15.4. Тектонические покровы (шарьяжи) :
Тектонический покров представляет собой горизонтальный,
пологий или волнистый крупный надвиг с перемещением до мно-
гих десятков или даже сотен 'километров. Покровы называются
также шарьяжами (франц. charriage — наволок). Последний тер-
"мин введен М. Бертраном (1884) для описания самого процесс;!
надвигания, но позже был распространен и на покровы. При опи-
сании покровов, развитых в Альпах, французские геологи приме-
няют также термин «напп» (nappe—покров), который позже стал
использоваться для названия направления в структурной геологии,
объясняющего структуру складчатых сооружений с позиций пок-
ровного строения (наппизм).
Покровы возникают и развиваются в основном в подвижных
геосинклинальных поясах и распространены практически во всех
геосинклинальных складчатых системах. В СНГ такие покров!.!
'установлены в Карпатах, на 'Кавказе, в Верхоянской складчатой
области, в Тянь-Шане, Саянах, на Урале, в Корякском нагорье, н;'.
Камчатке, Сахалине и во многих других районах. Смещения ох-
ватывают целые складчатые комплексы, нередко не по одной, а
по нескольким параллельным поверхностям срыва.
Начало изучения покровов относится к 80—90-м годам XIX п.,
когда они были установлены во Французских Альпах, в Провансе
(М. Бертран), Скандинавских каледонидах и Скалистых горах
Канады. Наиболее ранние обобщающие работы по покровном
строению Альп относятся к началу XX в. и принадлежат швей
царцу М. Люжону (1902) и французу П. Термье (1903). Позжебы
ло опубликовано большое количество работ с описанием строения
и механизма образования покровных структур. Наиболее полные
публикации по этому вопросу в России принадлежат И. И. Бело
стойкому, Г. Д. Ажгирею, С. В. Руженцеву и В. С. Буртману.
В покровных структурах различают следующие 'морфологичес
кие ^дементы;. перемещенные массы, получившие название аллох
тона, н_их основание, не испытавшее сколько-нибудь существен
Пых перемещений — автохтон.
А^тлохтон от автохтона отделен поверхностью срыва или воло-
чения. В^процессе смещения аллохтон часто 'распадается на от-
"дельные пластины — дигитации, что приводит к появлению парал-
лельных поверхностей смещения или расщеплению основной но
верхности срыва. Совмещение в одном вертикальном разрезе не-
скольких покровов, нередко состоящих из пакетов разновозраст
н-ых 'пластин, придает всей покровной структуре крайне сложное
строение.
Вдоль поверхностей смещения при движении аллохтона обра-
зуются тектонические брекчии, мощность которых может быть
значительной — до десятков и даже сотен метров, но известны
покровы, отделенные от автохтона узкими, едва заметными по
верхностями трения. В тектонических брекчиях могут оказаться
линзы и крупные отторженцы пород, слагающих аллохтон или an
iioxtoh, и перемещенные издалека, совершенно чужеродные обра-
ования. Нередко поверхности смещения возникают вдоль ссрпен-
гипизированных ультраосновных пород, обладающих малой вяз-
костью, но возможен и другой процесс— последующее внедрение
Itхолодном состоянии — протрузии серпентинитов вдоль поверх-
ностей смещения. Складчатые комплексы, вовлеченные в покро-
пил, также испытывают усложнения: среди них появляются наклон-
|ные, опрокинутые, лежачие или ныряющие складки; широко
)азвиваются надвиги, разбивающие пластины на отдельные че-
|шуи.
Породы верхней части автохтона, в сущности, никогда не оста-
|ются на местеiи часто оказываются передвинутыми на то или иное
(расстояние, сохраняя при этом вещественные и пространственные
|сиязи с подлинным автохтоном. Такие перемещенные на неболь-
шие расстояния части автохтона в основании дигитации носят наз-
|нание паравтохтона.
