Спрединг океанической коры, формирование ее слоев.

Активность рифтинга определяется скоростью спрединга, что в свою очередь контролируется отдачей магмы на дивергентной границе. При малой отдаче магмы велика роль деформационного рифтинга (Срединно-Атлантический хребет, медленный спрединг), а при обильном магматизме преобладает магматический рифтинг (Восточно-Тихоокеанское поднятие, быстрый спрединг).

Состав новообразованной коры: нормальная океаническая мантия отдает базальтовую эвтектику (самое легкоплавко сочетание компонентов) - MORB (midoceanridgebasalts). По сравнению с континентальными, океанические базальты очень однообразны, хотя тонкие различия есть. Вариации состава океанических базальтов могут быть связаны с существованием и размещением мантийных плюмов, со скоростью спрединга и другими факторами.

Эволюция океанической литосферы.

Мощность коры остается постоянной с момента формирования ее на оси СОХ, при этом нет никакой корреляции с возрастом.

Образование II слоя с базальтовой верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек внизу уже рассмотрено выше как результат последовательного гидравлического расклинивания. Очаги базальтового расплава, питающие магматические клинья, удалось оконтурить только в средне- и высокоскоростных зонах спрединга. Протягиваясь продольно, эти очаги невелики в поперечном сечении, при ширине около 1 км и высоте всего лишь в несколько сотен метров они находятся на глубине 1—2 км от поверхности. В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаббро, которые прорывают комплекс параллельных даек и в свою очередь могут пересекаться более поздними дайковыми комплексами.

По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга вместе с ней удаляется от питающей системы и соответствующая часть магматического резервуара. Она уже не пополняется базальтовыми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источником тепла и охлаждается в условиях, благоприятных для кристаллизационной дифференциации. Так, под II слоем формируется III слой океанской коры — расслоенный комплекс габброидов, в котором представлены градации от меланкократовых разностей в верхах до дунитовых кумулятов в низах разреза.

Позже, в ходе перемещения уже двуслойной океанской коры из осевой зоны на склон срединного хребта, становится возможным устойчивое накопление осадков, формируется I слой, который пополняется в течение всего существования океанского бассейна. Одновременно внизу, в основании коры, начинается охлаждение и консолидация астеносферного рестита, оставшегося после отделения базальтовой выплавки. Кристаллизуются перидотиты (главным образом гарцбургиты), наращивающие океанскую литосферу снизу, их толщина в самых древних, юрских, частях Мирового океана достигает 80 км и более. Возрастание доли перидотитов в разрезе океанской литосферы ведет к увеличению ее средней плотности и к изостатическому погружению. Соответствующая зависимость глубины океана от возраста дна выражается эмпирической формулой Слейтера и определяет само существование срединно-океанских хребтов как форм подводного рельефа, а также профиль перехода от их склонов к абиссальным равнинам и дальнейшее общее нарастание глубин при удалении от срединного хребта.У оси спрединга средняя плотность литосферы соответствует плотности земно коры, а у края океанического бассейна она близка к плотности мантия, т.е. согласно понятия изостазии глубина океана зависит от ее плотности - закон Слейтера (чем древнее, тем глубже): P=2500+350 , где P - глубина бассейна, м, 2500 - средняя глубина моря над СОХ, м, 350 - эмпирически подобранный коэффициент, Т - возраст коры, млн. лет. Этот закон давно используется при составлении палеотектонических карт.