Анализ работ, посвящённых изучению морских побережий Камчатки, показывает, что их исследование, как правило, ограничивается выделением лишь самых низших по рангу береговых морфосистем – то есть отдельных локальных участков зоны взаимодействия (сопряжения) прибрежной части моря и прилегающих территорий суши. Или, говоря иначе, обособлением комплексов форм рельефа абразионно-аккумулятивного, аллювиально-морского и денудационного типов, а также элементов энергомассобмена, объединённых своим происхождением и развитием. Которые, будучи морфологически, и, зачастую, генетически едиными природными единицами, сформировавшимися в результате процессов современного рельефообразования, отделяются друг от друга различными барьерами: мысами, искусственными сооружениями, характерными литодинамическими зонами (например, зонами дивергенции потоков наносов) и гидродинамическими барьерами [10].

Однако выделение только лишь локальных, хотя иногда и очень протяжённых (до нескольких десятков и более километров), образований явно недостаточно для познания генезиса и особенностей развития таких крупных природных систем, как западно-камчатское побережье в целом.

 

48

 

И, прежде всего, потому, что сам по себе процесс формирования береговых комплексов обусловлен существованием и развитием таких крупных морфологических структур, как Пусторецкая депрессия, Паланская и Большерецкая впадины, а также разделяющие их Кинкильско-Тевинское, Лесновское и Тигильское поднятия, которые не только выходят к берегу моря, но и продолжаются в подводную часть шельфа. А тем самым формируют и соответствующий режим осадконакопления.

Но это означает, что исследование обстановок осадконакопления на западно-камчатском побережье не может быть успешно проведено без описания характерных черт и особенностей тектонических и геологических процессов, лежащих в основе современных подходов к проблеме происхождения полуострова и прилегающих к нему участков морского дна.

Этими обстоятельствами и определяется актуальность предлагаемой работы, целью которой является краткая характеристика основных геоморфоструктур западной части полуострова и обособление приуроченных к ним основных седиментологических участков побережья.

Обычно Камчатка и Курильские острова рассматриваются в качестве верхнего структурного этажа парагенетически единого мегакомплекса, нижним этажом которого является глубоководный Курило-Камчатский желоб, с одной стороны, и глубоководная впадина Охотского моря, с другой. Или, говоря иначе, полуостров считается [3] частью крупной складчатой системы, сформировавшейся в позднемеловое и кайнозойское время. То есть частью типичной для Северо-Восточной Азии островной вулканической дуги.

И для такого подхода этого есть вполне резонные основания. С одной стороны, в пределах Курило-Камчатского региона располагается 72 активных и несколько сотен потухших вулканов, вследствие чего вулканический рельеф занимает около одной трети территории полуострова и около 90% всей площади Курильских островов. А с другой стороны, этот регион относится к тем геотектоническим системам, основной особенностью которых является формирование и развитие закономерного комплекса вторичных морфоструктур [5, 6, 13, 17]. То есть, для него, как и для всех подобного рода образований, характерна чёткая линейная зональность основных тектонических структур и соответствующих им орографических и морфографических элементов (рис. 1) Которые выражены в виде расположенных вкрест простирания и чередующихся между собою зон поднятий и депрессий. И которые с теми или иными вариациями повторяются во всех звеньях подобных геоструктурных поясов [14].

 

Рис. 1. Схема тектонического районирования Камчатки [4].

Структуры первого порядка:

Прогибы: I – Западно-Камчатский, II – Центрально-Камчатский, III – Восточно-Камчатский.

Антиклинории: IV – Камчатско-Корякский, V – Восточно-Камчатский, VI – Восточно-прибрежный.

Структуры второго порядка:

1. Впадины: А – Парапольская, Б – Паланская, В – Большерецкая, Г – Озерновская, Д – Козыревская, Е – Тюшевская.

2. Поднятия: Ж – Кинкильское, З – Тигильское.

3. Выступы древних пород: И – Срединный Камчатский, К – Ганальский, Л – Хавывенский.

4. Наложенные вулканические поясы: М – Срединный, Н – Восточный.

5. Предполагаемый Центрально-Камчатский глубинный разлом.

Границы: 6 – структур первого порядка, 7 – структур второго порядка, 8 – наложенных вулканических поясов.

 

49

 

Однако в результате накопления новых данных и, главное, в связи с появлением иных теоретико-методологических подходов к объяснению архитектоники северо-восточной окраины Азиатского континента, представление о Камчатке как о чисто вулканической дуге, да к тому же ещё поступательно-последовательно развивавшейся с запада на восток, стало подвергаться ревизии. Что, впрочем, и закономерно, так как история тектонического развития и, отсюда, геологического строения полуострова оказалась многим сложнее, чем это представлялось ранее.

Отсчёт этой истории следует начинать со второй половины мела, когда Камчатка и по режиму осадконакопления, и по строению основных тектонических элементов, и по характеру проявления вулканизма не относилась ни к материку, ни к океану. Вернее, когда она отделяла континент – ареал с относительно стабильной денудацией и ограниченным континентальным осадконакоплением, от океана – ареала с относительно стабильным и глубоководным, преимущественно пелагическим, характером накопления осадков. Отчего вся эта область осадконакопления характеризуется либо как зона промежуточного, переходного от континента на северо-западе к океану на юго-востоке, типа тектогенеза; либо как молодой ороген, сформировавшийся в результате эволюции Курило-Камчатской геосинклинали.

