Oceanic crust is the uppermost layer of the oceanic portion of the tectonic plates. It is composed of the upper oceanic crust, with pillow lavas and a dike complex, and the lower oceanic crust, composed of troctolite, gabbro and ultramafic cumulates. The crust overlies the rigid uppermost layer of the mantle. The crust and the rigid upper mantle layer together constitute oceanic lithosphere.

Oceanic crust is primarily composed of mafic rocks, or sima, which is rich in iron and magnesium. It is thinner than continental crust, or sial, generally less than 10 kilometers thick; however, it is denser, having a mean density of about 3.0 grams per cubic centimeter as opposed to continental crust which has a density of about 2.7 grams per cubic centimeter.

The crust uppermost is the result of the cooling of magma derived from mantle material below the plate. The magma is injected into the spreading center, which consists mainly of a partly solidified crystal mush derived from earlier injections, forming magma lenses that are the source of the sheeted dikes that feed the overlying pillow lavas. As the lavas cool they are, in most instances, modified chemically by seawater.  These eruptions occur mostly at mid-ocean ridges, but also at scattered hotspots, and also in rare but powerful occurrences known as flood basalt eruptions. But most magma crystallises at depth, within the lower oceanic crust. There, newly intruded magma can mix and react with pre-existing crystal mush and rocks.

Composition

Although a complete section of oceanic crust has not yet been drilled, geologists have several pieces of evidence that help them understand the ocean floor. Estimations of composition are based on analyses of ophiolites (sections of oceanic crust that are thrust onto and preserved on the continents), comparisons of the seismic structure of the oceanic crust with laboratory determinations of seismic velocities in known rock types, and samples recovered from the ocean floor by submersibles, dredging (especially from ridge crests and fracture zones) and drilling. Oceanic crust is significantly simpler than continental crust and generally can be divided in three layers. According to mineral physics experiments, at lower mantle pressures, oceanic crust becomes denser than the surrounding mantle.
 Layer 1 is on an average 0.4 km thick. It consists of unconsolidated or semiconsolidated sediments, usually  thin or even not present near the mid-ocean ridges but thickens farther away from the ridge. Near the continental margins sediment is terrigenous, meaning derived from the land, unlike deep sea sediments which are made of tiny shells of marine organisms, usually calcareous and siliceous, or it can be made of volcanic ash and terrigenous sediments transported by turbidity currents.
 Layer 2 could be divided into two parts: layer 2A – 0.5 km thick uppermost volcanic layer of glassy to finely crystalline basalt usually in the form of pillow basalt, and layer 2B – 1.5 km thick layer composed of diabase dikes.
 Layer 3 is formed by slow cooling of magma beneath the surface and consists of coarse grained gabbro and cumulate ultramafic rocks. It constitutes over two-thirds of oceanic crust volume with almost 5 km thickness.

Geochemistry
The most voluminous volcanic rocks of the ocean floor are the mid-oceanic ridge basalts, which are derived from low-potassium tholeiitic magmas. These rocks have low concentrations of large ion lithophile elements (LILE), light rare earth elements (LREE), volatile elements and other highly incompatible elements. There can be found basalts enriched with incompatible elements, but they are rare and associated with mid-ocean ridge hot spots such as surroundings of Galapagos Islands, the Azores and Iceland.

Prior to the Neoproterozoic Era 1000 Ma ago the world's oceanic crust was more mafic than present-days'. The more mafic nature of the crust meant that higher amounts of water molecules (OH) could be stored the altered parts of the crust. At subduction zones this mafic crust was prone to metamorphose into greenschist instead of blueschist at ordinary blueschist facies.

Life cycle
Oceanic crust is continuously being created at mid-ocean ridges. As continental plates diverge at these ridges, magma rises into the upper mantle and crust. As the continental plates move away from the ridge, the newly formed rocks cool and start to erode with sediment gradually building up on top of them. The youngest oceanic rocks are at the oceanic ridges, and they get progressively older away from the ridges.

As the mantle rises it cools and melts, as the pressure decreases and it crosses the solidus. The amount of melt produced depends only on the temperature of the mantle as it rises. Hence most oceanic crust is the same thickness (7±1 km). Very slow spreading ridges (<1 cm·yr−1 half-rate) produce thinner crust (4–5 km thick) as the mantle has a chance to cool on upwelling and so it crosses the solidus and melts at lesser depth, thereby producing less melt and thinner crust. An example of this is the Gakkel Ridge under the Arctic Ocean. Thicker than average crust is found above plumes as the mantle is hotter and hence it crosses the solidus and melts at a greater depth, creating more melt and a thicker crust. An example of this is Iceland which has crust of thickness ~20 km.