В теле покрова различают тыльную, срединную (щит, панцирь)
IIIлобовую, или фронтальную, части. Область, откуда начинается
[перемещение покрова, называют его корнями. Последние устанав-
|ливаются по сходству фаций аллохтона с фациями одновозрастных
пород, находящихся в неперемещенном состоянии в тылу покрова,
или по крутому, нередко вертикальному залеганию сильноперемя-
Ti.ix, псрежаты-х пород, нарушенных многочисленными разрывами
](рубец). Фронтальная часть или тело покрова могут быть расчле-
нены процессами эрозии, от них отделяются участки, утратившие
I непосредственную связь с аллохтоном, называемые экзотиче-
iiMu останцами, или клиппами. При горном рельефе в долинах
рек или в местах высокого гипсометрического положения поверх-
ности шарьирования эрозия может удалить весь аллохтон и обна-
жить породы автохтона или паравтохтона. Такие участки авто-
I хтина» окруженные породами аллохтона, называются тектоничес-
кими окнами.
Перемещение аллохтона сопровождается интенсивным разру-
I шепнем его фронтальной, лобовой, части и образованием текто-
|пнческого месива — меланжа. Этот термин (франц. melange —
мешанина, смесь) был введен в литературу Э. Гринли в 1919 г. и
|ц настоящее время широко используется во всех странах.
Меланж (рис. 15.Ш) представляет собой хаотическое образо-
ие, отличающееся от сходных седиментационных комплексов —
Ьь'шстостромов, образующихся при подводно-оползневых или при-
I Лрожно-обвальных процессах, явными следами тектонического
по.гдействия и появлением дислокационных текстур. Но меланж
[может образоваться по олистострому, а олистостром — за счет
^Меланжа. В тектоническом меланже крупные блоки относительно
'жестких пород автохтона или аллохтона (известняки, песчаники,
кремнистые, вулканические, интрузивные породы и др.) перемеши-
ваются с мелкими обломками таких же пород, а также с более
пластичным материалом, образующим базис (матрикс) меланжа.
Последним могут быть серпентинизированные ультрамафиты (в
Рис. 15.16. Тектонические меланжи по офнолптам:
/ — Малый Кавказ, Ведийская офиолитовая зона (по М. Г.
Ломизе, 1969); // — Корякский хребет, карта Ягельского ме-
ланжа (по А. Л. Пейвс, 1984); /// — структура тектоничес-
кого («автокластического») меланжа в докембрийском ком-
плексе Мона, Уэльс (по Э. Гринли, 1919).
1, 2 — серпентиниты: на карте (/) и на профиле (2); 3 —
массивные гипербазиты; 4 — габбро; 5 — базальты и диаба-
зы (на карте — вместе с яшмами и граувакками); 6 — яш-
мы; 7 — песчаники и аргиллиты
серпентинитовом меланже), а также аргиллиты, гипсы, ангидри-
ты и другие высокопластичные породы. Меланж, особенно глинис-
тый, может иметь тиллитоподобную текстуру или оказаться рас-
тертым до состояния катаклазитов и милонитов.
Глубина захвата покровами земной коры различна. Для тех
из них, которые развиты только в осадочно-вулканогенных тол-
.щах, Ж. Обуэн ввел понятие о покровах чехла; покровы, в строе-
ние которых вовлечен и гранитогнейсовый слой, получили назва-
ние покровов основания, т. е. фундамента. В особый, третий, тип
по этому признаку могут быть выделены офиолитовые пскровы,
охватывающие кору и верхи мантии океанов и окраинных морей.
396
По времени образования относительно складчатости покровы
могут быть доскладчатыми, соскладчатыми и послескладчатыми.
Доскладчатые покровы возникают на ранних этапах развития
осинклиналей одновременно с накоплением осадков (конседи-
:птационные покровы). Появление пород с малой вязкостью (сср-
:нтинитов, глин, эвапоритов) создает гравитационную неустой-
вость в осадках, накапливающихся на склонах поднятий или на
>ыльях конседиментационных складок, возникновение срывов
адочного чехла по поверхностям пластичных пород с образова-
igm согласных со слоистостью покровов, перемещенных внаправ-
шии уклона морского дна. Наклон поверхностей срыва пологий,
;ли только он не изменен последующими деформациями и соот-
!тствует углам наклона морского дна или крыльев конседимента-
юнной складки. Примером может служить пологий согласный
экров, развивающийся по подошве серпентинизированных ультра-
азитов в Ведийской офиолитовой зоне на Малом Кавказе (рис.
5.17). Другой пример — Тегермачский покров в Алайском хреб-
Тянь-Шаня, образовавшийся в среднем карбоне и выраженный
севдосогласным залеганием граптолитовых сланцев силура на
звестняках среднего карбона. Такие покровы широко развиты
|акже в Скалистых горах Канады.