Так, В. В. Белоусов [1] относил Камчатку к первому типу островных дуг, образованных крупными (Японскими, Филиппинскими, Новой Гвинеей и пр.) островами. То есть островами, которые, обладая континентальной корой, прошли длительный путь полициклического геосинклинального и орогенного этапов развития, сходного с развитием подвижных зон внутри континента. В целом же, согласно взглядам В. В. Белоусова и его сторонников, территория полуострова соотносится с теми островными дугами, которые представляют собой крупный и генетически единый блок континентальной коры, находящийся в состоянии орогенного режима. В пределах которого, в неогене и антропогене, происходило тектоническое поднятие, сопровождаемое расчленением этого блока на отдельные глыбы, и проявлением крайне интенсивного вулканизма.

В противовес этому мнению некоторые исследователи [2, 16], определяют территорию полуострова как переходную – «континент-океан» – зону. Как зону, точнее, которая сформировалась на месте бывшей геосинклинали, и основной особенностью которой является специфический набор элементов: наземный ороген, окраинное (Охотское) море, островная дуга, сейсмофокальная зона Заварицкого-Беньофа и глубоководный жёлоб.

Более того, В. И. Шульдинер с соавторами [21] утверждает, что поскольку в основании полуострова залегает неоднородный по строению комплекс метаморфических пород преимущественно домелового возраста, отделённый от залегающих на них меловых толщ крупным перерывом осадконакопления, то данный метаморфический комплекс следует отнести к фундаменту, на котором во второй половине мела заложилась единая Камчатская позднемезозойско-кайнозойская геосинклинальная область, приуроченная к зоне стыка континента с океаном.

В известной мере разделяет эту точку зрения и М. Н. Шапиро [20], по которому Камчатка в позднем мелу была глубоким прогибом с сильно расчленённым вулкано-тектоническим рельефом. При этом в самом глубоководном прогибе происходило накопление мощных осадочных и осадочно-вулканогенных пород, которые в самом начале кайнозоя были смяты в складки с образованием практически классического орогена. Что, по его мнению, и побуждает относить юго-восточную Камчатку к современной Курило-Камчатской вулканической дуге.

То есть, уточняет М. Н. Шапиро, поскольку юго-восточная часть полуострова увенчана вулканическим – Восточным – поясом, ограничена типичным по строению Курило-Камчатским глубоководным жёлобом, а под его континентальную кору от этого жёлоба протягивается глубокая сейсмофокальная зона, то именно наличие этих вторичных структур, позволяет рассматривать полуостров как часть единой Курило-Камчатской геосинклинальной области.

В целом же, по мнению М. Н. Шапиро, отнесение позднемеловых структур полуострова к геосинклинальному классу настолько очевидно, что это никем, в принципе, не оспаривается. Вместе с тем он, однако, обращает внимание на то, что названная выше триада наиболее характерных для активных континентальных окраин структур,

 

50

 

протягивающихся сюда от Курильских островов, полностью отсутствует в северо-западной части полуострова. А из этого, по его же мнению, следует, что собственно вулканическая дуга, которая на востоке граничит с глубоководной Командорской котловиной Берингова моря, оказывается не столько фронтальным, сколько тыловым элементом зоны, переходной от континента к океану. И это тем более верно, заканчивает свой анализ М. Н. Шапиро, что основные тектонические структуры северо-западной части полуострова продолжаются в его юго-западную часть.

Таким образом, резюмируем, в интерпретации тектонического и геологического развития Камчатки обнаруживается очевидная двойственность, согласно которой территория полуострова рассматривается и как самостоятельная геосинклиналь, и как часть современной – Курило-Камчатской – островной вулканической дуги.

О подобной же двойственности говорил и Ю. А. Косыгин [12]. По его представлениям, современными геосинклинальными областями, подобными Камчатке, следует считать такие геотектонические системы, в которых не только накопились формации, образующие геосинклинальные ряды, но и сохраняются все условия и предпосылки для дальнейшего образования складчатого геосинклинального комплекса как законченной геологической структуры. Условия же эти, по его мнению, заключаются как в наличии контрастного рельефа, так и в значительных скоростях и большой дифференциации вертикальных тектонических движений. Причём мобильность таковых областей, продолжает он, может, как и на Камчатке, подчёркиваться высокой сейсмичностью, а проницаемость – наличием большого числа вулканов.

В целом же, считает он, представление об островных системах как о геосинклиналях, находящихся якобы в начальной стадии развития и, при этом, расположенных на переднем фронте наступления континента на океан, не совсем корректно. То есть, подчёркивает учёный, если и можно говорить о сходстве между островными системами и геосинклиналями, то разве что только по таким признакам, как морфологическое строение и тектоническая подвижность. Тогда как главным отличием их друг от друга является вещественный (формационный) состав, ибо послемеловые породы, слагающие островные дуги, специфичны, и состоят из терригенных и карбонатных, обычно мелководных морских отложений, образуемых в прибрежных и островных фациях, реже из лигнотоносных толщ и продуктов вулканических излияний среднего (иногда – кислого) состава и туфогенных отложений. Но при этом никогда не наблюдаются формационные ряды, характерные для геосинклинальных систем континентов. Вот отчего, полагает Ю. А. Косыгин, островные системы надо либо считать структурными элементами особого типа, либо их следует выделять в особую разновидность геосинклинальных систем.

