czyli wznoszącej się niestabilności termicznej, które prowadzą do rozepchnięcia mas skalnych na boki. Inne tłumaczenia podkreślają raczej samo istnienie rozbieżnego pola sił w astenosferze, związanego być może z mechaniką
konwekcji
, czyli wielkoskalowych ruchów materii w płaszczu Ziemi. Proces ten zwykle inicjowany jest z brzegu masy kontynentalnej, gdzie wymagana do niego jest mniejsza ilość energii.
W wyniku zaistnienia sił rozciągających powstaje na powierzchni stopniowo poszerzające się linearne zagłębienie: ryft. Współczesnym przykładem jest Ryft Wschodnioafrykański. Typowy ryft ma budowę trójramienną, w idealnym wypadku formują się więc trzy doliny ryftowe leżące wobec siebie pod kątem 180°, zbiegające się w tzw. trójzłączu (ang. triple junction). Z biegiem czasu skorupa staje się coraz cieńsza wzdłuż dolin ryftowych, aż w końcu możliwe staje się wdarcie w nie oceanu. Zwykle nie wszystkie trzy ramiona są cały czas aktywne i jedno z nich przestaje się rozwijać, tworząc tzw.
aulakogen
. Rozsuwanie się dwóch skrzydeł ryftu związane jest z ciągłym podsuwaniem się astenosfery, przejawiającym się na powierzchni w postaci okresowego
wulkanizmu
, sporadycznie zaś większych wylewów magmy, tworzących tzw.
duże prowincje magmatyczne
. Ostatecznie kontynent zostaje rozerwany całkowicie, a oś rozrostu zaczyna produkować normalną
skorupę oceaniczną
. Stopniowe przechodzenie od uszkadzania skorupy kontynentalnej do tworzenia
bazaltowych
skał dna oceanicznego znajduje wyraz w strukturze powstałej na tej drodze tzw. pasywnej krawędzi kontynentalnej. Nazwa ta odzwierciedla fakt, że strefa rozrostu, która kiedyś była ryftem, odsuwa od siebie obydwa skrzydła rozerwanego kontynentu, które przestają być z czasem aktywne tektonicznie: są więc krawędziami pasywnymi. Przykładami na krawędzie pasywne są wybrzeża Afryki i Ameryki Południowej po obu stronach Atlantyku, które jeszcze przed 150 milionami lat były ośrodkiem aktywnego procesu ryftowania i gwałtowych epizodów wulkanicznych, obecnie zaś pokryte są warstwą
szelfu
i są w zasadzie nieaktywne tektonicznie.
Łączenie się kontynentów
Zgodnie z koncepcją cyklu superkontynentów, ale także i zwykłym zdrowym rozsądkiem, jeśli w jednym miejscu kontynenty odsuwają się od siebie, w innym muszą się w końcu spotkać. W
tektonice płyt
mówi się w tym kontekście o granicy zbieżnej oraz o
subdukcji
. Jak było już to wspomniane powyżej, skorupa kontynentalna ma tendencję do pozostawania na powierzchni, w przeciwieństwie do skał oceanicznych, które zwykle ulegają wciągnięciu w strefie subdukcji i wtopieniu w objętość
płaszcza
. Gdy więc płyta zawierająca fragment skorupy kontynentalnej - tzw. płyta kontynentalna - zostaje wciągana pod inną płytę kontynentalną, nieunikniony jest moment zderzenia się tych dwóch wielkich mas skalnych. W niedawnej historii geologicznej miało to miejsce 50 milionów lat temu, gdy Płyta Indyjska zderzyła się z Płytą Euroazjatycką, tworząc m.in. łańcuch
Himalajów
; szczyt wypiętrzania miał miejsce ok. 20 milionów lat temu.
W procesie tego typu następuje nasunięcie się mas skalnych jednej płyty nad drugą oraz wypiętrzenie się ich w postaci łańcucha lub łańcuchów gór fałdowych. Energia zderzenia może też uruchomić dawne strefy aktywności na tych płytach, co w opisywanym przypadku doprowadziło do wypiętrzenia gór
Tienszan
leżących ponad 1000 kilometrów dalej na północ na Płycie Euroazjatyckiej. Powstawanie gór określa się w geologii mianem
orogenezy
. W czasie orogenezy w objętość nowo powstałej masy kontynentalnej mogą też zostać włączone fragmenty skorupy oceanicznej, które zostają wyniesione, ściśnięte i złożone na granicy między zderzającymi się płytami. Strefę zderzenia nazywa się szwem kolizyjnym; ponieważ zaś serię skał budujących skorupę oceaniczną określa się mianem "serii ofiolitowej", określa się ją też mianem szwu ofiolitowego (ang. collisional suture, ophiolite suture). Tego typu szew jest jedyną pozostałością po basenie oceanicznym, który zamknął się w strefie zderzenia. Współczesne kontynenty zawierają znaczne ilości szwów kolizyjnych.
