Решающие события в регионе произошли в течение и в конце юцена. Закончилось столкновение Кубы с Флоридо-Багамским выступом Северной Америки и становление ее покровного строения, сопровождаясь мощными олистостромами. К Кубе примкнул террейн Сьерра-Маэстра, а дуга, в которую он входил вместе с грядой Кайман и о-вом Ямайка, расщепилась с образованием глубокого сдвиго-раздвигчэ-вого желоба Кайман. К последнему перешла теперь роль центрального участка северной границы Карибской плиты, и, соответственно, Куба, Юкатанская впадина и дуга Кайман теперь отошли к Северо-Амери-канской плите. Очевидно, что в это же время достигли максимальной интенсивности сдвиговые смещения как вдоль северного, так и вдоль южного ограничения Карибской плиты.
После позднеэоценового пика деформаций в развитии области наступила некоторая пауза, отмеченная накоплением мелководных карбонатов в пределах почти всей Антильской дуги. Накопление этих карбонатов местами началось уже в эоцене, а в отдельных местах продолжалось в течение всего неогена и квартера. Но на других участках новое оживление деформаций произошло в позднем миоцене - на Ямайке, на Гаити, в южном сегменте Антильской дуги, но особое значение события позднего миоцена имели в Центральной Америке, где ранее существовавшие вулканические дуги сомкнулись на севере с блоком Чортис, а на юге - с Западной Кордильерой Колумбии, создав Панамский перешеек между американскими континентами, которые с конца эоцена стали испытывать сближение. В плиоцене-квартере стал развиваться Центрально-Американский вулканический пояс, а на противоположной, атлантической окраине Карибской плиты во-
зобновился вулканизм на Малых Антиллах. При этом в южной части архипелага этот молодой пояс был непосредственно наложен на раннепалеогеновый, а в северной части сместился к западу по отношению к последнему.
Начавшееся сближение Северо- и Южно-Американской плит привело к их надвиганию на океанскую литосферу Карибской плиты - на севере - вдоль желоба Муэртес к югу от восточного Гаити и Пуэрто-Рико, на юге - вдоль Венесуэльского желоба на востоке и окраин Колумбии и Панамы -на западе.
Рубрика ‘Антильско-Карибская область’ Category
Начало «самостоятельного» развития Антильско-Карибского региона относится к середине мезозоя. В конце палеозоя -триасе - ранней и первой половине средней юры Западная Гондвана - Южная Америка и Африка - оказалась тесно спаянной с Северной Америкой в составе Пангеи. На западе Пангея окаймлялась зоной субдукции, возможно непрерывной, отделявшей ее от Тихого океана. В пределах прилегавшей
окраины Пангеи, включавшей континентальные блоки будущего Мексикано-Антильско-Карибского региона, местами накапливались континентальные тонкообломочные отложения и только на короткое время в лейасе в пределы Мексики проникла ингрессия моря, очевидно со стороны Тихого океана.
Ситуация стала резко меняться во второй половине средней юры. Началось раскрытие Тетиса, включавшего Центральную Атлантику и продолжавшегося на восток в область будущего Средиземноморья, а на запад - в Мексиканский залив. Одновременно или даже раньше (по разным сценариям) начался спрединг в собственно Карибском бассейне (будущие Колумбийская и Венесуэльская впадины), причем ось спрединга протягивалась дальше в Тихий океан, где она разделила плиты Фараллон и Феникс.
В конце поздней юры спрединг во впадине Сигсби Мексиканского залива закончился, но благодаря этому спредингу Юкатан отделился от Флориды. Южнее продолжал расширяться прото-Карибский бассейн. Его расширение продолжалось, очевидно, и в начале раннего мела (берриас-готерив). Но здесь возникает вопрос о положении Южно-Кубинского континентального террейна, представленного образованиями, выступающими в Сьерра Гуанигуанико, в куполах Эскам-брай и Пиноса Западной и Центральной Кубы. Этот террейн по характеру юрских отложений мог быть сродни либо Юкатану, с которым некоторые его и соединяют , либо с блоком Чортис, находящимся южнее Юкатана.