Об этой же двойственности, но несколько в ином разрезе, говорит и В. А. Ермаков [9], согласно которому островные дуги и смежные с ними структуры действительно формируют континентальные окраины, или переходные зоны, обладающие промежуточными характеристиками между континентом и океаном. Однако, уточняет В. А. Ермаков, таковое формальное определение понятия «островная дуга», ничем, собственно, не отличается от понятия «вулканическая дуга, и тем самым оно не отражает сути дела. Которая (суть) состоит, по его мнению, в том, что вулканическая дуга – это, прежде всего, динамическая структура (динамический тип) – то есть некоторое формационное тело определённого вещественного состава, возраста, и пространственного положения, функцией которого является аккумуляция вещества. Тогда как островная дуга, продолжает он, – это тектоническая структура (тектонотип). Или, точнее, гетерогенный вещественный комплекс (и не обязательно вулканический), отражающий своим генезисом особенности тектонических процессов суши, функцией которого является формирование островной морфоструктуры.

То есть, как можно видеть, в какой-то степени В. А. Ермаков разделяет мнение Ю. А. Косыгина о необходимости отделять собственно вулканические дуги от геосинклиналей, хотя и делает это по несколько иным причинам. Ибо отличительным свойством вулканической дуги он считает наличие глубоководного желоба, сейсмофокальной зоны и вулканического пояса, тогда как у островной дуги к числу обязательных атрибутов, прежде всего,

 

51

 

относит задуговой глубоководный бассейн. Или, как однозначно утверждает он: «есть тыловая впадина – есть островная дуга, нет задугового бассейна – нет и островной дуги». Ну а поскольку этот единый (бассейн – дуга) парагенез образуется, продолжает В. А. Ермаков, синхронно, то Камчатка, Япония (в большей своей части), Новая Гвинея, Фиджи, Большие Зондские острова, Аляска и тому подобные образования, не имеющие в своей тыловой части глубоководного бассейна, не являются островными дугами и должны (могут) рассматриваться как остаточные тектонические структуры – то есть микроконтиненты.

Таким образом, с точки зрения В. А. Ермакова, надо чётко отличать Курило-Камчатскую вулканическую дугу от Курильской островной дуги, а микроконтинент Камчатского полуострова от эскарпогена Курильских островов. И, прежде всего, отличать их друг от друга по происхождению, ибо «вулканическая дуга» является вторичным, наложенным и на островную дугу и на микроконтинент, элементом, обязанным своим генезисом вулкано-магматической деятельности, приуроченной к сейсмофокальной области. Тогда как «островная дуга» представляет собой гигантский сдвоенный эскарп (эскарпоген) между расширяющимися и опускающимися впадинами океана и задугового (Охотское море) бассейна. Основной особенностью которого (эскарпогена) является то, что он развивается не последовательно, а прерывисто, и при этом, с закономерным уменьшением объёма поднятия по сравнению с предыдущей островной сушей.

Итак, подводя итог анализу общих геолого-тектонических представлений на развитие Курило-Камчатского региона, стоит ещё раз отметить, что ни в интерпретации полуострова как единой структурно-тектонической системы, ни в объяснении причин возникновения его основных геоструктурных элементов единства взглядов не обнаруживается. Вернее, нет единства ни в определении этой тектонической системы (то ли это островная дуга, то ли это вулканическая дуга, то ли это островная вулканическая дуга или биклиналь), ни в объяснении первопричин – геосинклинальный орогенез, плейт-тектонический орогенез, рифтогенез, островодужный орогенез, аккумулятивный вулканогенез или, даже, эскарпогенез – формирования её структуры. Вплоть до того, что сторонники плейт-тектоники вообще считают Камчатский полуостров эдаким «коллажем» из разнородных террейнов, в разное время и из разных мест аккретированных к материковой окраине.

И надо сказать, что эта неоднозначность вполне закономерна, ибо она вызвана разнозначностью тектонического строения самой Камчатки. Причём, как говорит по этому поводу А. Е. Шанцер [19], разнозначность тектонического строения Камчатского сегмента переходной зоны Тихоокеанского кольца предопределяется самой историей его развития в кайнозое, которая по сравнению с типичными орогенными и/или геосинклинальными структурами обладает собственными и сугубо специфическими чертами и особенностями.

Впрочем, каким бы образом не трактовалась история тектонического развития и, отсюда, геологического строения Камчатки, для нас принципиально важным является то, что в результате этого развития на полуострове сформировались Западно-Камчатская, Центрально-Камчатская и Восточно-Камчатская – структурно-фациальные зоны. Правда, в последнее время некоторые исследователи [18, 19] говорят о существовании всего лишь двух таковых линейно вытянутых формационных зон: более узкой внутренней Западной – равнинно-миогеосинклинальной, в которой доминируют терригенные осадки; и более широкой внешней Восточной – гористо-эвгеосинклинальной, где преобладают осадочно-вулканогенные серии горных пород. Однако, как представляется, деление Камчатки на три структурно-фациальные зоны выглядит более предпочтительным. Ибо оно позволяет обособлять Срединный и Восточный вулканические пояса в качестве самостоятельных вулкано-тектонических формаций, что, на наш взгляд, больше соответствует истине, ибо при двухчленном делении Восточный вулканический пояс рассматривается как последующий этап развития одной и той же вулканогенно-тектонической формации. А это, скорее всего, не совсем так.

