В позднем триасе - ранней юре в зоне Аппалачей и их южного продолжения широко проявился рифтинг, предвосхитивший начало спрединга в Центральной Атлантике и Мексиканском заливе в бате-келловее. На переходе отрифтинга к спредингу происходило мощное соленакопление, особенно в районе Мексиканского залива . На западной, кордильерской активной окраине на всем протяжении отАляскидо Мексики в раннем мезозое продолжалось развитие системы энсиматических вулканических дуг. В конце средней юры началось их причлеиение к окраине континента . Этот процесс ускорился в конце юры-начале мела (невадский-колумбийский орогенез). Он сопровождался метаморфизмом и гранито-образованием. Новый его импульс (севьерский) приходился на середину мела, когда большая часть тер-рейнов уже примкнула к краю Северной Америки, причем некоторые из них проделали при этом огромный путь вдоль континентальной окраины, переместившись из тропических широт в периарктические. Сама окраина континента приобрела характер, близкий к современному андско-му и в ее пределах окончательно оформился огромный батолитовый пояс, протянувшийся от Аляски до Нижней Калифорнии. В середине мела началось надвигание к востоку Южных Скалистых гор, но основное значение в образовании их покровно-надвиговой структуры имел ларамийский орогенез конца мела - раннего палеогена, затронувший всю Внешнюю мегазону Кордильер, от Северной Аляски до Южной Мексики. Он распространился и на современные Южные Скалистые горы, до мела входившие в состав Северо-Американ-ской платформы, а с середины мела в связи с севьер-ским орогенезом превратившиеся в передовой прогиб Кордильер. Теперь же перед расширившимися Кордильерами возникла новая система передовых прогибов, а магматизм местами «выплеснулся» даже на платформу. Расчленение северной зоны Галф-Коста на систему меридионально вытянутых пологих поднятий и прогибов также, по-видимому, связано с севьерским и особенно ларамийским орогенезом Кордильер.
Параллельно с причленением террейнов к краю континента шло их перемещение к северу вдоль этого края по системе правых сдвигов (Тинтина, Денали и др.). Амплитуда этого перемещения могла достигать, по палеомагнитным и палеонтологическим данным, 3000 км (террейны Врангелия и Александер).
Огромная впадина Мексиканского залива на протяжении позднего мезозоя и кайнозоя продолжала заполняться осадками. Начиная с олигоцена сюда хлынул обломочный материал со Скалистых гор. Одновременно здесь шел рост соляных куполов. А на востоке материка происходило формирование современной пассивной окраины Атлантики, раскрытие которой последовательно продвигалось с юга на север - в середине раннего мела Ньюфаундленд отделился от Иберии, в конце мела - начале палеоцена Гренландия от Лабрадора, в палеоцене - от Скандинавии.
В середине олигоцена активная западная окраина континента на отрезке от мыса Мендосино до южного окончания Калифорнийского полуострова превратилась в трансформную окраину. Возник разлом Сан-Андреас и параллельные ему сдвиги. В миоцене над поглощенным отрезком Восточно-Тихоокеанского спредингового хребта образовалась полирифтовая система Большого Бассейна. К востоку от нее как единый блок поднялось плато Колорадо, а по его восточной периферии возник рифт Рио-Гранде. Тогда же начался рифтинг в Калифорнийском заливе, перешедший в спрединг в плиоцене. Между тем субдукция продолжалась вдоль побережий Орегона, Вашингтона и Британской Колумбии, а также на южной окраине Аляски. Она сопровождалась ростом аккреционных призм, развитием преддуговых бассейнов (Кук-Инлет на Аляске и др.), а в их тылу вулканических цепей Каскадных гор, хребта Врангеля и Аляскинского полуострова. А в еще более глубоком тылу зоны субдукции в миоцене разлились базальты плато Колумбия, а в плиоцене-квартере образовалась поперечная вулканическая зона Снейк-Ривер. В эоцене возникла Алеутско-Командор-ская вулканическая дуга с сопровождающим ее с юга нселобом. Она отгородила от Тихого океана реликт плиты Кула, сохранившийся в Алеутской впадине Берингова моря.
Положение северного края Северо-Американско-го континента окончательно определилось еще в раннем мелу, когда произошло раскрытие Канадской котловины Северного Ледовитого океана и оформилась пассивная окраина Северной Аляски и Канадского Арктического архипелага. Северная же окраина Гренландии обозначилась значительно позднее, в эоцене, с раскрытием Евразийской котловины того же океана. Лишь немного раньше-определилась трансформная граница Юкатана с Карибской плитой. Таким образом, формирование современных контуров Северной Америки и Гренландии завершилось в олигоцене, около 30 млн лет назад.
Рубрика ‘Северная Америка и Гренландия’ Category
В силуре-девоне центральные районы платформы продолжали испытывать, кроме Трансконтинентального поднятия, спокойное погружение с обособлением отдельных впадин (бассейнов-синеклиз), временами обраставших по периферии рифовыми постройками, а в центре заполнявшихся эвапоритами. Но уже в позднем силуре - начале девона на востоке, а затем на севере Гренландии начались интенсивные деформации сжатия, сопровождавшиеся метаморфизмом и приведшие к становлению покров-ио-складчатой структуры Гренландских каледонид. К середине девона эти процессы распространились на Ньюфаундленд и Северные Аппалачи, где получили название акадского орогенеза, а затем, в позднем девоне, на Иннуитскую систему - элсмирский орогенез. Акадский орогенез связывается со столкновением с Лаврентией микроконтинента Авалония, отколовшегося перед тем от Гондваны и имевшего своим фундаментом верхнепротерозойский складчатый комплекс, созданный кадомским-панафриканским орогенезом. Элсмирский же орогенез объясняется коллизией с Лаврентией микроконтинента Пирия - фрагмента Гипербореи и/или Сибири.
Несколько позже, в конце девона - начале карбона в Кордильерах США и Канады проявился антлерский орогенез, вероятно, продукт столкновения с континентом вулканической дуги, существовавшей на активной окраине Протопацифика. Все эти проявления сжатия были направлены в сторону Северо-Американской платформы и имели своим следствием образование тектонических покровов с амплитудой во многие десятки километров, надвинутых на окраины платформы. Лишь ее южная периферия не была этим непосредственно затронута. Но и здесь, в системе Уошито произошли знаменательные изменения - на смену глубоководным отложениям пришел флиш с олистостромами, а среди включений в последних - обломки пород с южной островной дуги или микроконтинента, начавших свое сближение с Лаврентией.
