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大陸地殻は、地質学的大陸と、大陸棚として知られる海岸近くの浅い海底領域を形成する火成岩、変成岩、堆積岩の層です。この層は、その全体的な組成がアルミニウムケイ酸塩（Al-Si）に富み、密度が低いため、海洋地殻（マグネシウムケイ酸塩（Mg-Si）鉱物に富むシマと呼ばれる）と比較して、シアルと呼ばれることがあります。[ 1 ] [ 2 ]地震波速度の変化は、ある深さ（コンラッド不連続面）で、より珪長質の大陸上部地殻と、より苦鉄質の大陸下部地殻との間にかなり明確なコントラストがあることを示しています。[ 3 ]
大陸地殻の大部分は海面より上の陸地である。しかし、ジーランディア大陸地殻地域の94%は太平洋の下に沈んでおり、[ 4 ]ニュージーランドは水面上の部分の93%を占めている。
大陸地殻はさまざまな層から構成され、全体の組成は中間的である（SiO 2 wt% = 60.6）。[ 5 ]大陸地殻の平均密度は約2.83 g/cm 3 (0.102 lb/cu in) であり、[ 6 ]マントルを構成する超苦鉄質物質の密度は約3.3 g/cm 3 (0.12 lb/cu in)であるのに比べて密度が低い。大陸地殻は海洋地殻よりも密度が低く、海洋地殻の密度は約2.9 g/cm 3 (0.10 lb/cu in)である。厚さが25 ～ 70 km (16 ～ 43 mi)の大陸地殻は、平均厚さが約7 ～ 10 km (4.3 ～ 6.2 mi)の海洋地殻よりもかなり厚い。地球の表面積の約41% [ 7 ] [ 8 ]と地殻の体積の約70%は大陸地殻である。[ 9 ]
大陸地殻の表面は主に海面より上にあるため、その存在によって陸上生物が海洋生物から進化することが可能になった。また、その存在は、内海や大陸棚として知られる広大な浅瀬を提供し、そこで複雑な多細胞生物が古生代初期、現在カンブリア爆発と呼ばれる時代に定着することができた。[ 10 ]
大陸地殻はすべて、最終的にはマントル由来の溶融物（主に玄武岩）から、玄武岩質溶融物の部分的分化と既存の大陸地殻の同化（再溶融）によって形成されます。大陸地殻の形成におけるこれら2つのプロセスの相対的な寄与については議論がありますが、部分的分化が主要な役割を果たしていると考えられています。[ 11 ]これらのプロセスは主に沈み込み帯に関連するマグマ弧で発生します。
3.5 Ga以前に大陸地殻が存在したという証拠はほとんどありません。[ 12 ]現在の大陸地殻の体積の約 20% は 3.0 Ga までに形成されました。[ 13 ] 3.0 Ga から 2.5 Ga の間に、大陸地殻からなるシールド領域で比較的急速な発達がありました。 [ 12 ]この期間に、現在の大陸地殻の体積の約 60% が形成されました。[ 13 ]残りの 20% は過去 2.5 Ga の間に形成されました。
定常状態仮説の支持者は、地球の初期の急速な惑星分化の後、大陸地殻の総体積はほぼ一定のままであり、現在見られる年代分布はクラトンの形成につながるプロセスの結果にすぎない（クラトンに集まった地殻の部分はプレートテクトニクスによって再加工される可能性が低い）と主張している。[ 14 ]しかし、これは一般的に受け入れられていない。[ 15 ]
大陸地殻の永続性とは対照的に、大陸の大きさ、形、数は地質時代を通じて絶えず変化している。異なる大陸地塊は分裂し、衝突し、再び合体し、壮大な超大陸サイクルの一部となっている。[ 16 ]
現在、大陸地殻は約70億立方キロメートル (17億立方マイル)ありますが、この量は関係する力の性質によって変動します。大陸地殻の相対的な永続性は、海洋地殻の短い寿命とは対照的です。大陸地殻は海洋地殻よりも密度が低いため、両者の活動的な境界が沈み込み帯で出会うと、海洋地殻は通常マントルに沈み込みます。大陸地殻が沈み込むことはまれです (大陸地殻ブロックが衝突して厚くなり、ヒマラヤ山脈やアルプス山脈などの山脈の下で深部溶融を引き起こす場合に発生する可能性があります)。このため、地球上で最も古い岩石は、繰り返しリサイクルされる海洋地殻ではなく、大陸のクラトンまたは核の中に存在します。最も古い完全な地殻断片は4.01 Gaのアカスタ片麻岩であり、最も古い大規模な海洋地殻 (カムチャツカ半島沖の太平洋プレート上に位置する) はジュラ紀(約 180 Ma ) のものであるが、地中海には約 340 Ma のより古い小さな残存物があるかもしれない。 [ 17 ]したがって、大陸地殻とその上および内部にある岩石層は、地球の歴史の最良の記録である。[ 8 ] [ 18 ]
山脈の高さは通常、地殻の厚さと関連しています。これは、造山運動（山脈の形成）に伴うアイソスタシーの結果です。地殻は、沈み込みや大陸衝突に関連する圧縮力によって厚くなります。地殻の浮力によって地殻は上方に押し上げられ、衝突応力の力は重力と侵食によってバランスが取られます。これにより、山脈の下にキールまたは山の根が形成され、そこに最も厚い地殻が見られます。[ 19 ]最も薄い大陸地殻は、地殻が剥離断層によって薄くなり、最終的に切断されて海洋地殻に置き換わるリフトゾーンに見られます。このようにして形成された大陸断片の縁（たとえば、大西洋の両側）は受動縁と呼ばれます。
深部における高温高圧は、しばしば長期間にわたる複雑な地殻変動と相まって、大陸下部地殻の大部分を変成岩にしている。ただし、最近の火成岩の貫入は、この変成岩の主な例外である。火成岩は、地殻の下面に「アンダープレーティング」されることもあり、つまり、地殻のすぐ下に層を形成することで地殻を拡張する。
大陸地殻は、主にプレートテクトニクス作用、特に収束型プレート境界において生成され、（はるかに少ない頻度で）破壊されます。さらに、大陸地殻物質は堆積作用によって海洋地殻へと運ばれます。沈み込み帯における海洋地殻の部分溶融によって、より軽い物質がマグマとして上昇し、火山を形成することで、大陸に新たな物質が加わることもあります。また、プレートテクトニクス作用の結果として、火山島弧、海山、または同様の構造が大陸の側面に衝突すると、水平方向に物質が付加されることもあります。大陸地殻は、侵食や堆積物の沈み込み、前弧の構造侵食、デラミネーション、衝突帯における大陸地殻の深部沈み込みによっても失われます。[ 20 ]地殻成長の多くの理論は、地殻の成長速度やリサイクル速度、下部地殻が上部地殻とは異なる方法でリサイクルされるかどうか、プレートテクトニクスが地球の歴史のどのくらいの期間にわたって作用してきたか、そしてそれが大陸地殻の形成と破壊の主要なモードである可能性があるかどうかなど、議論の的となっている。[ 14 ]
地質時代を通じて大陸地殻の量が増加してきたのか、減少してきたのか、あるいは一定であったのかは議論の余地がある。あるモデルによれば、37億年前以前には大陸地殻は現在の量の10%未満であった。[ 21 ] 30億年前には約25%になり、急速な地殻進化の時期を経て、26億年前には現在の量の約60%になった。[ 22 ]大陸地殻の成長は、地質時代を通じて5つの生産増加期に対応する活動増加の突発的な増加で起こったようである。[ 23 ]