Вследствие линейного расположения формационных зон и обусловленных их развитием основных морфоструктур (образование которых, как уже говорилось, в значительной мере

 

52

 

предопределяется интенсивным проявлением четвертичного и современного вулканизма), полуострову свойственно эшелонированное чередование равнин и горных хребтов. В силу чего береговые линии Камчатки так резко – преимущественно плавная, равнинная на западе и сильно изрезанная, с множеством больших и малых гористых полуостровов, мысов и заливов между ними, на востоке – отличаются друг от друга. А тем самым, подчеркнём лишний раз, принадлежность к разным геоформационным зонам позволяет отличать западное побережье полуострова от восточного не столько по чисто формальным (географическое положение и морфография), сколько по принципиальным структурно-тектоническим и фациально-литологическим параметрам и характеристикам, а также, отсюда, по конкретной структуре слагающих её горного, предгорного, равнинного, прибрежного, субаквального, аквального и донного типов ландшафтов.

Но вернёмся к интересующей нас Западно-Камчатской структурно-фациальной зоне, которая, начинаясь от залива Камбального на юге, простирается вдоль всей приохотской части Камчатского полуострова и продолжением которой вне полуострова являются Пенжинская и Парапольская впадины, протягивающиеся вдоль северо-западного края Корякского нагорья вплоть до долины реки Анадырь.

В южной части полуострова эта зона представлена собственно Западно-Камчатской низменностью, которая постепенно переходит в слабо всхолмленную равнину с отдельными эрозионно-тектоническими возвышенностями в центральной части побережья, и в расчленённое низкогорье на крайнем северо-западном его участке. При этом восточной границей зоны всюду служат предгорья Срединно-Камчатского хребта.

В тектоническом отношении зона, расположенная на краю Охотской платформы, относится к южной половине Западно-Камчатского краевого прогиба, выполненного кайнозойскими образованиями [2, 3, 4]. Важнейшей особенностью которого, отражающей последовательность его развития, является омоложение отложений в юго-западном направлении. В частности, если на севере полуострова развиты сравнительно слабо уплотнённые и мало дислоцированные верхнемеловые морские и угленосные отложения, то в южной части Тигильского района преимущественно распространены палеогеновые, в том числе и угленосные, отложения, залегающие на сильно нарушенных осадочных и вулканогенных породах верхнего мела [11]. Ещё южнее, в Большерецком районе, в основном развиты неогеновые отложения, причём угленосными здесь являются уже среднемиоценовые породы, а ближе к югу – верхнемиоценовые и плиоценовые отложения. Ну и, наконец, крайним юго-западным продолжением Камчатского прогиба является Южно-Охотская глубоководная впадина, современное опускание которой частично компенсируется накоплением четвертичных осадков.

Что же касается геологического строения, то в геоструктурном плане отложения, выполняющие прогиб, делятся на четыре яруса [3]. Первый из них включает в себя верхнемеловые породы, интенсивно дислоцированные движениями камчатской фазы ларамийской складчатости. Общая дислокация пород этого яруса имеет явный складчато-глыбовый характер, а сами породы смяты в складки северо-восточного простирания с углами падения от 30° до 70–80°.

В целом меловые породы этого яруса выступают на дневную поверхность в виде узких, изолированных друг от друга полос, вытянутых в северо-восточном и меридиональном направлениях. Их выходы на поверхность окаймляются палеогеновыми толщами, которые либо залегают на них трансгрессивно с большим угловым несогласием, либо, что бывает чаще, соприкасаются с ними по тектоническим нарушениям. Причём именно расположение этих крупных разломов вдоль контактов позволяет рассматривать большинство выходов меловых пород как горсты.

В свою очередь все более или менее крупные складки этих пород осложнены мелкой складчатостью и крупными, большей частью продольными по отношению к простиранию самих складок, разрывными нарушениями сбросового и надвигового характера. Ну и, помимо этого, верхнемеловые породы местами прорваны ультраосновными и гранитоидными интрузиями и дайками диоритовых порфиритов и диабазов.

 

53

 

Второй структурный ярус, сложенный вулканогенными и осадочными породами палеогенового и нижне-среднемиоценового возраста, дислоцированными движениями алеутской фазы складчатости, характеризуется широким развитием структур второго и третьего порядков. При этом палеогеновые отложения образуют крутые (углы падения пластов на крыльях складок достигают 50–60°), иногда опрокинутые складки, нередко разбитые продольными разрывными нарушениями. Местами между палеогеновыми и миоценовыми отложениями отмечается несогласие, подчёркнутое различной степенью их дислокационного расчленения.

Среди неогеновых отложений особенно напряжённый характер дислокаций наблюдается на площади Тигильского поднятия, где широко развиты асимметричные, иногда опрокинутые на запад и разбитые надвигами, складки. На остальной территории неогеновые отложения обладают более умеренной складчатостью. Что же касается интрузивных образований, то в более или менее значительных количествах они встречаются лишь в некоторых, наиболее сильно нарушенных, участках.

Дислокации пород третьего яруса связаны с движениями сахалинской фазы, вызвавшими пологую складчатость в верхнемиоцен-плиоценовых отложениях кавранской серии, несогласно перекрывающих более древние породы. При этом породы самой серии, также образуют крупные пологие складки, сравнительно мало нарушенные разломами.

И, наконец, четвёртым структурным ярусом являются горизонтально залегающие четвертичные покровы базальтов и андезитов, а также морские, ледниковые и континентальные осадочные отложения, в которых складчатые деформации как таковые вообще отсутствуют. Что, впрочем, и понятно, так как тектонические движения этого времени характеризуются перемещениями отдельных блоков земной коры по унаследованным, то есть заложенным ещё в предыдущие орогенические фазы, разломам.