К началу позднего палеозоя Инну-итская система с ее северогренландским продолжением, Восточно-Гренландские каледониды и Северные Аппалачи с Ньюфаундлендом нарастили Северо-Аме-рикаиский континент, а благодаря тому, что аналогичные процессы прошли в Северо-Западной Европе, Лаврентия сомкнулась с Балтикой, образовав Лавруссию. На территории с новообразованной континентальной корой начал проявляться рифтогенез, за которым последовало формирование осадочных бассейнов - самый крупный Свердрупский в Арктике, бассейны меньших размеров - в Северных Аппалачах.
Однако самым крупным событием позднего палеозоя явилось столкновение с Лаврентией Западной Гондваны - Африки и Южной Америки, приведшее к аллеганскому орогенезу в Южных Аппалачах и, несколько позднее, в Уошито-Маратоне и на их мексиканском продолжении и, в конечном счете, к образованию Пан-геи, которому способствовало и закрытие Палеотети-са на западе Европы и северо-западе Африки.
Некоторым отголоском--этих событий явилось образование на юго-западе Мидконтинента и в смежной части будущих Южных Скалистых гор мощной и сложной рифтовой системы общего западо-северо-западно-го простирания. Ее традиционно связывали с воздействием орогенеза в1 Уошито-Маратоне, но появились аргументы в пользу влияния субдукции коры Протопацифика под юго-западный край Лаврентии. На этом крае в конце перми - начале триаса проявился сономс-кий орогенез с образованием новых надвигов в Неваде и смежных районах Кордильер.
На остальной площади платформы к середине карбона тоже произошли серьезные изменения . На востоке Мидконтинента морское осад-конакопление миссисипия сменилось в Пенсильвании паралическим, с образованием угленосной формации, заполнявшей возникший в это время Предал палачский прогиб. В перми произошло практически полное осушение платформы. Исключение составил обособившийся в эту эпоху в юго-западном углу платформы на основе рифта Делавер Западно-Техасский бассейн, ставший местом интенсивного соленакопления.
Геологическая летопись Северной Америки включает весь четырехмиллиардный интервал охарактеризованной горными породами истории Земли. Породы раннего архея с возрастом более 3,5 млрд лет выступают на поверхность в эократоне Слейв (гнейсы Акаста, ~4,0 млрд лет), на юго-западе эократона Сьюпириор (гнейсы Мортон в долине Миннесоты), в юго-западной Гренландии (комплекс Исуа, гнейсы Амитсок) и на противоположном берегу Лабрадора (гнейсы Уй-вак). Все это реликты протоконтинентальной коры тоналит-трондьемит-гранодиоритового (ТТГ) состава, свидетельствующие о том, что такая кора сформировалась в раннем архее на значительной площади в пределах будущего Канадско-Гренландского щита. В настоящее время трудно сказать, получила ли эта кора здесь сплошное распространение. Состав комплекса Исуа показывает, что по крайней мере в некоторых районах и по крайней мере в начале архея могли существовать участки с корой океанского или близкого к ней типа.
В конце среднего архея острова протоконтинентальной коры могли подняться над уровнем моря (океана?). Обращает на себя внимание то обстоятельство, что в Северной Америке образования среднего архея или отсутствуют, или представлены весьма ограниченно, в основном опять же гнейсами ТТГ-состава, а зелено-каменные пояса этого возраста, известные на других континентах, здесь не известны. Зато широко развиты гранит-зеленокаменные области позднего архея, которые и слагают эократоны Слейв, Сьюпириор, ряд более мелких между ними, а также Вайоминг, Нэйн. Все эти эократоны имеют разломные ограничения, явно вторичные, поскольку они дискордантны по отношению к внутренней структуре эократонов. Возникли эти ограничения в начале протерозоя. Присутствие мелких архейских глыб в Трансгудзонском раннепротерозой-ском поясе дополнительно свидетельствует о том, что в конце архея на месте Канадско-Гренландского щита образовался единый континент со зрелой континентальной корой нормальной для кратонов мощности. Материалы по другим современным континентам позволяют предполагать, что этот континент - прото-Лаврентия - составлял лишь часть эпиархейского суперконтинента - Пангеи-0, а дайковые рои ранне-протерозойского же возраста показывают, что в первой половине раннего протерозоя этот континент подвергся деструкции, которая и привела к образованию нескольких подвижных поясов, отличных отзеленокаменных поясов архея, но зато довольно сходных с более поздними подвижными поясами и поэтому могущих именоваться протогеосинклиналями. Это пояса Уопмей, Трансгудзонский, Пенокийский, Лабрадорский с их гренландскими продолжениями (Ринкиды-Нагсуктокиды, Кетилиды). В этих поясах уже отчетливо различаются пассивные окраины эпиархейских континентальных блоков с их осадками шельфа, в том числе рифовыми постройками, и континентального склона - флиш с турбидитами; появляются образования океанского ложа- офиолиты (Кейп-Смит на севере Квебека), вулканические дуги, гранитные батолиты. Ширина бассейнов могла быть весьма значительной, судя по палеомагнитным данным, относящимся к Трансгудзонскому поясу. Развитие этих поясов завершается коллизией ограничивавших их континентальных блоков, сопровождавшейся надвиганием выполнения поясов на пассивные окраины последних. В итоге архейские эократоны оказались спаянными нижнепротерозойскими складчато-надвиговыми системами, и к концу раннего протерозоя, в гудзонскую эпоху, почти на всей площади Канадско-Гренландского щита и его западного продолжения в пределах Внешней мегазоны Кордильер восстановилась сплошность континентальной коры. Опять-таки, учитывая, что и на западе, в Кордильерах, и на востоке, в Гренландии, контуры сохранившейся области гудзонской кратони-зации явно вторичны по отношению к внутренней структуре кратона, можно с полным основанием предположить, что Лаврентия входила в состав нового суперконтинента, новой Пангеи, сформированной в конце раннего протерозоя, к рубежу 1,7 млрд лет.
В первой половине среднего протерозоя, в раннем рифее, между 1,65 и 1,35 млрд лет т.н. основные события развернулись к югу от Канадского щита, на юге Скалистых гор и в области Мидконтинента. Выразились они в мощном проявлении кислого известково-щелочного эффузивного и интрузивного магматизма, протекавшего в основном в субаэральных условиях. Изотопные данные свидетельствуют в пользу ювениль-ного источника магмы, очевидно, связанного с зоной субдукции, наклоненной к северу. В тылу этой зоны мог проявляться и рифтинг. Но если это был краевой вулкано-плутонический пояс, то где находился океан? В пределах современного Северо-Американского континента ему явно нет места, и вопрос этот остается открытым.
