Тектонические режимы субдукции

По мере изучения современных зон субдукции становилось все очевиднее их многообразие и, в частности, различие тектонического эффекта взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны. В зависимости от этого тектонического эффекта можно различать режим субдукционной аккреции, режим субдукционной эрозии, а также нейтральный режим, имеющий подчиненное значение. Режим определяется сочетанием ряда факторов: кинематических, динамических, геологических и даже физико-географических, влияющих на седиментацию в желобе. Их суммарное воздействие соответствует неустойчивому равновесию, что способствует смене режимов субдукции во времени.

Режим субдукционной аккреции. Представления о субдукции вначале предполагали, что край надвигающейся литосферной плиты всегда служит жестким упором, который задерживает и снимает нелитифицированные осадки с пододвигающейся океанской литосферы. Слои сминаются в складки, смещаются пологими разрывами, наклонёнными в направлении субдукции. Образуется и все увеличивается в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивающая континентальную, окраину или островную дугу. Исследования последующих десятилетий подтвердили существование таких аккреционных призм, но вместе с тем показали, что, как правило, на поверхности задерживается только часть осадочного материала, остальная часть субдуцирует. Во многих случаях все неконсолидированные осадки вовлекаются в субдукцию и аккреция не происходит.

Рис. 6.23. Субдукционная аккреция на активной континентальной окраине Орегона в плиоцене — квартере: последовательное пододвигание все новых клиньев осадочного материала наращивает и приподымает аккреционную призму (I—III). По Л. Кульму и Г. Фоулеру (1974), упрощено: 1 — базальтовая кора; 2 — пелагические илы; 3 — разновидности тонких (дистальных) турбидитов; 4 — песчаные (проксимальные) турбидиты; 5 — отложения континентального склона

Вероятные механизмы формирования аккреционных призм рассмотрены многими исследователями и учитывают, с одной стороны, возможность «бульдозерного» воздействия надвигающейся плиты, с другой — геофизические данные о пододвигании осадков под аккреционную призму, где они могут отслаиваться от субдуцирующей плиты и наращивать эту призму снизу. Б расчетах учитываются также вероятные реологические параметры аккреционного комплекса при высоком содержании воды. Широко используются модели, которые предложили в начале 70-х годов Д. Кариг и Д. Сили. Предположительно происходит последовательное пододвигание все новых клиньев осадочного материала, которые подпирают и приподымают более древнюю часть призмы. Поэтому вверх по склону желоба и далее наклон слоев и надвиговых поверхностей становится круче, появляются все более древние элементы аккреционной призмы (рис. 6.23). Так, по данным глубоководного бурения на пересечениях аккреционных комплексов у берегов Мексики и Перу возраст слагающих их отложений увеличивается от четвертичного до среднемиоценового. Поднятие аккрециоиной призмы по мере разрастания превращает ее в подводный уступ или невулканическую островную дугу, отделяющие преддуговой прогиб от глубоководного желоба. Изоклинально-чешуйчатая структура аккреционного комплекса нередко осложняется меланжированием. Встречаются глиняные диапиры и грязевые вулканы, что связывают с отделением от осадков воды под нагрузкой, быстро растущей в ходе аккреции.

В верхней, удаленной от края части аккреционной призмы, где наклон надвигов становится все круче, иногда появляются направленные в ту же сторону, но более пологие надвиги второго поколения, секущие их под острым углом. Кроме того, поздние деформации, но с обратной вергентностью бывают приурочены к тылу аккреционной призмы, где на границе с преддуговым прогибом развиваются взбросы, надвиги и складчатость с перемещением масс от желоба. При этом, отложения преддугового прогиба, вовлекаясь в интенсивные деформации, как бы наращивают аккреционную призму с ее тыльной стороны. Такие соотношения описаны на стыке призмы Барбадос с прогибом Тобаго.

Субдукционная аккреция происходит как за счёт чехла океанской коры (главным образом пелагических и гемипелагических осадков), так и за счет отложений глубоководного желоба (главным образом турбидитов). При чешуйчатом строении призм те и другие отложения могут чередоваться. Поскольку турбидиты формируются и вовлекаются в аккрецию вскоре после своего накопления, по ним наиболее надежно определяется и время образования аккреционной призмы или отдельных ее частей. В этой призме пелагические отложения могут быть намного древнее, соответственно возрасту субдуцирующей океанской коры и полноте захвата аккрецией ее осадочного чехла — от современных осадков наверху до самых древних слоев в основании.