В целом, в результате длительного геологического развития, верхний осадочный этаж литологического фундамента Западной Камчатки оказался представлен, в основном, третичными и четвертичными морскими и речными осадками – песками, суглинками, глинами и галечниками [15]. В предгорной полосе помимо этого встречаются отложения аллювиально-пролювиального и водно-ледникового происхождения. И лишь в наиболее приподнятой, примыкающей к Срединному хребту, части зоны, и в северной её половине достаточно широко развиты туфогенные и вулканогенные толщи верхнемелового и нижнетретичного возраста [11]. При этом повсеместно под всеми осадочными отложениями прогиба лежит погруженная часть платформы, сложенная породами, по своей магнитной характеристике близкими к обнажающимся в Срединном Камчатском массиве.

Из всего сказанного следует, что основными особенностями геологического строения Западной Камчатки являются [3]:

– преимущественное развитие осадочных пород, в том числе угленосных и нефтеносных;

– сравнительно пологая складчатость отложений, меняющая характер на крутую, лишь в узких антиклинальных зонах;

– опрокидывание в этих зонах складок на запад, в сторону Охотской платформы;

– интенсивная разломная тектоника, проявляющаяся в формировании многочисленных горстовых поднятий и грабенообразных опусканий.

Связанная с эволюцией единого краевого прогиба, Западная Камчатка вместе с тем неоднородна по своему тектоническому и геологическому строению. Что и находит своё отражение в развитии в её пределах шести крупных геотектонических структур второго порядка: Пусторецкой депрессии, Паланской и Большерецкой впадин, а также разделяющих их Кинкильско-Тевинского, Лесновского и Тигильского поднятий (рис. 2). Которые, вследствие заложения их геотектонической основы в позднем плейстоцене-голоцене, следует понимать в качестве самостоятельных палеоландшафтных структур. Понимать как потому, что в основе их эволюции лежат именно те тектонические и литологические процессы, которые, проявившись ещё в верхнем меле и начале кайнозоя, в конечном счёте привели к формированию и развитию современной структуры горных, предгорных, равнинных,

 

54

 

прибрежных, субаквальных, аквальных и донных типов ландшафтов региона. Так и потому, что обособление морфоструктур, осуществляемое если не исключительно, то преимущественно по морфологическим признакам (то есть без достаточного упора на тектонические, литологические и ландшафтные особенности) приводит к тому, что в одну морфоструктуру (в типичном её понимании) нередко объединяются тектонически совершенно разнородные элементы.

 

Рис. 2. Схема тектонического районирования Камчатки [19].

1 – положительные структуры (остаточные поднятия); 2 – отрицательные структуры, выполненные преимущественно терригенными и вулкано-терригенными породами; 3 – вулканические грабены и грабенообразные прогибы; 4 – наиболее крупные группы вулканов, приуроченные к синклиналям и грабенам с терригенным и вулкано-терригенным осадконакоплением; 5 – валообразные поднятия, разделяющие отрицательные структуры различного генезиса; 6 – предполагаемое продолжение структур в акваториях; 7 – предполагаемый среднеэоценовый сдвиг.

I – Западно-Камчатский антиклинорий: А – Малкинско-Петропавловская зона поперечных дислокаций; Б – Южный блок (горст) Срединного хребта; В – Тигильское поднятие; Г – Лесновское поднятие; ГI – Кинкильское горстообразное поднятие, поднятие, сложенное преимущественно палеогенными вулканитами; Д – Пусторецко-Парапольская синклиналь; Е – Восточный горст-антиклинорий.

II – Центрально-Камчатский синклинорий; Ж – Паланско-Воямпольская синклиналь; З – Срединный вулканический прогиб; И – Камчатско-Литкинская депрессия; К – Тюшевская синклиналь; Л – Ичинско-Большерецкая синклиналь; М – горстообразные выступы Восточных полуостровов; Н – горст Берегового хребта; О – Восточный вулканический прогиб; П – Южно-Камчатский вулканический прогиб.

 
55
 

Особенно наглядно этот последний наш вывод подтверждается примером северо-западной части охотоморского побережья полуострова. Дело в том, что эта часть Западной Камчатки, представленная сильно расчленённым низкогорьем Лесновского поднятия (горста), объединяется с таковым же низкогорьем северной части Срединного хребта в общую морфоструктуру «складчато-глыбовых гор, созданных интенсивными дифференцированными складчато-глыбовыми движениям и сложенных вулканогенными и осадочными горными породами» [6].

На самом же деле вулканогенные образования восточного побережья Пенжинской губы, её дна и Кинкильско-Тевинского поднятия, относящиеся к различным – бортам (взбросам) и днищу единого синклинория Пенжинской губы, представляют собой единое геоструктурное образование. Правда, иногда Кинкильско-Тевинский геотектонический блок относят, в качестве составной части, к Лесновскому горсту [19]. Но поскольку Лесновский горст является вполне самостоятельным – то есть отделённым от антиклинория Срединного хребта крутыми долгоживущими сбросами – поднятием, то и в том, и в другом случаях эта северная часть западно-камчатского побережья не относится к геоструктуре Срединного хребта.

То есть, скажем окончательно, северо-западное низкогорье западной Камчатки, вытянутое вдоль морского побережья от широты реки Паланы до перешейка полуострова (рис. 3), в морфоструктурном плане является закономерным продолжением Западно-Камчатской равнины, а не Срединного хребта. И это тем более верно, что сама по себе равнина является структурной частью единого Камчатского краевого прогиба. Притом, что и Пенжинская губа, и Пенжинская низменность также оказываются структурными подразделениями этого же прогиба.