Тем временем на площади Канадско-Гренландского щита и его кордильерского продолжения местами шло накопление маломощных континентальных или крайне мелководных обломочных осадков и наземных бимодальных, в основном кислых вулканитов, свидетельствующих о том, что кратонизация приобрела здесь окончательный характер.
Во второй половине среднего протерозоя, в среднем рифее основными событиями явились возникновение мощной рифтовой системы Мидконтинента с ее исключительного масштаба излияниями плато-базальтов, а также образование Гренвильского подвижного пояса, несогласно наложенного, по крайней мере своей внешней зоной, на структуры восточной части расширившегося к тому времени кратона. Происхождение и первоначальная природа этого пояса еще остаются не вполне ясными, и лишь тот факт, что его окончательное становление было связано с коллизией ранне-докембрийских кратонов, представляется совершенно очевидным. Стало также очевидным, что этот протяженный гранулито-гнейсовый пояс находит свое продолжение как в Европе, в Юго-Западной Скандинавии (рис.2-28), на востоке Шпицбергена и севере Новой Земли, так и в Южной Америке, вдоль современной западной периферии Амазонского кратона, представляя важнейшую структуру глобального масштаба. Подобная структура должна была образоваться при распаде эпираннепротерозойской Пангеи и первоначально могла представлять собой достаточно широкий и глубокий бассейн, хотя отсутствие по крайней мере на поверхности, глубоководных отложений и офиоли-тов не позволяет это утверждать с полной определенностью.
На противоположной, кордильерской стороне про-то-Лаврентии в среднем рифее существовал довольно крупный эпиконтинентальный бассейн, вытяну!ый в кордильерском же направлении и заполнявшийся мелководными осадками супергрупп Белт и Пёрселл. Западный борт этого бассейна мог находиться уже в Австралии-Антарктиде или Сибири (?). Развитие бассейна закончилось слабыми деформациями сжатия.
Неизмеримо более интенсивное сжатие испытал Гренвильский пояс, надвинутый при этом на догрен-вильский кратон. Отголоски этого сжатия проявились и в деформациях рифтовой системы Мидконтинента. Поздний протерозой явился переломным временем в развитии Северной Америки, как, впрочем, и в глобальном измерении (см. следующие главы). В середине позднего рифея произошло, по современным данным, отделение Австралии-Антарктиды вместе с Южным Китаем от Лаврентии с образованием на месте Кордильер пассивной окраины новообразованного Тихого океана. По другую сторону Лаврентии от нее откололись Амазония и Балтика с образованием прото-Япетуса. Имеются основания предполагать, что и северный край Лаврентии начал обозначаться в это же время, если не раньше, еще в среднем рифее. Для соответствующего океана было даже предложено название океана - Посейдон; он должен был отделять Лаврентию от Сибири и Гипербореи. Таким образом, именно на рубеже 750-720 млн лет т.н. Лаврентия, включавшая Гренландию, впервые превратилась в континент близких к современным очертаний. Ее восточную периферию образовал Гренвильский пояс, распространявшийся не только на современную платформу, но и на Аппалачскую систему и ееУошитское продолжение. В венде, раннем и среднем кембрии на юге современного Мидконтинента образовалась разветвленная риф-товая система, включавшая рифты Вичита и Рилфут и открывавшаяся в океанский бассейн, разделивший Лаврентию и Амазонию . Вичитский рифт характеризовался необычно интенсивным магматизмом, включая интрузивный, и закончил свое развитие инверсией перед поздним кембрием, в то время как на месте остальных звеньев системы (Рилфут и др.) в это
время начали формироваться синеклизы (Иллинойс, Мичиган).
В раннем палеозое процессы, начавшиеся во второй половине позднего протерозоя, получили дальнейшее развитие (рис.2-29А). На востоке раскрылся Япетус, на западе - Протопацифик, на севере - Франк-линский бассейн; не позднее ордовика в них появились островные вулканические дуги, отчленившие окраинные моря, обособившиеся между этими дугами и пассивными окраинами континента с накоплением шель-фовых, преимущественно карбонатных и склоновых -турбидиты, граптолитовые сланцы - осадков. Уже на границе кембрия и ордовика как на западе, в юго-восточной Аляске, так и на востоке, в Северных Аппалачах, произошло первое столкновение островной дуги с континентом, сопровождаемое деформациями сжатия и даже внедрением гранитоидов (архипелаг Александра). В конце ордовика, в таконскую эпоху то же повторилось в Аппалачах, но уже в более крупном масштабе.
Северо-Американский континент ограничивается на юго-юго-востоке глубоководной впадиной Мексиканского залива, возникшей в юре (рис.2-26). Ее центральная часть, подстилаемая корой океанского типа, -впадина Сигсби- достигает глубины более 4000 м. Образование этой падины произошло в интервале 170— 150 млн лет т.н., т.е. в бате-титоне, в процессе отодвигания Юкатанского континентального блока от южного края Северной Америки. Спредингу предшествовал рассредоточенный континентальный риф-тинг в позднем триасе-ранней и начале средней юры, а в начальную фазу раскрытия бассейна Мексиканского залива в нем накопилась мощная толща солей за счет затрудненного притока морских вод из одновременно, но более энергично раскрывавшейся Центральной Атлантики. С этой соленосной толщей, накопившейся и в пределах современного шельфа, и побережий залива, в дальнейшем было связано широкое проявление га-локинеза, превратившее этот регион в один из классических регионов в этом отношении.
Мелководное и континентальное обрамление Мексиканского залива имеет своим фундаментом консолидированную кору двух возрастов - позднегерцинско-го и панафриканского. Погребенное продолжение позднегерцинской системы Уошито-Маратон подстилает северную и северо-западную периферию Галф-Ко-ста, а панафриканская кора образует основание п-овов Юкатан и Флорида, соответственно, на юго-западе и северо-востоке, а также, возможно, на северо-западной периферии бассейна в Мексике и Техасе.