Pewnym rozwinięciem tej teorii jest teoria
terranów
, która akcentuje podział zderzających się płyt na mniejsze, częściowo niezależne od siebie dynamicznie podjednostki tektoniczne: terrany. Zgodnie z tą koncepcją kontynenty uformowane w czasie zderzenia są raczej mozaiką niezależnych bloków skalnych, na które została rozerwana pierwotna płyta, niż prostą sumą dwóch płyt tektonicznych, które skleiły się ze sobą w czasie kolizji. Obrazowe jest używane czasem określenie "tektonika kolażu". Pojawienie się tej idei związane było z odkryciem, że zderzenie dwóch kontynentów nie zawsze musi mieć charakter frontalny, często natomiast następuje pod kątem, tak że jedne fragmenty skorupy kontynentalnej zostają złożone wcześniej, inne później - jeden kontynent jest więc "rozbity" i "rozsmarowany" na powierzchni drugiego. O ile więc np. Płyta Indyjska zderzyła się raczej "czołowo" z Euroazjatycką, to
Góry Skaliste
, rozciągające się w zachodniej części
Ameryki Północnej
składają się z setek odrębnych jednostek tektonicznych, które zostały złożone na przestrzeni milionów lat na brzegu
kratonu północnoamerykańskiego
z wsuwającej się pod nią pod kątem płyty. Terrany te są również oddzielone od siebie szwami kolizyjnymi.
Struktura kontynentów
Struktura horyzontalna
Kratony
Słowem "
kraton
" określa się archaiczne części kontynentów, które uformowały się w dawnych epokach geologicznych, zostały utwardzone (uległy "kratonizacji") i ustabilizowały się na tyle, że nie podlegają współcześnie intensywnym procesom geologicznym. Każdy współczesny kontynent osadzony jest na licznych kratonach;
Ameryka Północna
m.in. na na olbrzymim Kratonie Północnoamerykańskim (zwanym też
Laurencją
), Eurazja m.in. na Kratonie Syberyjskim (Angara), Północnochińskim (Sinia), Tarczy Fennoskandzkiej i innych. Co istotne, słowo "osadzony" dotyczy zarówno zależności poziomych, jaki i pionowych. Kratony są więc jądrem, do którego mogą przyrastać "z boków" inne bloki skorupy kontynentalnej (stąd wiele kratonów znajduje się w centralnych partiach kontynentów raczej niż w pobliżu linii brzegowej). Z drugiej strony archaiczne skały kratonów są często przykryte wielokilometrowej grubości warstwą skał młodszych: zbudowane są z tzw. cokołu krystalicznego, na którym może (choć nie musi) spoczywać warstwa
skał osadowych
. Regiony, gdzie cokół wystaje nad powierzchnię określa się mianem
tarcz
, te zaś, gdzie pokrywa osadowa osiąga znaczną nieraz grubość:
platform
.
Orogeny
Jak zostało to opisane powyżej, efektem zderzania się płyt tektonicznych może być wypiętrzanie się mas skalnych w procesie orogenezy. Wszystkie góry ulegają z czasem spłaszczeniu w procesie
wietrzenia
, dopóki jednak do tego nie dojdzie, regiony objęte niedawnym
fałdowaniem
określa się mianem orogenów. Inna nazwa, pasy mobilne, odwołuje się do znanego faktu, że jako obszary niedawnej aktywności tektonicznej są one bardzo podatne - w porównaniu np. z
kratonami
- na
uskokowanie
, deformacje i dalsze przemiany tektoniczne. Góry należące do najmłodszego fałdowania,
alpejskiego
, stanowią najwyżej położone fragmenty skorupy kontynentalnej (szczyty Himalajów, And, Gór Skalistych, Alp leżą w obrębie młodych orogenów). Dawniejsze orogeny są bardziej
zerodowane
, silniej utwardzone, mniej aktywne sejsmicznie i coraz bliższe włączeniu w obrąb kratonów.
