La corteza oceánica es la capa más superior de la porción oceánica de las placas tectónicas . Está compuesta por la corteza oceánica superior, con lavas almohadilladas y un complejo de diques , y la corteza oceánica inferior , compuesta por troctolita , gabro y acumulados ultramáficos . [1] [2] La corteza se superpone a la capa superior rígida del manto . La corteza y la capa rígida del manto superior constituyen juntas la litosfera oceánica .
La corteza oceánica está compuesta principalmente de rocas máficas , o sima , ricas en hierro y magnesio. Es más delgada que la corteza continental , o sial , generalmente de menos de 10 kilómetros de espesor; sin embargo, es más densa y tiene una densidad media de aproximadamente 3,0 gramos por centímetro cúbico, a diferencia de la corteza continental, que tiene una densidad de aproximadamente 2,7 gramos por centímetro cúbico. [3]
La corteza superior es el resultado del enfriamiento del magma derivado del material del manto debajo de la placa. El magma se inyecta en el centro de expansión, que consiste principalmente en una masa cristalina parcialmente solidificada derivada de inyecciones anteriores, formando lentes de magma que son la fuente de los diques laminares que alimentan las lavas almohadilladas suprayacentes. [4] A medida que las lavas se enfrían, en la mayoría de los casos, el agua de mar las modifica químicamente. [5] Estas erupciones ocurren principalmente en las dorsales oceánicas, pero también en puntos críticos dispersos, y también en eventos raros pero poderosos conocidos como erupciones de inundación de basalto . Pero la mayor parte del magma cristaliza en las profundidades, dentro de la corteza oceánica inferior . Allí, el magma recién intruído puede mezclarse y reaccionar con rocas y masas cristalinas preexistentes. [6]
Aunque aún no se ha perforado una sección completa de la corteza oceánica, los geólogos cuentan con varias pruebas que les ayudan a comprender el fondo del océano. Las estimaciones de composición se basan en análisis de ofiolitas (secciones de la corteza oceánica que son empujadas hacia los continentes y preservadas en ellos), comparaciones de la estructura sísmica de la corteza oceánica con determinaciones de laboratorio de velocidades sísmicas en tipos de rocas conocidos y muestras recuperadas del fondo del océano mediante sumergibles , dragado (especialmente desde crestas de crestas y zonas de fractura ) y perforación. [7] La corteza oceánica es significativamente más simple que la corteza continental y generalmente se puede dividir en tres capas. [8] Según experimentos de física mineral , a presiones más bajas del manto, la corteza oceánica se vuelve más densa que el manto circundante. [9]
Las rocas volcánicas más voluminosas del fondo del océano son los basaltos de la dorsal mesoceánica, que se derivan de magmas toleíticos bajos en potasio . Estas rocas tienen bajas concentraciones de elementos litófilos de iones grandes (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 con puntos calientes de dorsales oceánicas como los alrededores de las Islas Galápagos , las Azores e Islandia . [15]
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 significó que se podían almacenar 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 esquisto verde en lugar de esquisto azul en las facies de esquisto azul ordinario . [dieciséis]
La corteza oceánica se crea continuamente en las dorsales oceánicas. A medida que las placas continentales divergen en estas crestas, el magma asciende hacia el manto superior y la corteza. A medida que las placas continentales se alejan de la cresta, las rocas recién formadas se enfrían y comienzan a erosionarse y los sedimentos se acumulan gradualmente encima de ellas. Las rocas oceánicas más jóvenes se encuentran en las dorsales oceánicas y van envejeciendo progresivamente a medida que se alejan de ellas. [17]
A medida que el manto asciende se enfría y se funde, al disminuir la presión y atraviesa el solidus . La cantidad de masa fundida producida depende únicamente de la temperatura del manto a medida que aumenta. Por tanto, la mayor parte de la corteza oceánica tiene el mismo espesor (7±1 km). Las crestas que se extienden muy lentamente (<1 cm·año −1 media velocidad) producen una corteza más delgada (de 4 a 5 km de espesor), ya que el manto tiene la posibilidad de enfriarse durante el afloramiento, por lo que cruza el solidus y se funde a menor profundidad, produciendo así menos derretido y corteza más fina. Un ejemplo de esto es la cresta Gakkel bajo el Océano Ártico . Por encima de las columnas se encuentra una corteza más gruesa que la media, ya que el manto está más caliente y, por tanto, cruza el solidus y se derrite a mayor profundidad, creando más derretimiento y una corteza más gruesa. Un ejemplo de esto es Islandia , que tiene una corteza de aproximadamente 20 km de espesor. [18]
La edad de la corteza oceánica se puede utilizar para estimar el espesor (térmico) de la litosfera, donde la corteza oceánica joven no ha tenido tiempo suficiente para enfriar el manto debajo de ella, mientras que la corteza oceánica más vieja tiene un manto litosférico más grueso debajo de ella. [19] La litosfera oceánica se 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 se 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. [20] 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 el Atlántico noroccidental ; ambas tienen entre 180 y 200 millones de años. Sin embargo, partes del mar Mediterráneo oriental podrían ser restos del océano Tetis , mucho más antiguo, de entre 270 y 340 millones de años. [21] [22] [23]
La corteza oceánica muestra un patrón de líneas magnéticas, paralelas a las dorsales oceánicas, congeladas en el basalto . Un patrón simétrico de líneas magnéticas positivas y negativas emana de la dorsal en medio del océano. [24] La roca nueva se forma a partir de magma en las dorsales oceánicas, y el fondo del océano se extiende desde este punto. Cuando el magma se enfría para formar roca, su polaridad magnética se alinea con las posiciones actuales de los polos magnéticos de la Tierra. Luego, el magma nuevo obliga al magma enfriado más antiguo a alejarse de la cresta. Este proceso da como resultado secciones paralelas de corteza oceánica de polaridad magnética alterna.