Осадочное выполнение бассейна Мексиканского залива выше соленосной толщи верхов средней юры (бат-келловей) включает полный разрез меловых и кайнозойских отложений, в котором перерывы появляются только на периферии бассейна и который достигает мощности 16 км. Нижняя, мезозойская часть разреза характеризуется преобладанием карбонатов, нижний палеоген карбонатно-терригенный, а начиная с олиго-цена осадки терригенные, причем образовались они за счет привноса такими реками, как Миссисипи, Рио-Гранде, Бразос, дельты которых здесь и располагаются. Зоны максимальных мощностей отдельных стратиграфических подразделений закономерно смещаются в направлении глубоководной впадины, затем резко сокращаясь на ее краю. Особое место в структуре бассейна занимает полоса среднемелового барьерного рифа, опоясывающая весь бассейн и продолжающаяся вокруг Флориды и затем Атлантического побережья США и Канады до Ньюфаундленда включительно; она специально выделена на новой Тектонической карте Северной Америки, а в Мексике вмещает крупные залежи нефти (рис.2-27А). Сейсмические исследования показывают, что область с океанской корой впадины Сигсби окаймляется широкими, особенно на севере, зонами коры переходного типа, т.е. утоненной и переработанной континентальной.
Вдоль северной периферии бассейна проявлены региональные сбросы, очевидно листрического типа, которые развивались одновременно с накоплением осадков. К ним приурочены мелкие интрузии ультраосновных и щелочных магматитов, свидетельствующих о достаточно глубоком заложении этих разломов. В северной части Галф-Коста наблюдается чередование овально-округлых сводов и разделяющих их прогибов. Один из этих прогибов, вдоль которого следует долина р. Миссисипи, простирается на север за границу собственно рассматриваемой впадины и проникает в пределы древней платформы, где он наследует неопротерозойско-кембрийский рифт Рилфут. Выполнен этот прогиб Миссисипи отложениями верхнего мела и кайнозоя. Образование всей системы сводов и прогибов, в общем вытянутых в меридиональном направлении, ныне объясняется горизонтальным стрессом со стороны фронта Кордильер, ограничивающего впадину Мексиканского залива на западе. Однако следует отметить приуроченность к сводам магмопрояв-лений мантийного происхождения, возможно, результата декомпрессии астеносферы. Рост сводов начался резко сокращается в мощности, наблюдается выдавливание соли и возникает сорванная по соляной толще складчатая система . Эта система простирается вдоль всего северного борта впадины Сигсби и по своим масштабам сопоставима со складчатыми системами континентов, и вместе с тем образовалась без участия горизонтального сжатия.
Этот сегмент охватывает территории Мексики, Гватемалы и Белиза. Он отделен от более северного сегмента левым «мега-сдвигом» Мохаве-Сонора северо-западного простирания, а на юге ограничивается широтной, также лево-сдвиговой зоной Полочик-Мотагуа, которая рассматривается в качестве современной границы между Се-веро-Американской и Карибской литосферными плитами.
В Мексиканском сегменте в общем выдерживается то же разделение на Восточную, Внешнюю и Западную, Внутреннюю, или Притихоокеанскую мегазоны, что и в двух более северных сегментах. Находит свое продолжение и полоса передовых прогибов. В Мексике она выражена тремя узкими вытянутыми в северо-северо-западном направлении линейными впадинами, выполненными нижнепалеогеновым флишем и олигоцен-ми-оценовой морской молассой. С востока полоса прогибов ограничена еще более узкой зоной поднятий Эль-Бурро-Тамаулипас, с которой совпадает среднеме-ловой барьерный риф и которая отделяет эту полосу от впадины Мексиканского залива, описываемой в следующем разделе. На востоке передовые прогибы граничат с Внешней зоной Мексиканских Кордильер вдоль направленных к ним надвигов.
Внешней мегазоне Мексиканских Кордильер в рельефе отвечает нагорье Восточной Сьерра-Мадре и плоскогорье Меза Сентрал, а также Сьерра-Мадре де Чиапас на юге. Эта мегазона по разлому Мохаве-Сонора сдвинута к юго-востоку относительно южного окончания Скалистых гор США и расположена южнее окончания зоны Бассейнов и Хребтов и плато Колорадо. Ее сходство с мегазоной Скалистых гор США и Канады заключается в шельфовом характере мелового разреза, ларамийском возрасте основных деформаций и интрузивного магматизма и восточной вер-гентности складок и надвигов.
Домеловое же развитие резко отличается. Восточная часть Внешней мегазоны Мексиканских Кордильер фактически наложена на южное продолжение по-зднепалеозойской складчатой системы Уошито-Мара-тон, а южнее на эпигренвильский массив Оахака, простирающийся до южной границы сегмента.
Палеозойские и докембрийские образования выступают в эрозионных окнах из-под мезозойского складчатого комплекса. В основании последнего залегает континентальная красноцветная толща верхов триаса - низов юры, а выше - эвапориты, которые перекрываются мощной толщей карбонатов верхов юры, нижнего и среднего мела до турона включительно. Сенон представлен глинистой толщей, а общая мощность этого комплекса достигает 6-9 км. Общий стиль дислокаций тоже несколько отличен от Скалистых гор США и Канады - здесь развиты сундучные, на нижних уровнях гребневидные антиклинали и более широкие коробчатые синклинали. Однако наряду с этим наблюдаются восточно-вергентные надвиги и даже шарьяжи. Довольно очевидно, что весь Восточный складчато-надвиговый комплекс сорван со своего палеозойско-докембрийского основания вдоль высокопластичной красноцветно-эвапоритовой триасо-во-юрской толщи. Он пронизан местами небольшими гипабиссальными интрузиями гранит-порфиров, диорит-порфир итов и щелочных пород. Основные деформации данной мегазоны относятся к кампану и палеоцену, но самая внешняя ее часть, включая шельф Мексиканского залива, подверглась смятию в позднем миоцене.
На западе образования Внешней зоны частично скрываются под покровами андезитов и игнимбритов верхнего эоцена - олигоцена, а на юге - миоценового возраста, слагающими вулканическое плато Западной Сьерра-Мадре, а частично уходят под надвиг Внутренней мегазоны. По другую сторону этого плато, на побережье Тихого океана выступают уже породы принадлежащие Западной, Внутренней мегазоне Мексиканских Кордильер. Северная часть этой мегазоны включает Калифорнийский п-ов (Нижнюю Калифорнию), отделенный от материка плиоцен-четвертичным рифтом Калифорнийского залива. Этот рифт с новообразованной океанской корой возник на северном окончании Восточно-Тихоокеанского спредингового поднятия, далее к северу перекрытого надвигом Северо-Амери-канской литосферной плиты. Ось спрединга залива на северном его замыкании сначала продолжается грабеном Империал-Вэлли-Солтон, а затем срезается разломом Сан-Андреас.