В конце неокома должна была возникнуть Антильская вулканическая дуга, которая отсекла прото-карибскую зону спрединга и возникла, очевидно, над трансформным разломом, превратившимся в наклонную к западу зону субдукции. Еще раньше, уже в неокоме, на тихоокеанской стороне начала функционировать зона субдукции противоположной направленности. Новообразованная Антильская дуга первоначально должна была быть менее выпуклой, но постепенно все более изгибалась к востоку, в сторону Атлантики. В пространстве между этой дугой и Тихоокеанской, скорее всего, в альбе-сантоне или кампане и проявился интенсивный плато-базальтовый вулканизм, надстроивший юрско-ранненеокомскую кору новыми лавовыми покровами, силлами долеритов и осадками, превратив это пространство в океанское плато, продвигавшееся все дальше к востоку. Поскольку все это происходило одновременно с активностью суперплюма в Тихом океане, высказывается предположение о влиянии этого суперплюма на события в Карибском регионе.
Уже в раннем сеноне, если даже не раньше, южный сегмент Антильской дуги начал надвигаться на окраину Южной Америки. Этот процесс здесь продолжался в позднем сеноне. А западная часть северного сегмента обдуцировала на Южно-Кубинский террейн, который, в свою очередь, пришел затем в столкновение с Флоридо-Багамской окраиной Северной Америки. В тылу Кубинского террейна, перекрытого офиолито-во-островодужными покровами, в конце сенона - палеоцене произошло раскрытие Юкатанского бассейна, отделившего Кубинский террейн от Никарагуанского выступа блока Чортис . Южно-Кубинский террейн теперь столкнувшийся с Флоридо-Багамской окраиной Северной Америки, тем самым окончательно закрыл проход, возможно, соединявший Атлантику с Тихим океаном в обход Юкатана и блока Чортис. Между тем более восточная часть Больших Антилл (Гаити, Пуэрто-Рико, Виргинские о-ва) продолжала испытывать субдукцию атлантической коры, сопровождаемую известково-щелочным вулканизмом. В сеноне же новая вулканическая дуга возникает в районе Центральной Америки, с фронтом, обращенным в сторону Тихого океана. Она окончательно отделяет Карибский бассейн от этого океана, что и приводит к образованию самостоятельной Карибской малой плиты.
В сеноне-палеоцене еще одна дуга - Кайман-Сьер-ра-Маэстра - формируется к югу от Юкатанской впадины, вероятно, за счет субдукции коры последней. Впрочем, по мнению других исследователей, субдукции под эту дугу подвергается кора Колумбийской котловины. Дуга эта включала первоначально северный склон Никарагуанского поднятия и о-ваЯмайка, а на восток продолжалась через север Гаити, Пуэрто-Рико и Виргинские о-ва на Малые Антиллы. Однако в палеоцене от центрального сегмента Антильской дуги отделился хребет Авес, превратившийся в остаточную дугу, а между ним и собственно Малыми Аытиллами раскрылась междуговая впадина Гренада. По другой версии, хр. Авес возник еще в позднем сеионе на продолжении Больших Антилл.
Венесуэльская котловина глубиной до 5080 м, ограниченная на западе порогом Беата, а на востоке порогом Авес, отделяется на севере от Больших Аитилл желобом Муэртес, а на юге от хребта Кюрасао - Венесуэльским желобом. Оба эти желоба образованы в процессе субдукции коры котловины под ограничивающие ее островные дуги. Но так как спрединг в котловине давно закончился, это - «псевдосубдукция», по определению Ф.Буисса, аналогичная погружению коры Колумбийской котловины под окраины Панамы и Колумбии и связанная, как и последняя, с начавшимся в олигоцене сближением Северо- и Южно-Американских плит.
Мощность земной коры в Венесуэльской котловине составляет 15 км, из них 3 км приходится на осадочный чехол. Тремя скважинами глубоководного бурения вскрыт акустический фундамент, представленный долеритами и миндалекаменными базальтами и перекрытый фораминиферовыми известняками турона-коньяка с прослоями пепла. Ниже поверхности этого «фундамента» обнаружены отражающие сейсмические
границы, свидетельствующие, очевидно, о чередовании магматических (покровы, силлы) и осадочных пород. В северной части впадины выявлены симметричные полосовые магнитные аномалии, интерпретируемые как позднеюрские. Кстати, в скважине, недавно пробуренной на склоне Никарагуанского поднятия, обращенного к Колумбийской впадине, вскрыты средне-кампанские базальты, также миндалекаменные, чередующиеся с линзами известняков.