Доскладчатые покровы, вовлеченные затем в линейную склад-
атость, могут подвергаться значительным усложнениям. В усло-
иях горизонтального сдавливания серпентинизированные ультра-
азиты, разделяющие пластины покровов, перемещаются в участ-
и минимального давления, а затем выжимаются вверх по ослаб-
енным зонам, образуя на поверхности мощные пояса серпентини-
ового меланжа с включениями отторженцев вмещающих пород.
1о отношению к линейной складчатости эти пояса могут быть
1огласными или секущими, а их положение в разрезах вертикаль-
ое или крутое — такое же, как у большинства осевых поверхнос-
ей линейных складок.
Соскладчатые покровы образуют одну из наиболее распростра-
(енных групп покровов, характерную для внутренних зон складча-
ых систем. Они возникают в результате преобразования верти-
;ального потока в горизонтальный, устремляющийся к периферии
кладчатого сооружения. Здесь эти покровы могут лечь на еще не
[ислоцированные слои автохтона и затем, как и доскладчатые,
юдвергнуться смятию вместе с последними. Складки, в которых
жазываются первично или вторично смятыми соответственно дос-
;ладчатые или соскладчатые покровы, называют не антиклиналь-
шми или синклинальными, а антиформными и синформными, по-
^обно наложенным складкам метаморфических толщ. Связано это
тем, что последовательность слоев в их крыльях может быть
эбратной по сравнению с нормальными антиклиналями и син-
1члиналями, т. е. в ядрах антиформ могут залегать более молодые
рлои, а в ядрах синформ — более древние. К числу складчатых
покровов относятся покровы основания пеннинского типа, назван-
i,ie так по Псннинской группе покровов Альп (рис. 15.18). Такие
1/кс покровы наблюдаются в каледонидах Восточной Гренландии,
|и центральной части Канадских Кордильер.
]} о еле складчатые покровы также широко распространены; к
|ннм относятся покровы, возникающие из лежачих складок.
Покровы, возникающие из лежачих складок, или покровы
•первого рода, по П. Термье, были описаны еще первыми наппнс-
ггами: А. Геймом, М. Люжоиом, Э. Арганом; позже многие из
[указанных ими покровов оказались, однако, структурами более
(сложного строения. Тем не менее, несомненно, существуют покро-
|вы, развившиеся при срыве верхнего крыла лежачих складок,
перемещенного по субгоризонтальной, нередко волнистой поверх-
1 мости. Слои автохтона, слагающие подвернутое крыло складки и
примыкающие к поверхности смещения, обычно находятся в опро-
кинутом залегании, тогда как разрез аллохтона имеет нормальное
(строение. Пр,и приближении к корневой зоне залегание слоев ста-
новится более крутым или даже вертикальным. В смещение мо-
гут быть вовлечены и древние метаморфические толщи ядер скла-
| док. Образование покровов из лежачих складок следует, очевид-
но, связывать с общим сжатием, сопровождающимся глубинным
раздавливанием и выжиманием пластичных масс чехла.
Покровы скалывания, или покровы второго рода, представляют
[собой наиболее распространенную группу, отличающуюся захватом
больших площадей и наиболее значительными амплитудами го-
ризонтального смещения, достигающими 150—200 км и, возмож-
но, больше. Решающее значение в образовании покровов скалы-
нания имеют глубинные поддвиги гранитно-метаморфического
фундамента под относительно рыхлый и пластичный чехол осадоч-
ных пород, наваливающийся па фронт глубинного поддвига. Этот
механизм был "предложен О. Ампферером в 1906г. Поверхность
срыва покровов скалывания срезает под большим углом не толь-
ко складки автохтона или прилегающего покрова, но нередко и
складки в самом теле покрова. Покровы скалывания развиваются
Рис. 15.17. Офиолиты в структуре Малого Кавказа. На верхнем профиле: Ма-
.юхавказскнй офиолитовый шов (М) в обрамлении шарьированных офислпгов
Ведийской зоны (даны также на нижнем профиле) и Севанской зоны. По
Д1. Г. Ломизе (1988), с использованием данных А. Л. Кншшера, С. Д. Соко-
лова.