Калифорнийский п-ов представляет собой южное продолжение магматической дуги более северных Кордильер, Сьерра-Невады в частности, и батолитового пояса, с ней связанного. Он занят в основном так же гранитным батолитом, имеющим здесь среднемеловой возраст, а на западном побережье выступают офиолиты и меланж, сходный с францисканским. На уровне южной части полуострова образования, характерные для Внутренней мегазоны Кордильер, появляются и на материке. Здесь развиты позднеюрские-раннемеловые офиолиты, ранне- и среднемеловые островодужные вулканиты, среднемеловые и ларамийские гранитои-ды. Мегазона испытала несколько фаз деформаций; первая из них - невадийская, затронула в основном лишь Нижнюю Калифорнию; вторая - среднемеловая,проявилась шире и привела к образованию поднятия, обломочный материал с которого начал поступать в Восточную мегазону; третьей явилась субгерцинская в кампане и четвертая - собственно ларамийская, в палеоцене была заключительной. С двумя последними фазами связано надвигание Западной мегазоны на Восточную, а в целом первая мегазона имеет дивергентное строение.
Южная часть Мексиканского сегмента Кордильер отсекается от остальной мегазоны Трансмексиканским вулканическим поясом, пересекающим всю страну от Тихоокеанского побережья до побережья Мексиканского залива и включающим ряд действующих вулканов, в том числе появившийся в прошлом столетии вулкан Парикутин. На северо-западе пояс смыкается с южным окончанием вулканического плато Западной Сьерра-Мадре. Непараллельность Трансмексиканского пояса Центральноамериканской зоне субдукции породила целую дискуссию, хотя та или иная связь с этой зоной в общем не вызывает сомнений. Наибольшего внимания заслуживает представление о приуроченности этого вулканического пояса к зоне левого сдвига, аналогичного более северному мегасдвигу Мохаве-Сонора.
Западная, Притихоокеанская мегазона Кордильер в пределах США - представляет, подобно аналогичной зоне Канадский Кордильер, коллаж террейнов, но непосредственная корреляция канадских и американских террейнов затруднена тем, что северная часть данной мегазоны на крайнем северо-западе США перекрыта обширным миоценовым базальтовым плато Колумбия. Кроме того, существуют основания полагать, что между обоими сегментами существуют и действительные различия, связанные с первичной сегментацией подвижного пояса. Тем не менее определенные сопоставления оказываются возможными. Так, обе ранне- и средне-мезозойские вулканические дуги Канадских Кордильер - Квинелия и Стикиния, разделенные меланжем из верхнепалеозойских и нижнемезозойских офиолитов, кремней, голубых сланцев, находят свое продолжение в северо-восточном Орегоне, а Квинелия и далее к югу - в горах Кламат и северной Сьерра-Неваде. Зона меланжа прослеживается на западе гор Кламат и Сьерра-Невады. В Калифорнии вулканическая дуга испытала внутридуговой спрединг с образованием средне-и позднеюрских офиолитов. К западу от Сьерра-Невады в позднем мелу образовался глубокий преддуговой прогиб Большой Долины заполнившийся 15-километровой толщей турбидитов. В западном борту этого прогиба, в Береговых хребтах флиш Большой Долины с офиолитами в основании надвинут на знаменитый меланжевый или меланжево-олистостромовый францисканский комплекс, отчасти ему одновозрастный. Этот комплекс представляет собой аккреционную призму, связанную с субдукцией океанской плиты Фараллон. Францисканский меланж состоит из обломков осадочных, в том числе кремней и известняков, вулканических (базальты), ультраосновных (серпентиниты) и метаморфических (голубые сланцы) пород в матрик-се из аргиллитов, граувакк и туфов. Возраст меланжа по ископаемым организмам в матриксе и включениях и по изотопным датировкам метаморфитов понижается от среднеюрского-среднемелового на востоке до позднемелового-миоценового на западе, близ берега, отражая продолжительную субдукцию.
Важным элементом структуры Западной мегазоны Кордильер США является южное продолжение пояса батолитов гранитоидов, имеющих в основном юрский возраст в восточной и среднемеловой - в западной полосе. Этот пояс включает батолиты Айдахо, Сьерра-Невады, южной Калифорнии.
Основная структура рассматриваемой мегазоны, сложившаяся к концу эоцена - началу олигоцена претерпела существенную перестройку начиная с середины олигоцена в связи с изменением характера взаимодействия между тихоокеанскими плитами и Северо-Американской плитой, и в ней появился ряд новых черт. Главным здесь было погружение под континент отрезка Восточно-Тихоокеанского спредингового хребта в районе Калифорнии и превращение соответствующего участка окраины континента из активного, субдукционного в трансформный. Это выразилось в образовании правого сдвига Сан-Андреас - наиболее известной структуры подобного рода в мире.
Этот сдвиг простирается на 1000 км от мыса Мен-досино на севере до вершины Калифорнийского залива на юге. Амплитуда правосторонниего смещения со времени возникновения сдвига в середине олигоцена, 29 млн лет т.н., оценивается в 315 км, однако существуют основания полагать, что ему предшествовал более ранний, позднемеловой-раннепалеогеновый сдвиг (прото-Сан-Андреас) с гораздо более значительной амплитудой, достигавшей 2900 км (!), судя по перемещению находящегося к западу от разлома Сан-Андреас блока Салиния - фрагмента крупного гранитного батолита, находившегося в одной полосе с батолитом Сьерра-Невады.
В настоящее время разлом Сан-Андреас образует трансформную границу между Тихоокеанской и Севе-ро-Американской плитами. Он высоко сейсмичен, с ним были связаны Сан-Францисское землетрясение 1906 года и недавнее в Лома-Прието, также в окрестностях Сан-Франциско. Скорость современных смещений составляет 5,6 см/год. Разлом Сан-Андреас сопровождается другими аналогичными сдвигами и часть, около 30%, смещений вдоль границы плит происходит по этим разломам-сателлитам. Глубина проникновения разлома Сан-Андреас в кору строго не установлена; судя по недавнему сейсмическому профилю, проведенному через залив Сан-Франциско, плоскость разлома смещена в восточном направлении, так что верхняя кора продвинута дальше в направлении океана.
