La corteza oceánica es la capa 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 de troctolita , gabro y acumulaciones ultramáficas . [1] [2] La corteza se superpone a la capa superior rígida del manto . La corteza y la capa superior rígida del manto constituyen juntas la litosfera oceánica .
La corteza oceánica está compuesta principalmente de rocas máficas , o sima , que es rica 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, con una densidad media de aproximadamente 3,0 gramos por centímetro cúbico en comparación con 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 de cristales parcialmente solidificados derivada de inyecciones anteriores, formando lentes de magma que son la fuente de los diques en láminas que alimentan las lavas almohadilladas suprayacentes. [4] A medida que las lavas se enfrían, en la mayoría de los casos, son modificadas químicamente por el agua de mar. [5] Estas erupciones ocurren principalmente en las dorsales oceánicas, pero también en puntos calientes dispersos, y también en ocurrencias raras pero poderosas conocidas como erupciones de basalto de inundación . Pero la mayor parte del magma cristaliza en profundidad, dentro de la corteza oceánica inferior . Allí, el magma recién intrusionado puede mezclarse y reaccionar con la masa de cristales y las rocas preexistentes. [6]
Aunque todavía no se ha perforado una sección completa de la corteza oceánica, los geólogos tienen varias pruebas que les ayudan a comprender el fondo del océano. Las estimaciones de la composición se basan en análisis de ofiolitas (secciones de corteza oceánica que se empujan hacia los continentes y se conservan 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 de crestas de dorsales 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 oceánico son los basaltos de las dorsales oceánicas, que se derivan de magmas toleíticos con bajo contenido de potasio . Estas rocas tienen bajas concentraciones de elementos litófilos de iones grandes (LILE), elementos de tierras raras ligeras (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 las 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 significaba 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 ordinarias . [16]
La corteza oceánica se crea continuamente en las dorsales oceánicas. A medida que las placas continentales divergen en estas dorsales, el magma asciende hacia el manto superior y la corteza. A medida que las placas continentales se alejan de la dorsal, las rocas recién formadas se enfrían y comienzan a erosionarse, y los sedimentos se acumulan gradualmente sobre ellas. Las rocas oceánicas más jóvenes se encuentran en las dorsales oceánicas y se vuelven cada vez más antiguas a medida que se alejan de ellas. [17]
A medida que el manto se eleva, se enfría y se derrite, y a medida que la presión disminuye, cruza el solidus . La cantidad de masa fundida producida depende únicamente de la temperatura del manto a medida que se eleva. Por lo tanto, la mayor parte de la corteza oceánica tiene el mismo espesor (7±1 km). Las dorsales de expansión muy lenta (<1 cm·año −1 semirrecta) producen una corteza más delgada (4–5 km de espesor) ya que el manto tiene la posibilidad de enfriarse al aflorar, por lo que cruza el solidus y se derrite a menor profundidad, produciendo así menos masa fundida y una corteza más delgada. Un ejemplo de esto es la dorsal de Gakkel bajo el océano Ártico . Se encuentra una corteza más gruesa que el promedio sobre las columnas, ya que el manto está más caliente y, por lo tanto, cruza el solidus y se derrite a mayor profundidad, creando más masa fundida y una corteza más gruesa. Un ejemplo de esto es Islandia , que tiene una corteza de ~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 litosfera de manto más gruesa 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 en una placa y la litosfera oceánica en otra, o entre la litosfera oceánica en una placa y la litosfera continental en otra. En la segunda situación, la litosfera oceánica siempre se subduce porque la litosfera continental es menos densa. El proceso de subducción consume litosfera oceánica más vieja, 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 el 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 oceánica. [24] La nueva roca se forma por el 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 nuevo magma fuerza al magma más antiguo y enfriado a alejarse de la dorsal. Este proceso da como resultado secciones paralelas de corteza oceánica de polaridad magnética alterna.
