Codia continental
A codia continental é a capa de rochas ígneas, metamórficas e sedimentarias que forman os continentes xeolóxicos e as áreas de fondo oceánico pouco profundas das súas costas chamadas plataformas continentais. Esta capa antes chamábase sial porque a súa composición global é principalmente rica en silicatos de aluminio, formados por silicio e aluminio (Si-Al) e ten unha densidade máis baixa comparada coa codia oceánica,[1][2] chamada sima, que é máis rica en silicatos de magnesio (Si-Mg, si-ma). Os cambios na velocidade das ondas sísmicas mostran que en moitas zonas a certa profundidade (a descontinuidade de Conrad), hai un contraste bastante marcado entre a codia continental superior, máis félsica, e a codia continental inferior, de carácter máis máfico.[3]
A maior parte da codia continental é terra situada por riba do nivel do mar, pero as plataformas continentais poden ser ás veces moi extensas. Un bo exemplo é que o 94% da rexión de codia continental de Zelandia está submerxida baixo o océano Pacífico,[4] mentres que as illas de Nova Zelandia constitúen o 93% da porción que está sobre o nivel do mar (só o 6% da rexión total).
A idade dos materiais da codia continental é moito máis antiga (miles de millóns de anos en moitos casos) que os da codia oceánica (centos de millóns de anos), xa que a codia oceánica antiga destrúese nas zonas de subdución.
Grosor e densidade
[editar | editar a fonte]
A codia continental consta de varias capas, cunha composición global media de SiO2 wt% = 60,6.[5] A densidade media da codia continental é duns 2,83 g/cm3,[6] menos densa que o material ultramáfico que forma o manto terrestre, que ten unha densidade de arredor de 3,3 g/cm3. A codia continental é tamén menos densa que a codia oceánica, cuxa densidade é de 2,9 g/cm3. Cun grosor entre 25 e 70 km, a codia continental é considerablemente máis grosa que a oceánica, que ten un grosor entre 7 e 10 km. Aproximadamente o 41 % da área superficial da Terra[7][8] e un 70 % do volume da codia terrestre é codia continental.[9]
Importancia
[editar | editar a fonte]Como a codia continental se encontra na súa maior parte por riba do nivel do mar, a súa existencia permitiu que a vida que se iniciou no mar puidese evolucionar orixinando seres vivos terrestres. A súa existencia posibilita a existencia de mares epicontinentais e de plataformas continentais nas que se estableceu unha complexa vida de animais metazoos durante o Paleozoico, no que agora se chama explosión cámbrica.[10]
Orixe
[editar | editar a fonte]Toda a codia continental deriva en última instancia de fundidos procedentes do manto (principalmente basálticos) por diferenciación fraccionada do fundido basáltico e a asimilación (refundido) da codia continental preexistente. Deses fundidos basálticos parentais, segundo as ideas iniciais de Tuttle e Bowen, derivaron os abundantes granitos da codia continental por cristalización-diferenciación, pero tamén se puideron formar por refundido do basalto ou sedimentos en vez de por cristalización fraccionada. As contribucións relativas destes dous procesos na creación de codia continental aínda se discuten, mais a diferenciación fraccionada pénsase que xoga o papel dominante.[11] Estes procesos ocorren principalmente en arcos magmáticos asociados coa subdución.
Hai poucas probas de que existise codia continental antes de hai 3500 millóns de anos.[12] Aproximadamente o 20 % do volume actual da codia continental formouse hai 3000 millóns de anos.[13] Houbo un desenvolvemento relativamente rápido das áreas de escudo consistentes en codia continental de idades entre os 3000 millóns e 2500 millóns de anos.[12] Durante ese intervalo de tempo, formouse un 60% do actual volume da codia continental.[13] O restante 20 % formouse durante os últimos 2500 millóns de anos.
