Bien qu’une section complète de la croûte océanique n’ait pas encore été forée, les géologues disposent de plusieurs éléments de preuve qui les aident à comprendre le plancher océanique. Les estimations de la composition sont basées sur des analyses d’ophiolites (sections de la croûte océanique qui sont poussées sur les continents et y sont préservées), des comparaisons de la structure sismique de la croûte océanique avec des déterminations en laboratoire des vitesses sismiques dans des types de roches connus, et des échantillons récupérés au fond de l’océan par des submersibles, des dragages (en particulier des crêtes de crêtes et des zones de fracture) et des forages. La croûte océanique est nettement plus simple que la croûte continentale et peut généralement être divisée en trois couches. Selon des expériences de physique minérale, à des pressions mantelliques plus faibles, la croûte océanique devient plus dense que le manteau environnant.
- La couche 1 a une épaisseur moyenne de 0,4 km. Elle est constituée de sédiments non consolidés ou semi-consolidés, généralement minces, voire inexistants près des dorsales médio-océaniques, mais s’épaissit plus loin de la dorsale. Près des marges continentales, les sédiments sont terrigènes, c’est-à-dire issus de la terre, contrairement aux sédiments des grands fonds qui sont constitués de minuscules coquilles d’organismes marins, généralement calcaires et siliceux, ou bien ils peuvent être constitués de cendres volcaniques et de sédiments terrigènes transportés par les courants de turbidité.
- La couche 2 pourrait être divisée en deux parties : la couche 2A – couche volcanique supérieure de 0,5 km d’épaisseur de basalte vitreux à finement cristallin généralement sous forme de basalte en coussin, et la couche 2B – couche de 1,5 km d’épaisseur composée de dykes de diabase.
- La couche 3 est formée par le refroidissement lent du magma sous la surface et se compose de gabbros à gros grains et de roches ultramafiques cumulées. Elle constitue plus des deux tiers du volume de la croûte océanique avec près de 5 km d’épaisseur.
GéochimieEdit
Les roches volcaniques les plus volumineuses du plancher océanique sont les basaltes de la dorsale médio-océanique, qui sont issus de magmas tholéiitiques à faible teneur en potassium. Ces roches ont de faibles concentrations d’éléments lithophiles à gros ions (LILE), d’éléments légers de terres rares (LREE), d’éléments volatils et d’autres éléments hautement incompatibles. On peut trouver des basaltes enrichis en éléments incompatibles, mais ils sont rares et associés aux points chauds des dorsales médio-océaniques, comme les environs des îles Galápagos, les Açores et l’Islande.
Avant l’ère néoprotérozoïque, il y a 1000 Ma, la croûte océanique mondiale était plus mafique que celle d’aujourd’hui. La nature plus mafique de la croûte signifiait que des quantités plus élevées de molécules d’eau (OH) pouvaient être stockées les parties altérées de la croûte. Au niveau des zones de subduction, cette croûte mafique avait tendance à se métamorphoser en greenschiste au lieu de blueschiste au faciès blueschiste ordinaire.
Cycle de vieEdit
La croûte océanique se crée continuellement au niveau des dorsales médio-océaniques. Lorsque les plaques divergent au niveau de ces dorsales, le magma remonte dans le manteau supérieur et la croûte. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère devient plus froide et plus dense, et les sédiments s’accumulent progressivement sur son dessus. La lithosphère océanique la plus jeune se trouve au niveau des dorsales océaniques, et elle devient progressivement plus vieille en s’éloignant des dorsales.
Lorsque le manteau remonte, il se refroidit et fond, car la pression diminue et il franchit le solidus. La quantité de fonte produite dépend uniquement de la température du manteau lors de sa remontée. C’est pourquoi la plupart des croûtes océaniques ont la même épaisseur (7±1 km). Les crêtes d’expansion très lentes (<1 cm/an-1 demi-taux) produisent une croûte plus fine (4-5 km d’épaisseur) car le manteau a la possibilité de se refroidir lors de la remontée et donc de traverser le solidus et de fondre à une profondeur moindre, produisant ainsi moins de fonte et une croûte plus fine. La dorsale de Gakkel, sous l’océan Arctique, en est un exemple. Une croûte plus épaisse que la moyenne se trouve au-dessus des panaches, car le manteau est plus chaud et, par conséquent, il traverse le solidus et fond à une plus grande profondeur, créant ainsi plus de fonte et une croûte plus épaisse. Un exemple de ceci est l’Islande qui a une croûte d’une épaisseur de ~20 km.
L’âge de la croûte océanique peut être utilisé pour estimer l’épaisseur (thermique) de la lithosphère, où la jeune croûte océanique n’a pas eu assez de temps pour refroidir le manteau sous elle, tandis que la croûte océanique plus ancienne a une lithosphère mantellique plus épaisse sous elle. La lithosphère océanique se déforme au niveau de ce que l’on appelle les frontières convergentes. Ces frontières peuvent exister entre la lithosphère océanique d’une plaque et la lithosphère océanique d’une autre, ou entre la lithosphère océanique d’une plaque et la lithosphère continentale d’une autre. Dans la deuxième situation, la lithosphère océanique subduit toujours car la lithosphère continentale est moins dense. Le processus de subduction consomme la lithosphère océanique plus ancienne, de sorte que la croûte océanique a rarement plus de 200 millions d’années.Le processus de formation et de destruction des super-continents via des cycles répétés de création et de destruction de la croûte océanique est connu sous le nom de cycle de Wilson.
La croûte océanique à grande échelle la plus ancienne se trouve dans l’ouest du Pacifique et le nord-ouest de l’Atlantique – les deux ont environ jusqu’à 180-200 millions d’années. Cependant, certaines parties de la mer Méditerranée orientale sont des vestiges de l’océan Téthys, beaucoup plus ancien, âgé d’environ 270 et jusqu’à 340 millions d’années.
La croûte océanique à grande échelle la plus ancienne se trouve dans le Pacifique occidental et l’Atlantique nord-ouest.