Существует два основных типа океанических бассейнов. К перврму типу относятся бассейны (океаны) , которые со всех сторон, либо на большей части периметра окаймлены зонами пассивных окраин (по терминологии Э.Зюсса обладают «берегами Атлантического типа»). Ко второму типу относятся такие океаны, которые на большей части своего периметра окаймлены зонами активных окраин (обладают «берегами Тихоокеанского типа»).

       Зоны пассивных окраин окаймляют Атлантический и Индийский океаны почти на всём протяжении их периметра, а также Арктический и южный участок Тихого океана. Они характеризуются тем, что структуры континентов, окайсляющих эти океаны, косо или вкрест их простирания срезаются краями наложенных на них океанических бассейнов. В краевых частях этих океанов часто прослеживаются параллельные их краям погребённые грабены, горсты и серии ступенчатых листрических сбросов, разбивающие утоняющуюся в сторону океана континентальную кору. Аналогичные структуры часто присутствуют на участках континентов прилегающих к пассивным окраинам. Эти рифтогенные структуры отвечают начальной стадии формирования океанического бассейна и перекрываются мощным чехлом осадков покрывающих шельфы, континентальные склоны и отчасти подножия на пассивных окраинах океанических бассейнов. Большую внутреннюю часть бассейнов занимают спрединговые пояса с активными осевыми зонами и широкими флангами, покртыми тонким слоем осадков и представляющими почти плоские глубоководные равнины. Такие бассейны в дальнейшем мы будем называть океанами Индо-Атлантического типа. Для них характерны низкие скорости современного спрединга(от 1 см/год до 5-6 см/год). Для мезозоя и кайнозоя также предполагаются низкие скорости спрединга. Самые древние участки ложа Индо-Атлантического океана сформировались в юре - 180-145 млн. лет назад, но большая часть их современного ложа образовалась в раннем мелу (между 145 и 65 млн.лет назад) и в кайнозое - т.е. последние 15 млн.лет. Поскольку спрединг не компенсировался субдукцией (в рассматриваемом бассейне существует только Антильская и Южно-Антильская зоны субдукции в Атлантике и Индонезийская дуга в Индийском океане), происходило расширение океана, составляющего ныне около 16% поверхности Земли, и соответствующее «расползание» континентов. При этом предполагается, что наиболее крупный континентальный массив – Африкано-Евразийский, оставался практически на месте, а двигались Северная Америка (вместе с Гренландией) на запад-северо-запад, Южная Америка к западу и юго-западу, Антарктида к югу, Австралия – сперва к юго-востоку, затем к северо-востоку.

Процесс расползания континентальных обломков Пангеи в ходе заложения и расширения Индо-Атлантического океана можно объяснить двояко: либо расширение Земли, либо надвиганием континентов на область Тихого океана.

Наряду с процессом раскрытия Индо-Атлантического океана происходило одновременное формирование ряда обширных глубоководных морских бассейнов с корой океанского типа. К их числу относятся впадины Лабрадорского моря, впадина Бискайского залива, впадины Тасманова и Кораллового морей. Все они представляют слепые ответвления крупных спрединговых поясов.

Зоны активных окраин протягиваются почти на 50 000 км и почти со всех сторон обрамляют впадину Тихого океана. В тектоническом отношении эти зоны выражены фанерозойскими подвижными поясами и глубоководными желобами, служащими поверхностным выражением сейсмофокальных зон. Здесь происходит поглощение океанской коры сформировавшейся в спрединговых зонах, т.е. спрединг компенсируется субдукцией.

Милановский Е.Е. считает, что помимо субдукции (поддвига) существует и процесс надвигания пожвижного пояса (континента) на океанскую кору. Под этим надвигом оказались погребёнными не только восточный фланг ВТП но и его осевая часть и западный фланг. Милановский считает, что медленный спрединг Атлантического океана является более мощным процессом, чем быстрый в Тихом океане, что выражается в перекрытии спредингового хребта и отсутствии желоба на значительном участке от Калифорнии до Аляски.

На западной активной окраине Тихого океана происходит поглощение океанской коры в многочисленных зонах субдукции связанных с островными дугами. По Милановскому – островные дуги и задуговые бассейны надвигаются на ложе Тихого океана. Скорость спрединга в Тихом океане составляет 7-10 до 15 см/год, но вместе с тем его площадь не увеличивается, а даже уменьшается. Исходя из площади вновь образованного Индо-Атлантического океана, скорость субдукции, при постоянном радиусе Земли, должна быть вдвое большей, так как происходит встречное движение плит раздвигающихся в Индо-Атлантических зонах спрединга. предполагается, что сокращение Тихого океана произошло за счет поглощения коры Тетиса, однако Милановский отрицает его существование.

В позднем мезозое и кайнозое по западному краю Тихого океана образовались многочисленные глубоководные впадины с корой океанского типа. Их формирование началось не ранее 100 млн. лет назад и продолжается до настоящего времени. В отличие от Атлантического типа, где окраинные бассейны окаймлены пассивными окраинами, краевые моря Тихого океана лишь на одном борту обрамляются пассивной окраиной, а на другой ограничены островными дугами и глубоководными желобами, либо с обоих сторон окаймляются островными дугами. Многие из этих бассейнов имеют современные спрединговые зоны.