Це ланцюжки вулканічних островів над зоною субдукції (місце, де океанічна кора занурюється в мантію), що виникають там, де одна океанічна плита занурюється під іншу. Острівні дуги утворюються при зіткненні двох океанічних плит. Одна з плит виявляється знизу і поглинається в мантію, на інший (верхній) утворюються вулкани. Вигнута сторона острівної дуги спрямована в бік поглинається плити, з цього боку знаходиться глибоководний жолоб. Підставою для острівних дуг служать підводні хребти від 40 до 300 км, протяжністю до 1000 км і більше. Звід хребта виступає над рівнем моря у вигляді островів. Нерідко острівні дуги складаються з паралельних гірських гряд, одна з яких частіше зовнішня (звернена до глибоководного жолобу), виражена тільки підводним хребтом. В такому випадку гряди віддалені один від одного поздовжньої депресією глибиною до 3-4,5 км, заповненої 2-3 кілометровою товщею опадів. На ранніх стадіях розвитку острівні дуги являють собою зону потовщення океанічної кори, насадженими на гребінь вулканічними будівлями. На більш пізніх стадіях розвитку острівні дуги утворюють великі масиви острівної або півострівний суші, земна кора тут наближається за будовою до континентального типу.
Острівні дуги широко розвинені на околицях Тихого океану. Це Командор-Алеутская, Курильська, Японська, Маріанська і ін. В Індійському океані найвідомішою є Зондськая дуга. В Атлантичному океані - Антільська і Південно-Антільська дуга.
Це вузькі (100-150 км) і протяжні глибокі западини (рис. 10). Дно жолобів має V-подібну форму, рідше плоске, стінки круті. Внутрішні схили, що примикають до острівних дуг, крутіші (до 10-15 °), а протилежні схили, звернені в бік відкритого океану, пологі (близько 2-3 °). Схил жолоби буває ускладнений поздовжніми грабенамі і горстами, а протилежний схил - ступінчастою системою крутих розломів. На схилах і дні залягають опади, іноді досягають потужності в 2-3 км (Яванский жолоб). Опади жолобів представлені біогенної-теригенними і теригенно-вулканогенними илами, часті відкладення каламутних потоків і едафогенние освіти. Едафогенние освіти - це несортовані продукти обвалів і зсувів з брилами корінних порід.
Глибина жолобів коливаються від 7000-8000 до 11000 м. Максимальна глибинний зафіксована в жолобі Маріанськом - 11022 м.
Жолоби спостерігаються по всій периферії Тихого океану. У західній частині океану вони простягаються від Курило-Камчатського жолоби на півночі, через Японський, Ідзу-Бонінскій, Маріанський, Мінданао, Новобрітанскій, Бугенвільскій, Новогебрідінскій до Тонга і Кермадек на півдні. У східній частині океану розташований Атакамскій, Центральноамериканский і Алеут жолоби. В Атлантичному океані - Пуерто-ріканський, Південно-Антильський. В Індійському океані - Яванский жолоб. У Північному Льодовитому океані жолоба не виявлено.
Глибоководні жолоби в тектонічному відношенні приурочені до зон субдукції. Субдукції розвивається там, де сходяться континентальна і океанічна плити (або океанська з океанської). При їхньому зустрічному русі важча плита (завжди океанська) йде по іншу, а потім занурюється в мантію. Встановлено, що субдукції розвивається по-різному в залежності від співвідношення векторів руху плит, від віку субдуцірует літосфери і ряду інших чинників.
Оскільки при субдукції одна з літосферних плит поглинається на глибині, нерідко захоплюючи з собою осадові формації жолоби і навіть породи висячого крила, вивченні процесів субдукції пов'язано з великими труднощами. Геологічні дослідження також можуть глибоководного океану. Тому велику цінність представляють результати першого детального картування ділянки дна в жолобах, яке проведено по франко-японської програмі «Кайко». Біля берегів Барбадосу, а потім і на схилі жолоби Нанкай при бурінні вдалося перетнути сместитель зони субдукції, що знаходиться в точці буріння на глибині декількох сотень метрів під поверхнею дна.
Сучасні глибоководні жолоби тягнуться перпендикулярно напрямку субдукції (ортогональна субдукция) або під гострим кутом до цього напрямку (косооріентірованная субдукция). Як було сказано вище, профіль глибоководних жолобів завжди ассіметрічен: субдуцірущее крило пологе, а висячий крило більш круте. Деталі рельєфу варіюються залежно від напруженого стану літосферних плит, від режиму субдукції і інших умов.
Цікаві форми рельєфу прилеглих до глибоководних жолобів територій, будова яких також визначаються зонами розвитку субдукції. З боку океану це пологі крайові вали, які підносяться над ложем океану на 200-1000 м. Судячи з геофізичними даними, крайові вали є антиклінальний вигин океанської літосфери. Там, де фрикційне зчеплення літосферних плит велике, висота крайового валу знаходиться перпендикулярно відносної глибині сусіднього відрізка ринви.
З протилежного боку, над висячим крилом зони субдукції, паралельно жолобу простягаються високі хребти або підводні гряди, які мають іншу будову і походження. Якщо субдукция направляється безпосередньо під околицю континенту (і глибоководний жолоб примикає до цієї околиці), зазвичай утворюються берегової хребет і окремий від нього поздовжніми долинами головний хребет, рельєф якого буває ускладнений вулканічними будівлями.
Оскільки будь-яка зона субдукції йде на глибину похило, її вплив на висячий крило і його рельєф може поширюватися на 600-700 км і більше від жолоба, що залежить насамперед від кута нахилу. При цьому відповідно до тектонічними умовами утворюються різні форми рельєфу при характеристиці латеральних структурних рядів над зонами субдукції.