У формуванні океанічної кори визначальну роль відігравав вулканізм. Кора сучасних океанів молода і була утворена протягом мезозой-кайнозойського часу. В основі процесу формування океанічної кори лежать два взаємопов’язаних механізми: надходження розплавів толеітових базальтів з астеносфери на поверхню Землі в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів і спрединг, який обумовлює це надходження. Причина обох процесів ‑ конвективні потоки в мантії.
Наявні геологічні і геофізичні дані привели до побудови тришарової моделі океанічної кори: відклади (від 0 до 1 км); толеітові базальти (до 3-4 км); шар зі швидкостями подовжніх сейсмічних хвиль 6,4-7 до м/с. Можна припускати, що цей шар формується лайковим комплексом і представлений гарбовими породами, що утворилися шляхом розкристалізації розплавів толеітових базальтів. Нижньою границею цього шару служить границя Мохоровичича, на якій швидкості подовжніх сейсмічних хвиль скачко подібно збільшуються до значень 7,9-8,2 км/с.
Підстилає океанічну земну кору надастеносферний шар верхньої мантії, що разом з земною корою формує літосферні плити. Дайковий комплекс нижнього шару океанічної земної кори збагачений важкими мінералами, продовжується в літосфері аж до астеносфери. Як уже відзначалося, сумарна швидкість розсування літосферних плит по обидва боки від осей серединно-океанічних хребтів складає від 2-6 до 14-16 см/рік [15]
На початку геологічної історії вулканізм на Землі був, повсюдним. У результаті його проявів уся Земна куля покрилася базальтовою корою. Базальтова поверхня Землі була подібна до сучасної поверхні Місяця або Марса, на яких материкова кора не утворювалася через недостатню кількість вільної води.
По мірі поглиблення процесу диференціації речовини мантії та, ймовірно, дальшого охолодження планети глобальний площинний вулканізм слабшав, поступово змінювався на центральні і тріщанні виверження. Активна вулканічна діяльність зосереджувалась у місцях слабини та деформацій земної кори, зумовлених тектонічними рухами. Тектоно-вулканічні утворення такі, як підняття, розломи, тріщини та пов'язані з ними вулкани, стали найважливішими структурними формами океанічної земної кори. Свій визначальний стан ці структури зберігають і в сучасних умовах дна океану.
Головну особливість базальтового шару земної кори становить висока питома вага та велика щільність гірських порід, з яких він складається. Різноманітність порід базальтової кори незначна, складаються вони зі сполук небагатьох хімічних елементів і важких мінералів. Переважають основні сполуки магнію, кальцію, калію (табл. 1)[8].
Таблиця 1. Склад порід океанічної земної кори, %
| Сполуки-окиси | |||||
| Кремнію Sі02 | 43,60 | 50,00 | 40,49 | 47.96 | 51,08 |
| Титану Ті02 | 0,72 | 1,29 | 0,02 | 2,02 | 1,03 |
| Алюмінію А12О3 | 4,72 | 16,48 | 0,86 | 15,39 | 17,28 |
| Заліза Fе203 | 4,62 | 4,22 | 2,84 | 5,75 | 4,27 |
| Заліза FеО | 8,01 | 6,80 | 5,54 | 5,85 | 7,42 |
| Марганцю МnО | 0,14 | 0,23 | 0,16 | 0,18 | 7,53 |
| Магнію МgО | 24,80 | 6,30 | 46,32 | 6,31 | 4,52 |
| Кальцію СаО | 12,20 | 9,75 | 0,70 | 8,77 | 10,55 |
| Натрію Na2O | 0,73 | 2,7 | 0,101 | 3,32 | 2.08 |
| Калію К2О | 0,38 | 1,24 | 0,04 | 1,64 | 0,68 |
| Вода Н2O | 0,60 | 1,17 | 2,88 | ‑ | 0,64 |
| Фосфору Р2О5 | 0,21 | 0,36 | 0,05 | 0,45 | ‑ |
Ультраосновні породи характеризуються, зокрема, високим вмістом сполук кремнію (силіцію) та магнію. За цією ознакою базальтову земну кору, в складі якої переважають основні та ультраосновні породи, ще зватимуться ‑ від початкових літер назв силіцію й магнію. Відповідно, материкову кору, в складі порід якої переважають сполуки силіцію та алюмінію, називають сіаль.
Родоначальною масою сима є речовина мантії. Тепер доведено, що ця речовина — первісна гірська порода протоліт, або пракамінь — за складом подібна до речовини Місяця та кам'яних метеоритів. Це свідчить про матеріальну єдність Космосу. У процесі розігрівання, плавлення, вулканогенної диференціації, подрібнення та виверження на поверхню Землі з п рака меню мантії утворюються різні ультраосновні та основні породи. Всі породи сима мають споріднений склад. Кількісне співвідношення складових сполук у них дещо міняється в залежності від конкретних умов тиску, температури тощо. Під час виверження окремих типів основних та ультраосновних порід.
