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).

I bacini di retroarco che si sviluppano su crosta continentale o intermedia collegata a subduzione B (3.1.2.2) possono essere considerati come i precursori, temporaneamente o definitivamente abortiti, di mari marginali di tipo bacino di retroarco. Questi bacini, ancora poco studiati ma ricchi di idrocarburi, sono per lo più confinati in aree di mare basso e contengono generalmente potenti successioni sedimentarie; al di sotto di essi è stata spesso individuata un’originaria successione di rift; la massiccia subsidenza dei bacini sarebbe legata al raffreddamento della sottostante litosfera continentale presumibilmente riscaldata in precedenza. Gran parte dei bacini marginali di mare basso del Pacifico Occidentale (tra cui quelli produttivi, dal punto di vista degli idrocarburi, di Sumatra e di Giava) sono da considerare come bacini di retroarco. Essi sono generalmente delle depressioni allungate collocate in un’area tra l’arco vulcanico ed il cratone e giacciono su di un basamento (che immerge verso l’oceano) costituito da rocce ignee e metamorfiche (formatesi durante la fase iniziale della costruzione dell’arco vulcanico (Katili, 1975; Ketner et al., 1976). Nel Pacifico occidentale ad es., la fase di rifting associata a questo tipo di bacino si sviluppò nell’intervallo Paleogene-Neogene inferiore; la soprastante sequenza, successiva al raffreddamento, si depositò nel Neogene superiore. I dati di flusso di calore sono disomogenei, passando da valori alti a valori normali. Poche descrizioni dettagliate di questi bacini sono state fino ad oggi pubblicate (Todd e Pulunggono, 1971; Pulunggono, 1976; Hamilton, 1978; Ben-Avraham ed Emery, 1973; Wageman et al., 1970).

In una fase continua di distensione la crosta continentale sottostante il bacino di retroarco può aprirsi per formare segmenti oceanici; sarebbe il caso del Mare Egeo dove affiorano blocchi continentali di età pre-neogenica collocati su di una crosta oceanica. McKenzie (l978a) postula che la crosta continentale, che originariamente costituiva l’Egeo, fu fortemente assottigliata offrendo così una spiegazione dell’alto flusso di calore nell’area e delle basse velocità del mantello superiore. Una origine simile è stata indicata per il Mare Tirreno (Ogniben et al., 1975). I bacini della Cina Orientale coi loro sub-bacini Sungliao, Bohai, Nan -Tsia e Jingghan presentano tutte le caratteristiche dei bacini di retroarco, sono associati a sistemi di megafaglie (Mali et al., 1982 e Guanaming et al., 1982), giacciono su crosta assottigliata, sono limitati da due grandiosi sistemi di taglio e sono riempiti da depositi vulcanici e fluviali. Alcuni bacini di retro- arco sono interessati da intensi processi orogenetici sul loro lato interno. Le strutture a pieghe e falde sono spesso associate a faglie trascorrenti di importanza regionale che si svilupparono contemporaneamente al (o seguirono il) piegamento (ad es. nell’area di Sumatra, Posaveck et al., 1973, figg. 140, 141). La vergenza delle pieghe verso il bacino marginale potrebbe corrispondere ad una chiusura (avvenuta successivamente) dovuta a subduzione del bacino marginale stesso. Questa tardiva subduzione dei mari marginali e le relative deformazioni dei sedimenti possono essere interrotte per alcuni periodi durante i quali il processo di subduzione cesserebbe del tutto. Durante questa fase si può avere un sollevamento della zona piegata ed il seppellimento delle porzioni frontali sotto spessi cunei di sedimenti clastici deltizi. Sappiamo molto poco sulla dinamica dei processi che producono la scomparsa dei bacini marginali. La conoscenza di questi fenomeni diventa però determinante per la comprensione dei processi di formazione delle catene. Dati geologici utili a spiegare la chiusura dei bacini marginali sono stati presentati recentemente da Churckin (1974) e Churckin e Eberlein (1977) per la Cordigliera Occidentale, da Scheibner (1976) per le Tasmanidi paleozoiche dell’Australia e da Biq (1976) per le catene di Taiwan.

I bacini di retroarco in regime di distensione del Mediterraneo Orientale (Bacino Transilvanico, Bacino Pannonico, Bacino di Vienna) si sono originati nello stesso tempo. Il Bacino Pannonico, compreso tra i Carpazi, le Dinaridi e le Alpi, è sovrimposto alla Megasutura Alpina che si formò in seguito alla collisione tra il Promontorio Africano (Argand, 1924; D’Argenio et al., 1980) e la Zolla Europea. Al completamento di questa collisione continentale iniziata nel Cretaceo e sviluppatasi fino al tardo Terziario seguì la formazione di un bacino di retroarco. Molti autori hanno recentemente descritto e discusso questo tipo di bacino (Bleahu et al., 1973; Boccaletti et al., 1976; Horwath et al., 1975; Horwath e Stegena, 1977; Kutas et al., 1970, 1975). Gran parte della geologia di dettaglio è riassunta nei lavori di Paraschiv (1975) e Mahel (1974). La carta strutturale di fig. 142 illustra i sovrascorrimenti e le pieghe formatisi in un regime di subduzione A, durante il Neogene e la subsidenza simultanea di una avanfossa sul margine periferico esterno dei Carpazi.
Sollogub et al. (1973) hanno dimostrato che il Bacino Pannonico giace al di sopra di una crosta assottigliata (fig. 142) ed altri Autori hanno provato l’esistenza di alti valori del flusso di calore nel bacino. La successione sedimentaria che inizia con depositi di età tardo-paleogenica è dissezionata da faglie a gradinata che testimonierebbero di un evento termico sub-litosferico. I successivi sedimenti neogenici risultano poco dislocati e depositati in un’area la cui subsidenza viene collegata al raffreddamento litosferico. Quest’ultima ipotesi è in contrasto con gli alti flussi di calore misurati ancora oggi nel Bacino Pannonico. Un’analisi dettagliata sull’origine del Bacino Pannonico è stata recentemente eseguita da Royden et al. (1983a, b) che hanno sostenuto che i singoli bacini distensivi del medio e tardo Neogene sono connessi con un sistema di megafaglie coniugate dipendenti da faglie sinistre a direzione nord-est e destre a direzione nord -ovest Queste zone di taglio sono coeve e connesse con i sovrascorrimenti dell’Arco Carpatico esterno. La fase di distensione del bacino non sarebbe sincrona: Royden et al., (1983) differenziano tre episodi di distensione, tutti compresi nel Miocene medio-superiore, con un progressivo spostamento verso ovest della distensione cui ha corrisposto una migrazione verso est del fronte delle falde. Pertanto i bacini della regione Pannonica, nel loro insieme, farebbero parte di un sistema collegato di faglie, con tettonica distensiva di modesta profondità, nel Bacino di Vienna, e con tettonica distensiva più profonda, interessante la crosta ed il mantello superiore, nel settore centrale del Bacino Pannonico.

I dati stratigrafici del sottosuolo ed i dati termici indicano che un modello uniforme di tipo distensivo non può spiegare adeguatamente la subsidenza dei bacini della regione pannonica; gli stessi dati suggeriscono invece che nei bacini interni pannonici la distensione litosferica fu accompagnata dall’afflusso di nuovo calore nel mantello superiore.