В районе мыса Мендосино разлом Сан-Андреас срезается широтным океанским трансформным разломом Мендосино, к северу от него в океане снова появляется спрединговый хребет, и характер континентальной окраины резко меняется, так как здесь она сохранила свой конвергентный, субдукционный стиль строения. Это относится к подводной окраине и побережью штатов Орегон и Вашингтон, где кайнозойские образования слагают аккреционную призму и выполняют преддуговой прогиб. А в тылу последнего протягивается цепь молодых, в том числе действующих вулканов Каскадных гор (вулкан Сент-Эленс недавно проявил себя бурным извержением). Этот характер строения континентальной окраины распространяется и на юго-запад Канадского сегмента, включая о-в Ванкувер. Но севернее последнего граница плит снова становится трансформной, определяясь сдвигом Королевы Шарлотты, опять же правым, протягивающимся сначала вдоль одноименного архипелага, а затем вдоль архипелага Александра, где от него ответвляется к северу сдвиг Денали, о котором шла речь в разделе, касавшемся Аляскинского сегмента Кордильер. А основной сдвиг достигает Аляскинского залива, где сопрягается с Алеутской зоной субдукции.
Возвращаясь к Калифорнийской трансформной окраине, отметим, что со сдвигами здесь связано образование значительного числа относительно небольших, но глубоких впадин, послуживших тектонотипом сдви-гово-раздвиговых (pull-apart) бассейнов. Они выполнены мощными позднекайнозойскими осадками и примечательны своей богатой нефтегазоносностью. Начиная с позднего миоцена выполнение этих бассейнов испытало сжатие с образованием складчатых структур и некоторым надвиганием на них обрамления.
Существующие модели глубинного строения Калифорнии предусматривают, что все верхнекоровые структуры от Береговых хребтов и их погруженной ниже уровня моря южной части («Калифорнийский бордерленд») и до гор Кламат и Сьерра-Невады включительно тектонически подстилаются реликтовой океанской корой плиты Фараллон, погружающейся на востоке до глубины 25-30 и более километров. Впрочем, недавние сейсмические исследования в районе Сан-Франциско показали, что океанская кора разбита на отдельные блоки, очевидно, в результате подвижек по более древним, чем современный разлом Сан-Андре-ас, сдвигам.
Начало растяжения в области Большого Бассейна относится к раннему-среднему олигоцену, максимум к среднему миоцену, но движения по разломам продолжаются и в современную эпоху. Масштаб растяжения оценивается величиной от 190 до 250 км при общей современной ширине Бассейна в 700 км. При этом кора испытала утонение до менее чем 30 км против 40-45км под Сьерра-Невадой и 40-45 км под плато Колорадо. Согласно модели глубинного строения зоны Бассейнов и Хребтов, предложенной Б.Вернике и затем нашедшей широкое применение для других рифтовых систем во всем мире, определяющую роль в этой структуре играет поверхность срыва, наклоненная к западу от восточного края зоны, выполаживающаяся книзу до практически горизонтального положения в пластичном слое нижней коры. Подтверждением справедливости этих построений служат обнажения метаморфизован-ного нижнекорового комплекса из под незатронутого метаморфизмом и разбитого крутыми разломами вер-хнекорового. Верхняя кора имеет, как указывалось выше, мелкоблоковое строение, состоящее из односторонних горстов с поверхностью, наклоненной большей частью навстречу основному срыву. С противоположной стороны горсты ограничены листрическими сбросами, сливающимися на глубине с основной поверхностью срыва.
Начиная с миоцена плато Колорадо испытало подъем величиной порядка двух километров. Наряду с высоким тепловым потоком, сейсмичностью, сбро-сообразованием и базальтовым, типа океанских островов, вулканизмом, это рассматривается как результат утонения мантийной литосферы и ее замещения астеносферой, все это под воздействием субдукции океанской плиты Фараллон.
Граница между Канадским сегментом и сегментом Кордильер, относящимся к США, проходит несколько южнее государственной границы и в мегазоне Скалистых гор она выражена поперечными разломами линеамента Льюиса и Кларка. Южная граница Кордильер США с Мексиканским их сегментом проходит по зоне мегасдвига северо-западного направления, известного как сдвиг Мохаве-Сонора.
В пределах США ширина горного пояса Кордильер возрастает почти вдвое по сравнению с Канадскими Кордильерами. Происходит это за счет вовлечения в орогенез Кордильер в конце мела значительной полосы бывшей пассивной окраины континента, в настоящее время образующей поднятые местами до четырех с лишним километров Южные Скалистые горы. Соответственно, полоса передовых прогибов оказалась смещенной здесь на край Великих Равнин; это, с севера на юг, прогибы Поудер-Ривер, Денвер, Рейтон и Эстан-сиа. Они заполнены, поверх чехла, общего с прилегающей платформой, молассами верхов верхнего мела и нижнего палеогена; мощность их невелика и составляет 2-3 км. Прогибы имеют типичную для подобных структур резко асимметричную форму; с запада на них надвинуты передовые поднятия Скалистых гор, а внутреннее строение оказывается довольно простым.
Структура самих Южных Скалистых гор достаточно необычна для «нормальных» орогенов. Она представлена крупными сводовыми поднятиями; в ядре многих из них на поверхность выходят породы ранне-докембрийского фундамента, а на крыльях - палеозой-ско-раннемезозойского чехла. Поднятия разделены округло-овальными впадинами, в которых разрез чехла наращивается мощными обломочными отложениями верхнего мела - нижнего палеогена, внизу - мелководно-морскими, вверху - аллювиально-озерньши. Амплитуда рельефа поверхности фундамента достигает 10 км. Поднятия имеют довольно разнообразную ориентировку и только цепочка передовых поднятий простирается в общекордильерском направлении. Особое место среди поднятий занимает поднятие Уинта, вытянутое поперек этого простирания, что объясняется его образованием на месте инверсировавшего средне-протерозойского рифта.
Поднятия отделены от впадин-бассейнов надвигами, выполаживающимися с глубиной. Некоторые из поднятий как бы выжаты вверх по таким надвигам, с обеих сторон падающим под эти поднятия. В целом структура Южных Скалистых гор резко отличается от структуры Северных Скалистых гор тем, что в нее активно вовлечен древний кристаллический фундамент. Высказывается весьма правдоподобное предположение, что верхняя кора здесь отделена от нижней коры и литосферной мантии поверхностью срыва. Иначе говоря, отслаивание деформированного комплекса здесь произошло по более глубокому уровню, чем севернее.