 

Рис. 3. Типы морфоскульптуры Камчатки и островов Карагинского и Командорских [6].

1 – денудационно-эрозионные нагорья без ледниковых форм рельефа; 2– то же, с древними и современными ледниковыми формами рельефа; 3 – денудационно-эрозионные низкие горы и возвышенности; 4 – расчленённые денудационные плато; 5 – денудационные равнины; 6 – плоские террасированные аллювиальные, флювиогляциальные и пролювиальные равнины; 7 – то же, наклонные; 8 – террасированная аккумулятивная морская равнина; 9 – образования вулканические, малоизменённые современными экзогенными процессами; 10 – то же, аккумулятивные, ледниковые (морены, камы).

 
56
 

Все эти обстоятельства вместе и побуждают нас обособлять Кинкильско-Тевинское и Лесновское поднятия в качестве самостоятельных палеоландшафтных структур, входящих в единую морфогенетическую (палеоландшафтную) систему Западно-Камчатского побережья. Впрочем, перейдём к краткой характеристике названных морфоструктур.

Пусторецкая депрессия. Эта мезоструктура является южной оконечностью Парапольской палеотектонической мегаструктуры северо-восточного простирания, которая, протягиваясь к полуострову от долины р. Анадырь, на территории самого полуострова представлена частью низменного перешейка, соединяющего его с материком, а также долиной р. Пустой. При этом собственно к побережью дол выходит лишь в районе Рекинниковской губы Охотского моря.

Парапольский дол как таковой представляет собой протяжённую равнину, приподнятую в своей центральной части на 80–100 м над уровнем моря, и интенсивно расчленённую современной гидросетью. Сложен он преимущественно верхнемиоценовыми отложениями, смятыми в пологие складки северо-восточного простирания, перекрытыми рыхлыми четвертичными отложениями, среди которых господствуют аллювиально-озёрные и ледниковые осадки. Однако не исключается возможность залегания на террасах и морских отложений. Кроме этого, местами на долу встречаются останцы четвертичных эффузивов, а в его юго-западном окончании, в бассейне р. Пустой, в речных обнажениях иногда вскрываются пологоскладчатые неогеновые осадочные и вулканогенные породы кавранской серии.

Кинкильско-Тевинское поднятие. Депрессия р. Пустой, с западной стороны отделяется от морского побережья Кинкильско-Тевинским горстом, протягивающимся вдоль берега на расстояние свыше 200 км. Эта тектоническая мезоструктура, понимаемая либо как часть Лесновского поднятия [выступа, 19], либо как продолжение Воямпольского антиклинория Тигильского поднятия [3], представляет собой ряд выходов верхнемеловых и палеогеновых вулканических пород, смятых в крупные складки северо-восточного простирания, осложнённых массой разрывных нарушений, приуроченных к тектоническим блокам и к сводовым частям узких антиклинальных зон. При этом в большинстве случаев непосредственно на верхнемеловых образованиях несогласно залегают нижне-среднемиоценовые породы преимущественно вулканогенного состава. И лишь отдельными обособленными участками на поверхности поднятия вскрываются палеогеновые отложения.

Лесновское поднятие. От Паланской впадины депрессия р. Пустой отделена, как уже говорилось, Лесновской мезоструктурой (выступом, рис. 2), происхождение которой обусловлено, как считается, подъёмом верхнемеловых пород вдоль мощного поперечного разлома Палана-Панкара. И на этом основании названный горст считается вполне самостоятельной морфоструктурой. Хотя существует мнение и о том, что данный блок земной коры, в тектоническом плане является либо самостоятельным продолжением Западно-Камчатского антиклинория, кулисообразно расположенным относительно Тигильского поднятия, либо таковым же продолжением самого Тигильского поднятия, также являющегося геоструктурной частью названного антиклинория [3].

Впрочем, в любом случае этот блок одновременно и налагается на первичную геоструктуру Западно-Камчатского краевого прогиба [2, 3, 4], и отделяется от геоструктуры Срединного хребта крутыми долгоживущими сбросами [19]. Что и позволяет обособлять его в самостоятельную геоструктуру, основу литологического строения которой составляет автохтон, сложенный преимущественно терригенными породами лесновской серии, смятыми в крутые, нарушенные разломами в складки с углами падения их крыльев до 45–60°.

В целом же, именно наличие названного автохтона (хотя он и перекрыт по восточным и южным флангам аллохтоном в лице кремнисто-вулканогенных пород ирунейской серии, протягивающимися сюда от Паланской впадины) побуждает обособлять Лесновское поднятие в качестве самостоятельной палеоландшафтной структуры. Ибо с точки зрения изучения процессов осадкообразования в этой части западного побережья развитие данной структуры имеет гораздо более решающее значение, нежели чисто формальное (по рельефу) отнесение всего выступа к морфоструктуре Срединно-Камчатского антиклинория.

Паланская впадина. Эта крупная геотектоническая структура, сложенная, как и Пусторецкая депрессия, верхнемиоценовыми отложениями, смятыми в пологие складки северо-восточного простирания, протягивается в юго-западном направлении на 450–460 км от среднего течения реки Левой Лесной на севере, до истоков р. Хайрюзовой на юге (рис. 2). Будучи, как уже говорилось, тектоническим продолжением Парапольской депрессии, она, тем не менее, отделена от последней Лесновским поднятием (выступом).