1—7 — на верхнем профиле: / — офиолиты и офиолитовый меланж, фрагмен-
ты океанской литосферы северной ветви мезозойского Тстиса; 2 — край кон-
тинента Еаразия, домезозойское основание: 3 — там же, осадочные формации
II окраинно-материковый вулканический пояс, юра—мел (до нижнего коньяка);
•/ — там же, гранитоиды; 5 — край Нахичеванского микроконтинента гонд-
ианского происхождения, докембрийское основание; 6 —- там же, осадочный
чехол палеозоя—мезозоя (до нижнего коньяка); 7 — неоавтохтон, отложения
верхнего коньяка—палеогена и неоген-четвертичные вулканиты; 8—12 — офио-
литовый аллохтон на нижнем профиле: 8 — офиолитокластовые олистостромы
нижнего коньяка в основании аллохтона; 9 — офиолитовый меланж, преиму-
щественно базальты и радиоляриты; 10 — серпентиннзированные перидотиты;
11 — габброиды; 12 — «базальный метаморфический ореол» в подошве пери-
дотит-габбровой аллохтонной единицы
| . / | / | |||
| ' | ||||
| 1 I | ||||
| 1 | ||||
| ' | ||||
| I | ||||
| |lqj°. irfco | fvj | to | CM | |
| " Л | iO | ^ | 06 | |
| ill / | ||||
| l/i 1 W | ||||
| »i | Jiri |
g
5 a
II
CQ
об 6 £ £
5 2 и ° ° • s
"~ ° . a; o
« i =s Us
S||<*C
^ С о •< >»l—<
•S^.,<J,
a, ex
Я-§Г*
5 = nl
2 £ £ g ° I
£ g-ljjs
=C u о -9-Пч
преимущественно во внешних зонах геосинклннальных гнетом,
• милым образом в раннеорогенную стадию.
Покровы скалывания широко распространены у фронт Вос-
ч!ых Карпат (рис. 15.19). Наиболее логичное объяснение клае-
<-ской покровно-чешуйчатой структуры этой области заключ;:-
•л в допущении поддвига кристаллического фундамента пл;п-
пмы под краевую часть Карпат. В результате этих движений
"разевался пакет покровов, сложенных надвинутыми друг па
ii .та лежачими и запрокинутыми складками палеогеновых и ме-
"•иых пород с общей амплитудой горизонтального смещения по
• М1НЫМ бурения более 30—40 км. Скольжение отдельных плас-
|'М[ облегчалось присутствием между ними и в автохтоне миоце-
И'иных эвапоритовых и глинистых толщ. По мере перехода от
I1.пешней зоны к Внутренним Карпатам поверхности, разделяющие
«и цельные покровные пластины, становятся более крутыми, а
|i п-иространенные в них складки — наклонными и прямыми и
шифонная структура сменяется чешуйчатыми надвигами. Наибо-
м-" интенсивная фаза поддвига фундамента платформы под Кар-
н mill связана с ранним миоценом. В результате движений возник-
I" утолщение коры под Внешними Карпатами на &—10 км.
юз
БОРИС л АВСКО-
п о кутски и
'• САМ60РСКИИ
СВ
i 15.19. Тектонические покровы Восточных Карпат. По В. В. Глушко,
С. С. Круглому и др. (1985), с изменениями:
неогеновые отложения Предкарпатского передового прогиба; 2—3 — па-
i iMi-миоценовые (2) и меловые (3) комплексы Флишевых Карпат; 4—-6 —
•ч1 (4, 5) к консолидированный фундамент (6) Восточно Европейской плат-
формы; 7 — надвиги
!i близких условиях возникли покровы на западном склоне
; .'1Ла, где они связаны с поддвигом в конце палеозоя фундамента
i • точной окраины платформы под Уральскую геосинклиналь.
Аналогичная картина строения характерна для Скалистых гор
1 .пады и Аппалачей. Недавно проведенное глубинное сейсмозон-
. ювание методом отраженных волн показало, что Аппалачи на
'••> свою ширину надвинуты на восточное продолжение Северо-
гр'иканской платформы. В Скалистых горах Канады продолже-
ние пододвинутого фундамента переработано и вовлечено в дефор-
мации ' пеннинского- типа метаморфического комплекса Централь-
ных Кордильер. Поддвиг континентальных платформ компспси-
>уется раздвигом (спредингом) по другую :их сторону (в случае
'.на л истых гор — в Атлантическом океане).