Эти особенности верхов разреза обеих главных впадин Карибского моря наряду с аномально большой мощностью коры океанского в общем типа, а также наличие линейных магнитных аномалий, датируемых, с очевидной условностью, как позднеюрские в Венесуэльской и позднемеловые в Колумбийской впадине, и зон спокойного магнитного поля, возможно отвечающих коре средиемелового возраста, дало основание трактовать кору центральной части Карибского бассейна как принадлежащую океанскому подводному плато, типа таких плато, как Онтонг-Джава и другие в современном Тихом океане. Соответственно, Карибскому гипотетическому плато приписывается также тихоокеанское происхождение.
Дно Колумбийской котловины лежит на глубине 4500 м. На севере она отделена эскарпом Хесса от Никарагуанского подводного поднятия. На юге, со стороны Панамы и Колумбии в нее вдаются мощные, до 7 км, аккреционные призмы, а восточнее к ней примыкает подводный хребет Кюрасао, на котором расположены острова Нидерландских Антилл. Кора котловины, по сейсмическим данным, океанского типа, но обладает аномально повышенной, до 20 км, мощностью (рис.3-3), из которой до 4 км приходится на осадочный чехол. Лежащий под этим чехлом акустический фундамент был вскрыт в скважинах глубоководного бурения и оказался представленным базальтами, по своему составу близкими к океанским толеитам. Они переслаиваются с глубоководными осадками кампанского возраста. Полосовые магнитные аномалии, выявленные в восточной части котловины, сопоставляются с океанскими аномалиями с возрастом от 85 до 67 млн лет, что согласуется с возрастом пород верхов акустического фундамента. Однако данные по соседней Венесуэльской котловине (см.ниже) и некоторые общие соображения показывают, что начало формирования океанской коры Колумбийской котловины могло быть значительно более ранним.
Центрально-Американская складчатая и вулканическая система примыкает к массиву Чортис с юго-запада и через Панамский перешеек выходит на соединение с Колумбийскими Андами. Свою современную структуру она приобрела лишь в конце миоцена, когда собственно и произошло образование наземного моста между американскими континентами и Карибский бассейн отделился от Тихого океана. Лишь с этого времени существует в своем нынешнем виде Центрально-Американский глубоководный желоб и зона субдукции и надстраивающий ее одноименный плиоцен-четвертичный вулканический пояс, протягивающийся вдоль тихоокеанского побережья через Сальвадор, Никарагуа и Коста-Рику и достигающий западной Панамы. В этом поясе возвышаются многочисленные и весьма активные стратовулканы и происходят порой весьма разрушительные землетрясения. От массива Чортис пояс позднемеловых-миоценовых вулканитов отделяется глубоким прогибом, выполненным толщей морских терригенных отложений сеномана-миоцена. Этот прогиб пересекает север Коста-Рики и в Панаме уходит в пределы карибского шельфа.
Наиболее древним элементом структуры южной части Центральной Америки являются позднеюрские-раннемеловые офиолиты, выступающие на п-ове Ни-койя в Коста-Рике. Однако на том же полуострове и на других полуостровах тихоокеанского побережья Коста-Рики и Панамы обнажается более молодой комплекс океанской коры -раннесенонский (88-90 млн лет). А в тылу молодого вулканического пояса протягивается более древний, позднемеловой-миоценовый вул-кано-плутонический пояс. Он слагает практически всю восточную половину Панамского перешейка с хребтом Дарьей и южнее соединяется с аналогичным поясом Колумбийских Анд (Серрания-де-Баудо).
Как со стороны Панамского залива Тихого океана, так и со стороны Колумбийской впадины Карибского моря Панамский перешеек сопровождается зонами субдукции и аккреции, фронты которых повторяют своей выпуклостью к северу очертания самого перешейка.
Центральная Америка к югу от зоны сдвигов По-лочик-Мотагуа и до условной границы с Северными Андами состоит из трех принципиально различных структурных элементов: 1) древнего континентального блока Чортис, занимающего северную часть региона, 2) примыкающей к нему с юго-запада и продолжающейся на Панамский перешеек позднемеловой-миоценовой вулканической дуги и 3) молодой плиоцен-современной вулканической дуги, сопряженной с Центрально-Американским глубоководным желобом и соответствующей зоной субдукции тихоокеанских плит Кокос и Наска.
