Активные континентальные окраины примыкают к мезозойским и кайнозойским складчатым и горным поясам, протягивающимся по периферии континентов. Для них характерна высокая современная сейсмичность и вулканизм. Основными структурными и орографическими формами активных окраин являются котловина окраинного моря, островная дуга и глубоководный желоб В активных окраинах восточнотихоокеанского, или андского (приконтинентального), типа островная дуга и окраинное море отсутствуют, и глубоководный желоб непосредственно примыкает к тектонически и вулканически активному поясу на краю континента.
Котловины окраинных (задуговых) морей расположены между островными дугами и континентом. Они возникли в условиях растяжения земной коры в период с конца позднего мела и до начала палеоцена. Глубина морей — 2000-4000 м, а Филиппинская котловина опущена до 6000 м. Они подстилаются субокеанской (с большой мощностью осадочного слоя) и океанской корой(Берингово, Японское, Филиппинское, Южно-Китайское и др. моря). Осадки на дне морей состоят из глин, илов в глубоководных частях и более грубых песчаников, алевролитов в окраинных частях, с примесью вулканогенного материала у склонов некоторых островных дуг.
Мощность осадков — первые километры. В рельефе окраинных морей со стороны континента, как и у пассивных окраин, выделяются шельф, континентальный склон и подножие. И на шельфе, и на континентальном склоне развиты типы и формы рельефа, аналогичные формам пассивных окраин.
В отличие от последних шельф обычно узкий (первые десятки километров), имеет больший уклон (6-8°), больше нарушен тектоническими процессами, местами он опускается до 1000-2000 м. Сильно раздробленный приподнятый шельф со сложным сочетанием впадин — грабенов и возвышенностей — горстов называется бордерлендом (англ. border land — пограничная область). Такого типа шельф развит у Калифорнийского побережья Северной Америки, в Эгейском море и др. Континентальный склон также ступенчатый, разбит разломами, прорезан множеством каньонов, у основания которых развиты конусы выноса. Самый протяженный каньон
(более 1000 км) — Беринга— прорезает континентальный склон в восточной части Берингова моря. В рельефе дна морей выделяются аккумулятивные равнины, а также тектонические поднятия: хребты, возвышенности, плато. Многочисленны вулканические поднятия и вулканы.
Островные дуги образовались на континентальной (Камчатская, Японская, Филиппинская и др.) или на океанической коре (Алеутская, Малая Антильская и др.). Возраст вулканических
пород — от позднего мела до голоцена. Основными формами рельефа островных дуг являются Кордильеры — линейные хребты, вытянутые вдоль глубоководных желобов и представляющие собой островодужные орогены. Они поднимаются над водой крупными островами или отдельными вершинами — чаще всего вулканами, абсолютная высота которых достигает 3-4 и более километров. Вулканы возникли над зонами субдукции (см. ниже). Иногда в надводном рельефе выделяются два хребта, один из которых с вулканами, разделенные депрессией(Камчатская дуга). В Курильской дуге одна гряда надводная с вулканами, другая — подводная без вулканов (хр. Витязя) Японская дуга состоит из двух слившихся хребтов. Основной рельеф хребтов если не вулканический, то эрозионный. На склонах некоторых высоких вулканов развиты ледники (Камчатка, Алеутская дуга и др.). В депрессиях — эрозионно-аккумулятивный рельеф речных долин и, в зависимости от климата, ледниковый и криогенный рельеф, карстовые формы и др. На побережьях — морские террасы.
Глубоководные желоба — узкие V-образные протяженные (сотни и тысячи километров) депрессии, имеющие в плане дугообразную или прямолинейную форму Они протягиваются вдоль островных дуге их внешней стороны, обращенной навстречу субдукции, которая бывает направлена от океана, реже со стороны краевых морей (Соломоновы острова и Новые Гибриды). По желобам происходит активное сочленение континентальной или океанической коры островных дуг с океанской корой дна. Последняя погружается (субдуцирует) вместе с частью осадочного слоя под кору островных дуг (или континентов в окраинах андского типа) по наклонной (от 30-45° до 60° и более) границе, выделяемой по геофизическим данным и по приуроченным к ней скоплениям очагов землетрясений (зонам Беньофа), опускающихся до глубины 700 км. Как тектонические структуры, так и формы рельефа желоба продолжают развиваться и в настоящее время. Некоторые из них разрывают подводные долины и конусы выноса, сформированные в неоген-четвертичное время у подножия склона островной дуги или континента. Дно желобов обычно плоское, представляет собой аккумулятивную морскую равнину шириной всего 3-5 км, реже до 20 км (рис. 17.10), сложенную турбидитовыми осадками мощностью несколько сотен метров, реже более. В большинстве случаев их возраст четвертичный, т. к. более древние осадки затягиваются в зону субдукции. Так что в целом желоба —некомпенсированные осадками впадины. В поперечном сечении желоба асимметричны. Склон, сопряженный с островной дугой или континентом, всегда крутой (см. рис. 17.10), а противоположный — более пологий. Оба склона нарушены оползнями, часто ступенчатые, что обусловлено разрывными нарушениями. На границе желобов и абиссальных равнин обычно развит краевой вал — пологое поднятие, высотой несколько сотен метров, шириной сотни километров, протягивающееся вдоль желоба. Оно образуется в результате сжатия и изгиба океанской коры перед ее погружением в процессе субдукции — пододвигания под континентальную кору Всего известно 35 желобов, глубина шести из них превышает
10 км. Филиппинский желоб имеет максимальную глубину 10 265 м, Пуэрториканский —8742 м, Японский —8412 м, Зондский —7209 м. Наибольшую глубину имеет Марианский желоб — 11 022 м (пучина Челленджера). Его длина более 2200 км. Самый протяженный Алеутский желоб имеет длину 4100 км; протяженность других желобов от нескольких сот до тысячи километров.