Количественное соотношение пелагических осадков чехла и турбидитов желоба в составе аккреционных комплексов широко варьирует, главным образом в зависимости от количества поступающего в глубоководный желоб терригенного материала. Последнее определяется климатическими и иными физико-географическими условиями, что наглядно видно при прослеживании изменений осадочного заполнения вдоль таких современных желобов, как Чилийско-Перуанский, Пуэрто-Рико или желоб Кермадек, переходящий на юге в заполненный мощными осадками желоб Хикуранги. Кроме того, как показал Д. Шолл, турбидиты доминируют в восточно-тихоокеанских желобах, поскольку они расположены у края континента, и играют подчиненную роль, а иногда почти отсутствуют в западно-тихоокеанских желобах у островных дуг, где поступление терригенного материала намного меньше.

В свою очередь от количества турбидитов в желобе зависит тектоническая структура формирующейся аккреционной призмы. Как показали Г. Мур и Т. Шипли, при деформации мощных турбидитов относительно велика роль складок, а там, где их мало, стиль деформаций определяется главным образом чешуйчатыми надвигами в чехле океанской плиты.

Рис.6.24. Различие подводного рельефа и распределения осадков у тихоокеанской окраины Северной Америки к северу от разлома Мендосино (где субдуцирует плита Хуан-де-Фука) и к югу от него (при «пассивном» сочленении с Тихоокеанской плитой), по Д. Каччионе и др. (1986): 1 - оси спрединга хребтов Хуан-де-Фука (X) и Горда (Г); 2 — простирания в базальтовом слое океанской коры; 3 — трансформные разломы; 4 — конвергентная граница (начало зоны субдукции Вашингтон—Орегон); 5 — аккреционный комплекс над зоной субдукции с указанием простирания складок; 6 — подводные уступы; 7 — подводные каньоны, промоины, русла; 8 — аккумулятивные языки и вееры; 9 — направление переноса осадков; 10 — вулканическая цепь Каскадных гор

В некоторых аккреционных призмах, как, например, в Зондской зоне субдукции, среди осадочного материала зажаты тектонические линзы офиолитов, представляющие собой фрагменты субдуцирующей океанской литосферы, в том числе габбро и перидотиты. Механизм их тектонического обособления и включения в аккреционную призму, вероятно, связан с эпизодами резкого увеличения сил сцепления на конвергентной границе, что порождало сколы и разлинзование в пододвигающейся литосфере. В виде включений встречаются также массивы вулканических пород с рифогенными известняками, они интерпретируются как гайоты, срезанные при субдукции с океанского фундамента.

Уникальны по наглядности соотношения, установленные в Тихом океане по разные стороны трансформного разлома Мендосино, где у берегов США было проведено картирование дна с помощью сонаров бокового обзора (рис. 6.24). К югу от разлома, тде еще в начале миоцена произошло надвигание континента на зону спрединга и субдукция прекратилась, наблюдаются подводные каньоны и русла, ведущие к обширным и мощным аккумулятивным конусам и веерам. К северу от разлома продолжается субдукция литосферы, которая движется от спрединговых хребтов Горда и Хуан-де-Фука. При этом весь терригенный материал увлекается встречным движением океанского дна и причленяется к аккреционной призме, сминаясь в складки.

Следы быстрого наращивания аккреционной призмы и соответствующего смещения оси глубоководного желоба в сторону океана установлены многоканальным сейсмопрофилированием у северных Курильских островов.

В большинстве случаев ширина аккреционной призмы не превышает первых десятков километров, но в наиболее мощных комплексах, таких как Мекран в Аравийском море или комплекс Кадьяк у берегов Аляски, она измеряется сотнями километров. Детально изучена аккреционная призма Барбадос в системе Малых Антил, которая формируется по крайней мере с раннего эоцена и достигла ширины почти 300 км при вертикальной мощности до 20 км (рис. 6.25). Несколько скважин 110-го рейса «Джойдес Резолюшн» прошли насквозь фронтальную часть аккреционной призмы, а одна из них пересекла пологий (10—25°) сместитель этой зоны субдукции. Тектонический срыв, отделяющий верхние несколько сотен метров осадочного чехла (миоцен—квартер), происходит здесь приблизительно в 1000 м от подошвы чехла по одному из наиболее пористых и водонасыщенных горизонтов у границы олигоцена и миоцена. Еще при первой попытке бурения с «Гломар Челленджера» близ сместителя было обнаружено сверхвысокое поровое давление (350 фунтов/кв. дюйм), уравновешивающее литостатическую нагрузку и снижающее силы сцепления настолько, что происходит субдукция нелитифицированных осадков нижней части осадочного чехла (кампан—олигоцен), не испытывающих при этом заметных деформаций.

