Зона субдукции или под(о)двига, реже поднадвиговая зона — линейная зона на границе столкновения литосферных плит, вдоль которой происходит погружение блоков земной коры одной из них под блоки другой, ведущее к расплавлению первых в верхних слоях земной мантии. Чаще всего в них более тяжёлая и тонкая океаническая кора пододвигается под окраину континента или под островную дугу, погружаясь в мантию (редкий противоположный случай «вскрытия» недр — см. Зона обдукции). Скорость субдукции обычно измеряется в сантиметрах в год, при этом средняя скорость конвергенции составляет приблизительно от двух до восьми сантиметров в год вдоль большинства границ плит. Результатом взаимодействия этих блоков земной коры являются активный вулканизм и сильные землетрясения в этой зоне. Зона субдукции хорошо прослеживается на сейсмотомографических профилях, вплоть до границы верхней и нижней мантии (670 км). На большей глубине происходит расплавление и потеря механической жесткости погружающегося края плиты, в результате чего землетрясения на такой глубине уже невозможны.
 В качестве синонимов зоны субдукции употребляются: сейсмофокальная зона, так как в ней сосредоточено большинство глубокофокусных землетрясений, или зона Заварицкого-Вадати-Беньофа (зона Вадати-Беньофа, зона Заварицкого-Беньофа) по именам ученых, которые выделили эту особую зону. Поводом для этого стали сейсмические данные, которые показали, что фокусы землетрясений располагаются все глубже по направлению от глубоководного жёлоба к континенту.
 Согласно положениям концепции глобальной тектоники плит, зона субдукции располагается на границе двух сходящихся литосферных плит, где происходит столкновение двух литосферных плит (чаще всего океанической и континентальной), и поддвигание более плотной и тонкой плиты с океанической корой под другую.
 
В классическом варианте субдукция реализуется в случае столкновения двух океанических, или океанической и континентальной плит. Однако в последние десятилетия выявлено, что при коллизии континентальных литосферных плит, также имеет место поддвиг одной литосферной плиты под другую, это явление получило название континентальной субдукции. Но при этом не происходит погружения ни одной из плит в мантию из-за пониженной плотности континентальной коры. В результате происходит скучивание и нагромождение тектонических пластин с образованием складчатых поясов с высокогорными хребтами. Классический пример — Гималаи. Согласно теории тектоники плит, механизм субдукции (сокращения и разрушения океанической коры) компенсируется спредингом — механизмом формирования молодой океанической коры в срединно-океанических хребтах: Объем поглощаемой в зонах субдукции океанской коры равен объему коры, нарождающейся в зонах спрединга. В то же время, в зонах субдукции происходит постоянное наращивание континентальной коры за счет аккреции - сдирания и интенсивного смятия осадочного чехла с погружающейся плиты. Разогрев погружающейся коры является также причиной широкого развития вулканизма вдоль активных континентальных окраин. Наиболее известно в этом плане Тихоокеанское огненное кольцо. Масштабное поглощение океанической коры по периферии Тихого океана указывает на процесс сокращения (закрытия) этого древнейшего из ныне существующих океанических бассейнов планеты. Подобные процессы имели место и в прошлом. Так, древний океан Тетис начал сокращаться с мезозоя и к настоящему времени прекратил своё существование с образованием остаточных бассейнов, известных теперь как Средиземное, Черное, Азовское, Каспийское моря.
 Наиболее известные зоны субдукции находятся в Тихом океане: Японские острова, Курильские острова, Камчатка, Алеутские острова, побережье Северной Америки, побережье Южной Америки. Также зонами субдукции являются острова Суматра и Ява в Индонезии, Антильские острова в Карибском море, Южные Сандвичевы острова, Новая Зеландия и др.
 Выделяется 4 типа зон субдукции по структурным признакам:
 Зона субдукции андского (андийского) типа — зона, которая формируется там, где молодая океанская литосфера с большой скоростью и под пологим углом (около 35—40° к горизонту) пододвигается под континент. Латеральный структурный ряд от океана к континенту включает в себя: краевой вал — жёлоб — береговой хребет (иногда подводное поднятие или террасу) — фронтальный бассейн (продольную долину) — главный хребет (вулканический) — тыловой бассейн (предгорный прогиб). Характерен для восточного побережья Тихого океана.
 Зона субдукции зондского типа — зона, где происходит пододвигание древней океанской литосферы, уходящей на глубину под крутым углом под утоненную континентальную кору, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал — жёлоб — невулканическую (внешнюю) островную дугу — преддуговой бассейн (прогиб) — вулканическую (внутреннюю) дугу — задуговой бассейн (краевое (окраинное море)). Внешняя дуга — это либо аккреционная призма, либо выступ фундамента висячего крыла зоны субдукции.
