Anche se una sezione completa di crosta oceanica non è stata ancora perforata, i geologi hanno diversi elementi che li aiutano a capire il fondo dell’oceano. Le stime della composizione si basano su analisi di ofioliti (sezioni di crosta oceanica che sono spinte e conservate sui continenti), confronti della struttura sismica della crosta oceanica con determinazioni di laboratorio delle velocità sismiche in tipi di roccia conosciuti, e campioni recuperati dal fondo dell’oceano da sommergibili, dragaggi (specialmente da creste e zone di frattura) e perforazioni. La crosta oceanica è significativamente più semplice di quella continentale e generalmente può essere divisa in tre strati. Secondo gli esperimenti di fisica minerale, a pressioni più basse del mantello, la crosta oceanica diventa più densa del mantello circostante.
- Lo strato 1 ha uno spessore medio di 0,4 km. È costituito da sedimenti non consolidati o semiconsolidati, di solito sottili o addirittura non presenti vicino alle dorsali medio-oceaniche, ma si ispessisce più lontano dalla dorsale. Vicino ai margini continentali i sedimenti sono terrigeni, cioè derivati dalla terra, a differenza dei sedimenti di mare profondo che sono costituiti da minuscoli gusci di organismi marini, di solito calcarei e silicei, oppure possono essere costituiti da ceneri vulcaniche e sedimenti terrigeni trasportati dalle correnti di torbidità.
- Lo strato 2 potrebbe essere diviso in due parti: lo strato 2A – 0,5 km di spessore dello strato vulcanico superiore di basalto vetroso o finemente cristallino di solito sotto forma di basalto a cuscino, e lo strato 2B – 1,5 km di spessore composto da diabase dikes.
- Lo strato 3 è formato dal lento raffreddamento del magma sotto la superficie e consiste in gabbri a grana grossa e rocce ultramafiche cumulate. Costituisce più di due terzi del volume della crosta oceanica con quasi 5 km di spessore.
GeochemistryEdit
Le rocce vulcaniche più voluminose del fondo oceanico sono i basalti della dorsale medio-oceanica, che sono derivati da magmi tholeiitici a basso potassio. Queste rocce hanno basse concentrazioni di grandi elementi ionici litofili (LILE), elementi leggeri delle terre rare (LREE), elementi volatili e altri elementi altamente incompatibili. Si possono trovare basalti arricchiti con elementi incompatibili, ma sono rari e associati a punti caldi della dorsale medio-oceanica come i dintorni delle isole Galapagos, le Azzorre e l’Islanda.
Prima dell’era neoproterozoica 1000 Ma fa, la crosta oceanica del mondo era più mafica di quella attuale. La natura più mafica della crosta significava che maggiori quantità di molecole d’acqua (OH) potevano essere immagazzinate nelle parti alterate della crosta. Nelle zone di subduzione questa crosta mafica era incline a metamorfosare in greenschist invece che in blueschist a facies blueschist ordinaria.
Ciclo di vitaModifica
La crosta oceanica viene continuamente creata nelle dorsali medio-oceaniche. Quando le placche divergono in queste dorsali, il magma sale nel mantello superiore e nella crosta. Man mano che si allontana dalla dorsale, la litosfera diventa più fredda e densa, e i sedimenti si accumulano gradualmente su di essa. La litosfera oceanica più giovane si trova in corrispondenza delle dorsali oceaniche, e diventa progressivamente più vecchia lontano dalle dorsali.
Quando il mantello sale si raffredda e si fonde, poiché la pressione diminuisce e attraversa il solidus. La quantità di fusione prodotta dipende solo dalla temperatura del mantello mentre sale. Quindi la maggior parte della crosta oceanica ha lo stesso spessore (7±1 km). Le dorsali di diffusione molto lente (<1 cm-yr-1 half-rate) producono una crosta più sottile (4-5 km di spessore) perché il mantello ha la possibilità di raffreddarsi durante la risalita e quindi attraversa il solidus e fonde a minore profondità, producendo così meno fusione e una crosta più sottile. Un esempio di questo è il Gakkel Ridge sotto l’Oceano Artico. Una crosta più spessa della media si trova sopra i pennacchi perché il mantello è più caldo e quindi attraversa il solidus e fonde ad una profondità maggiore, creando più fusione e una crosta più spessa. Un esempio di questo è l’Islanda che ha una crosta di spessore ~20 km.
L’età della crosta oceanica può essere usata per stimare lo spessore (termico) della litosfera, dove la crosta oceanica giovane non ha avuto abbastanza tempo per raffreddare il mantello sottostante, mentre la crosta oceanica più vecchia ha una litosfera più spessa sotto di sé. La litosfera oceanica subduce in quelli che sono conosciuti come confini convergenti. Questi confini possono esistere tra la litosfera oceanica su una placca e la litosfera oceanica su un’altra, o tra la litosfera oceanica su una placca e la litosfera continentale su un’altra. Nella seconda situazione, la litosfera oceanica subduce sempre perché la litosfera continentale è meno densa. Il processo di subduzione consuma la litosfera oceanica più vecchia, quindi la crosta oceanica raramente ha più di 200 milioni di anni. Il processo di formazione e distruzione dei supercontinenti attraverso cicli ripetuti di creazione e distruzione della crosta oceanica è conosciuto come il ciclo di Wilson.
La più vecchia crosta oceanica su larga scala è nel Pacifico occidentale e nell’Atlantico nord-occidentale – entrambi hanno circa 180-200 milioni di anni. Tuttavia, parti del Mar Mediterraneo orientale sono resti dell’oceano della Tetide, molto più vecchio, di circa 270 e fino a 340 milioni di anni.