La plus jeune croûte du fond océanique se trouve près des centres d'épandage du fond marin ou crêtes médio-océaniques. Alors que les plaques se séparent, le magma monte sous la surface de la Terre pour combler le vide vide.
Le magma durcit et cristallise en se verrouillant sur la plaque en mouvement et continue de se refroidir pendant des millions d'années en s'éloignant du frontière divergente. Comme tout rocher, les plaques de basaltique la composition devient moins épaisse et plus dense en refroidissant.
Lorsqu'une plaque océanique ancienne, froide et dense entre en contact avec une croûte continentale épaisse et flottante ou une croûte océanique plus jeune (et donc plus chaude et plus épaisse), elle subduit toujours. En substance, les plaques océaniques sont plus susceptibles de subduction en vieillissant.
En raison de cette corrélation entre l'âge et le potentiel de subduction, très peu de fonds océaniques ont plus de 125 millions d'années et presque aucun d'entre eux n'a plus de 200 millions d'années. Par conséquent, la datation du fond marin n'est pas très utile pour étudier les mouvements des plaques au-delà de la
Crétacé. Pour cela, les géologues datent et étudient la croûte continentale.La seule valeur aberrante (l'éclat vif de pourpre que vous voyez au nord de l'Afrique) à tout cela est la mer Méditerranée. C'est le vestige durable d'un océan ancien, le Tethys, qui rétrécit alors que l'Afrique et l'Europe entrent en collision dans l'Alpide orogenèse. À 280 millions d'années, il pâlit toujours par rapport à la roche vieille de quatre milliards d'années qui se trouve sur la croûte continentale.
Une histoire de la cartographie et de la datation des fonds marins
Le fond de l'océan est un endroit mystérieux que les géologues et océanographes marins ont du mal à saisir pleinement. En fait, les scientifiques ont cartographié davantage la surface de la Lune, de Mars et de Vénus que la surface de notre océan. (Vous avez peut-être déjà entendu ce fait auparavant, et bien qu'il soit vrai, il y a une explication logique pour expliquer pourquoi.)
La cartographie du plancher océanique, dans sa forme la plus ancienne et la plus primitive, consistait à abaisser les lignes pondérées et à mesurer la distance de l’enfoncement. Cela a été fait principalement pour déterminer les dangers de navigation à proximité des côtes.
Le développement du sonar au début du 20e siècle a permis aux scientifiques d'avoir une image plus claire de la topographie des fonds marins. Il n'a pas fourni de dates ni d'analyses chimiques du plancher océanique, mais il a découvert de longues crêtes océaniques, des canyons escarpés et de nombreuses autres formes de relief qui sont des indicateurs de la tectonique des plaques.
Le fond marin a été cartographié par des magnétomètres embarqués dans les années 1950 et a produit des résultats déroutants - zones séquentielles de polarité magnétique normale et inverse s'étendant des crêtes océaniques. Des théories ultérieures ont montré que cela était dû à la nature inversée du champ magnétique terrestre.
De temps en temps (cela s'est produit plus de 170 fois au cours des 100 derniers millions d'années), les pôles vont soudainement changer. Comme le magma et lave frais dans les centres d’épandage des fonds marins, quel que soit le champ magnétique présent, s’enracine dans la roche. Les plaques océaniques se propagent et se développent dans des directions opposées, de sorte que les roches équidistantes du centre ont la même polarité magnétique et le même âge. Autrement dit, jusqu'à ce qu'ils soient subduits et recyclés sous une croûte océanique ou continentale moins dense.
Le forage en haute mer et la datation radiométrique à la fin des années 1960 ont donné une stratigraphie précise et une date précise du plancher océanique. En étudiant les isotopes de l'oxygène des coquilles des microfossiles dans ces noyaux, les scientifiques ont pu commencer à étudier les climats passés de la Terre dans une étude connue sous le nom de paléoclimatologie.