The age of the oceanic crust can be used to estimate the (thermal) thickness of the lithosphere, where young oceanic crust has not had enough time to cool the mantle beneath it, while older oceanic crust has thicker mantle lithosphere beneath it. The oceanic lithosphere subducts at what are known as convergent boundaries. These boundaries can exist between oceanic lithosphere on one plate and oceanic lithosphere on another, or between oceanic lithosphere on one plate and continental lithosphere on another. In the second situation, the oceanic lithosphere always subducts because the continental lithosphere is less dense. The subduction process consumes older oceanic lithosphere, so oceanic crust is seldom more than 200 million years old.
The process of super-continent formation and destruction via repeated cycles of creation and destruction of oceanic crust is known as the Wilson Cycle.

The oldest large-scale oceanic crust is in the west Pacific and north-west Atlantic — both are about up to 180-200 million years old. However, parts of the eastern Mediterranean Sea could be remnants of the much older Tethys Ocean, at about 270 and up to 340 million years old.

Magnetic anomalies

The oceanic crust displays a pattern of magnetic lines, parallel to the ocean ridges, frozen in the basalt. A symmetrical pattern of positive and negative magnetic lines emanates from the mid-ocean ridge. New rock is formed by magma at the mid-ocean ridges, and the ocean floor spreads out from this point. When the magma cools to form rock, its magnetic polarity is aligned with the then-current positions of the magnetic poles of the Earth. New magma then forces the older cooled magma away from the ridge. This process results in parallel sections of oceanic crust of alternating magnetic polarity.

See also

 Continental crust
 Lithosphere
 Mohorovičić discontinuity
 Plate tectonics
 Seabed 2030
 Seafloor depth versus age

Notes

References
 
 

Plate tectonics
Structure of the Earth
Oceanographical terminology
Earth's crust
해양지각은 해양저에 접하는 암석권의 일부이다. 해양판은 대륙판과 마찬가지로 모호면을 통해서 그 아래에 있는 연약권과 구분되며 지각평형을 통해 연약권 위에 떠 있다. 해양지각은 염기성암으로 구성되어있다. 해양지각의 두께는 대륙지각의 두께에 비하여 얇아서 10km가 채 되지 않는 경우가 대부분이다. 그러나 밀도는 해양지각이 더 높아서 3.3 g/cm3정도의 평균밀도를 가진다.

구조 
해양지각의 구조는 여러 가지 방법을 통하여 직간접적으로 추론할 수 있다. 오피올라이트를 통한 암석 성분의 분석, 관측된 지진파 자료와 암석별 지진파 진행 속도의 비교, 해양저에서의 암석 채집 등의 방법이 사용되며, 물론 직접적인 굴착을 통해 지각 심부의 암석 표본을 얻을 수도 있다. 해양지각은 대륙지각에 비하여 훨씬 단순하며 대체로 다음의 세 층으로 구분될 수 있다.

 1층은 미고결 또는 반 고결된 퇴적물층으로 얇으며, 중앙해령 근처에서는 아예 존재하지 않을 수도 있으나 해구쪽으로 갈수록 두꺼워진다. 대륙 연변부 근처에서는 대륙기원의 퇴적물들이 많아져서 퇴적층의 성분이 변화한다. 해양기원의 퇴적물은 주로 작은 해양생물의의 껍질로 주로 탄산염이나 규산염질인데 반하여 대륙기원의 퇴적물에는 화산재나 저탁류를 통해 운반된 퇴적물이 포함된다.
 2층은 두 층으로 구분된다. 상부의 2A층은 유리질 또는 세립질 현무암의 침상용암으로 이루어져 있는 두께 약 0.5 km의 층이고, 아래의 2B층은 돌러라이트의 암맥으로 이루어진 두께 약 1.5 km의 층이다.
 3층은 지표 아래에서 천천히 식어 이루어진 반려암을 비롯한 초염기성암으로 이루어져 있다. 해양지각 부피의 2/3 이상을 차지하며 두깨는 거의 5 km에 달한다.

지구화학 
해양지각을 이루는 암석의 대부분은 중앙해령현무암(MORB; Mid-oceanic ridge basalt)이다. 중앙해령현무암은 칼륨 함량이 낮은 토레이아이트 마그마에서 분화되어 나온 것이다. 이 암석에는 반지름이 큰 호암성(lithophile) 원소의 이온, 가벼운 희토류원소, 휘발성원소 및 기타 불상용(incompatible)원소들(토륨, 우라늄, 니오븀, 탄탈, 납)이 적게 들어가 있다. 가끔 불상용원소가 풍부하게 포함되는 경우가 있는데, 이런 경우는 드물뿐만 아니라, 열점과 중앙해령이 겹치는, 예를 들면, 갈라파고스나 아조레스제도, 아이슬란드 같은 곳에서나 볼 수 있다.