Krawędzie kontynentów
Proces powstawania krawędzi pasywnych kontynentów został opisany powyżej. Model ten dobrze nadaje się do opisu wszystkich brzegów otaczających
Ocean Atlantycki
, a także stoków
Australii
i
Antarktydy
. Na Ziemi występują jednak również tzw. krawędzie aktywne, stanowiące typ łuków wulkanicznych, czyli środowisk tektonicznych pojawiających się nad strefami
subdukcji
. Modelowym przykładem jest zachodnie wybrzeże Ameryki Południowej, gdzie oceaniczna
Płyta Nazca
podsuwa się pod kontynentalną Płytę Południowoamerykańską.
Podsuwanie się skorupy oceanicznej pod skorupę kontynentalną powoduje topienie się tej pierwszej, gdy skały ogrzewają się wraz ze zstępowaniem w głąb Ziemi. Topienie się skał i uwalnianie się znacznych ilości wody, wciągniętych przy okazji do
kanału subdukcyjnego
, powoduje pełznięcie do góry zasobów magmy i przebijanie się ich na powierzchnię Ziemi w pewnej odległości za strefą subdukcji. Przetopieniu ulegają przy tym również skały skorupy kontynentalnej, co znajduje wyraz w typach skał pojawiających się na powierzchni, przede wszystkim typu
granodiorytów
. Rezultatem jest uformowanie się łuku wulkanicznego, w którym trwa nieustająca aktywność wulkaniczna i powstawanie łańcucha wysp (jeśli założony on zostaje na płycie oceanicznej) lub gór wulkanicznych (na płycie kontynentalnej). Łańcuch Wysp
Japońskich
jest przykładem na ten pierwszy przypadek; wspomniany zaś przykład Ameryki Południowej odpowiada drugiej możliwości, a powstały tam łańcuch górski to
Andy
.
Krótko mówiąc, aktywne krawędzie kontynentalne towarzyszą granicom zbieżnym płyt, pasywne zaś znajdowane są w pewnej odległości od granic rozbieżnych.
Wielkie prowincje magmowe
Duża prowincja magmatyczna
to nietypowy składnik skorupy, zarówno kontynentalnej, jak i oceanicznej. Określeniem tym oznacza się wszystkie wielkie struktury powstałe z wylewu znacznych ilości magmy, ale nie związanych bezpośrednio z "typowymi" ośrodkami aktywności wulkanicznej, jak krawędzie płyt tektonicznych. Przypuszcza się, że te potężne (sięgające milionów km³ objętości!) struktury formują się, gdy region osłabionej skorupy zostanie zaatakowany przez podnoszące się intruzje
magmy
pochodzącej z głębszych regionów Ziemi. Prowincje takie można rozpoznać na podstawie ich składu; są one z reguły bardziej zasadowe od otaczających je skał - zawierają mniej
krzemionki
, zaś więcej związków
żelaza
i
magnezu
.
Struktura wertykalna i skład chemiczny
Trzy warstwy skorupy
Histogram wysokości skorupy ziemskiej
Tradycyjnie wyróżnia się trzy warstwy skorupy kontynentalnej na podstawie cech sejsmicznych i chemicznych: skorupę górną (12 km), środkową (11 km) i dolną (17 km grubości, przyjmując za grubość całej skorupy wartość 40 kilometrów, co jest oczywiście tylko jedną z możliwych wartości). Poniższa tabela zbiera udział masy najważniejszych składników skałotwórczych dla poszczególnych warstw[1]:
Związek | Skorupa (całość) | Skorupa górna | Skorupa środkowa | Skorupa dolna |
---|
SiO2 | 60,6 | 66,6 | 63,5 | 53,4 |
Al2O3 | 15,9 | 15,4 | 15,0 | 16,9 |
FeOT | 6,71 | 5,04 | 6,02 | 8,57 |
CaO | 6,41 | 3,59 | 5,25 | 9,59 |
MgO | 4,66 | 2,48 | 3,59 | 7,24 |
Na2O | 3,07 | 3,27 | 3,39 | 2,65 |
K2O | 1,81 | 2,80 | 2,30 | 0,61 |
TiO2 | 0,72 | 0,64 | 0,69 | 0,82 |
Skorupa kontynentalna składa się w przeważającej większości ze związków
krzemu
,
aluminium
,
żelaza
,
wapnia
,
magnezu
oraz
wapnia
i
potasu
. W konkteście
mineralogicznym
odpowiada to przede wszystkim
krzemianom
:
plagioklazom
,
amfibolom
,
piroksenom
i in., zaś w kontekście
petrologicznym
takim
skałom
magmowym
, jak
andezyty
,
granity
,
granodioryty
i in. oraz ich
metamorficznym
odpowiednikom.