 Зона субдукции марианского типа — зона, формирующаяся при пододвигании двух участков океанской литосферы. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал — жёлоб (терригенного материала довольно мало) — береговой хребет, невулканическую дугу — преддуговой бассейн (в качестве фронтального) — энсиматическую вулканическую дугу — задуговой бассейн (или междуговой в качестве тылового на утоненной континентальной или новообразованной океанской коре).
 Зона субдукции японского типа — зона пододвигания океанской литосферы под энсиалическую островную дугу. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал — жёлоб — береговой хребет (иногда подводное поднятие или террасу) — фронтальный бассейн (продольную долину) — главный хребет (вулканический) — задуговой бассейн (краевое, окраинное море) с новообразованной корой океанского или субокеанского типа.
 Перечисленные типы зон субдукции часто по морфологическому признаку условно объединяют в 2 группы:
 В поперечном сечении зон субдукции Западно-Тихоокеанского типа выделяются:
 Зоны субдукции Восточно-Тихоокеанского типа отличаются тем, что в их структуре вулканические дуги и окраинные бассейны отсутствуют, а вместо преддугового склона находится материковый склон.
 Расстояние от оси жёлоба до вулканического фронта — 100—150 км (в зависимости от угла наклона зоны субдукции, на активных континентальных окраинах расстояние достигает 350 км). Это расстояние соответствует глубине погружения слэба в 100—150 км, где начинается магмообразование. Ширина зоны вулканизма около 50 км, при общей ширине всей зоны тектонической и магматической активности 200—250 км (на активных континентальных окраинах до 400—500 км).
 Преддуговый склон включает 2 основных элемента:
 Аккреционная призма — самая нижняя часть преддугового склона, имеющая чешуйчатое строение, шириной от первых км до 10, иногда и 50 км. Снизу она ограничена поверхностью главного скола, которая выходит на поверхность в зоне контакта основного склона с осадками океанической земной коры. Первоначально считалось, что она образуется за счёт «соскабливания» осадков с океанической плиты — «бульдозерного эффекта». В последнее время выяснилось, что это имеет место, но является частным случаем. Установлено, что океаническое ложе со слоем залегающих на нем осадков уходит под преддуговый склон до 40 км, где происходит подслаивание этих осадков снизу, за счёт чего и образуется эта призма.
 Область между вулканическим фронтом и аккреционной призмой, состоит из нескольких структурных террас, разделенных крутыми уступами. Пологие участки террас заняты преддуговыми бассейнами седиментации, на которых отлагаются вулканогенными и пелагическими осадками, в тропической зоне на верхней террасе могут быть развиты коралловые рифы. Могут обнажаться породы кристаллического фундамента либо породы чужеродных блоков, в разное время причленившихся в островной дуге.
 Под вулканическими островными дугами понимаются тектонически активные пояса, пространственно совпадающие с областями наиболее сильных землетрясений, и состоящих из дугообразно выгнутых цепочек действующих стратовулканов. Для них типичен эксплозивный характер извержений, связанный с повышенным содержанием флюида в островодужных магмах.
 Обычно термин «островная дуга» применяется к области, расположенной между окраинным морем и внешним краем жёлоба. Радиус кривизны их в плане изменяется в широких пределах.
По морфологическим признакам выделяют: одинарные, двойные, тройные островные дуги, также активные и пассивные (например, Командорские острова). К особому типу относятся раздваивающиеся островные дуги.
 Различают островные дуги, сформировавшиеся на океаническом фундаменте — энсиматические, и на материковой земной коре — энсиалические.
 Это полузамкнутая котловина (серия котловин), сформировавшаяся между островной дугой и материком. Большинство их образовалось за счёт разрыва материка при отделении крупного блока от него (ставшего основой для энсиалической островной дуги), и в глубоких котловинах открывшихся морей начинает образовываться новая океаническая кора — процесс этот получил название «задуговый спрединг». При этом в некоторых окраинных морях не обнаружено признаков активного рифтогенеза в настоящее время. Обычно это связывают с перескоком зоны субдукции.
 Существуют окраинные бассейны, происхождение которых не связано с задуговым спредингом — так называемые отгороженные окраинные бассейны (Берингово море) — которые представляют по сути кусок океанической коры, отгороженный растущей зоной субдукции.
 Субдукция плит Земной коры играет важную роль в переносе углерода с поверхности в недра Земли. Процессы обратного поступления углерода из недр на поверхность изучены недостаточно. Изучением этих механизмов занимается Обсерватория глубинного углерода.