Рис. 6.25. Аккреционная призма о. Барбадос, зона субдукции Малых Антил (по Р. Торрини и Р. Спиду, 1989, с изменениями). Внизу — расщепление осадочного чехла океанской плиты и образование фронтальной части этой аккреционной призмы (С — сместитель зоны субдукции); справа — стратиграфическая приуроченность сместителя по данным скв. 671 «Джойдес Резолюшн», которая его пересекла. K₂sn—Q — возрастная индексация отложений осадочного чехла, от верхнемеловых (сенон) до четвертичных. Тектоническое расщепление осадочного чехла — в отложениях нижнего миоцена (N₁¹). По Дж. Муру и др. (1988). 1 — «базальтовая» кора Атлантики; 2 — то же Карибской литосферной плиты

Таким образом, стратиграфический уровень, на котором происходит расщепление осадочного чехла (а следовательно, и доля осадочного материала, наращивающая аккреционную призму), контролируется здесь не тектоникой, а литологией пород, положением наиболее благоприятного высокопористого горизонта. Первые признаки срыва и деформации на этом уровне установлены бурением на океанской плите приблизительно в 6 км перед фронтом лризмы, где обнаружены прожилки глинистого материала и пологие взбросы. Под аккреционной призмой в 4 км от ее фронта главный сместитель выражен зоной деформаций мощностью около 40 м, где заметны чешуйчатость глинистых пород, поверхности срыва, а иногда пологие карбонатные прожилки. Раскрытие трещин, где кристаллизовались карбонаты, считают свидетельством того, что и прежде в зоне контакта проявлялись сверхвысокие поровые давления.

Подобным образом расщепляется осадочный чехол океанской плиты перед фронтом аккреционной призмы в желобе Нанкай у берегов Японии, где сместитель зоны субдукции тоже пройден скважиной (в рейсе 131 «Джойдес Резолюшн»). В рамках франко-японской программы «Кайко» этот аккреционный комплекс изучали и путем подводного картирования с погружаемых аппаратов.

Режим тектонической эрозии. Уже в 60-х годах Дж. Гиллули и Г. Иллиес высказали мысль, что одной из причин мощного андезитового вулканизма и плутонизма на тихоокеанских окраинах Америки являются захват материала сиалической коры в ходе субдукции и его тектоническое перемещение на глубину в область магмообразования. Возможность такого разрушения висячего крыла зоны субдукции находила все новые подтверждения в работах 70-х годов; этот тектонический процесс именовался «абразия» (Дж. Канн), «эрозия» (Г. Плафкер, Д. Кариг), «коррозия» (М. Г. Ломизе). В дальнейшем его все чаще называют «тектоническая эрозия» или «субдукционная эрозия». Это понятие, определившееся как один из элементов тектоники плит, преемственно по отношению к более раннему и более широкому представлению о «подкоровой эрозии» как о гипотетическом механизме «размыва» и утонения континентальной коры снизу под действием восходящего мантийного потока. Если принять, что тектоническая эрозия в зонах субдукции лишь один из ее видов, то термин субдукционная эрозия наиболее точно обозначает этот процесс.

В отличие от субдукционной аккреции, о которой наглядно свидетельствует образование аккреционного комплекса, субдукционная эрозия оставляет сравнительно мало надежных признаков. В дополнение к наблюдениям на живых конвергентных границах: важны историко-геологические данные, а также некоторые геохимические особенности вулканитов.