На наведених даних про покривне залягання різних за віком поверхневих мас базальту ґрунтується геофізична гіпотеза розростання дна океану. Найважливіші положення її такі. Будова сучасного ложа та утворення водних мас океану почалися в середині мезозойської ери і тривають у сучасних геологічних умовах. Основу цього процесу становлять уявні конвекційні теплові, горизонтально спрямовані течії, які переміщають великі плити земної кори. У надрах Землі відбувається складна диференціація магми, вилучення газів, води, формування вулканічних вогнищ та переніс тепла, що спрямовані вертикально до земної поверхні. Конвекційний переніс тепла, зумовлений нерівномірним нагріванням, призводить до теплових розрядів у вигляді вулканічних вивержень. Розігріті маси (дайки) базальтової речовини в осьовій частині Серединного хребта втискуються в породи покрівлі, на зразок клину розривають та розсувають їх. На місці розривів утворюються рубці з нової базальтової кори. У процесі розростання в такий спосіб найдавніші, мезозойські ділянки базальтового ложа ніби були поступово відсунуті аж до підніжжя материкового схилу.
Всі континентальні рифтові зони, що активно розвиваються чи ті, що недавно призупинили свій розвиток були закладені не раніше 40-50 млн. років тому (тобто в середині палеогенового періоду), а деякі з них ‑ навіть в останні 5-10 млн. років, тобто в другій половині неогенового періоду, коли відбулася різка глобальна активізація рифтогенезу і спредингу. Як видно на мал. 2, сучасні і новітні рифтові зони і їх системи відомі на всіх континентах, крім Австралії. Вони виникли в двох різних тектонічних обстановках: 1) у відносно стабільних областях на так званих древніх і рідше молодих платформах (Африкано-Аравійська, Рейнська, Байкальська, Східно-Китайська, Північно-Канадська, Антарктична) і 2) у межах областей молодих (мезозойсько-кайнозойських) рухливих складчастих (орогенічних) поясів ‑ Середземноморсько-Гімалайського і поясу, що оточує западину Тихого океану (Циркум-Тихоокеанського), де сильний горизонтальний стиск земної кори перемінився наприкінці кайнозою перевагою її горизонтального розтягання (Кордільєрська, Андська, Східноазіатська й інші рифтові системи). Накладені на платформи й орогенічні пояси рифтові системи (відповідно епіплатформенні і епіорогенні) поряд із загальними рисами будови і розвитку мають істотні відмінності [18].
Геофізичні дослідження показали, що континентальна кора, товщина якої в середньому складає 30-50 км, піддається в рифтових зонах розтяганню і загальному відносному потоншенню: в епіплатформенних рифтових зонах вона звичайно не перевищує 10-20%, але в деяких епіорогенних рифтових зонах досягає 30-50%. Процес горизонтального розтягання по-різному виявляється в різних частинах континентальної кори в зв'язку з розходженнями їх реологічних властивостей. У нижньої, більш нагрітої і пластичної частини кори він приводить до її пластичного розтягання і загального потоншення з утворенням шийки, а в більш холодній і тендітній верхній частині – до розвитку системи тріщин і розривів, що розсікають її на кілька блоків, взаємні переміщення яких в обстановці загального горизонтального розтягання, поперечного чи діагонального стосовно осі рифтової зони у підсумку також призводять до потоншення верхньої частини кори й утворення чітко виражених у рельєфі поверхні більш-менш глибоких лінійно-витягнутих западин (мал. 6). Границя нижньої (пластичної) і верхньої (більш тендітної) частин кори може проходити на різній глибині в залежності від інтенсивності теплового потоку з мантії Землі під різними рифтовими зонами, але в цілому остання перевищує таку під сусідніми з ними ділянками континентів від декількох десятків відсотків до двох разів і більше.
Спочатку передбачалося, що найбільш розповсюдженими типами структурних форм рифтових зон є грабени, тобто відносно опущені, подовжені, більш-менш симетричні в поперечному розрізі блоки, відділені від сусідніх, грабенів розривами ‑ нормальними скидами, або східчасті грабени, обмежені з кожної сторони "східцями" з декількох скидів, або, нарешті, комбінації з декількох взаємопаралельних грабенів, розділених горстами, тобто відносно (чи абсолютно) піднятими блоками, обмеженими нормальними скидами ‑ так званої клавіатури блоків.