Embora uma secção completa da crosta oceânica ainda não tenha sido perfurada, os geólogos têm várias provas que os ajudam a compreender o fundo do oceano. As estimativas da composição baseiam-se em análises de ophiolites (secções da crosta oceânica que são empurradas e preservadas nos continentes), comparações da estrutura sísmica da crosta oceânica com determinações laboratoriais de velocidades sísmicas em tipos de rocha conhecidos, e amostras recuperadas do fundo do oceano por submersíveis, dragagem (especialmente de cristas e zonas de fractura) e perfuração. A crosta oceânica é significativamente mais simples do que a crosta continental e geralmente pode ser dividida em três camadas. De acordo com experiências de física mineral, a pressões mais baixas do manto, a crosta oceânica torna-se mais densa do que o manto circundante.
- A camada 1 tem uma espessura média de 0,4 km. Consiste em sedimentos não consolidados ou semi-consolidados, geralmente finos ou mesmo não presentes perto das cristas do médio-oceano, mas engrossam mais longe do cume. Perto das margens continentais os sedimentos são terrigenosos, ou seja, derivados da terra, ao contrário dos sedimentos do mar profundo que são feitos de pequenas conchas de organismos marinhos, geralmente calcários e siliciosos, ou podem ser feitos de cinzas vulcânicas e sedimentos terrigenosos transportados por correntes de turbidez.
- A camada 2 pode ser dividida em duas partes: camada 2A – 0,5 km de espessura da camada vulcânica superior de basalto vítreo a basalto finamente cristalino, geralmente sob a forma de basalto de almofada, e camada 2B – 1,5 km de espessura da camada composta por diques de diabásio.
- A camada 3 é formada por um arrefecimento lento do magma sob a superfície e consiste em gabbros de grão grosseiro e acumular rochas ultramáficas. Constitui mais de dois terços do volume da crosta oceânica com quase 5 km de espessura.
GeochemistryEdit
As rochas vulcânicas mais volumosas do fundo do oceano são os basaltos da crista do médio-oceano, que são derivados de magmas tholeiiticos de baixo potássio. Estas rochas têm baixas concentrações de elementos litófilos iónicos grandes (LILE), elementos terrestres raros leves (LREE), elementos voláteis e outros elementos altamente incompatíveis. Podem ser encontrados basaltos enriquecidos com elementos incompatíveis, mas são raros e associados a pontos quentes de cristas do médio-oceano, tais como os arredores das Ilhas Galápagos, Açores e Islândia.
P>Prior à Era Neoproterozóica 1000 Ma atrás, pois a crosta oceânica mundial era mais mafiosa do que a dos dias de hoje’. A natureza mais mafiosa da crosta significava que quantidades mais elevadas de moléculas de água (OH) podiam ser armazenadas as partes alteradas da crosta. Nas zonas de subducção, esta crosta mafiosa era propensa a metamorfosear-se em greenschist em vez de blueschist na fácies blueschist comum.
Life cycleEdit
Crosta oceânica está continuamente a ser criada nas cristas do médio-oceano. À medida que as placas divergem nestas cristas, o magma sobe para o manto superior e para a crosta. À medida que se afasta da crista, a litosfera torna-se mais fresca e mais densa, e o sedimento constrói-se gradualmente em cima dela. A litosfera oceânica mais jovem encontra-se nas cristas oceânicas, e vai ficando progressivamente mais velha longe das cristas.
À medida que o manto sobe arrefece e derrete, à medida que a pressão diminui e atravessa o solidus. A quantidade de derretimento produzida depende apenas da temperatura do manto à medida que este sobe. Daí que a maioria da crosta oceânica tenha a mesma espessura (7±1 km). Crostas de espalhamento muito lento (<1 cm-yr-1 meia taxa) produzem crosta mais fina (4-5 km de espessura), uma vez que o manto tem a possibilidade de arrefecer no afloramento e assim atravessa o solidus e derrete a menor profundidade, produzindo assim menos derretimento e crosta mais fina. Um exemplo disto é a crista de Gakkel sob o Oceano Árctico. A crosta mais espessa do que a média encontra-se acima das plumas, uma vez que o manto é mais quente e por isso atravessa o solidus e derrete a uma maior profundidade, criando mais derretimento e uma crosta mais espessa. Um exemplo disto é a Islândia que tem crosta de espessura ~20 km.
A idade da crosta oceânica pode ser usada para estimar a espessura (térmica) da litosfera, onde a crosta oceânica jovem não teve tempo suficiente para arrefecer o manto por baixo dela, enquanto a crosta oceânica mais velha tem uma litosfera mais espessa por baixo dela. A litosfera oceânica subduz no que são conhecidos como limites convergentes. Estes limites podem existir entre a litosfera oceânica numa placa e a litosfera oceânica noutra, ou entre a litosfera oceânica numa placa e a litosfera continental noutra. Na segunda situação, a litosfera oceânica subduz sempre porque a litosfera continental é menos densa. O processo de subducção consome a litosfera oceânica mais antiga, pelo que a crosta oceânica raramente tem mais de 200 milhões de anos. O processo de formação e destruição do super-continente através de ciclos repetidos de criação e destruição da crosta oceânica é conhecido como o ciclo Wilson.
A mais antiga crosta oceânica em grande escala encontra-se no Pacífico ocidental e noroeste do Atlântico – ambos têm cerca de 180-200 milhões de anos de idade. Contudo, partes do Mar Mediterrâneo oriental são restos do oceano Tethys, muito mais antigo, com cerca de 270 e até 340 milhões de anos de idade.