Основними елементами внутріокеанічних спредингових хребтів у поперечному розрізі є вузька гребенева зона, на більшій частині свого простягання ускладнена осьовою рифтовою долиною, і широкі (від кількох сотень до кількох тисяч кілометрів) флангові зони, що знижуються до підніж цих хребтів. В осьовій зоні нині відбувається процес розсування літосферних плит з напівшвидкістю від 1 до 10 см у рік і формування нової океанічної кори за рахунок розплавленого, але поступово остигаючого магматичного матеріалу, що піднімається з верхньої мантії і заповнює порожнину, яка утворюється. Верхні частини розрізу цієї зони складають лави підводних базальтових виливів з їхніми вулканічними центрами і магматичними каналами (дайками), нижню ‑ магматична камера, яка в процесі охолодження і застигання поступово набуває вигляду складно розшарованого інтрузивного тіла з основних і ультраосновних порід.
Широкі флангові зони у відносно піднятих приосьових частинах спредингових хребтів ускладнені поздовжніми грядами, складеними базальтовими лавами, і міжгрядовими зниженнями, що утворилися на більш ранніх стадіях тривалого процесу розсування і новоутворення океанічного дна. По мірі віддалення від гребеневої зони первинна вулканічна поверхня флангових зон поступово ховається під океанічними відкладами, товщина яких стає усе більш могутньою, починається з усе більш древніх шарів і відповідно підстилається більш древніми базальтовими покривами. Зниження поверхні внутріокеанічних 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 їхнього віддалення від активної гребеневої зони.
Характерною рисою структури спредингових океанічних хребтів, що відрізняє їх від рифтових зон континентів, є наявність гребеневих і флангових зон. Морфологічно вони можуть бути виражені у вигляді вузьких жолобів, чи уступів вузьких гребенів, а в плані спостерігається стрибкоподібний зсув по цих розломах осьової зони й одновікових елементів флангових зон у суміжних сегментах спредингових хребтів, що створює ілюзію їхнього наступного відносного переміщення по зрушенню (мал. 2). У дійсності, трансформні розломи являють собою відносно древні тектонічні структури, що розділяли сегменти цих хребтів, а осі спредингу в останніх не продовжувалися безупинно в сусідні сегменти, але з моменту закладення знаходилися в них на відстані від декількох до кількох сотень кілометрів один від одного.
Результати глибоководного буравлення і геофізичних досліджень показують, що на деяких ділянках внутріокеанічних рифтовых хребтів процес спрединга почався ще в пізньоюрську епоху (близько 160-140 млн. років тому ), але по більшій частині в ранньокрейдову (між 140-100 млн. років тому ) чи пізньокрейдову епоху (100-65 млн. років тому ) і продовжувався протягом усього кайнозою. На відміну від континентального рифтогенезу, що проявився окремими переривчастими імпульсами, спрединг відбувався майже безупинно, але в часі швидкість його неодноразово змінювалася. Найбільш висока середня швидкість спрединга була в пізньокрейдову епоху, а в кайнозої вона в цілому, хоча і з коливаннями поступово знижувалася, але в останні 10 млн. років знову помітно зросла. Згодом положення осей зон спрединга, які активно розвивалися, також трохи змінювалося, деякі з них відмирали (наприклад, зони спрединга Лабрадорського 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 Індоокеанській області.
Процес спрединга може починатися в регіонах, що спочатку мали як континентальну, так і океанічну кору. Так, у другій половині мезозою існуючий тоді єдиний гігантський суперконтинент Пангея розколовся на кілька великих уламків ‑ нинішніх континентів, між якими в результаті тривалого спредингу утворилися западини сучасних Індійського, Атлантичного і Північного Льодовитого океанів. При цьому спредингу безпосередньо передувало і частково супроводжувало його початкової стадії широкий розвиток континентальних рифтових зон і рифтових систем (головним чином юрських і ранньокрейдових), фрагменти яких збереглися в межах північно-західної окраїни Європи, Африки, Південної Америки, Індостану, Австралії й Антарктиди. У цих регіонах у ході свого розвитку деякі внутріконтинентальні рифтові зони перетворилися в міжконтинентальні ембріональні спредингові зони, а останні надалі ‑ у спредингові пояси океанів.
Однак у межах Тихого океану, ложе якого, на думку більшості дослідників, як величезний регіон з корою океанічного типу існує принаймні з палеозою, тобто більш 0,5 млрд. років, а може бути, і 1 млрд. років, а сучасні спредингові пояса які стали формуватися лише в другій половині чи наприкінці мезозою, тобто не раніш 170-150 млн. років тому, процесу рифтогенеза, що переросли у великомасштабний спрединг, очевидно, піддалася більш древня кора океанічного типу. Спредингові пояса, безсумнівно, мають дуже глибокі корені, що ідуть у глиб усієї верхньої мантії (до глибин 600-700 км), а частково й у нижню мантію, а їхній розвиток, імовірно, контролювалося процесами, що відбуваються у верхньому, рідкому ядрі і на границі ядра і мантії Землі (2900 км). Результати новітніх сейсмотомографічних досліджень, що дозволяють просвічувати надра Землі аж до поверхні ядра, показали, що під усіма спрединговими поясами верхня мантія, а під деякими з них також нижня мантія чи її верхня частина характеризуються аномально зниженими (для відповідних глибин) швидкостями проходження сейсмічних хвиль, що вказують на знижену щільність і підвищені температури. Це дозволяє припускати під цими поясами висхідні потоки тепла і глибинного матеріалу.
