De jongste korst van de oceaanbodem kan worden gevonden in de buurt van de verspreidingscentra van de zeebodem of mid-oceanische ruggen. Terwijl de platen uit elkaar gaan, stijgt magma van onder het aardoppervlak op om de lege leegte op te vullen.
Het magma hardt uit en kristalliseert terwijl het op de bewegende plaat klikt en gedurende miljoenen jaren blijft afkoelen terwijl het verder van de uiteenlopende grens. Zoals elke rots, de platen van basaltisch samenstelling wordt minder dik en dichter naarmate ze afkoelen.
Wanneer een oude, koude en dichte oceaanplaat in contact komt met een dikke, drijvende continentale korst of jongere (en dus warmere en dikkere) oceaanbodem, zal deze altijd onderwerpen. In wezen zijn oceanische platen gevoeliger voor subductie naarmate ze ouder worden.
Vanwege deze correlatie tussen leeftijd en subductiepotentieel is heel weinig oceaanbodem ouder dan 125 miljoen jaar en bijna niets daarvan is ouder dan 200 miljoen jaar. Daarom is datering op de zeebodem niet zo handig voor het bestuderen van plaatbewegingen voorbij de
Krijt. Daarvoor dateren en bestuderen geologen continentale korst.De enige uitbijter (de heldere splash van paars die je ten noorden van Afrika ziet) naar dit alles is de Middellandse Zee. Het is het blijvende overblijfsel van een oude oceaan, de Tethys, die krimpt terwijl Afrika en Europa botsen in de Alpide orogenie. Met 280 miljoen jaar verbleekt het nog steeds in vergelijking met de vier miljard jaar oude rots die op de continentale korst te vinden is.
Een geschiedenis van het in kaart brengen en daten van de oceaanbodem
De oceaanbodem is een mysterieuze plek waar mariene geologen en oceanografen moeite hebben te begrijpen. In feite hebben wetenschappers meer van het oppervlak van de maan, Mars en Venus in kaart gebracht dan het oppervlak van onze oceaan. (Misschien heb je dit feit eerder gehoord, en hoewel het waar is, is er dat wel een logische verklaring waarom.)
In kaart brengen van de zeebodem, in zijn vroegste, meest primitieve vorm, bestond uit het verlagen van gewogen lijnen en het meten van hoe ver het gezonken was. Dit werd meestal gedaan om near-shore gevaren voor navigatie te bepalen.
Dankzij de ontwikkeling van sonar in het begin van de 20e eeuw konden wetenschappers een beter beeld krijgen van de topografie van de zeebodem. Het leverde geen data of chemische analyses van de oceaanbodem op, maar het ontdekte wel lange oceanische richels, steile ravijnen en vele andere landvormen die een indicatie zijn voor plaattektoniek.
De zeebodem werd in kaart gebracht door magnetometers op schepen in de jaren 1950 en produceerde raadselachtige resultaten - opeenvolgende zones van normale en omgekeerde magnetische polariteit uitspreiden van de oceanische ruggen. Latere theorieën toonden aan dat dit te wijten was aan de omkerende aard van het magnetische veld van de aarde.
Om de zoveel tijd (het is meer dan 170 keer gebeurd in de afgelopen 100 miljoen jaar), zullen de polen plotseling schakelen. Zoals de magma en lava koel op zeebodemspreidingscentra, welk magnetisch veld aanwezig is, wordt ingebakken in de rots. De oceaanplaten verspreiden zich en groeien in tegengestelde richtingen, dus rotsen die op gelijke afstand van het centrum liggen, hebben dezelfde magnetische polariteit en leeftijd. Dat wil zeggen, totdat ze worden onderworpen en gerecycled onder minder dichte oceanische of continentale korst.
Diep boren in de oceaan en radiometrische datering eind jaren zestig gaven een nauwkeurige stratigrafie en precieze datum van de oceaanbodem. Door de zuurstofisotopen van de schalen van microfossielen in deze kernen te bestuderen, konden wetenschappers beginnen met het bestuderen van het verleden van de aarde in een onderzoek dat bekend staat als paleoklimatologie.