Самый северный её участок, протягивающийся на юг до долины р. Паланы, представляет собой узкую, около 15–20 км, мульду, выполненную вулканическими породами воямпольской серии. С запада мульда, морфологически наиболее чётко выраженная впадиной так называемого Волчьего перегона, ограничивается Кинкильским поднятием, а с востока – выступом верхнемеловых пород Лесновского поднятия. Южнее р. Паланы впадина заметно расширяется и наибольшей, до 60 км, ширины она достигает в бассейнах рек Воямполки и Тигиля.

В центральной своей части впадина заполнена верхнемиоценовыми и плиоценовыми отложениями кавранской серии, сложенными в пологие (с углами падения 2–6°) складки северо-восточного простирания.

 

57

 

При этом восточный борт впадины перекрыт покровами четвертичных эффузивов. Но особо большие площади таковые эффузивы занимают в южной части впадины, где центрами излияний были вулканы Большая и Малая Кетепана, Большой, Чингейнгейн, Будули и др., которые и до настоящего времени сохранили первоначальную аккумулятивную форму своих построек.

Тигильское поднятие. Этот большой, площадью 30 тыс. км², антиклинорий охватывает нижние, средние и, отчасти, верхние участки бассейнов рек Тигиля, Квачины, Хайрюзовой и Белоголовой. При этом в южной своей половине поднятие, продолжая структуры Срединного Камчатского массива, имеет меридиональное направление, а в северной части приобретает северо-восточное простирание.

Морфология поднятия характеризуется холмистым рельефом, который осложнён многочисленными останцовыми возвышенностями, резко выделяющимися на фоне окружающих пологоволнистых равнин междуречий и широких, хорошо террасированных, речных долин. В структурном же отношении оно представляет собой сложно устроенную систему (серию) отдельных, кулисообразно расположенных, узких антиклинальных зон и антиклинориев, разделённых синклинориями и разбитых поперечными разломами на ряд отдельных блоков и звеньев.

В целом поднятие сложено палеоген-среднемиоценовыми и, в меньшей степени, верхнемиоценовыми породами. Значительное развитие имеют также структуры облекания, связанные с прилеганием третичных толщ к горстообразным поднятиям (выступам) верхнемеловых пород хребтов Ирунейского, Медвежьего, Пенсантайна и др. Северная граница распространения этих последних пород приурочивается к крупному региональному тектоническому поперечному разлому долины р. Тигиль. К северо-востоку от этого разлома наблюдается преимущественно пликативная тектоника палеогеновых и неогеновых отложений. Помимо этого, местами, по всему поднятию встречается довольно значительное количество экструзивов и небольших субвулканических интрузивов различных магматических пород.

Северная, и менее высокая, половина Тигильского поднятия, которая выходит к охотоморскому побережью на участке от р. Аманиной на юге до р. Анадырки на севере, представлена Хромовской и Воямпольской антиклинальными зонами, отходящими в верховьях р. Напаны от южной части Тигильского антиклинория на северо-восток. Наиболее крупной и чётко выраженной складкой этой зоны является вытянутая в северо-восточном направлении Воямпольская антиклинальная зона, углы падения слоёв на северо-западном крыле которой достигают 20–30°, на юго-восточном – 5–8°.

Южная и наиболее приподнятая часть Тигильского поднятия, протягивающаяся в меридиональном направлении от мыса Омгон до верховий рек Хайрюзовой и Белоголовой, состоит из двух основных – Хайрюзовского и Ковачинского антиклинориев, разделенных узкой Альчинской синклинальной структурой.

К северо-западу от Ковачинского антиклинория располагается Калаваямская синклиналь, сложенная неогеновыми породами, смятыми в пологие, с углами падения пород не более 8–10°, складки северо-восточного направления [11]. Протягиваясь, в виде узкой полосы северо-северо-восточного простирания от южной оконечности бухты Квачины через устье р. Хайрюзовой, синклиналь (совместно Амбонским антиклинорием, представленным хребтом Гиляатынон, а также Хайрюзовским и Утхолокским мысами), в районе устья реки Морошечной морфологически смыкается с Большерецкой впадиной, хотя и отделена от неё крупным тектоническим несогласием (разломом?).

Большерецкая впадина. Эта самая большая (площадь около 35 000 км²) морфотектоническая структура Западной Камчатки, полосой длиной до 550 км и шириной от 25–45 до 100 км, протягивается вдоль берега Охотского моря от залива Камбального вплоть до южного борта долины р. Хайрюзовой. Северная её половина, представленная всхолмленной местностью с отдельными куполовидными возвышенностями и пологими увалами, южнее р. Морошечной постепенно переходит в террасированную приморскую низменность, уступообразно повышающуюся на восток, к Срединному хребту. Наиболее морфологически чётко эта низменность выражена на участке от долины

 

58

 

реки Крутогоровой до долины реки Явиной. А южнее она почти полностью перекрывается наложенным вулканическим поясом в лице выходящих к самому морю Кошелевского и Камбального вулканических массивов (хребтов).

Ограниченная с востока Тигильским поднятием и Срединным Камчатским массивом, впадина в меньшей, северной своей части сложена преимущественно палеогеновыми отложениями, осложнёнными разрывами и смятыми в пологие складки. В большей, южной части впадина выполнена моноклинальными, с пологим (5–10°) наклоном в сторону моря, неогеновыми породами, перекрытыми сверху мощной толщей четвертичных (неогеновых) осадков. И лишь в западных предгорьях Срединного хребта, из под этих отложений на поверхность выходят миоценовые породы, которые узкой полосой протягиваются почти в меридиональном направлении вдоль всего Центрального Камчатского антиклинория.