Os propoñentes dunha hipótese de estado estacionario argumentan que o volume total de codia continental permaneceu máis ou menos igual despois da rápida diferenciación planetaria temperá da Terra e que a distribución de idades dos materiais actuais é simplemente o resultado dos procesos que levaron á formación de cratóns (as partes da codia agrupadas en cratóns é menos probable que se reorganicen por causa da tectónica de placas).[14] Porén, isto non é xeralmente aceptado.[15]
Forzas en acción
[editar | editar a fonte]En contraste coa persistencia da codia continental, o tamaño, forma e número de continentes está constantemente cambiando ao longo do tempo xeolóxico. Diferentes partes sepáranse á deriva, coliden e rexúntanse como parte do gran ciclo supercontinental.[16]
Hai actualmente uns 7000 millóns de km3 de codia continental, pero esta cantidade varía debido á natureza das forzas implicadas. A permanencia relativa da codia continental contrasta coa curta vida da codia oceánica. Como a codia continental é menos densa que a codia oceánica, cando as marxes activas de ambos coliden nas zonas de subdución, a codia oceánica adoita introducirse (subducir) por debaixo da continental en dirección ao manto. A codia continental raramente subduce (isto só pode ocorrer onde bloques de codia continental coliden e fanse máis grosos, causando unha fusión profunda baixo os cintos das montañas como o Himalaia ou os Alpes). Por esta razón as rochas máis antigas da Terra están nos cratóns ou núcleos dos continentes, en vez de nas continuamente recicladas rochas da codia oceánica, que en poucos centos de millóns de anos acaban subducindo; os fragmentos de codia continental intactos máis antigos de gneis de Acasta son de hai 4010 millóns de anos, mentres que a codia oceánica máis antiga de grande extensión (localizada na placa do Pacífico nas costas da península de Kamchatka) é do Xurásico (≈180 millóns de anos), aínda que podería haber fragmentos mais pequenos máis antigos no mar Mediterráneo con 340 millóns de anos de antigüidade.[17] A codia continental e as capas de rochas que están sobre e dentro dela son así un mellor arquivo da historia da Terra.[8][18]
A altura das cadeas montañosas está xeralmente relacionada co grosor da codia. Isto é resultado da isostasia asociada coa oroxénese (formación de montañas). A codia é engrosada polas forzas compresivas relacionadas coa subdución ou a colision continental. A flotación da codia fórzaa a ascender, e as forzas da tensión colisional son equilibradas pola gravidade e a erosión. Isto forma unha quilla ou raíz da montaña baixo a cadea montañosa, que é onde se encontra a codia máis grosa.[19] A codia continental máis fina atópase en zonas de rift, onde a codia adelgaza debido a fallas separadoras (tectónica extensional) e finalmente é separada, sendo substituída alí por codia oceánica. Os bordos de fragmentos continentais formados deste modo (ambos os lados do océano Atlántico, por exemplo) denomínanse bordos pasivos.
As altas temperaturas e presións das zonas profundas, a miúdo combinadas cunha longa historia de distorsión complexa, causa que gran parte da codia continental inferior sexa metamórfica (a principal excepción a isto son as intrusións ígneas recentes). As rochas ígneas poden tamén ser "laminadas", formando láminas no fondo da codia, é dicir, engadidas á codia formando unha capa inmediatament baixo ela.
A codia continental é producida e (moito menos frecuentemente) destruída principalmente polos procesos da tectónica de placas, especialmente nos bordos de placas converxentes. Adicionalmente, o material da codia continental é transferido á codia oceánica por sedimentación. Poden engadirse novos materiais aos continentes pola fusión parcial da codia oceánica en zonas de subdución, causando que o material máis lixeiro ascenda en forma de magma, formando volcáns. Ademais, o material pode acrecionarse horizontalmente cando os arcos de illas volcánicos, montes submarinos ou estruturas similares colisionan contra unha parte do continente como resultado dos movementos das placas tectónicas. A codia continental tamén se perde por erosión e subdución de sedimentos, erosión tectónica de antearcos, delaminación e subdución profunda de codia continental en zonas de colisión.[20] Moitas teorías sobre o crecemento da codia continental son polémicas, incluíndo as taxas de crecemento e reciclaxe da codia, se a codia inferior se recicla de forma diferente á codia superior, e durante que parte da historia da Terra operou a tectónica de placas e foi o modo dominante de formación e destrución da codia continental.[14]
Debátese se a cantidade de codia continental estivo incrementándose, diminuíndo, ou permaneceu constante no tempo xeolóxico. Un modelo indica que antes de hai 3700 millóns de anos a codia continental constituíu menos do 10 % da cantidade actual.[21] Hai 3000 millóns de anos a cantidade era dun 25 %, e despois dun período de evolución rápida da codia era xa dun 60% da cantidade actual hai 2600 millóns de anos.[22] O crecemento da codia continental parece que ocorreu en aceleróns de incrementos de actividade corespondentes a cinco episodios de aumento da produción de codia no tempo xeolóxico.[23]
Notas
[editar | editar a fonte]- ↑ Fairbridge, Rhodes W., ed. (1967). The Encyclopedia of Atmospheric Sciences and Astrogeology. New York: Reinhold Publishing. p. 323. OCLC 430153.