Р. фон Хьюне объяснил тектонической эрозией соотношения, обнаруженные многоканальным сейсмическим профилированием под островодужным склоном Японского желоба, куда сместитель зоны субдукции прослеживается от его выхода в глубоководном желобе на 15—20 км (рис. 6.26). Под поверхностью контакта виден слоистый осадочный чехол субдуцирующей плиты, он нарушен системой сбросов, которые образовались скорее всего еще на океанском борту желоба, разграничивая грабены и горсты. Современной аккреционной призмы нет. О тектонической эрозии свидетельствует строение висячего (островодужного) крыла. Это наклоненная от желоба слоистая серия мелового возраста, которая срезается на глубине пологой поверхностью тектонического контакта: эрозия висячего крыла происходит снизу. Следствием такой эрозии считают установленное по разрезам буровых скважин опускание островодужного склона. На профилях видны также оседание блоков и оплывание пород в нижней части острозодужного склона, указывающие на продолжающееся разрушение фронтальной части висячего крыла. Как показали исследования по франко-японской программе «Кайко», в том числе непосредственные подводные наблюдения, оползание не приводит к накоплению гравитационных образований в желобе. Вместе с другими осадками они вовлекаются в субдукцию; этому, как полагают, способствует тектонический рельеф океанской плиты, которая, погружаясь в желоб, расчленяется грабенами и горстами.

Рис. 6.26. Свидетельства тектонической эрозии на сейсмическом профиле через Японский желоб {по Р. фон Хьюне, 1986) и вероятные механизмы тектонической (субдукционной) эрозии, по М.Г. Ломизе (1989): А — базальная эрозия, Б — фронтальная эрозия

На центральном отрезке андской зоны субдукции, где аккреционный комплекс также отсутствует, тектоническая эрозия новейшего времени нашла выражение в крутом ступенчатом профиле континентального крыла желоба, в разрывной тектонике и различных блоковых перемещениях побережья. Особенно выразительны сейсмогенные движения района Вальдивии в период известного землетрясения 1960 г., охватившие побережье в широкой полосе, вплоть до современной вулканической цепи. В обстановке растяжения произошло асимметричное проседание на величину до 2 м с наклоном блоков от океана. Триангуляция установила и горизонтальные их смещения в направлении желоба. Вся сумма наблюдений, в том числе решения фокального механизма сейсмических очагов, укладывается в дислокационную модель, которая предусматривает деструкцию и опускание континентальной окраины под воздействием субдуцирующей плиты.

Судя по геологическим данным, тектоническая эрозия андской континентальной окраины, где субдукционный магматизм начался в середине триаса, происходит уже длительное время, поскольку произошло срезание крайних (размещавшихся у желоба) членов латерального структурного ряда и, как следствие, сближение с желобом уже утративших активность вулканических поясов. В юрских и неокомских отложениях преддугового прогиба этой окраины установлены продукты размыва гранитогнейсового фундамента, поступавшие с запада, где для того времени реконструируется невулканическая островная дуга, представлявшая собой приподнятый край континентальной плиты. Сейчас там нет сиалической коры и находится океанская плита Наска, уходящая под континент и уже срезающая формации юрского преддугового прогиба. Фронт юрского вулканического пояса оказался всего лишь в 15 км от бровки Чилийско-Перуанского желоба, что позволяет оценить масштабы тектонической эрозии, сравнив эту величину с вероятной первоначальной дистанцией между вулканическим поясом и бровкой глубоководного желоба. Полученная таким образом усредненная скорость срезания континентальной окраины Анд тектонической эрозией с юры до настоящего времени — около 1 мм/год, однако вряд ли этот процесс протекал непрерывно и равномерно. Наблюдаемые в вулканитах субдукционного пояса направленные изменения химического состава во времени (в частности, нарастание ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и содержаний К₂О) отражают вовлечение в магмогенез сиалических продуктов тектонической эрозии, и резкий скачок соответствующих химических показателей в позднем миоцене (с началом новейшего вулканического этапа) может указывать на значительное усиление эрозии. Вероятным следствием субдукции продуктов тектонической эрозии считают наращивание мощности континентальной коры под орогеном Центральных Анд до наблюдаемых в настоящее время высоких значений.

