ріконтінетальнимі рифовими зонами і спредінгових хребтами, і, нарешті, загасають.
На відміну від решти океанських спредінгових поясів недавно виявлений Західно-Тихоокеанський пояс в основному простягається через що виникли в ході спрединга глибоководні западини морів на західній околиці цього океану. [10, c. 76-94]
Основними елементами внутріокеанскіх спредінгових хребтів в поперечному розрізі є вузька гребневая зона, на більшій частині свого протягу ускладнена осьової рифтової долиною, і широкі (від декількох сот до перших тисяч кілометрів) флангові зони, в цілому полого знижуються до підніжжями цих хребтів. В осьовій зоні нині відбувається процес розсування літосферних плит з полускоростью від 1 до 10 см в годи формування нової океанської кори за рахунок піднімається з верхньої мантії і заповнює образующуюся порожнину розплавленого, але поступово остигаючого магматичного матеріалу. Верхні частини розрізу цієї зони складають лави підводних базальтових виливів з їх вулканічними центрами і магмоподводящей каналами (дайками), нижню - магматична камера, в процесі охолодження і застигання поступово перетворюється в складно расслоённое інтрузивне тіло з основних і ультраосновних порід (Додаток Д).
Широкі флангові зони у відносно піднятих пріосевая частинах спредінгових хребтів ускладнені поздовжніми грядами, складеними базальтовими лавами, і міжпасмове зниження, що утворилися на більш ранніх стадіях тривалого процесу розсування та новоутворення океанського дна. У міру віддалення від гребеневої зони первинна вулканічна поверхня флангових зон поступово ховається під океанськими опадами, товща яких стає все більш потужною, починається з усе більш древніх шарів і відповідно стелить все більш давніми базальтовими покривами.
Зниження поверхні внутріокеанскіх хребтів до їхньої периферії пояснюється поступовим охолодженням і відповідно збільшенням щільності і зменшенням обсягу різновікових магматичних комплексів, що формувалися на різних стадіях процесу спрединга по мірі їх віддалення від активної гребеневої зони.
Характерною особливістю структури спредінгових океанських хребтів, що відрізняє їх від рифових зон континентів, є наявність рассекающих їх гребневиє, а також флангові зони або принаймні внутрішні пріосевая частини останніх численних взаімнопараллельних зон розломів, поперечних або діагональних по відношенню до простиранию гребеневої зони або хребта в цілому, що отримали від виділив цей клас тектонічних структур канадського геофізика Т. Вілсона назва Трансформаційний розломів.
Морфологічно вони можуть бути виражені у вигляді вузьких жолобів, уступів або вузьких гребенів, а в плані спостерігається стрибкоподібне зсув по цим розламах осьової зони і одновікових елементів флангових зон в суміжних сегментах спредінгових хребтів, що створює ілюзію їх подальшого відносного переміщення по зрушенню.
У дійсності, як показав Вілсон, Трансформаційний розломи являють собою відносно древні тектонічні структури, що розділяли сегменти цих хребтів, а осі спрединга в останніх не продовжувались безперервно в сусідні сегменти, але з моменту закладення знаходилися в них на відстані від кількох до кількох сотень кілометрів один від одного.
Результати глибоководного буріння і геофізичних досліджень показують, що на деяких дільницях внутріокеаніческіх рифтових хребтів процес спрединга почався ще в позднеюрских епоху (близько 160-140 млн. років тому), але здебільшого в раннемеловую (між 140-100 млн. років тому) або позднемеловую епоху (100-65 млн. років тому) і тривав протягом всього кайнозою.
На відміну від континентального рифтогенеза, проявлявшегося окремими переривчастими імпульсами, спрединг відбувався майже безперервно, але в часі швидкість його неодноразово змінювалася. Щодо найбільш високою середня швидкість спрединга була в позднемеловую епоху, а в кайнозої вона в цілому, хоча і з коливаннями поступово знижувалася, але в останні 10 млн. Років знову помітно зросла.
З часом положення осей активно розвиваються зон спрединга також кілька змінювалося, деякі з них відмирали (наприклад, зони спрединга Лабрадорської і Тасманового морів), інші, навпаки, поступово подовжувалися, як би проростали по простяганню, треті стрибкоподібно зміщувалися убік паралельно своєму первісному положенню, четверті змінювали своє орієнтування.
Особливо різкі перебудови тектонічного плану активних зон спрединга спостерігалися в Індоокеанскій області.
Процес спрединга може починатися в регіонах, спочатку володіли як континентальної, так і океанської корою. Так, у другій половині мезозою існував тоді єдиний гігантський суперконтинент Пангея розколовся на кілька великих уламків - нинішніх континентів, між якими в результаті тривалого спреди...