Блок Чортис, который еще называют ядром Центральной Америки, расположен в основном на территории Никарагуа и Гондураса и имеет форму треугольника с основанием вдоль молодой вулканической дуги и вершиной, обращенной в Карибское море. Здесь подводным продолжением блока служит Никарагуанское поднятие, протягивающееся в направлении о-ва Ямайка и отделяющее желоб Кайман от Колумбийской глубоководной впадины. Граница блока Чортис с молодой притихоокеанской вулканической дугой проходит вдоль рифта, в котором лежат озера Манагуа и Никарагуа.
Фундамент блока Чортис образован метаморфическими и интрузивными породами палеозойского возраста, резко отличающимися от известных как к северу от разломов Полочик-Мотагуа, так и на юге, в Северных Андах. Чехол этого массива составляют юрско-меловые континентальные обломочные осадки, частично перекрытые кайнозойскими вулканитами, от эоценовых до голоценовых, от основных и средних до кислых и снова основных. Имеются здесь и плу-тоны гранитоидов, начиная со среднемеловых, продолжая позднемеловыми и раннепалеогеновыми. Связь всего этого магматизма с тихоокеанской или иной зоной субдукции дискуссионна, равно как и первоначальное докайнозойское расположение блока Чортис относительно других континентальных блоков региона.
Южный фланг Антильской дуги расположен частично в море, где ему отвечают Подветренные Антиллы, на западе - Нидерландские, на востоке - Венесуэльские, и частично на суше, где ему соответствуют Береговые (или Карибские) хребты Венесуэлы, находящие свое восточное продолжение на о-вах Тринидад и Тобаго. Строение этого сегмента Антильской дуги чрезвычайно сложное, особенно в пределах Береговых хребтов, которые представляют собой пакет тектонических покровов южной вергентности и, кроме того, разделены на две мегазоны системой правых сдвигов, носящих разные названия на разных участках, в частности, Эль Пилар на востоке, Ока на западе. На западе система Береговых хребтов отделена от северо-восточного окончания собственно Анд - хребта Сьерра-де-Мерида - разломом-сдвигом Боконо того же простирания.
Внешняя зона Береговых хребтов имеет относительно более простое строение. Она сложена не-метаморфизованным карбонатно-терригенным шель-фовым мелом и терригенно-флишевым нижним палеогеном, образующими серию узких складок и над-виговых чешуи, в общем надвинутых на молассовый Восточно-Венесуэльский прогиб, отделяющий Береговые хребты от склона Гвианского щита .
Следующая мегазона имеет уже покровное строение и образована весьма гетерогенным по составу, происхождению, возрасту и характеру метаморфизма набором пород. В нем можно прежде всего выделить комплекс гнейсов докембрийского-нижнепалеозой-ского возраста, перекрытых метаморфитами более высокого палеозоя и мезозоя до среднего мела включительно. Эти образования выступают в Береговой кордильере и в несколько ином виде, в виде покровной синформы, в более внутреннем хребте - Serrania del Interior. Достаточно очевидно, что данный комплекс имеет континентальное происхождение и принадлежал первоначально окраине будущего Южно-Американского континента. О его окраинном происхождении свидетельствует присутствие основных магма-титов соответствующего типа.
Через эти континентальные образования переброшены чуждые им комплексы более северного происхождения. Это офиолиты позднеюрского-раннеме-лового возраста, островодужные вулканиты и аккреционные призмы мелового возраста, образующие самостоятельные покровы, местами достигающие Внешней мегазоны. Породы этих покровов частично метаморфизованы в условиях высоких давлений и низких температур.
Лежащий поблизости от побережья Венесуэлы о-в Маргарита сложен в своем основании метаморфи-зованными аналогами донеогенового комплекса Малых Антилл и находится на их юго-западном продолжении, отличаясь отсутствием проявлений молодого вулканизма. На п-овах Арайя и Пария комплекс Маргариты надвинут на образования Береговых хребтов. Севернее, на Нидерландских Антиллах выступает вулканогенная толща раннеостроводужного энсиматичес-кого типа альб-коньякского возраста, гранитоидов раннесенонского возраста. Подводная гряда, на которой расположены эти острова, отделена от Береговых хребтов прогибом, выполненным олигоцен-миоцено-вой молассой.
Более восточная часть Подветренных Антилл, принадлежащая Венесуэле, образована, в отличие от Нидерландских Антилл, довольно интенсивно метамор-физованными и несколько более древними, вплоть до неокомских, основными вулканитами, вмещающими тела позднесенонских гранодиоритов. Эта группа островов на востоке смыкается с южным окончанием подводного хребта Авес.