Складки и надвиги, характерные для Северных Скалистых гор между тем прослеживаются в тылу, т.е. к западу от мегазоны Южных Скалистых гор через Монтану, Вайоминг и северную часть Юты, а далее к югу в них также оказывается вовлеченным фундамент. Но эти складки и надвиги почти полностью перекрыты более молодыми, позднекайнозойскими структурами растяжения Большого Бассейна.
На юге области Южных Скалистых гор располагается почти не затронутый внутренними деформациями, но поднятый на высоту более 2 км крупный, около 400 км в поперечнике, блок плато Колорадо, прорезанный на западе знаменитым Большим Каньоном одноименной реки. На востоке плато Колорадо ограничено олигоцен-четвертичным рифтом Рио-Гранде меридионального простирания.
Область Южных Скалистых гор, включая плато Колорадо, была затронута в ларамийскую эпоху не только тектоническими деформациями, но и проявлениями эффузивного и субвулканического магматизма.
Эти проявления сосредоточены в двух зонах, косопо-перечных по тношению к общему простиранию Кордильер. Одна из них пересекает Южные Скалистые горы в Монтане; на востоке она выходит за пределы Кордильер и здесь к ней принадлежат гипабиссальные тела щелочных магматитов поднятия фундамента, выраженного горами Блэк Хиллс к востоку от прогиба Паудер-Ривер. На западе на продолжении этой зоны находится более молодая вулканическая зона Снейк-Ривер, а в ее пределах -Йеллоустонский национальный парк с его знаменитыми гейзерами. Вторая зона лара-мийского магматизма приурочена в основном к штату Колорадо и северо-восточному углу штата Нью-Мексико. И эта зона на востоке выходит на платформу, где к юго-востоку от прогиба Рейтон находится интрузивная группа Спэниш-Пайкс. Кроме этих двух зон, на плато Колорадо расположены четыре группы магматических диапиров, из которых лакколиты гор Генри послужили типоморфными для выделения Г.Гилбертом этого типа интрузивных тел. А по периферии плато развиты молодые (плиоценовые) лавовые поля. Молодым магматизмом характеризуется и рифт Рио-Гран-де; здесь недавно сейсмикой выявлены и незастывшие магматические очаги.
Как уже указывалось выше, мегазона Южных Скалистых гор на юге Юты и в Аризоне граничит почти непосредственно с весьма своеобразной областью Большого Бассейна, сформированной в процессе позднекай-нозойского растяжения и наложенной своим восточным краем и центральной частью на южное продолжение мегазоны собственно Скалистых гор, т.е. на древнюю пассивную окраину Северо-Американского континента, а западным краем уже на продолжение Внутренней, Притихоокеанской мегазоны Кордильер. К последней принадлежит хребет Сьерра-Невада, образующий западное ограничение Большого Бассейна, в то время как его восточное ограничение составляет плато Колорадо. Внутренняя структура Большого Бассейна представляет в настоящее время чередование односторонних горстов и грабенов, из которых первые выражены горными грядами, а вторые - промежуточными впадинами, заполненными молодыми континентальными обломочными отложениями и покровами базальтов. Этот своеобразный рельеф и выраженная им структура заслужили данной области еще название области Бассейнов и Хребтов (Basin and Range province). На юге деформации этого стиля распространяются за пределы Большого Бассейна, достигая пустыни Сонора в Мексике. Хребты-горсты представляют собой вырезанные ломти более древней, докайнозойской складчато-надвигово-покровной структуры и на геологической карте они выглядят разноцветными лоскутами, разделенными монотонно светлоокрашенными полосами молодых осадков. В западной части области, в Неваде, в этих полосах реставрируются надвиги и покровы относительно глубоководных среднепалеозойских отложений континентального склона и подножья на свои шельфовые аналоги-надвиги, созданные антлерским орогенезом на рубеже девона и карбона. А в их тылу, т.е. западнее, надвиги той же восточной вергентности имеют уже несколько более молодой, сономский, т.е. пермо-триа-совый возраст.
Происхождение континентальных террейнов Центральной Аляски с докембрийским фундаментом и нижнепалеозойским чехлом представляет нерешенную пока проблему. С одной стороны, террейн Юкон-Та-нана явно тяготеет к Лаврентии, и палеомагнитные данные по террейну Никсон-Форк также указывают на его североамериканскую принадлежность, а с другой стороны, в двух террейнах нижнепалеозойская фауна имеет сибирский характер, а радиометрический возраст позднерифейских гранитоидов указывает на общность не с Северной Америкой, а с Северной Азией. Возможно, все это можно объяснить тем, что в неопротерозое Северная Америка, Сибирь и Гиперборея тесно соседствовали в составе суперконтинента Родиния и даже в конце этого зона, когда начался его распад, еще находились недалеко друг от друга.
Граница между Центральной и Южной Аляской может быть условно проведена вдоль крупного сдвига Денали, который на востоке имеет, как и сдвиги Канадского сегмента, юго-восточное простирание, а на западе меняет его на юго-западное, описывая выпуклую к северу дугу, которой следуют и все остальные структуры Южной Аляски, а также юго-запада Центральной Аляски. Вместе с тем Южная Аляска, в отличие от Центральной, характеризуется почти полным отсутствием здесь блоков-террейнов древней континентальной коры. Исключение составляет смещенный по сдвигу Денали фрагмент террейна Никсон-Форк, минимальная амплитуда которого оценивается в 300 км. Почти вся остальная площадь Южной Аляски подстилается океанской корой в основном позднепалеозой-ского-раннемезозойского возраста, а на юго-востоке сюда продолжаются из Канадского сегмента террей-ны Врангелия и Александер. К ним примыкает с запада сходный террейн Пенинсулар. Эти три террейна, сложенные породами от верхнепротерозойских до нижнемеловых, нередко объединяют в один супертеррейн SAS. Между ним и террейнами с древней континентальной корой простираются террейны, отвечающие юрс-ко-раннемеловым магматическим дугам, разрез которых завершается мощным флишем. Вместе с супертер-рейном SAS эти дуги окончательно сомкнулись с окраиной Северной Америки в раннем мелу, однако есть признаки, что с SAS это произошло еще в юре, но в гораздо более южном положении. Южная же половина Южной Аляски слагается тремя поколениями аккреционных призм, сменяющимися и надвинутыми одна на другую с севера на юг с омоложением возраста от триасового до позднекайнозойского, характеризующихся южной вергентностью и связанных с субдук-цией океанской коры тихоокеанских плит Фараллон (180-85 млн лет т.н.), Кула (85-43 млн лет т.н.) и, наконец, собственно Тихоокеанской. Это, соответственно, террейны Чугач (MZ), Принс Вилльям (Р) и Якутат (N). Промежутки между поднятиями, отвечающими отдельным террейнам, заняты межгорными молассовыми прогибами, на северо-западе меловыми, на юге и юго-востоке кайнозойскими. Сами поднятия интрудирова-ны гранитоидами, возраст которых так же омолаживается к югу от позднеюрского-раннемелового до палеогенового и даже неогенового (террейн Принс-Вилльям). Южная Аляска является и областью молодого активного вулканизма- цепь вулканов протягивается вдоль Аляскинского п-ова и после некоторого перерыва продолжается в хребте Врангеля.