Недавно було встановлено, що частота інверсій полярності геомагнітного поля, що генерується в зовнішньому, рідкому ядрі Землі і на його границі з мантією й в основному залежить від процесів, що відбуваються в них, [11], у часі істотно варіювала [16], і ці зміни, принаймні протягом останніх 180 млн. років, добре корелюються з глобальними змінами інтенсивності спрединга, континентального рифтогенеза, базальтового вулканізму і деформацій стиску в земній корі, а також з евстатичними коливаннями рівня Світового океану, що відбивають зміни форми його дна і земної поверхні в цілому [16, 17]. Виявилося, що фазам частішання геомагнітних інверсій, тривалість яких не перевищує 1-2 млн. років, відповідають у часі фази уповільнення спрединга, припинення рифтогенеза, ослаблення базальтових виливів, посилення деформацій стиску і короткочасних фаз досить різкого (до 50-100 м) падіння рівня Світового океану. Навпаки, фазам, що відрізняються більш рідкими геомагнітними інверсіями чи їхньою повною відсутністю (тривалістю від 1-2 до 10- 20 млн. років), відповідають глобальні фази прискорення спрединга, активізації континентального рифтогенеза, базальтового вулканізму, ослаблення деформацій стиску і підйому рівня Світового океану. Таким чином, можна припускати, що інтенсивність спрединга і континентального рифтоутворення в часі в кінцевому рахунку контролюється ходом процесів, що протікають у самих глибинних частинах Землі.
Безперечні свідчення спрединга океанічної кори в масштабі, подібному тому, у якому він виявлявся в останні 150 млн. років, у більш древні епохи історії Землі відсутні, більш того, поки достовірно невідомі навіть порівняно невеликі ділянки більше древньої, тектонічно не деформованої океанічної кори. Однак це не означає, що спрединг у більш ранні епохи не мав місця. Навпроти, у внутрішніх зонах рухливих (геосинклінальних) поясів Землі, принаймні протягом останнього мільярда років, неодноразово відбувалися процеси розсування континентальної кори і утворення глибоководних басейнів з корою океанічного чи близького до нього типу, однак час їхнього існування, як правило, не перевищував десятки чи сотні мільйонів років, оскільки спрединг у них швидко припинявся, і континентальні блоки знову починали зближатися і зрештою майже чи стулялися навіть насувалися один на одного, а комплекс, що заповнював зону розсування, ультраосновних, основних, а вгорі також глибоководних осадових порід кори океанічного типу (офіолітова асоціація) піддавався сильному горизонтальному стиску, тектонічному розлінзуванню, перетиранню і часто також насувався на один з її бортів. Питання про первісну ширину подібних офіолітових зон у момент їхнього максимального розкриття викликає гострі дискусії. Частина дослідників припускають, що їхня ширина не перевищувала десятків чи кількох сотень кілометрів (подібно сучасним зародковим зонам спрединга в осьовій частині Червоного моря і глибоководних западин деяких окраїнних морів), інші ж допускають, що вона могла досягати декількох тисяч кілометрів і не уступала ширині спредингових поясів Індійського й Атлантичного океанів, і вважають, що подібні їм басейни з корою океанічного типу могли існувати принаймні вже не менш 1 млрд років тому. Однак таке припущення викликає великі сумніви, оскільки на відміну від недовговічних зон з корою океанічного типу, що виникали, а потім закривалися в геосинклінальних поясах, западини сучасних Атлантичного й Індійського океанів існують уже більш 150 млн. років, а спрединг у них не тільки не припинився і тим більше не перемінився зближенням їхніх бортів, але навіть підсилився в останні 10 млн. років. Крім того, породи офіолітових зон і кори сучасних океанів трохи розрізняються петрохімічно.
Більш імовірно, що величезні спредингові пояси сучасних океанів, хоча і являють собою тектонічні структури, родинні спрединговим зонам геосинклінальних поясів і континентальним рифтовим зонам і рифтовим системам, разом з тим відрізняються від них за своїми розмірами, масштабом розширення і розсуванням кори на ранніх стадіях розвитку, геологічному часу появи і тривалості розвитку структур кожного з цих типів: проторифтові зони континентів, що випробували наступний стиск, виникли уже 2,5-2 млрд. років тому, перші континентальні рифтові зони, які не піддалися значному пізнішому стиску (авлакогени), близько 1,5-2 млрд. років тому, перші офіолітові спредингові зони в геосинклінальних поясах з помірним масштабом розсування континентальних блоків і їхньою наступною колізією ‑ близько 1 млрд. років тому і, нарешті, величезні по довжині і масштабу триваючого і сьогодні розсування кори спредингові пояса в більшості сучасних океанів - близько 150 млн. років тому , а в області Тихого океану, трохи раніше. Це не виключає того, що спрединг, що протікає в сучасних океанах, у майбутньому припиниться і навіть може перемінитися зближенням їхніх континентальних блоків.