Следы сближения отмирающего вулканического пояса с глубоководным желобом (как вероятное следствие тектонической эрозии) известны и для внутриокеанских зон субдукции. В частности, самые ранние вулканиты Марианской островной дуги (верхний эоцен) оказались к настоящему времени непосредственно на борту глубоководного желоба, в то время как вулканизм продолжается в 200 км от него. Это главным образом бониниты, драгированные с островодужного склона желоба. Их подстилают габброиды и серпентинизированпые перидотиты. Учитывая небольшую глубинность бонинитовых магм, наиболее вероятно, что вулканическая островная дуга формировалась в 50—60 км от глубоководного желоба, и это определяет ширину полосы, уничтоженной в результате тектонической эрозии. По мере эрозии висячее крыло зоны Беньофа погружалось, поэтому карбонатные осадки верхнего эоцена — олигоцена оказались опущенными до глубин 6 км. Ш. Блюмер, рассмотревший эти соотношения, полагает, что, начавшись в позднем эоцене, тектоническая эрозия прекратилась уже через 10—15 млн лет: островодужные вулканиты середины олигоцена остались на нормальном (около 180 км) удалении от желоба, где они слагают острова внешней Марианской дуги (Гуам, Сайпан). В последующее время субдукционный режим был близок к нейтральному, есть следы незначительной аккреции. Исходя из указанных выше количественных оценок, скорость эрозии океанической коры в Марианах могла быть 3, 3—6 мм/год.

Тектоническая эрозия, вероятно, происходит и в желобе Тонга, тде в непосредственной близости от его оси на склоне обнаружены вулканиты островодужной толеитовой серии (базальты, андезиты, дациты), их подстилают габбро, а ниже — перидотиты. Сближение отмершего вулканического пояса с глубоководным желобом происходило, по-видимому, и над Японской зоной субдукции, где, как отмечалось выше, тектоническая эрозия продолжается до настоящего времени. По данным французских исследователей, реликты раннемиоценовых вулканов (риолиты и дациты с возрастом 22—24 млн лет) обнаружены в море у берегов северного Хонсю всего лишь в 90 км от желоба, в то время как современная цепь вулканов отстоит от него почти на 300 км. В рассмотренных случаях тектоническая эрозия висячего крылa зон субдукции, как правило, сопровождалась его погружением под уровень моря до глубин в несколько тысяч метров. Для Марианской дуги и дуги Тонга такое опускание с позднего эоцена составило 5—6 км, для Хонсю с миоцена — около 3—5 км. На Андской окраине с мощной континентальной литосферой величина его сравнительно невелика.

Таким образом, подтверждается предположение, высказанное ранее Д. Шоллом, о возможности проявления двух механизмов субдукционной эрозии, один из которых выражается срезанием переднего края висячего крыла, другой — эрозией, воздействующей на висячее крыло снизу. Эти два механизма М.Г. Ломизе (1988) предложил называть фронтальным и базальным, такие же названия использовали Р. фон Хьюис и С. Лаллемап (1990).

Базальная эрозия предполагает механическое воздействие субдуцирующей плиты на нижнюю поверхность висячего крыла зоны субдукции (см. рис. 6.26, Л). Происходит эрозия этого крыла снизу, и ведет к уменьшению его толщины и соответствующему опусканию. Сообразно наклону эродируемой нижней поверхности срезается и отступает передний край висячего крыла.

Эффективность базальной эрозии находится в прямом соотношении со сцеплением литосферных плит в зоне субдукции и скоростью их встречного движения, а также зависит от механических свойств взаимодействующих пород. В свою очередь, сцепление литосферных плит обусловлено сочетанием целого ряда факторов. Исследование приуроченности сильных землетрясений показало, что оно растет по мере убывания возраста (и соответствующей ему плотности) субдуцирующей литосферы, т.е. по мере уменьшения ее плавучести. Оно сравнительно велико при пологом падении зоны Беньофа (в ее верхней части), что наблюдается обычно при большой «абсолютной» скорости надвигания висячего крыла. Как показали У. Швеллер и Л. Кульм, тектонический рельеф субдуцирующей литосферы также способствует базальной эрозии. Напротив, большое количество осадков на субдуцирующей плите снижает силы сцепления, оно может способствовать нарастанию давлений поровой жидкости на контакте литосферных плит, предотвращая тектоническую эрозию. Вместе с тем профиль через Японский желоб (см. рис. 6.26) показывает, что при благоприятныx механических свойствах висячего крыла базальная эрозия возможна и при сравнительно слабом сцеплении литосферных плит.

