Le varie ipotesi di formazione dei bacini di retroarco (o intra-arco) sono state .esaminate da Poehls (1978). Secondo alcuni modelli il processo di subduzione di una zolla svilupperebbe calore di frizione che causerebbe un miscelamento del materiale del mantello seguito da una risalita del magma e dalla formazione di una corrente convettiva secondaria dietro l’arco insulare (v. Hasebe al., 1970 e la discussione in Sugimura e Uyeda, 1973). In altri modelli dinamici (Toksoz e Bird, 1977) si assume che la zolla di litosfera oceanica fredda in subduzione induca una circolazione convettiva nel cuneo di mantello soprastante la zolla litosferica discendente (fig. 71). Gli autori postulano un modello che prevede un intervallo di tempo da 20 a 40 MA tra l’inizio della fase di subduzione e l’instaurarsi di un processo secondario di espansione nella zona di retroarco. Il modello è in accordo con il graduale riscaldamento e assottigliamento della zolla superiore. Poehls (1978) osserva che i bacini attivi di retroarco possono formarsi soltanto dove una zolla sub- dotta può interagire con una zolla sovrastante nella zona di retroarco. Questa situazione si realizzerebbe dove le fosse oceaniche sono interrotte o dislocate da faglie trascorrenti e dove si registrano grandi variazioni del tasso di subduzione. Conseguentemente nel bacino di retroarco si forma un regime tensivo che è dovuto alla coppia di taglio di una faglia trasforme che separa le due zolle adiacenti. In contrasto con le ipotesi prima enunciate e seguendo Wilson e Burke (1972), Molnar e Atwater (1978) non vedono alcun rapporto dinamico diretto tra la subduzione e la formazione di bacini di retroarco. Essi sostengono che l’espansione non si verifica dietro tutti gli archi e che la subduzione di una zolla può non rappresentare una forza effettiva nel processo di apertura di un bacino intra-arco o di retroarco. La fase di espansione nell’area dell’arco sarebbe comune nelle situazioni in cui la zolla oceanica in subduzione abbia una crosta più antica di 50-100 milioni di anni, mentre nei casi di subduzione di una zolla oceanica più recente si avrebbe formazione di catene montuose di tipo cordigliera. In conclusione i fondi dei bacini marginali si formerebbero per processi di distensione ed espansione perché la litosfera oceanica antica, più pesante, viene spinta verso il basso più velocemente di quanto le zolle adiacenti possano avvicinarsi. L’espansione di interarco, secondo Moinar e Atwater (1978), inizierebbe preferibilmente lungo una zona di debolezza preesistente come ad esempio gli archi vulcanici.
I bacini di retroarco impostati su crosta oceanica e collegati a subduzione di tipo B sono stati classificati da Toksoz e Bird (1977) in: 1) bacini attivi in espansione con valori elevati di flusso di calore (Bacino delle Marianne, Bacino di Lau Havre, Mare di Scozia; 2) bacini inattivi con alto flusso di calore (Figi Meridionali, Mare delle Filippine Occidentali, Mare del Giappone, fig. 139); 3) bacini inattivi maturi con normali valori di flusso di calore (Plateau delle Figi, Mare di Okhotsk, Bacino di Parece-vela); 4) bacini parzialmente sviluppati in cui, al basamento oceanico «catturato» che non ha ancora raggiunto la fase di espansione, segue la formazione di un arco di isole (Mar di Bering Orientale, forse Mar dei Caraibi). Questi bacini contengono raramente sedimenti di notevole spessore. Tra i criteri di riconoscimento di relitti di antichi bacini marginali vanno ricordati quelli basati sulla presenza di abbondanti depositi vulcanoclastici e/o l’esistenza di sedimenti di mare profondo (Karig et al., 1975; Churkin, 1974b; Hussong e Uyeda, 1978).