Как же заложение и спрединг дна в молодых океанических впадинах могли повлиять на положение уровня вод в океане? Дело в том, что глубина дна в них на первых этапах развития весьма незначительна, не более 1,5—2 тыс. м. Расширение же их площади происходит за счет соответствующего сокращения площади древних океанических водоемов, для которых характерна глубина 5—6 тыс. м, причем в зоне Беньофа поглощаются участки ложа глубоководных абиссальных котловин. Вытесняемая из исчезающих древних котловин вода поднимает общий уровень океана, что фиксируется в наземных разрезах континентов как трансгрессия моря.
Таким образом, распад континентальных мегаблоков должен сопровождаться постепенным повышением уровня океана. Именно это и происходило в мезозое, на протяжении которого уровень поднялся на 200—300 м, а может быть, и более, хотя этот подъем и прерывался эпохами краткосрочных регрессий.
С течением времени дно молодых океанов в процессе остывания новой коры и увеличения ее площади (закон Слейтера—Сорохтина) становилось все более глубоким. Поэтому последующее их раскрытие влияло уже гораздо меньше на положение уровня океанских вод. Однако оно неминуемо должно было привести к сокращению площади древних океанов и даже к полному исчезновению некоторых из них с лица Земли. В геологии это явление получило название «захлопывание» океанов. Оно реализуется в процессе сближения материков и их последующего столкновения. Казалось бы, захлопывание океанических впадин должно вызвать новый подъём уровня вод. На самом же деле происходит обратное. Дело здесь в мощной тектонической активизации, которая охватывает сходящиеся континенты. Горообразовательные процессы в полосе их столкновения сопровождаются общим воздыманием поверхности. В краевых же частях континентов тектоническая активизация проявляется в обрушении блоков шельфа и склона и в их опускании до уровня континентального подножия. По-видимому, эти опускания охватывают и прилегающие участки ложа океанов, в результате чего оно становится значительно более глубоким. Общий уровень океанских вод опускается.
Так как тектоническая активизация — событие одноактное и охватывает небольшой отрезок времени, то и падение уровня происходит значительно быстрее, чем его повышение при спрединге молодой океанической коры. Именно этим можно объяснить тот факт, что трансгрессии моря на континенте развиваются относительно медленно, тогда как регрессии наступают обычно резко.
История современной Атлантики укладывается в последние 160—150 млн лет. Самые древние породы, которые были вскрыты бурением с «Гломара Челленджера» на дне этого океана, имеют оксфорд-кимериджский возраст. Это известняки и доломиты типа Аммонитико Россо, которые широко распространены в области мезозойского океана Тетис. Они, скорее всего, имеют гемицелагическое происхождение, т. е. формировались в обстановках, соответствующих современному континентальному склону или верхней часта подножия, на глубинах до 2000—2500 м. На шельфах, окружавших единственную существовавшую тогда Центральноатлантическую впадину, обширные пространства были заняты барьерными рифами и мелководными карбонатными банками, со временем превратившимися в мощные карбонатные платформы. Скелетные остатки карбонатстроящих морских организмов, живших в юрское и раннемеловое время, слагают ныне толщи рифовых и других известняков мощностью 2—3 км. Эти толщи прослеживаются бурением и геофизикой под внешним краем шельфа и континентальным склоном атлантических окраин Северной Америки, Северо-Западной Африки и Западной Европы.
В начале неокома расколы в западной части Гондваны привели к обособлению впадины Южной Атлантики. Однако океаническая кора здесь сформировалась только в промежутке между Фолклендским (Мальвинским) плато и поднятиями Китовый—Рио-Гранде, которые отделяют Капскую и Аргентинскую котловины от более северных, Бразильской и Ангольской. Накапливавшиеся в апте и альбе в этих разобщенных океанических водоемах осадки поэтому имели разный составив северных (Иберийской, Северо-Американской и Канарской) котловинах преобладали темноцветные глинистые и карбонатные отложения («черные глины»), в южных (Капской и Аргентинской) впадинах — песчано-алевритовые подводнодельтовые и морские образования с горизонтами углистых глин. Оба водоема оставались разобщенными вплоть до конца раннего мела, когда нормальный морской режим установился на всем пространстве зоны раскола между Африкой и Южной Америкой. Впрочем, даже после появления этой связи Атлантический океан не был еще единым целым. В северной его половине продолжался перенос водных масс, поступавших из океана Тетис и в обратном направлении. В то же время в южные впадины проникали воды из смежных областей Тихого океана. Лишь в позднем мелу воды из центральной части Атлантики распространились на юг, вплоть до окраин Габона и Камеруна (рис. 18). Однако полная перестройка системы океанической циркуляции произошла лишь во второй половине эоцена. Это было вызвано окончательным развалом Лавразийского континентального блока и формированием Лабрадорской, Гренландской и других впадин, а затем и Северного Ледовитого океана (рис. 19). Таким образом, Атлантический океан с характерной для него специфической, почти замкнутой системой поверхностных и придонных течений сложился лишь 40—50 млн лет назад, т. е. через 100 млн лет после возникновения здесь первых участков с океаническим типом коры.