Итак, следует констатировать, что меловой остро-водужный комплекс, подстилаемый позднеюрско-ран-ненеокомскими офиолитами, известен во всех звеньях Антильской дуги, включая хр. Авес. Начиная с восточной Кубы и продолжая Малыми Антиллами, он надстраивается раннепалеогеновым комплексом той же природы, и лишь на Малых Антиллах к ним присоединяется вулканический комплекс неоген-четвертичного возраста.
Малые Антиллы представляют наиболее восточное, замыкающее звено Антильской дуги, отделяющее
Карибский бассейн от Атлантического океана. Они образуют полого выпуклую в сторону Атлантики дугу, на юге примыкающую к Южно-Американскому материку. Северная часть Малых Антилл окаймляется со стороны океана юго-восточным продолжением желоба Пуэрто-Рико; дальше к югу продолжение этого желоба не выражено в подводном рельефе, ибо здесь он засыпан осадками, поступавшими главным образом с Южно-Американского континента, со стороны дельты р. Ориноко. Но продолжение желоба следится по связанной с ним крупной отрицательной гравианома-лии, которая прослеживается на юг до о-ва Тобаго. На этой оси находится о-в Барбадос, представляющий собой надводный выступ внешней, невулканической дуги, образовавшейся над аккреционной призмой зоны суб-дукции атлантической коры под Малые Антиллы. Ее фронт здесь отступает далеко к востоку, на 300 км от Барбадоса, а в тылу невулканической дуги, отделяя ее от южной части Малых Антилл, располагается впадина Тобаго -типичный преддуговой прогиб.
Сама дуга Малых Антилл имеет различное строение в своей северной и южной частях. Общей для них является основная вулканическая гряда, на которой располагаются вулканические аппараты - стратовул-каны, функционировавшие с раннего миоцена и частично активные и в современную эпоху. К ним относится и печально знаменитый своим извержением 1902 года вулкан Мон-Пеле на о-ве Мартиника. Этот молодой вулканизм наложен на более древний, эоцен-ран-неолигоценовый.
В северной части архипелага к востоку от вулканической дуги простирается параллельная ей дуга Известняковых Антилл, состоящая из островов, перекрытых карбонатами верхнего эоцена-миоцена, почти не-деформированными. Из-под них обнажаются смятые, местами даже слабо метаморфизованные вулканиты эоценового возраста, прорванные кварцевыми диоритами и гранодиоритами. На о-ве Дезирада обнажается еще более древний, мезозойский, метаморфизован-ный в эпидот-амфиболитовой фации субстрат. Он включает верхнеюрские кислые вулканиты и готерив-барремские вулканиты островодужного типа. Довольно очевидно, что этот комплекс сходен с образованиями, широко распространенными в пределах Больших Антилл. В районе банки Саба драгированы и верхнемеловые островодужные вулканиты.
Аналогичный по возрасту и составу вулкано-плу-тонический комплекс слагает к западу от Малых Антилл подводный хребет Авес, увенчанный крохотным островом, давшим ему свое название. Хребет представляет собой слабо выпуклую к востоку дугу, повторяющую изгиб Малых Антилл, а на юге смыкающуюся с Подветренными Венесуэльскими Антиллами (см. ниже). Между хребтом Авес и последними находится впадина Гренада шириной до 140 км и глубиной до 2900 м. Она подстилается океанской или субокеанской корой мощностью до 14 км, из которых до 9 км приходится на долю кайнозойского осадочного выполнения (впадина образовалась, вероятно, в палеоцене). Мощность коры возрастает до 40 км под хребтом Авес и до 30 и более километров под Малыми Антиллами. На западе хр. Авес граничит с Венесуэльской впадиной.
Остров Пуэрто-Рико - крайний к востоку и наименьший в цепи Больших Антилл ограничен с севера одноименным желобом, а с юга- продолжением желоба Муэртес. Центральная, большая часть острова сложена верхнемезозойскими и нижнепалеогеновыми образованиями и имеет блоковую структуру; блоки разграничены сбросо-сдвигами и сдвиго-надвигами преимущественно северо-западной - юго-восточной ориентировки. Вдоль северного и южного побережий острова простираются слабодеформированные олигоцен-четвертичные карбонатные отложения, резко несогласно перекрывающие более древние образования. Среди последних различаются, во-первых, офиолиты титон-неокомского возраста, во-вторых, островодужные вулканогенно-осадочные образования апт-маастрихтского возраста и, в третьих, сходные раннепалеогеновые образования, те и другие прорванные плутонами гранодиоритов, кварцевых диоритов, диоритов.