- ↑ Davis, George H.; Reynolds, Stephen J.; Kluth, Charles F. (2012). "Nature of Structural Geology". Structural Geology of Rocks and Regions (3rd ed.). John Wiley & Sons. p. 18. ISBN 978-0-471-15231-6.
- ↑ McGuire, Thomas (2005). "Earthquakes and Earth’s Interior". Earth Science: The Physical Setting. AMSCO School Publications Inc. pp. 182–184. ISBN 978-0-87720-196-0.
- ↑ Mortimer, Nick; Campbell, Hamish J. (2017). "Zealandia: Earth's Hidden Continent". GSA Today 27: 27–35. doi:10.1130/GSATG321A.1. Arquivado dende o orixinal o 17 de febreiro 2017.
- ↑ Rudnick, R.L.; Gao, S. (1 de xaneiro de 2014). "Composition of the Continental Crust". Treatise on Geochemistry (en inglés). pp. 1–51. ISBN 9780080983004. doi:10.1016/B978-0-08-095975-7.00301-6.
- ↑ Christensen, Nikolas I.; Mooney, Walter D. (1995). "Seismic velocity structure and composition of the continental crust: A global view". Journal of Geophysical Research: Solid Earth (en inglés) 100 (B6): 9761–9788. Bibcode:1995JGR...100.9761C. ISSN 2156-2202. doi:10.1029/95JB00259.
- ↑ Stein, M.; Ben-Avraham, Z. (2015). "Mechanism of Continental Crustal Growth". Treatise on Geophysics. pp. 173–199. ISBN 9780444538031. doi:10.1016/B978-0-444-53802-4.00159-7.
- ↑ 8,0 8,1 Cogley 1984.
- ↑ Hawkesworth et al. 2010.
- ↑ Waggoner, Ben; Collins, Allen. "The Cambrian Period". University of California Museum of Paleontology. Consultado o 30 de novembro de 2013.
- ↑ Klein, Benjamin; Jagoutz, Oliver (1 de xaneiro de 2018). "On the importance of crystallization-differentiation for the generation of SiO2-rich melts and the compositional build-up of arc (and continental) crust". American Journal of Science (en inglés) 318 (1): 29–63. Bibcode:2018AmJS..318...29J. ISSN 1945-452X. doi:10.2475/01.2018.03.
- ↑ 12,0 12,1 Hart, P. J. (1969). Earth's Crust and Upper Mantle. American Geophysical Union. pp. 13–15. ISBN 978-0-87590-013-1.
- ↑ 13,0 13,1 McCann, T. (2008). The Geology of Central Europe: Volume 1: Precambrian and Palaeozoic. London: The Geological Society. p. 22. ISBN 978-1-86239-245-8.
- ↑ 14,0 14,1 Armstrong 1991.
- ↑ Taylor & McLennan 2009.
- ↑ Condie 2002.
- ↑ "World's oldest ocean crust dates back to ancient supercontinent".
- ↑ Bowring & Williams 1999.
- ↑ Saal et al. 1998.
- ↑ Clift & Vannuchi 2004.
- ↑ von Huene & Scholl 1991.
- ↑ Taylor & McLennan 1995.
- ↑ Butler 2011, Ver gráfico.
Véxase tamén
[editar | editar a fonte]Outros artigos
[editar | editar a fonte]- Mapa xeolóxico
- Provincia xeolóxica
- Litosfera
- Descontinuidade de Mohorovičić
- Codia oceánica
- Tectónica de placas
- Terreo (xeoloxía)
Bibliografía
[editar | editar a fonte]- Armstrong, R.L. (1991). "The Persistent Myth of Crustal Growth" (PDF). Australian Journal of Earth Sciences 38 (5): 613–630. Bibcode:1991AuJES..38..613A. 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. doi:10.1007/s004100050465.
- Butler, Rob (2011). "Making new continents". Arquivado dende o orixinal o 1 de marzo de 2006. Consultado o 29 de xaneiro de 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. 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. doi:10.1038/29966.
- Walther, John Victor (2005). Essentials of Geochemistry. Jones & Bartlett. p. 35. ISBN 978-0-7637-2642-3 – vía Google Books. (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". Reviews of Geophysics 33 (2): 241–265. Bibcode:1995RvGeo..33..241T. doi:10.1029/95RG00262.)
- Taylor, S. Ross; McLennan, Scott (2009). Planetary Crusts: Their Composition, Origin and Evolution. Cambridge University Press. ISBN 9780521841863. Consultado o 28 de xuño de 2022 – vía Google Books.
- 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.
