История геологического развития Командорских островов довольно своеобразна и неоднозначна. В том смысле неоднозначна, что неоднократно наблюдалось то уменьшение их площади, то, наоборот, её увеличение в несколько раз. Так, в среднем плейстоцене территория островов испытала интенсивный тектонический подъём с амплитудой до 80 м [11 – Разжигаева и др., 1997]. В позднем плейстоцене произошла тектоническая стабилизация, что с сочетании с подъёмом уровня Мирового океана на 8–10 м привело к образованию глубоко вдающихся в пределы суши заливов. В ледниковую эпоху позднего плейстоцена уровень Берингова моря понизился настолько [на 90–100 м, 4–Иващенко и др., 1984; 12–Уфимцев, Ставров, 1978], что во второй фазе верхнеплейстоценового оледенения острова Беринга и Медный представляли собой единую сушу, береговая линия которой проходила, приблизительно, в районе нынешних 100–200-метровых изобат [8–Мелекесцев и др., 1974]. И, наконец, современные очертания берега острова приняли всего лишь около 4–5 тысяч лет назад после серии незначительных колебаний (1–2 м) уровня моря в среднеголоценовом климатическом оптимуме и предшествующем ему периодах [10–Разжигаева и др., 1993]. Характеристика некоторых морфологических особенностей побережья главного из Командорских островов, связанных с этими событиями, и является целью данного исследования.

Остров Беринга сложен палеогеновыми и неогеновыми вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными породами, прорванными экструзиями трахидолеритов, дайками базальтов и андезитобазальтов [3–Жузе, 1962]. В целом, постройка острова разбита серией продольных и поперечных разломов и имеет чётко выраженное блоковое строение [13–Шмидт, 1978]

Морфологически остров представляет собой вытянутый с юго-востока на северо-запад и тектонически приподнятый блок шельфовой плиты, которая, в свою очередь образует вершину подводного хребта западной части Алеутской островной вулканической дуги. Большую часть острова занимает средневысотный, от 150 до 750 м, хребет, который, протягиваясь от мыса Монати на юго-востоке до депрессии озера Саранного на северо-западе, четко подразделяется сквозной долиной рек Половинной и Перешеек на две морфологические части. Рельеф хребта, по большей части, денудационно-тектонический [2–Жегалов, 1964], что подчеркивается высоким, до 100–250 м, береговым уступом, круто обрывающимся к морскому побережью.

С северо-запада к хребту примыкает депрессия озера Саранного – села Никольского, характеризующаяся развитием низких цокольных морских террас, над заболоченной поверхностью которых возвышаются отпрепарированные останцы базальтовых экструзий гор Свиных, Столовых, и Гаванской. Самая же северо-западная оконечность острова представляет собой невысокое, 120–150 м, плато, образованное базальтовыми и андезито-базальтовыми лавами и туфоконгломератами.

Геологическое строение острова изучено недостаточно полно. Согласно представлениям, изложенным в XXXI-м томе Геологии СССР [1–1964], горные породы острова относятся к трем основным комплексам – свите мыса Толстого, буяновской и каменской свитам – объединяемых в берингийскую серию. Занимая до 70% площади острова, породы свиты мыса Толстого генетически подразделяются на верхнюю туфогенно-осадочную и нижнюю вулканогенную фации. От мыса Монати и до самого мыса Толстого свита представлена грубообломочными разностями пелитовых и псефитовых туфов, в нижней части которых изредка встречаются алевролитовые и алевропелитовые туфы.

От бухты Командора и до бухты Буян свита представлена верхней своей частью, сложенной мелкообломочными туфами алевролитового и пелитового составов, образующими мощные монотонные толщи, изредка перемежаемые прослоями более грубообломочных их разностей.

В северо-западной части острова свита мыса Толстого представлена в основном своей вулканогенной фацией, сложенной преимущественно эффузивами. Обычно это лавовые потоки мощностью от первых метров до нескольких десятков метров, основной породой которых являются темно-серые с зеленоватым отливом и очень плотные авгитовые андезиты.

Поверх пород свиты мыса Толстого с резким переходом залегают породы буяновской свиты. Комплекс её пород довольно однообразен и представлен чередующимися псаммитовыми туфами и конгломератами, залегающими полосой через весь остров. Впрочем, позднейшими исследованиями наличие указанной полосы конгломератов отрицается, а туфоконгломераты северной части острова включаются в основание всего палеогенового комплекса горных пород, наблюдаемых на Командорах.

В свою очередь буяновская свита подстилает породы каменской свиты, представленной алевролитовыми и пелитовыми, реже псаммитовыми туфами. Причём в верхней части этой свиты большую роль играют диатомиты и туфодиатомиты, что свидетельствует о более спокойном режиме осадконакопления и о некотором ослаблении вулканической деятельности в регионе в этот период времени.

Геологическое строение острова обуславливает, при наличии хорошо выраженного по всему побережью бенча, существенные различия в образовании береговых и прибрежных форм рельефа его южного (тихоокеанского) и северного (беринговоморского) побережий как по литодинамике, так и по геоморфологическоиму строению.

И в самом деле, беринговоморское побережье представляет собою абразионно-денудационный берег, с наличием серии высоких морских террас 60–80, 40–50, 20–30 и 10–15 м уровней, оконтуренных по периферии древними клифами выстой до 120 м, происхождение которых связывается [5–Ионин и др., 1987; 9–Понамарёва, Исаченко, 1991] с упоминаемым ранее тектоническим подъёмом острова в среднем плейстоцене со скоростями до 2,2–2,4 мм/год.