'Jli I'l'JI 401
По происхождению! покровы делятся на две категории: гра-
витационные и компрессионные (сжатия).
Гравитационные покровы представляют, по существу, громад-
ные оползни. Они образуются в орогенах в условиях расчлененно-
го тектонического рельефа и чаще всего предстают в виде огром-
ных пластин, подстилаемых слабонаклонной от оси складчатого
сооружения поверхностью' срыва (у своего фронта вследствие
сопротивления она может приобрести и обратный наклон), и не-
редко осложнены каскадом гравитационных складок (рис. 15.20).
Рис. 15.20. Гравитационные шарьяжи.
Наверху — схема последовательного формирования покровов Амбрюне-Юбсй во
Французских Альпах: / — нижние покровы, переместившиеся и смятые в складни
в позднем эоцене — раннем олигоцене; // — движение веохнего покровч и
позднем олигоцене — раннем миоцене (по Ж. Дебельмасу, К. Керкхове, 1976).
Внизу — покровы Гринья в Южных Альпах Ломбардии: пластины известнянон
триаса, переместившиеся по скользящему глинистому горизонту в их основании
(по Л. де Ситтеру, 1950).
1 — автохтон, зона Дофине; 2 — Суббриансонская зона и ее породы в текто-
нических покровах; 3 — Бриансонская зона; 4—5 — покров Отапи (4) и олис-
тостром в его основании (5); 6—7 — покров Парпайон (6) и его базальные
чешуи (7); 8—9 — автохтон Ломбардских Альп: кристаллический фундамент
(5) и вулканиты перми (9); 10 — скользящий глинистый горизонт нижнего
триаса; // — известняки среднего триаса; 12 — терригенные породы верхнего
триаса
Классический пример гравитационного покрова — флишевый пок-
ров Амбрюне-Юбей во Французских Альпах, подобно гигантскому
языку проложивший себе путь между высокоподнятыми внешними
кристаллическими массивами Пельву и Меркантур. Гравитацион-
ные покровы вообще очень характерны для горных сооружений
Западного Средиземноморья. Особенно грандиозен их масштаб в
районе Гибралтарской дуги, соединяющей Бетскую Кордильеру
(Испания) и хр. Эр-Риф (Марокко) и пересекающей одноименный
пролив. Установлено, что здесь флишевые покровы распространя-
ются по дну океана на 500км (!) к востоку от пролива и достига-
ют глубины 4000 м (!). Близкое по масштабу явление обнаруже-
но в Ионическом море, на подводной окраине Сицилии и Калаб-
рии. К гравитационным покровам могут быть отнесены также
шарьяжи южного склона Большого Кавказа (Н. Б. Вассоевич и
др.), но далеко не полностью. При определении гравитационного
происхождения шарьяжей следует придерживаться тех же ограни-
чений, которые были указаны для гравитационной складчатости,—
должна существовать область тектонической денудации и т. д.
Эти условия соблюдаются лишь для меньшей части покровов, а
значительно большая их часть относится к категории компресси-
онных покровов (см. ниже).
Гравитационные покровы могут сначала перемещаться по днев-
ной поверхности — это так называемые постэрозионные покровы,
а затем спускаться в водоемы краевых прогибов, где распадают-
ся на отдельные фрагменты и в конечном счете превращаются в
о.тнстостромы. Провести четкую грань между покровами и олис-
юстромами в подобной ситуации очень трудно, особенно между
останцами шарьяжей — клилпами и крупными сплошными плас-
•шнами известняков — олистоплаками. Окончания гравитационных
покровов к тому же оказываются погребенными внутри молассо-
пых толщ, т. е. представляют конседиментационное образование.
Нее эти явления наиболее ярко выражены во внутренних бортах
Гвадалквивирского прогиба перед Бетской 'Кордильерой в Испа-
нии, в Предрифском прогибе Марокко и в Сицилии, а также в
I среднем — верхнем карбоне Южного Тянь-Шаня.
Компрессионные покровы имеют общее происхождение со склад-
чатостью регионального сжатия и течения. Во внутренних зонах
.что покровы пеннинского типа, возникающие из пакета лежачих
складок с редуцированными нижними крыльями антиклиналей и
с ядрами из глубокометаморфизованннх пород комплекса основа-
ния. Нередко они выражены в виде опрокинутых и растянутых
i рапитогнейсовых валов. Во внешних зонах преобладают покровы
| скалывания.
