Океанський ріфтогенез, основу якого складає раздвиг допомогою магматичного расклинивания, розвивається як продовження континентального або, як в сучасних рифтових зонах Тихого і Індійського океанів спочатку закладається на океанічної літосфері в зв'язку з перебудовами руху плит і відмиранням більш ранніх рифтових зон.
Спрединг в підводних серединно-океанських хребтах.
У наймолодших спредінгових басейнах, які знаходяться в тісному континентальному обрамленні, можлива швидка седиментація, що перешкоджає вільним тріщини одкровенням і формування нормального II шару. Чи не досягаючи поверхні, дайки закінчуються в товщі опадів, утворюючи силли, як це встановлено в басейні Гуаймас Каліфорнійського затоки.
До вулканічним зонам серединно-океанських хребтів приурочені виходи високотемпературних гидротерм, особливо численні при високих швидкостях спрединга. З ними пов'язані медноцінковие колчеданні руди, залізомарганцевих металоносні опади, а також зеленокаменного зміна базальтів.
Формування океанічної кори в зонах спрединга. Сучасні уявлення про механізми формування океанічної кори грунтуються на спостереженнях в активних зонах спрединга в зіставленні з даними глибоководного буріння, а також детального вивчення офиолитов. Освіта II шару з базальтової верхньою частиною і комплексом паралельних долеритових ДАЕК - результат послідовного гідравлічного расклинивания. Вогнища базальтового розплаву оконтуриваются багатоканальним сейсмопрофілірованіем, але тільки в середньо - і високошвидкісних зонах спрединга. Протягаючи поздовжньо, ці осередки невеликі в поперечному перерізі, при ширині близько 1 км і висоті всього лише в кілька сотень метрів вони знаходяться на глибині 1-2 км від поверхні. Зокрема, в Східно-Тихоокеанському поясі на 9 ° 30''с.ш. за даними Р. Детріка і ін. (1937), верхня межа магматичного вогнища простежено на глибині менше 1 км, а новостворена океанська кора над нею представлена тільки шаром II.
У таку покрівлю місцями впроваджуються штокообразние тіла масивних габро-діабазів і мікрогаббро, які проривають комплекс паралельних ДАЕК і перетинаються більш пізніми дайкового комплексами.
У міру відсунення новоствореної кори від осі спрединга разом з нею віддаляється від живильної системи і відповідна частина магматичного резервуара. Вона вже не поповнюється базальтовими виплавки астеносфери, втрачає зв'язок з основним джерелом тепла і охолоджується в умовах, сприятливих для кристаллизационной диференціації. Так, під II шаром формується III шар океанічної кори - розшарований комплекс габброидов, в якому представлені градації від меланократових різниць в верхах до дунітовой кумуляти в низах розрізу. Невеликі кількості залишкового розплаву віджимаються, утворюючи дрібні впровадження плагіограніти.
Пізніше, в ході переміщення двуслойной океанічної кори з осьової зони на схил серединного хребта, стає можливим стійке накопичення опадів і формується I шар, який накопичується далі протягом усього існування океанського басейну. Одночасно в підставі кори починається консолідація астеносферних залишку після відділення базальтової виплавки. Кристалізуються гарцбургіти, що нарощують океанічну літосферу знизу, їх товщина в найдавніших, юрських, частинах Світового океану досягає 80 км і більше. Зростання частки перідотітов в розрізі океанічної літосфери веде до збільшення її середньої щільності і до ізостатичним занурення. Відповідна залежність глибини океану від віку дна виражається емпіричною формулою Слейтера і визначає існування серединно-океанських хребтів як форм підводного рельєфу, а також профіль переходу від їх схилів до абісальної рівнини і подальше спільне наростання глибин при видаленні від серединного хребта.
При консолідації перідотіта в підставі літосфери в ньому фіксується орієнтування олівіну і інших мінералів, маркована напрямок течій астеносферних речовини. Під сучасними серединними хребтами, судячи по швидкісній азимутальной анізотропії астеносфери, такі течії спрямовані від хребтів. Досліджуючи орієнтування олівіну в великому фрагменті океанічної кори крейдяного віку - Омана офиолитового Алохтонні, А.Ніколя (1939) визначив відносне напрямок астеносферних течій поблизу зони спрединга того часу.
Лінійні магнітні аномалії і швидкість спрединга. Вивчення характерних для океанічної кори лінійних магнітних аномалій з чергуванням прямий і зворотній полярності вже в 60-х роках виявило ряд закономірностей:
1.Лінейние аномалії слідують паралельно сейсмічно і магматичних активної осі рифтових зон океану і розміщуються симетрично по відношенню до цієї осі.
2.В будь-якої активної рифтової зоні Світового океану розпізнається одна і та ж послідовність аномалій, повторюються характерні особливості кожної аномалії.
3.Расстояніе між однойменними аномаліями в різних рифтових зонах може бути різним. Воно не залишається постійним і при прослеживании уздовж однієї і тієї ж протяжної зони.
4.Сімметрія системи лінійних аномалій щодо рифтової осі порушується тим, що по одну сторону аномалії розміщуються стисло, по іншу - разреженно.
Пояснення цьому запропонували в 1963 р Ф. Вайн і Д. Метьюз. Взявши ідеї Г. Хесса і Р. Дитца про спрединге, вони висловили припущення, що при кристалізації базальтової магми в зоні розсовуючи термоостаточной намагніченість фіксує в гірських породах геомагнітні характеристики. У міру свого формування океанічна кора відсувається від осі спрединга і, подібно магнітній стрічці, записує варіації геомагнітного поля, в тому числі інверсії його полярності. Оскільки нарощування відбувається по обидва боки від осі спрединга, утворюються дві дублюючі одна одну магнітні записи. Відстань між однойменними аномаліями на різних перетинах варіює залежно від швидкості спрединга. З цієї ж причини воно може відрізнятися і на єдиному перетині, якщо в одну сторону спрединг розвивається швидше, ніж в іншу.
Для самих верхів магнітостратіграфіческого розрізу точність радіологічного визначення віку достатня для детальної магнітохронологіческой шкали. Така шкала, створена А. Коксом (1966), охопила останні 3,5 млн. Років. Порівняння і успішне поєднання цієї шкали з аномалійно профілем зон спрединга датували наймолодші аномалії.
Отримані швидкості щодо осі спрединга варіюють від 1,5 до 15-18 см / рік. Максимальні значення встановлені на Східно-Тихоокеанському піднятті - від 13 до 23 ° ю. ш.
Лінійні магнітні аномалії кореняться в базальтах і долеритових дайках II шару. Створена Дж. Хейртцлером і ін. (1968), Р. Ларсоном і У. Пітманом (1972) глобальна аномалійно шкала надалі доповнювалася і уточнювалася. Її починають аномалії 1-34, остання з яких, має нормальну полярність, займає широку смугу океанського дна і трактується як «крейдяний зона спокійного магнітного поля» (84-118 Ма). Далі йдуть аномалії М35-М39 з датировками аж до 171 Ма. Вони охоплюють ті області океану, які розглядалися раніше як «юрська зона спокійного магнітного поля» і де була все ж виявлена система слабоамплітудних аномалій.
Поєднання спрединга морського дна і геомагнітних інверсій стало ключем до відновлення еволюції океанів і всієї глобальної системи відносного переміщення літосферних плит.