В целом же, всей беринговоморской стороне свойственна более широкая шельфовая зона, поскольку здесь 50-метровая изобата проходит на расстоянии 10 км от берега, приближаясь на 5–6 км в направлении к его южной и северной оконечностям. Северный и восточный участки беринговоморского побережья острова, сложенные туфоконгломератами, опоясываются каменистым бенчем шириной от 2 до 5 км. При этом бенч, выходя к мысам, повышается до такой степени, что во время отливов почти полностью обнажается. В бухтах же он находится на более низком уровне и перекрыт небольшой по мощности (от 10 до 60 см) толщей рыхлых (песчаных, галечных, галечно-гравийных) отложений.

Что же касается надводной части беринговоморского побережья, то почти на всем его протяжении прослеживается низкая – с абсолютными отметками 3–5 м – среднеголоценовая терраса шириной от 30 до 200 м, с небольшим (1–2^о) уклоном в сторону тылового шва. Заболоченная по этой причине терраса примыкает к отмершим береговым клифам. К подножию террасы примыкает узкий (шириной от 5–7 и до, максимум, 30–40 м) пляж, выклинивающийся у мысов и расширяющийся в вершинах бухт и бухточек. И лишь в северо-западной части острова ширина пляжной полосы увеличивается до 100–200 м.

В этой же, наиболее низкой части, острова развиваются береговые валы, генетически приуроченные к названной полосе галечно-гравийно-валунных пляжей. Здесь же, в наиболее низменной, части острова прослеживается и полоса высоких, до 10–12 м, песчаных дюн, отделенных от линии уреза воды широким, до 100–250 м, песчаным пляжем. Формирование таковых дюн, как правило, приурочено к ледниковым эпохам позднего плейстоцена и отмечается для всех дальневосточных морей [6–Курносов, 1980; 7–Короткий, Худяков, 1990].

Характерным для северо-западной части побережья является также формирование, вследствие обильного выброса водорослей, пляжей «биогенного» типа, часто носящих сезонный характер. Мощность толщи гниющих водорослей здесь, местами, достигает 0,5–0,6 м. В период зимних штормов эта биогенная масса перекрывается песчаным галечно-гравийным материалом и потому в пляжевых разрезах наблюдается переслаивание литологического и органического вещества [10–Разжигаева и др., 1993]. На участках таких «биогенных» пляжей (а это, в основном, бухты, расположенные севернее мыса Половинного) наблюдается почти постоянное поступление биогенной массы и растворенных биогенов в мелководную зону шельфа.

Тихоокеанское побережье более разнообразно по своему геоморфологическому строению. Мелководная зона здесь заметно уже, чем на северном побережье, так как 50-метровая изобата порою приближается до 500–800 м к берегу (например, бухта Лисинская) и лишь в отдельных местах (бухта Гладковской, район поселка Никольского и т.д.) удаляется до 6–8 км от берега. Берега по большей части высокие и обрывистые, с большим количеством узких галечно-гравийных пляжей, труднопроходимых участков, непропусков, кекуров и абразионных клифов. Клифы очень активны и служат источниками интенсивного поступления обломочного материала в береговую зону. Каменистые бенчи расположены фрагментарно и большей частью приурочены к мысам. Встречаются здесь и «биогенные» пляжи, но масса водорослей в них значительно меньше по сравнению с берингоморской прибрежной зоной.

Наряду с этими отличиями, в геоморфологическом строении названных побережий следует отметить и некоторые общие черты, к которым, в первую очередь нужно отнести то, что вся современная зона пляжей острова образована преимущественно за счет размыва береговых уступов и аллювиального выноса рек и ручьёв. Весьма существенным общим свойством обоих побережий является также и то, что вследствие медленного поднятия острова по всему его периметру хорошо развита зона бенча, в которой происходит гашение скорости волн, а потому материал, влекомый с глубины, остается здесь, не доходя до зоны пляжа. Ну и, наконец, по этой же – медленный подъём – причине, по всему его побережью нет четкой выраженности штормовых валов.

В заключение стоит отметить, что в наше время на процессы формирования прибрежных структур заметное влияние оказывает антропогенная деятельность. Которая, прежде всего, выражается в уничтожении растительного покрова морских террас и пляжей транспортными средствами. Что приводит к усиленному размыву и эрозии их поверхности, к резкому увеличению объёмов обломочного материала, поступающего в прибойную зону и, как следствие, к заметному загрязнению прибрежной акватории. В свою очередь, всё это завершается ухудшением условий существования донной и литоральной растительности и, отсюда, обеднением кормовой базы морских котиков и каланов.

Немаловажным фактором загрязнения проявляет себя также и поступление в воды острова разнообразных загрязняющих – в частности, нефти и нефтепродуктов – веществ и отбросов – бутылок, банок, обрывков сетей и пр., которые не только засоряют воду, дно и пляжи побережий, но и часто становятся непосредственной причиной увечий и гибели птиц и животных.

Конечно же, создание Командорского заповедника с его 30-мильной морской зоной во многом способствует решению проблемы загрязнения прибрежных структур острова. Однако, к сожалению, тут больше приходится рассчитывать на естественное воссоздание первичной природной обстановки, так как у заповедника нет ни ресурсов, ни персонала для того, чтобы можно было проводить сколько-нибудь весомые очистительные работы. И это говорит о том, что существует потребность в разработке методологии мониторинга прибрежных структур острова, с периодическим проведением специализированных научных наблюдений за ходом и интенсивностью всех берегообразующих процессов и явлений.