Фронтальная эрозия проявляется там, где на поверхности субдуцирующей плиты образуется расчлененный тектонический рельеф: система грабенов и горстов, которая нередко контролируется изначальной линейной делимостью океанической коры. Согласно Т. Хильде, в этом случае при гравитационном опускании по сбросам, обрушении и оплывании материала с островодужного (или континентального) склона желоба он заполняет грабены на поверхности океанической плиты. Так происходят захват этого материала и его перемещение на глубину в ходе субдукции (см. рис. 6.26, Б).

Интенсивность процесса контролируется сочетанием двух главных условий: расчлененности тектонического рельефа и сглаживающей его седиментации в желобе. В свою очередь образование тектонического рельефа (системы грабенов и горстов) находится в прямой зависимости от растягивающих напряжений. Их величина определяется наложением локального изгиба океанической литосферы на борту желоба на региональное поле напряжений, количественная оценка которого учитывает среди прочего и величину сцепления в зоне субдукции. Таким образом, факторы, ведущие к снижению сил сцепления, по-видимому, даже способствуют проявлению фронтальной эрозии.

Фронтальная эрозия зависит и от механических свойств пород, слагающих островодужный (континентальный) склон желоба, а также от его геологического строения. В этом отношении показателен Японский желоб: литологический состав меловых и более молодых отложений на островодужном склоне желоба благоприятствует их гравитационному перемещению и тем самым фронтальной эрозии.

Согласно расчетам Р. фон Хьюне, скорость фронтальной эрозии в Японском желобе и на Перуанской окраине 2—3 мм/год. Он полагает, что развитию процесса благоприятствует субдукция подводных уступов, хребтов и вулканических гор.

Нейтральный режим субдукции. В пределах Гватемальского сегмента Центральноамериканского желоба на сейсмических профилях видно пододвигание почти недеформированных осадков желоба более чем на 2 км под висячее крыло, сложенное меловыми офиолитами. В нескольких скважинах глубоководного бурения здесь были непосредственно измерены повышенные значения порового давления близ сместителя, которые, по-видимому, и создают условия для свободного пододвигания осадков. Таким образом, в настоящее время субдукция там не сопровождается ни аккрецией, ни эрозией. Судя по бентосным фораминиферам в осадочном чехле поверх офиолитов на континентальном борту желоба, он не испытывал заметных опусканий с эоцена до настоящего времени, что свидетельствует против сколько-нибудь значительной тектонической эрозии и в пользу длительности нейтрального режима. Все же, по-видимому, развитие зон субдукции происходит главным образом в режиме аккреции или эрозии, а нейтральный режим имеет второстепенное значение как переходный между ними.

Соотношение режимов субдукции в пространстве и во времени. Два главных тектонических режима зон субдукции тесно взаимосвязаны и сменяют друг друга как в пространстве (на разных отрезках одной и той же зоны субдукции), так и во времени. Сменa в пространстве наиболее выразительна вдоль Чилийско-Перуанской конвергентной границы, где она была выявлена в ходе исследований по проекту «Наска». Там же на одном из отрезков зоны субдукции (9, 5° ю. ш.) установлена смена тектонической эрозии аккрецией, которая произошла в середине кайнозоя. При этом аккреционный комплекс шириной около 20 км причленился непосредственно к древнему континентальному цоколю, что нашло подтверждение при глубоководном бурении. Как уже отмечалось, тектонический режим зоны субдукции регулируется балансом разнообразных факторов, как независимыx, так и сложно взаимосвязанных. Большое значение придают количеству поступающего в глубоководный желоб терригенного материала. При малом количестве осадков на субдуцирующей плите, как пелагических, так и сформировавшихся в желобе, аккреция невозможна. При достаточном количестве осадков аккреция начинается там, где эти осадки не могут быть полностью вовлечены в субдукцию. От того, как велика доля захваченного субдукцией материала, зависит в дальнейшем разрастание аккреционной призмы.

Можно полагать, что аккреция исключает сколько-нибудь значительную субдукционную эрозию. Однако неустойчивое равновесие многочисленных факторов — кинематических, динамических, структурных, географических — легко нарушается в ходе субдукции и в результате аккреционный режим чередуется с эрозионным, иногда удерживается нейтральный. Новообразованные аккреционные клинья могут в дальнейшем эродироваться и в той иной степени предохранять от разрушения край литосферной плиты. Наиболее вероятно, что лишь небольшая часть аккреционных образований, не затронутая последующими фазами субдукционной эрозии, закрепляется в геологической летописи как элемент складчатого пояса.