Skorupa kontynentalna – jedna z dwóch podstawowych odmian skorupy ziemskiej obok 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.
Należy tu dodać, że w geografii granicą kontynentu jest linia brzegowa, a obszar zalany wodą nazywany jest morzem lub oceanem. W geologii kontynentem (blokiem kontynentalnym) nazywa się cały obszar zbudowany ze skorupy kontynentalnej, a jego granice biegną u podstawy stoku kontynentalnego. Obejmuje on ląd, szelf i stok kontynentalny – zgodnie więc z tą definicją, ok. 30% powierzchni skorupy kontynentalnej leży pod poziomem morza.
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. Wyjaśnieniem tych różnic oraz przypuszczalnych procesów prowadzających do ich powstawania zajmują się teorie geotektoniczne.
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 75–80 km. Moho oddziela więc skorupę od płaszcza.
Granica zewnętrzna, oddzielająca skorupę kontynentalną od oceanicznej, występuje przeważnie poniżej stromego stoku kontynentalnego leżącego za szelfem. Czasami jednak skorupa kontynentalna została rozerwana i morze szelfowe leży na skorupie oceanicznej. Tak jest w większości tzw. „basenów załukowych” w zachodniej części Oceanu Spokojnego.
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.
Być może 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. Masy skalne znajdujące się na powierzchni Ziemi stale podlegały intensywnym procesom erozji, transportu 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. Sedymentacja następowała zarówno na obszarach lądowych, jak i na dnie mórz.
Warto w tym kontekście przywołać zjawisko izostazji. Ponieważ warstwy Ziemi znajdujące się bezpośrednio pod stałą litosferą są prawdopodobnie w stanie półpłynnym (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 to tłumaczy m.in. obniżenie się powierzchni lądu po pojawieniu się lądolodu, wyjaśnia też, dlaczego skorupa kontynentalna jako ciało o mniejszej gęstości (średnio 2,7 g/cm³) położona jest wyżej niż skorupa oceaniczna (średnio 3 g/cm³).
Budowa kontynentów Centralne części kontynentów zbudowane są z kratonów, lub platform – tarcz oraz płyt. Do nich przylegają, a czasem przecinają je pasy orogeniczne.
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 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, jak 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 Sfałdowane i wypiętrzone w procesie orogenezy masy skalne układają się w pasma orogeniczne, lub pasy mobilne, która to nazwa 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.
Wszystkie góry ulegają z czasem spłaszczeniu w procesie erozji, dopóki jednak do tego nie dojdzie, regiony objęte niedawnym fałdowaniem określa się mianem orogenów. Góry należące do najmłodszego fałdowania, alpejskiego, stanowią najwyżej położone fragmenty skorupy kontynentalnej (szczyty Himalajów, Andów, Gór Skalistych, Alp leżą w obrębie młodych orogenów). Dawniejsze orogeny są bardziej zerodowane, silniej utwardzone, mniej aktywne sejsmicznie i coraz bliższe włączeniu w obręb kratonów.
Struktura pionowa i skład chemiczny Trzy warstwy skorupy thumb|300px|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 warstwTreatise on Geochemistry. Volume 3: The Crust, R.L. Rudnick (ed.), s. 53.:
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, glinu, żelaza, wapnia, magnezu oraz potasu. W kontekście mineralogicznym odpowiada to przede wszystkim krzemianom i glinokrzemianom: 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 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 erozji, transportu i depozycji (wszystkie 3 czynniki to proces sedymentacji). Na krystalicznej powierzchni skalnej skorupy górnej znajduje się często gruba warstwa skał osadowych powstała w wyniku trwającej od milionów lat depozycji zwietrzałych skał macierzystych. 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 diagenezie, a następnie procesom metamorficznym. Tylko więc w obrębie skorupy górnej występują skały osadowe, które głębiej, 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.
Tektonika płyt Istnieje kilka przyczyn, dla których z biegiem czasu zwiększa się objętość skorupy kontynentalnej względem oceanicznej.
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.