Итак, острова Больших Антилл характеризуются рядом общих черт строения и развития. Это присутствие офиолитов позднеюрского-неокомского возраста, надстроенных островодужными вулканитами и осадками баррема-кампана, появление в кампане оли-стостром в связи с внутрисенонскими деформациями, первые интрузии гранитоидов того же возраста, вторая фаза деформаций, гранитизации и метаморфизма перед палеоценом, новые проявления островодужного вулканизма (кроме Центральной и Западной Кубы) в палеоцене, раннем и среднем эоцене, третья фаза деформаций в позднем эоцене, относительное спокойствие с накоплением карбонатов в олигонене-миоцене и новые деформации в позднем миоцене (кроме Кубы), местами продолжающиеся до квартера включительно и, наконец, развитие метаморфитов высокого давле-ния,включая эклогиты, средне- и позднемелового возраста. При этом Центральная и Западная Куба по особенностям строения и развития (присутствию комплексов континентального происхождения, отсутствию проявлений послемелового магматизма) заметно отличается от всего остального северного звена Антильской дуги.
Северное звено Антильской дуги заканчивается расположенным к востоку от Пуэрто-Рико архипелагом небольших Виргинских о-вов. На этих островах выступают те же комплексы отложений, что и на Пуэрто-Рико - доальбские офиолиты (или раннеострово-дужные образования), среднемеловые островодужные вулканиты, обломочные отложения сенона - раннего палеогена и, наконец, горизонтально перекрывающие их известняки олигоцена-миоцена.
Пролив Анегада, с которым, очевидно, совпадает поперечный разлом северо-восточного простирания, отделяет Большие Антиллы от Малых, составляющих центральное звено Антильской дуги.
Остров Гаити (Испаньола) второй по величине остров Больших Антилл, лежит на восточном продолжении Кубы - своей большей частью - и Ямайки - своей юго-западной частью, и обладает сложной структурой, отраженной в его расчлененном рельефе. От Кубы он
отделен продолжением трансформного разлома Ори-енте, являющегося, как отмечалось, северным ограничением желоба Кайман. На северо-востоке о-в Гаити ограничен западным окончанием другого глубоководного желоба - Пуэрто-Рико, сочетающего черты трансформного и сопряженного с островной дугой. На юго-востоке остров окаймлен еще одним желобом - Муэр-тес, общим с соседним островом Пуэрто-Рико, менее глубоким, чем два предыдущих, и принадлежащим к северному краю Венесуэльской котловины Карибского моря. На юго-западе к острову примыкают окончание Никарагуанского подводного поднятия и Колумбийская котловина, а от центра южного побережья острова отходит меридиональный подводный хребет Беата, разделяющий две главных котловины Карибского моря.
Современная морфоструктура Гаити представлена подиятиями-кордильерами,разделенными межгорными прогибами, выполненными позднекайнозойскими молассами. Поднятия сложены меловыми и палеогеновыми образованиями. Первые в южной части острова имеют «океанский» характер и близки по составу коре прилегающих котловин Карибского моря, а в средней и северной части острова они относятся к островодуж-ному типу, подобно Кубе и Ямайке. Образования палеогена и миоцена на юге залегают согласно на меловых и имеют карбонатный состав, а на остальной площади острова породы палеогена залегают несогласно, и новое несогласие наблюдается в основании верхнего эоцена, т.е. здесь имели место те же фазы деформаций, что и на Кубе. Кроме того, подобно восточной Кубе, в палеоцене -раннем и среднем эоцене известны проявления вулканизма и интрузивного магматизма, а в верхнем эоцене местами развиты мощные олистостромы. Проявились на Гаити, как и на Ямайке, и позднемио-ценовые деформации, здесь также сопровождаемые олистостромами. Структура острова, еще не вполне расшифрованная, отличается большой сложностью и развитием шарьяжных перекрытий разной(?) вергент-ности. В центральной части острова протягивается пояс офиолитового меланжа с участием метаморфитов ам-фиболитовой фации, а на севере - пояс серпентинитов, глаукофановых сланцев и эклогитов,т.е. здесь налицо присутствие парных метаморфических поясов, свидетельствующих о субдукции с севера, со стороны желоба Пуэрто-Рико. А с юго-востока, вдоль желоба Муэр-тес, под остров пододвигается кора Венесуэльской котловины.