Схема будови серединно-океанічного хребта
Океанічні хребти (в літературі часто скорочуються до СОХ) - мережа хребтів, розташованих в центральних частинах всіх океанів; підводні підняття ложа океанів в зонах активного розсовуючи (дивергенції) літосферних плит і новоутворення океанської кори. Підносяться над абісальними рівнинами на 2-3 км. Загальна протяжність хребтів понад 60 тис. Км. У цих структурах відбувається утворення нової океанічної кори і процес спрединга. Відомі у всіх океанах планети; утворюють світову систему серединно-океанічних хребтів, відкриту в кінці 50-х рр. XX століття за участю радянських експедицій.
Так як серединні хребти розташовані глибоко під водою, то відкриті вони були тільки в 50-х роках 20-го століття шляхом ехолокації морського дна. В кінці 60-х років виникла теорія тектоніки плит. яка пояснила існування цих пагорбів, і наявність паралельних їм смугових магнітних аномалій.
Серединно-океанічні хребти мають порівняно витриману форму і геологічна будова. Вони набагато одноманітніше, ніж, наприклад, гірські хребти на суші, тому, що останні утворюються в результаті комплексу процесів, і знаходяться на різному ерозійному рівні.
Система серединно-океанічних хребтів включає хребет Гаккеля в Євразійському басейні Північного Льодовитого океану простягається від шельфу моря Лаптєвих до району Шпіцбергена; продовженням його служить Серединно-атлантичний хребет в однойменному океані, що досягає на півдні острова Буве. На заході від нього відходить Американо-Антарктичний хребет, що тягнеться до південного краю Південно-Сандвічеві острівної дуги, а на сході - Афрікано-Антарктичний хребет, що змінюється в Індійському океані південно-західним Індоокеанском хребтом. У центрі цього океану останній зчленовується (потрійне зчленування, подібне в районі острова Буве) з меридіональним Аравійському-Індійським хребтом, які йдуть за рахунок півночі в Аденську затоку (хребет Шеба) і південно-східним Індоокеанском хребтом, перехідним в Австрало-Антарктичний хребет. Продовженням останнього служить Південно-Тихоокеанське підняття, яке, в свою чергу, змінюється східно-Тихоокеанським підняттям; Останнім простягається в північному напрямку, йде в Каліфорнійський затока, зріз в його вершині розломом Сан-Андреас. На північ від м. Мендосино, куди виходить цей розлом, в Тихому океані знову з'являється підводне підняття типу серединно-океанічних хребтів - хребет Хуан-де-Фука, що закінчується по розлому в районі островів Королеви Шарлотти поблизу узбережжя Канади. Серединно-океанічні хребти мають ширину від декількох сотень до 1000-1500 км. підносячись над океанськими улоговинами на 3-4 км .; окремі вершини досягають рівня океану і навіть виступають у вигляді островів, зазвичай вулканічного походження. Гребньова зона хребта шириною до 100 км. зазвичай відрізняється різко розчленованим рельєфом і мелкоблоковим будовою; опади невеликої потужності і наймолодшого віку зберігаються лише в опущених блоках. Уздовж осі хребта, як правило, простягається рифтова долина шириною в 25-30 км. кілька опущена по відношенню до гребенів хребта. У неї вкладено осьової рифт у вигляді щілини шириною 4-5 км. зі стінками заввишки в сотні метрів.
На дні цієї щілини спостерігаються молоді вулканічні конуси, а на їх периферії - гарячі джерела (гідротерми), що виділяють сульфіди металів (цинк, мідь, залізо, свинець, кадмій, срібло). Опади тут практично відсутні, за винятком осипів схилів (т.зв. едафогенние освіти). До осях хребтів приурочені неглибокі і відносно слабкі землетруси. Сейсмічні дослідження виявляють під осьовими рифтами існування неглибоких магматичних камер, пов'язаних вузьким (
1 км.) Каналом з центрами вивержень на дні рифта. Фланги хребтів значно ширше їх гребеневої зони (багато сотень кілометрів.) І відрізняються більш спокійним рельєфом і будовою; вони покриті суцільним шаром опадів, зростаючим по потужності і повноті розрізу (за рахунок більш древніх горизонтів) до периферії хребта. Деякі ланки системи серединно-океанічних хребтів відрізняються від цього типового будови: вони ширші, положе і замість рифтової долини в них спостерігається виступ консолідованої океанічної кори (східно-Тихоокеанські і Південно-Тихоокеанські підняття і деякі ділянки інших хребтів). Серединно-океанічні хребти розсічені численними поперечними розломами - т.зв. трансформними розломами; по ним осі хребтів зміщені в плані на відстань до кількох сотень км. На ділянках перетину хребтів розломами місцями розвиваються вузькі западини (жолоби) глибиною до 7-8 км. наприклад Романш, Віма, Чейн в Екваторіальній Атлантиці. Сучасна система серединно-океанічних хребтів утворена в основному за останні 40 млн. Років, починаючи з олігоцену, а й за цей час вісь деяких хребтів зазнала "перескок" паралельно самій собі, зокрема в Тихому океані. Картування лінійних магнітних аномалій виявляє існування і більш древніх, відмерлих осей спрединга і, отже, осей серединно-океанічних хребтів, простягання яких істотно відрізняється від сучасних осей серединно-океанічних хребтів.
Серединно-океанічні хребти поділяються на швидко-спредінгових і повільно-спредінгових. Для хребтів зі швидкістю розсування плит 8-16 см / г. характерна відсутність прогину в центральній частині. Характерний приклад такого рифту Східно-Тихоокеанське підняття. Профіль рельєфу в сторони від хребта цього типу найкраще описується формулою H = 0,35 * t 0,5. де H збільшення глибини в порівнянні з віссю хребта, а t вік океанічної кори. Повільно-спредінгових хребти мають виразну центральну депресію - рифт глибиною 4000 - 5000 метрів.