W miarę wzrostu głębokości maleje zawartość krzemu, sodu i potasu, rośnie zaś zawartość wapnia, żelaza i magnezu. Prawidłowości te są bardzo charakterystyczne dla budowy skalnej Ziemi: na powierzchni dominują lekkie, sodowo-potasowe krzemiany, w miarę wzrostu głębokości rośnie zaś zawartość żelaza i magnezu, czego kulminacją jest istnienie żelazowo-niklowego
jądra
.
Skorupa w porównaniu z głębszymi warstwami jest silnie wzbogacona w rzadkie pierwiastki, w tym
pierwiastki promieniotwórcze
produkujące ciepło. O ile więc tylko ok. 0,6 % wszystkich krzemianów Ziemi zawartych jest w skorupie kontynentów, znajduje się w niej od 30-70 procent ziemskiej zawartości takich par izotopów, jak
rubid
-
stront
,
uran
-
ołów
,
samar
-
lutet
, ale też i bardziej popularnych pierwiastków trwałych, jak
złoto
,
platyna
,
srebro
,
siarka
,
fluor
,
chlor
i inne.
Procesy charakterystyczne dla poszczególnych warstw
- Skorupa górna wystawiona jest na działanie procesów atmosferycznych i hydrosferycznych, przez co podlega wietrzeniu; w szczególności zaś cyklowi wietrzenia i sedymentacji. Na krystalicznej powierzchni skalnej skorupy górnej znajduje się często gruba warstwa skał osadowych powstała w wyniku trwającej od milionów lat depozycji zwietrzałej skały macierzystej. Grubość pokrywy osadowej to typowo kilka kilometrów, choć istnieją obszary, na których pokrywy tej brak (
tarcze
kratonów
), a także baseny sedymentacyjne o miąższości do kilkunastu km. Na powierzchni skorupy znajduje się też zwykle warstwa
niescementowanych
produktów wietrzenia (
regolit
), zaś najwyższą warstwą, silnie przeobrażoną przez procesy biologiczne, jest
gleba
. Wraz z rosnącą głębokością, a tym samym ciśnieniem, skały ulegają ściśnięciu i podlegają
procesom metamorficznym
. Tylko więc w obrębie skorupy górnej występują
skały osadowe
, które po poddaniu wysokim ciśnieniom i temperaturom zostają zmetamorfizowane w tzw. paragnejsy. Zawartość paragnejsów stopniowo rośnie wraz z głębokością.
- Skorupa środkowa jest relatywnie najsłabiej poznana. W jej składzie skalnym przypuszcza się obecność tzw. środkowych
facji
metamorficznych, a więc
amfibolitowej
i
granulitowej
- odpowiadają one średnim ciśnieniom, które umiarkowanie ściskają pierwotną skałę, nadając jej teksturę
łupkowatą
, czyli płaszczyznową, oraz
gnejsową
, czyli bogatą w wydłużone, włókniste blasty (ziarna skalne).
- Skorupa dolna poddana jest największym ciśnieniom, przez co zbudowana jest prawdopodobnie z najsilniej zdeformowanych skał metamorficznych:
granulitów
, czyli skał tak silnie ściśniętych, że utraciły swoje struktury liniowe, przekształcając się w mniej więcej równościenne blasty. Na największych głębokościach skały mogą zostać przekształcone również w
eklogit
, czyli fazę tak gęstą, że może ona być gęstsza od skał
płaszcza
(prawdopodobnie
perydotytu
), z którym sąsiaduje dolna część skorupy. Przypuszczenie to każe uwzględniać w opisach dolnej skorupy możliwość odklejania się jej fragmentów, które osiągnęły gęstość większą od otoczenia i ich migracji do płaszcza: procesu zwanego delaminacją, odpowiedzialnego za zmniejszanie się objętości skorupy na rzecz płaszcza. Warto pamiętać, że granica między skorupą a płaszczem (
nieciągłość Mohorovičicia
) jest do pewnego stopnia umowna i w wielu przypadkach nie jest łatwo wyznaczyć jej ścisłe położenie. Można przypuszczać, że granica ta ma w wielu miejscach charakter strefy przejściowej, w której skały stają się coraz bardziej płynne i w której zachodzą nieustanne procesy cyklicznego krzepnięcia i topnienia skał, odklejania się ich od spodu skorupy i ponownego narastania.
Źródła
- ↑ Treatise on Geochemistry. Volume 3: The Crust, R.L. Rudnick (ed.), s. 53