По геологическим условиям различают несколько типов строения дна океанических котловин: а) подводные океанические хребты, подводные горы; б) подводные плато; в) абиссальные равнины; г) абиссальные желоба.
Наиболее приподнятые части океанического дна представляют подводные горные хребты (например, Срединный Атлантический хребет), они имеют огромную протяженность. Более ограничены по протяженности подводные горы. Глубинное строение земной коры в пределах Срединного Атлантического хребта недавно исследовали Дж. Юинг и М. Юинг. Выяснилось, что по условиям геологического строения этот хребет значительно отличается от окружающего его океанического дна. Наиболее пониженные участки подводного хребта и его склоны покрыты рыхлыми осадками (скорость распространения сейсмических волн 1.8 км/сек.). Мощность рыхлых осадков на склонах достигает 1.5 км, несколько уменьшается на самом хребте. До глубины 5—6 км на хребте преобладают породы со скоростями распространения сейсмических волн 4.9—5.15 км/сек. Считают, что с такими скоростями сейсмические волны распространяются в оливиновом базальте, преобладающем в геологическом строении островов на Срединном хребте. Под оливиновым базальтом залегают породы со скоростями прохождения сейсмических волн в среднем 7.21 км/сек. — смешанные породы (океанического дна в мантии Земли). Эти смешанные породы образуют слой коры Срединного хребта до глубины 30 км. Образование пород смешанного типа под Срединным Атлантическим хребтом ставится в зависимость от развития конвекционных течений и выноса базальтовой магмы вдоль линий разломов, определивших его простирание и свойственные ему формы поверхности (рифтовые долины).
Другой характер глубинного строения коры имеют океанические хребты в Тихом океане. Под отдельными островами в западной части этого океана, по данным Кардера, строение коры близко к материковому типу, а поверхность раздела М (раздел Мохоровичича) залегает на глубине 18 км. Строение коры других хребтов Тихого океана отличается от материкового и океанического типов; главное отличие заключается в небольшой скорости распространения сейсмических волн у поверхности мантии. Хребет Тонга состоит из осадочных и вулканических образований, под которыми залегают породы, свойственные и другим частям океанов, а у поверхности раздела М продольные сейсмические волны распространяются со скоростью 7—7.8 км/сек.
Сходное со Срединным Атлантическим хребтом строение имеет Гавайский хребет. Его основная часть состоит из пород, в которых скорость распространения волн равна 6.75 км/сек. Породы этого состава опускаются ниже уровня окружающего морского дна, следовательно, и раздел М здесь значительно понижается. Рейт относительно строения коры Срединного Тихоокеанского хребта и Маршалловых островов замечает, что здесь под поверхностным слоем рыхлых осадков залегает слой вулканических отложений мощностью до 2 км, под которым находятся породы, свойственные более глубоким частям океана. Гаскелл выделяет в Тихом океане особый тип вулканических сооружений, связанных с наиболее приподнятыми поверхностями дна. Слою такого тика свойственны скорости распространения сейсмических волн от 4 до 5 км/сек. Ниже располагаются породы со скоростями 6.5—7.0 км/сек. Легко заметить, что строение коры данного типа мало чем отличается от строения Срединного Атлантического хребта. Сходное строение имеют и острова Эллис, где известны коралловые известняки мощностью до 610 м. Гаскелл замечает, что большая мощность коралловых известняков указывает на медленное погружение островов.
Из приведенных данных нельзя не сделать вывод о сходстве глубинного строения коры в пределах океанических хребтов и гор в областях, расположенных далеко друг от друга. Подводным океаническим хребтам и горам свойственно общее увеличение мощности коры, вследствие чего поверхность раздела М под ними погружается относительно соседних частей океанического дна на значительную глубину. В строении океанических хребтов принимают участие породы, которые по скоростям распространения продольных сейсмических волн наиболее близки к базальтам, но отличаются от последних более высокими скоростями. Это и дало основание Дж. и М. Юингам предполагать, что здесь базальты смешаны с породами мантии Земли. Вполне возможно, что возрастающая скорость прохождения волн в породах рассматриваемого типа обусловлена их уплотнением, особенно в нижних частях разреза, где как раз скорости значительно возрастают.
Для характеристики глубинного строения коры в области подводного плато воспользуемся разрезом через Бермудские острова. Судя по профилю, плато Бермудских островов слагают вулканические породы, покрытые рыхлыми осадками небольшой мощности (до 300 м). Вулканические породы не только залегают ниже, чем на соседних участках океанического дна, но и распространяются на прилегающие пространства абиссальных равнин. Офиссер полагает, что во время вулканических извержений, когда образовались Бермудские острова и окружающее их вулканическое плато, потоки лавы, изливавшиеся из трещин, распространялись на абиссальную равнину.
Эту характеристику геологии строения подводного плато интересно сопоставить со строением Исландии, расположенной среди обширного подводного плато северной части Атлантического океана. Здесь в глубинном строении коры различают: поверхностный слой рыхлых осадков (мощностью до 600 м), слой вулканических пород (от 2.5 до 4 км) со скоростями прохождения сейсмических волн 5.71 км/сек. и подстилающие породы (скорости 7.47—7.63 км/сек.). Как видно, здесь строение коры существенно не отлетается от строения ее в районе плато Бермудских островов. Таким образом, в известных нам случаях подводные океанические плато имеют сходное строение, что указывает на главное участие в их структуре вулканических излияний, вероятнее всего, базальтового состава. Возрастающая с глубиной скорость распространения сейсмических волн здесь может быть поставлена в связь с повышенным давлением.
Абиссальные океанические равнины океанических котловин с глубинами более 4—5 км по занимаемой площади являются преобладающими поверхностями океанического дна. Абиссальным равнинам свойственно однообразное глубинное строение дна, что видно из сравнения приведенных разрезов по отдельным океанам. Именно однообразие строения земной коры в абиссалях дало основание для ее выделения в качестве самостоятельного типа коры.
Согласно М. Юингу и Ф. Прессу, характерными чертами строения океанической коры являются: слой неуплотненных или полууплотненных осадков мощностью менее 1 км, слой основных пород мощностью менее 5 км, поверхность раздела М, находящаяся на небольшой глубине — от 10 до 12 км.
В слое основных пород под дном океанов предельные волны распространяются с такими же скоростями, как и в гранитном слое коры материков (от 6.2 до 6.4 км/сек.). Поэтому представление о господстве в строении океанических равнин пород базальтового состава не может считаться достаточно обоснованным. Значительной сложностью отличается и вопрос об изменениях скорости прохождения продольных сейсмических волн в верхней части мантии Земли, у раздела М. На основании разнообразных данных Г. Д. Афанасьев нашел, что скорости распространения продольных волн у раздела М могут изменяться не из-за различия в петрографическом составе пород, а вследствие иных физических условии (температура, давление).
Абиссальные желоба отличаются от других частей океанического дна не только своей наибольшей глубиной, но и глубинным строением земной коры. Так, например, в абиссальном желобе Пуэрто-Рико рыхлые породы мощностью до 8 км покрывают породы фундамента (скорость прохождения сейсмических волн 6.8 км/сек.). Последний отвечает типично океаническому слою абиссальных равнин. Раздел М под желобом находится на глубине около 20 км. В желобе Тонга поверхностный слой рыхлых осадков не превышает 200 м. Под ним залегает слой вулканических пород мощностью до 3 км (скорость прохождения сейсмических волн 5.3 км/сек.). Ниже находится промежуточный (базальтовый) слой мощностью 8.2 км (скорость распространения волн 6.5 км/сек.). Раздел М находится на глубине 20 км.