Активные континентальные окраины тихоокеанского типа

Главная особенность — наличие активной сейсмофокальной зоны, с которой связана магматическая деятельность, складчато-трастовые деформации, метаморфизм. Собственно все пространство между сейсмофокальной зоной и метаморфическим поясом и есть зона конвергенции плит и зона субдукции.
Среди активных окраин выделяют два типа: приконтинентальный (как на восточно-тихоокеанском побережье) и орстроводужный (сегодня это западно-тихоокеанский). Приконтинентальный тип на первый взгляд выглядит довольно просто: переход от глубоководного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность зона зонасубдукции, к континенту, выражен крутым континентальным склоном желоба, являющимся одновременно самим континентальным склоном и узким шельфом. Ширина всей этой зоны составляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым и надстроенным вулканоплутоническим поясом.
Островодужный тип включает следующие элементы: 1) собственно континентальная окраина псевдопассивного типа; 2) глубоководная котловина окраинного моря; 3) вулканическая островная дуга; 4) глубоководный желоб; 5) краевой вал океана.

Краевые валы - пограничные поднятия между глубоководным желобом и абиссальной равниной, вытянутые параллельно желобу. Это пологие вздутия океанского ложа высотой в сотни метров, сложеннные типичной океанской корой максимальной мощности. Происхождение валов связывается со сжатием океанической литосферы при ее погружении в зону субдукции. Склон вала со стороны желоба осложнен сбросовыми уступами или надвигами в направлении оси желоба.
Глубоководные желоба в поперечном сечении имеют V-образную форму, но всегда заметно асимметричную: внутренний склон более крутой и высокий, чем внешний. С осью желоба совпадает выход на поверхность сейсмофокальной зоны. В островодужном типе сейсмофокальная плоскость более крутая, чем в андском типе. По сейсмическим данным субдуцированная плита прослеживается на расстояние 200 км под Алеутской дугой, 40 км под Курильской дугой. Внутренний, континентальный склон желобов представляет особый интерес, ибо он может быть местом накопления акреционной призмы, ширина которой может достигать 300 км. В других случаях этот клин очень узкий, например у Марианского желоба, или практически отсутствует; это означает, что океанская плита вместе со своим осадочным слоем полностью поглощается в зоне субдукции, т. е. уходит в мантию. В Японском желобе, в Центрально-Американском желобе против Коста-Рики, в Чилийско-Перуанском напротив Перу, непосредственно вблизи оси желоба на его внутреннем склоне выступают довольно древние породы. Это означает, по здесь вместо аккреции происходит тектоническая эрозия окраины континента или островной дуги.
По мере роста аккреционного клина происходит его подъем, причем нередко более древняя, верхняя часть клина поднимается над уровнем океана в виде внешней, невулканической дуги. Между внешней дугой и главной, вулканической, дугой простирается преддуговой прогиб, выполняемый осадками, сносимыми как с невулканической, так и в основном с вулканической дуги и представленными терригенными породами, в особенности граувакками. Эти отложения залегают резко несогласно на образованиях аккреционного клина и бывают в разной степени, но всегда менее интенсивно деформированными. При отсутствии морфологически выраженной внешней дуги ей может отвечать перелом, бровка в склоне желоба, а преддуговому прогибу — терраса на этом склоне. Но иногда встречаются и относительно ровные склоны.
Континентальные склоны желобов осложнены гравитационными сбросами и оползнями, которые как бы наложены на тектонику сжатия, характерную для аккреционных клиньев
Вулканические дуги протягиваются параллельно желобам на расстоянии порядка 200—300 км от их оси. Ширина вулканической зоны не более 50 км и сама зона мигрирует за сейсмофокальной зоной.
Выделяют энсиматические и энсиалические вулканические дуги. Энсиматические дуги закладываются на океанической коре, нередко на месте трансформных разломов, когда одно крыло, с более древней корой, начинает пододвигаться под другое, сложенное более молодой корой; такое происхождение приписывается, в частности, отмершей дуге Кюсю — Палау в Филиппинском море. Вулканиты юных энсиматических дуг обычно представлены толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних стадиях развития этих дуг начинают преобладать андезитобазальты или андезиты, но дело редко доходит до извержения более кислых магм. Примерами юных энсиматических дуг могут считаться дуги Южно-Сандвичева (Скотия), Тонга — Кермадек, более зрелых — Марианская, Алеутская.
Энсиалические дуги образуются на континентальной коре и коре микроконтинентов, отторгнутыхрифтингом и спредингом. Таковы Японская и Камчатская дуги частично с их Курильским продолжением, частично Филиппинская и некоторые другие. Вулканиты энсиалических дуг принадлежат известково-щелочной серии с преобладанием андезитов и иногда дацитов и риолитов и с повышенным содержанием радиогенногоSr (за счет контаминации более древней континентальной коры). На поздних стадиях развития этих дуг повышается содержание щелочей.
В основании вулканических дуг образуются интрузии гранитоидов (диоритов, тоналитов, гранодиоритов в энсиматических дугах, нормальных гранитов — в энсиалических). Таким образом, вулканические дуги являются магматическими. Породы основания и фланги этих дуг на глубине испытывают региональный метаморфизм низких и умеренных давлений и средней и высокой температуры, т.е. зеленокаменной и амфиболитовой фации. В то же время отложения аккреционных призм, образуюшиеся в обстановке интенсивного сжатия, подвергаются метаморфизму высоких давлений и низких температур, для которого типично появление глаукофановых «голубых» сланцев. Давления, необходимые для образования этих метаморфитов, могут достигаться только на значительной глубине — порядка 30 км. Появление их на поверхности требует быстрого подъема, так как в противном случае они успевают превратиться в зеленые сланцы, что часто и наблюдается, — среди зеленых сланцев встречаются реликты «голубых». Условия для этого создаются выталкиванием пород верхней части аккреционного клина при заклинивании зоны субдукции вследствие столкновения с крупным внутриплитным поднятием, другой островной дугой или микроконтинентом. Сама зона субдукции и желоб могут сместиться при этом в новое положение.
Метаморфиты высокой температуры/низкого и умеренного давления, с одной стороны, и высокого давления/низкой температуры образуют параллельные, парные пояса, из которых первые простираются ближе к континенту, вторые — ближе к океану. Это дает возможность при палеотектонических реконструкциях устанавливать направление наклона зоны субдукции и по расстоянию между этими поясами судить о крутизне этого наклона. Другим таким признаком является петрохимическая полярность вулканических поясов.