Этот сегмент, пожалуй, наиболее сложно построенный по сравнению с другими сегментами Кордильерт и к тому же еще недостаточно изученный. В пределах Аляски Кордильерский пояс существенно изменяет свое простирание, изменяются и его структурные соотношения с Северо-Американской платформой. Граница платформы и подвижного пояса, описав выпуклую к востоку дугу в районе гор Мекензи и Франклина на севере Канадского сегмента, выходит к морю Бофорта в районе дельты р. Мекензи. На этом участке на границе с платформой в меридиональном направлении протягивается горст гор Ричардсона, сопровождаемый со стороны платформы и с тыла прогибами. Горст гор Ричардсона впервые образовался еще в среднем карбоне, в северной части он наложен на продолжение Иннуитской складчатой системы. С запада к горсту гор Ричардсона подходит главная структура Северной Аляски -покровно-складчатое сооружение хребта Брукса, вытянутое в общем субширотном направлении, но образующее дугу, полого выпуклую к югу. Своей большей северной частью хр. Брукса также наложен на продолжение Иннуитской системы. Образования последней составляют и складчатое основание расположенной севернее Арктической равнины, на крайнем севере которой, в своде Барроу, оно залегает на глубине всего нескольких сотен метров под маломощными мезозой-ско-кайнозойскими отложениями. Южнее в пределах равнины и предгорий хр. Брукса простирается широкий передовой прогиб Колвилл, выполненный мощными меловыми (альб и выше) и кайнозойскими молас-сами, складчатая структура которых постепенно усиливается и усложняется по мере приближения к надвинутому на него сооружению самого хребта. Внешняя зона последнего включает протерозойско-сред-недевонские отложения древней пассивной окраины, затронутые элсмирскими деформациями южной вер-гентности и прорванные позднедевонскими гранитоидами; вместе с последними они перекрыты верхнепалеозойскими-кайнозойскими отложениями и дислоцированы совместно с ними в складки и надвиги уже северной вергентности. Весь этот комплекс обнажается на поверхности в северо-восточной части хребта и уходит под передовой прогиб в центре и на западе. Здесь на выполнение прогиба надвинуты более древние отложения, а из-под них в тектоническом окне в центральной части хребта выступают образования, уже не затронутые элсмирскими деформациями. Структурно выше залегает серия тектонических покровов, слагаемых обломочными, карбонатными и вулканическими породами верхнепротерозойского-мезозойского возраста с возрастающей вверх по их разрезу степенью метаморфизма, достигающего гранулитовой фации. Эти высокометаморфизованные образования сопоставляются с аналогичными образованиями террейнов Центральной Аляски (см. ниже). На них с юга надвинут покров верхнепалеозойских-нижнемезозойских офиолитов, а в тылу последнего, уже на южном склоне хребта, находится еще один покров, сложенный меловыми островодужными вулканитами. Сейсмические исследования показали, что весь этот пакет покровов простирается вглубь не более чем на 10 км и что в пределах северного склона хребта его подстилают изогнутые в антиформы пологие чешуи пород фундамента передового прогиба. И, наконец, вся эта глубинная структура оказывается сорванной с еще более глубокого основания, погружающегося к югу под осевую часть сооружения (рис.2-22). Мощность коры, по данным этих исследований, достигает 50 км, причем этот максимум оказался смещенным на северный склон последнего.
Сложнейшая структура хр. Брукса со степенью сжатия порядка 170 км формировалась весьма длительно. Если не считать проявлений элсмирского орогенеза на севере, это формирование началось в поздней юре -раннем мелу субдукцией к югу и столкновением в апте с вулканической дугой Юкон-Коюкук (см. ниже). Затем последовало образование передового прогиба, а далее деформации сжатия, возможно, с некоторым перерывом в середине мела, продолжались до современной эпохи включительно (о последнем свидетельствует сейсмичность).
Южным ограничением сооружения хр. Брукса может считаться разлом Кобук-Саус-Форк. На западе, вдоль побережья и шельфа, структура хр. Брукса ограничена меридиональным разломом, прослеживающимся из района мыса Лисберн к основанию п-ова Сью-ард, находящегося к юго-западу от хр. Брукса. Этот разлом представляет собой надвиг восточной вергентности.
П-ов Сьюард относится уже к мегазоне Центральной Аляски. Он сложен комплексом метаморфизованных обломочных, карбонатных и основных вулканических пород, нижняя часть которых прорвана гра-нито-гнейсами позднерифейского (681-676 млн лет) возраста, а верхная содержит ордовикские конодонты. Сходные метаморфические комплексы и гранитоиды известны и в других террейнах Центральной Аляски -Никсон-Форк, Раби, Юкон-Танана, из которых последний простирается сюда из Канадского сегмента. В двух террейнах на юге Центральной Аляски недавно обнаружено присутствие гранито-гнейсов раннепротерозойского возраста (1,7-1,8, возраст протолитов 2,0-2,1 млрд лет). Террейн Раби ограничен с северо-востока продолжением сдвига Тинтина, который почти в центре Аляски сопрягается с другим крупным правым сдвигом - Калтаг, имеющим не северо-западное, а запад-юго-западное простирание, но дающего ответвление к северо-востоку. Сдвиг Калтаг пересекает террейн Раби. Последний тектонически перекрыт офио-литами, подобными офиолитам верхнего покрова хр. Брукса. С офиолитам и тесно связаны островодужные вулканиты и обломочные осадки, очевидно, их надстраивающие. Предполагается, что офиолиты хр. Брукса вместе с офиолитами Центральной Аляски представляют останцы ранее обширного офиолитово-го покрова. Становление этого покрова относят к средней-поздней юре, так как он несогласно перекрыт меловыми осадками и прорван меловыми же Плутонами гранитоидов.