Корни покровов основания представлены теми же породами^,
hi» залегающими вертикально и сильно переработанными; такая
картина наблюдается в тылу Пеннинской зоны Альп, пде на по-
пгрхность выведены низы континентальной коры. В офиолитовых
покровах, в их нижней, перидотитовой, части, развиты складки
прения, вероятно, продукты -их расплющивания в процессе пе-
ремещения. Во- внешних зонах преобладают покровы скалывания,
позникающие уже в более ^поверхностных условиях при более
низких температуре и давлении.
Максимальная глубина образования покровов соизмерима с
мощностью океанской коры и даже литосферы в срединных
дребтах, а также с мощностью по крайней мере верхней части
континентальной коры, включая весь гранитогнейсовый слой.
Минимальная глубина образования покровов, исходя из вяз-
кости пород, геостатического давления и внутрипорового давления
коды, противодействующего геостатической нагрузке, не может
.бмть менее 1,5—:2км. При движении аллохтона поверхности сме-
щения стремятся перейти на более высокий уровень, в связи с
чем по мере приближения к земной поверхности они все более и
Quot;О to О
о
VO
иг
X О
о
0,
СЧ
1O
a.
оолее отклоняются от горизонтального положения и становятся
крутыми, переходя в надвиги и взбросы. Переход смещения с од-
ного уровня на другой обычно совершается вдоль пачек высоко-
пластичных или водонасыщенных пород, что придает им ступен-
чатый характер, причем чем ближе к периферии складчатой сио
м'мы, тем выше располагаются поверхности срыва (рис. 15.21).
Скорости движения покровов могут быть рассчитаны лишь
| Приблизительно, так как надежно устанавливается лишь время
окончания движений, но не их начала. Д. Н. Андрусов для пок-
)><>нов Внутренних Западных Карпат, имеющих горизонтальную
лмплитуду в 80—90 км, время смещения считал от 4 до 15 млн
, юг при средней скорости от 6 до 12мм в год. Близкие цифры
получил И. И. Белостоцкий для покровов Динарид, время смеще-
ния которых исчисляется в 17 млн лет при средней скорости от 7
ю 19 мм в год; наибольшие скорости смещения гравитационных
покровов — 20—40мм в год. Как установлено на ряде примеров,
г Альпах и Карпатах смещение аллохтона происходило не плав-
но, а отдельными скачками. Для покровов Динарид И. И. Бело-
'• тцкий выделяет пять фаз движений от середины мела до ранне-
ю миоцена. Скорости движения в отдельные фазы достигали 24мм
и год.
Время окончательного становления покрова определяется по
;по запечатыванию слоями, не претерпевшими горизонтального
[смещения. Они образуют так называемый неоавтохтон.
В образовании покровов, как, впрочем, и других видов дефор-
маций слоистых толщ, большое значение придается внутрипоро-
itoMy давлению воды или минеральных растворов, уравновешиваю-
щему вертикальную нагрузку и способному удержать пластины
покровов в полувзвешенном состоянии, что в значительной степени
облегчает их горизонтальное скольжение. По мнению И. И. Бело-
| (-тонкого, гравитационное смещение аллохтона при таких условиях
может осуществляться в условиях незначительного бокового стрес-
|га при углах наклона всего 1—3°.
Покровы могут играть важную роль при прогнозировании по-
! .нмных ископаемых. В погребенных под верхними покровами, иг-
лющими экранирующую^ роль, слоях нижних покровных пластин
и .Карпатах и Скалистых горах Канады и США открыты месторож-
дения нефти и газа; в Аппалачах они обнаружены в автохтоне.
14 Алайском хребте Тянь-Шаня в известняках карбона, залегающих
под покровными сланцами силура, обнаружены месторождения
ртути.
Вдвиги.Сейсмические исследования методом отраженных волн
позволили выявить в последние годы еще один тип тангенциальных
дислокаций сжатия — вдвиги. Такие дислокации были выявлены
К. О. Соборновым на севере Предуральской системы прогибов и
северо-восточном склоне Большого Кавказа. Они известны и в пе-
редовом прогибе Альберта Канадских Скалистых гор. Вдвиги не
пыходят на поверхность, а представляют собой тектонические
клинья, внедряющиеся в осадочные толщи передовых прогибов