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Ozeanbodenspreizung (engl.: Seafloor spreading) wird ein geologisch-tektonischer Prozess genannt, der Anfang der 1960er Jahre durch Forschungsschiffe entdeckt wurde und den ersten messbaren Hinweis auf die später formulierte Theorie der Plattentektonik gab.
Die Plattentektonik erklärt die Kontinentalverschiebung und andere damit in Zusammenhang stehende Abläufe in der Erdkruste. Während die (erst in den 1970er Jahren näher definierten) ozeanischen Platten auseinanderwandern, bringt aufsteigendes Magma aus der Asthenosphäre zwischen den Platten neue Erdkruste hervor. Es bilden sich mittelozeanische Rücken aus, das sind untermeerische Gebirgszüge, die entlang der Plattengrenzen ein weltumspannendes, zehntausende Kilometer langes Netz mit vielfältiger vulkanischer Aktivität bilden.
Diese Spreizung des Ozeanbodens durch neue Krustenbildung gleicht den Verlust der Erdkruste an den Subduktionszonen aus, wo Tektonische Platten zusammenstoßen und eine unter die andere geschoben (subduziert) wird. Während sich beispielsweise der Atlantik um 2 cm im Jahr vergrößert, schrumpft der Pazifik durch gegenseitige Subduktion von Krustenplatten. Durch die ständige Neubildung von ozeanischer Kruste bei gleichzeitiger Subduktion gibt es derzeit keinen Meeresboden, dessen Alter mehr als 200 Millionen Jahre beträgt.
Die Spreizungsrate bezeichnet die Geschwindigkeit dieser Spreizung, wobei diese im Normalfall zwischen 1 und 10 Zentimeter pro Jahr beträgt. Vergleichbar wäre dies mit den menschlichen Fingernägeln. Dies erscheint wenig, ergibt sich aber in der geologisch gesehen kurzen Zeitspanne von 10 Millionen Jahren bereits eine Entfernung von 100 bis 1000 km. Die Spreizungsrate ist hierbei beidseitig, bezieht sich also auf die Drift beider Platten. Sie ist demnach gleich der Summe der Driftraten der beiden Platten und sollte nicht mit diesen verwechselt werden.
Beim Abkühlen der Lava richten sich magnetisierbare Mineralien nach dem magnetischen Feld der Erde aus. Einzelne Gesteinsstreifen sind nach Norden oder Süden ausgerichtet, was an den immer wiederkehrenden Umpolungen des Magnetfelds der Erde liegt. Jeder Polung eines Gesteinsstreifens kann eine bestimmte Zeit zugeordnet werden. Außerdem sind weiter vom Grabenbruch entfernte Gesteinsstreifen älter und auf beiden Seiten des Grabenbruchs gleich weit entfernte Gesteinsstreifen nachweisbar gleich alt. So kann man die Bestimmung des Alters des Meeresbodens mit der Bestimmung des Alters eines Baumes durch Jahresringe vergleichen.
