Aunque todavía no se ha perforado una sección completa de la corteza oceánica, los geólogos disponen de varias pruebas que les ayudan a comprender el fondo del océano. Las estimaciones de la composición se basan en los análisis de los ofiolitos (secciones de la corteza oceánica que se han desplazado hacia los continentes y se han conservado en ellos), en las comparaciones de la estructura sísmica de la corteza oceánica con las determinaciones de laboratorio de las velocidades sísmicas en los tipos de roca conocidos, y en las muestras recuperadas del fondo oceánico mediante sumergibles, dragados (especialmente en las crestas de las crestas y las zonas de fractura) y perforaciones. La corteza oceánica es mucho más simple que la corteza continental y, por lo general, puede dividirse en tres capas. Según los experimentos de física de los minerales, a bajas presiones del manto, la corteza oceánica se vuelve más densa que el manto circundante.
- La capa 1 tiene un espesor medio de 0,4 km. Está formada por sedimentos no consolidados o semiconsolidados, generalmente delgados o incluso no presentes cerca de las dorsales oceánicas medias, pero se engrosan más lejos de la dorsal. Cerca de los márgenes continentales los sedimentos son terrígenos, es decir, derivados de la tierra, a diferencia de los sedimentos de las profundidades marinas que están formados por pequeñas conchas de organismos marinos, generalmente calcáreas y silíceas, o pueden estar formados por cenizas volcánicas y sedimentos terrígenos transportados por las corrientes de turbidez.
- La capa 2 podría dividirse en dos partes: la capa 2A – capa volcánica superior de 0,5 km de espesor de basalto vítreo a finamente cristalino generalmente en forma de basalto almohadillado, y la capa 2B – capa de 1,5 km de espesor compuesta por diques de diabasa.
- La capa 3 se forma por el lento enfriamiento del magma bajo la superficie y está formada por gabros de grano grueso y rocas ultramáficas acumuladas. Constituye más de dos tercios del volumen de la corteza oceánica con casi 5 km de espesor.
GeoquímicaEditar
Las rocas volcánicas más voluminosas del fondo oceánico son los basaltos de la dorsal medio-oceánica, que derivan de magmas toleíticos de bajo potasio. Estas rocas tienen bajas concentraciones de elementos litófilos de gran tamaño (LILE), elementos ligeros de tierras raras (LREE), elementos volátiles y otros elementos altamente incompatibles. Se pueden encontrar basaltos enriquecidos con elementos incompatibles, pero son raros y están asociados a los puntos calientes de las dorsales oceánicas, como los alrededores de las Islas Galápagos, las Azores e Islandia.
Antes de la Era Neoproterozoica, hace 1000 Ma, la corteza oceánica del mundo era más máfica que la actual. La naturaleza más máfica de la corteza significaba que podían almacenarse mayores cantidades de moléculas de agua (OH) en las partes alteradas de la corteza. En las zonas de subducción esta corteza máfica era propensa a metamorfosearse en greenschist en lugar de blueschist en facies blueschist ordinaria.
Ciclo de vidaEditar
La corteza oceánica se crea continuamente en las dorsales oceánicas medias. Cuando las placas se separan en estas dorsales, el magma se eleva hacia el manto superior y la corteza. A medida que se aleja de la dorsal, la litosfera se enfría y se vuelve más densa, y los sedimentos se acumulan gradualmente sobre ella. La litosfera oceánica más joven se encuentra en las dorsales oceánicas, y envejece progresivamente al alejarse de las dorsales.
A medida que el manto asciende se enfría y funde, al disminuir la presión y cruzar el solidus. La cantidad de fusión producida depende únicamente de la temperatura del manto a medida que asciende. De ahí que la mayor parte de la corteza oceánica tenga el mismo espesor (7±1 km). Las dorsales de propagación muy lentas (<1 cm-año-1 de velocidad media) producen una corteza más delgada (4-5 km de espesor) ya que el manto tiene la oportunidad de enfriarse en el ascenso y por lo tanto cruza el solidus y se funde a menor profundidad, produciendo así menos fusión y una corteza más delgada. Un ejemplo de ello es la dorsal de Gakkel, bajo el océano Ártico. Por encima de las plumas se encuentra una corteza más gruesa que la media, ya que el manto está más caliente y, por tanto, cruza el solidus y se funde a mayor profundidad, creando más fusión y una corteza más gruesa. Un ejemplo de esto es Islandia, que tiene una corteza de un grosor de ~20 km.
La edad de la corteza oceánica puede utilizarse para estimar el grosor (térmico) de la litosfera, donde la corteza oceánica joven no ha tenido suficiente tiempo para enfriar el manto que hay debajo, mientras que la corteza oceánica más antigua tiene una litosfera del manto más gruesa debajo. La litosfera oceánica subduce en lo que se conoce como límites convergentes. Estos límites pueden existir entre la litosfera oceánica de una placa y la litosfera oceánica de otra, o entre la litosfera oceánica de una placa y la litosfera continental de otra. En la segunda situación, la litosfera oceánica siempre subduce porque la litosfera continental es menos densa. El proceso de subducción consume la litosfera oceánica más antigua, por lo que la corteza oceánica rara vez tiene más de 200 millones de años.El proceso de formación y destrucción de supercontinentes a través de ciclos repetidos de creación y destrucción de la corteza oceánica se conoce como ciclo de Wilson.
La corteza oceánica a gran escala más antigua se encuentra en el Pacífico occidental y en el Atlántico noroccidental – ambos tienen hasta 180-200 millones de años. Sin embargo, partes del Mar Mediterráneo oriental son restos del océano Tethys, mucho más antiguo, con una antigüedad de unos 270 y hasta 340 millones de años.