특성

두께 
일반적인 해양지각은 모호면까지 7km +/- 1km의 두께를 가진다. 변환대나 벌어지는 속도가 낮은 해령에서는 그 두께가 0에 가까워지는 경우도 있다. 열점 근처에는 그 두께가 9에서 12km 사이에 분포한다. 섬이나 호상열도가 있는 곳에서는 더 두꺼워져서 15에서 30km에 이르기도 한다. 때때로 대륙지각이 해양지각 사이에 걸려들어오는 경우가 있는데 이럴 때는 두께가 30km 이상일 때도 있다.

나이 
생성과 소멸 과정의 특수함으로 인해 해양지각의 나이는 8천만 년 정도 있다. 2억년 이상 된 해양지각은 거의 없다. 가장 오래된 해양지각은 북아메리카 대륙 앞바다의 해양지각과 마리아나 해구의 태평양판에서 볼 수 있다.

깊이 
마그마가 상승하여 해령에서 암석이 된 후에도 암석은 계속하여 식어간다. 그 과정에서 암석의 두께도 두꺼워질 뿐만 아니라 그 위의 바다의 깊이도 깊어진다. 즉 해양지각의 표면이 침강해 간다. 해양저 수심측량자료를 바탕으로 하여 나이 7천만 년 정도까지의 해양지각이 어떤 방식으로 깊어지는가를 연구하여, 해양의 깊이를 기술할 수 있는 간단한 식을 얻을 수 있다.
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이 식은 해양지각의 나이와 중앙해령의 깊이만의 함수이다. 중앙해령의 깊이는 보동 2.5km이고, 시간 t의 단위는 백만 년, 깊이 h의 단위는 km이다. 보다 오래된 해양지각에 대하여서는 거의 깊이가 변하지 않기 때문에 지수함수()의 형태로 근사할 수 있다. 실재로는 예를 들어 열점이나 해도 때문에 이론과 차이를 보인다.

해령 부근은 심해저평원에 비하여 수심이 얕고, 몇몇 해령에 동반되는 수심이 상대적으로 얕은 지형은 해팽이라고 별도로 이름 붙이기도 한다. (예: 동태평양 해팽) 해령 자체는 폭이 수 km에 불과한데 반해, 해팽의 폭은 해령 좌우로 수백 km에 달할 수도 있다. 해팽의 크기는 판이 벌어지는 속도를 의미할 뿐만 아니라 해수면의 높이가 지질학적 시간 규모에서 변화했음도 알려준다. 빠른 속도로 해양지각의 발산이 일어나는 동안에는 해수면 또한 높고, 그 속도가 느릴 때에는 해수면 또한 낮아진다. 쥐라기 후기와 백악기 후기 사이에는 해수면이 지금에 비하여 270m가량 높았다.

지진파 
P파의 속력은 약 8 km/s로 6 km/s인 대륙지각에 비하여 더 빠르다. 지진파는 얇고 오래된 (그래서 차가운) 지각에서 더 빨리 전파된다. S파의 속도는 약 4 km/s 정도이다.

생성과 소멸 
해양지각은 중앙해령에서 끊임없이 생산되고 있다. 해령에 판이 멀어져가게 될수록 해양지각은 온도가 낮아지고 그만큼 무거워진다. 해양지각의 상부에는 점차 퇴적물들이 쌓이게되고, 하부에서는 식은 맨틀이 달라붙게 되어 판의 두께는 두꺼워진다. 해양지각은 해구에서 지구 심부로 소멸해 들어간다. 이 과정을 섭입이라고 한다. 해구는 해양판끼리 만나 생길수도 있고, 대륙판과 해양판이 만나 생길 수도 있다. 해양판이 대륙판과 만나는 곳에서는 예외 없이 해양판이 대륙판 아래로 들어가게 되는데, 이것은 대륙판이 해양판보다 더 가볍기 때문이다. 섭입 과정을 통해서 오래된 해양판은 맨틀 안으로 들어가서 지표면에서 사라지게 되므로, 2억년 이상된 해양지각은 거의 존재하지 않는다. 해양판이 만들어져 사라지게 되는 과정을 윌슨주기라고 한다.

지자기 무늬 
해양지각을 따라 고지자기(고地磁氣) 탐사를 해 보면, 해양판 전체에 걸쳐 해령에 평행한 띠 모양의 무늬가 나타남을 알 수 있다. 이 무늬는 1950년대에 해양저를 구성하는 암석에 의하여 생기는 지구자기를 매핑하면서 발견되었다. 해양지각이 해령에서 생성될 때 그 때의 지자기가 암석에 기록되고, 이후 해양지각이 서로 멀어져 가면서 암석에 기록된 잔류자기가 대칭 형태로 남아있기 때문이다. 이로부터 지구 자기가 비정기적으로 반전되어왔음을 알게 되었다.

지질학
지구의 구조
지구과학
판 구조론
지구의 지각