Характерным элементом геологического строения южной половины Большерецкой впадины являются неогеновые угленосные толщи, которые моноклинально падают на юго-запад под углами от 3–5 до 10–15°. Впрочем, местами отмечается и волнистое залегание этих пород с образованием пологих складок меридионального и северо-западного простираний. А на некоторых участках (например, на Крутогоровском угольном месторождении) вообще отмечается значительное количество разрывных нарушений и встречаются дайки базальтов. Все эти данные, наряду с плавно погружающейся в сторону Охотского моря кровлей мезозойского или более древнего фундамента [3], позволяют рассматривать южную часть Большерецкой впадины как крупную полуплатформенную структуру.

Заканчивая краткую характеристику палеоландшафтных структур Западной Камчатки, ещё раз подчеркнём, что Кинкильско-Тевинское поднятие, Воямпольская антиклинальная зона и Амбонский антиклинорий, в той или иной степени отделяя Пусторецкую, Паланскую и, частично, Большерецкую впадины от моря, формируют специфические участки побережья и, соответственно, столь же специфичные условия осадконакопления на прилегающем к ним шельфе. В принципе, это же самое можно сказать и относительно Кошелевско-Лопаткинского участка охотоморского побережья, который в геоструктурном плане относится к наложенному на Большерецкую впадину Восточному вулканическому поясу.

Другой, помимо наличия названных морфоструктур, и не менее важной, природной особенностью Западной Камчатки, подчёркивающей двойной – низменный и гористый – характер её побережья, является резко отличная морфометрия береговой линии её южной и северной половины. Ибо плавная и полого выпуклая в сторону моря линия морского берега протягивается не до р. Колпаковой, а многим севернее, вплоть до мыса Хайрюзова. И лишь далее абрис побережья резко меняется, представляя собой ряд вогнутых дуг, расположенных между Хайрюзовским и Утхолокским, Утхолокским и Омгонским, Омгонским и Кахтанинским, Кахтанинским и Пятибратским и другими мысами.

Не менее важным обстоятельством оказывается и то, что собственно низменная часть охотоморского побережья полуострова заходит далеко за широту реки Колпаковой, протягиваясь вдоль берега вплоть до долины реки Морошечной, где Большерецкая впадина морфологически сливается с низменностью Калаваямской синклинали, в свою очередь вытянутой вдоль моря до долин рек Утхолок и Квачиной. И лишь начиная от мыса Южного (полуостров Утхолок), охотоморское побережье окончательно приобретает скально-обрывистый характер, обусловленный выходом к морю антиклинориев Тигильского и Кинкильско-Тевинского поднятий. В том смысле окончательно, что хотя первый заметный выход скальных обрывов к морю приурочивается ещё к мысу Хайрюзова, однако он оказывается тем самым исключением, которое лишь подтверждает общее правило.

Дело в том, что именно это – разность морфологического рисунка – обстоятельство показывает, что традиционное членение Западной Камчатки на южную (до долины реки Крутогоровой) и северную (до долины р. Лесной) части, а также исключение из ландшафтной структуры охотского побережья северо-западного (Лесновского) блока не соответствует ни тектоническому строению этой части полуострова в целом, ни отображению (морфометрии) всего западного берега в плане, ни, главное, характеру и особенностям процессов осадконакопления, происходящих на прилегающем к этому берегу шельфе.

 

59

 

И не соответствует тем более, что к этим двум различным и по морфологическому рисунку, и по лито-тектоническому строению участкам побережья генетически привязаны совершенно различные бассейны седиментации западно-камчатского шельфа. В том смысле совершенно различные, что практически полностью песчаные по механическому составу осадки западного побережья прослеживаются вплоть до устья реки Утхолок, за которым они резко замещаются валунно-галечным и гравийным материалом (рис. 4).

 

Рис. 4. Схема ландшафтного районирования Западной Камчатки.

А – Западно-Камчатская ландшафтно-фациальная зона; Б – Ландшафтно-фациальная зона Срединного антиклинория; В – Восточная ландшафтно-фациальная зона.

Палеоландшафтные структуры Западной Камчатки: I – Пусторецкая депрессия, II – Лесновское поднятие (выступ, горст), III – Паланско-Воямпольская впадина, IV – Тигильское поднятие, V – Большерецкая впадина.

Основные седиментологические участки западно-камчатского шельфа: a – Рекинникский, b – Кинкильско-Тевинский, с – Тигильский, d – Хайрюзовско-Ичинский, e – Большерецкий, f – Кошелевско-Лопаткинский.

1– гравийно-галечные осадки, 2 – песчаные осадки, 3 – алевриты, 4 – граница фациально-ландшафтных зон, 5 – граница палеоландшафтных структур, 6 – граница седиментологических участков.

 
60
 

Кстати, нелишне будет, наверное, в связи с этим отметить, что эти последние осадки также приурочиваются к двум генетически разнородным участкам. Первый из них, шириной от 15–20 до 30–35 километров, тянется вдоль скалистых берегов всего залива Шелихова и Пенжинской губы (рис. 4). Второй же участок, полосой шириной от 30–35 до 50–60 километров, протягивается от полуострова Утхолок к восточной оконечности полуострова Пьягина, расположенном на материковом берегу Охотского моря. Генетически он связан с подводным продолжением активно поднимающегося Кроноцко-Утхолокского геодинамического блока (свода) земной коры полуострова. И будучи тем самым подводным «порогом», отделяющим залив Шелихова от остальной акватории Охотского моря, он является своеобразной «ловушкой» для нефти и газа, ибо именно к нему приурочен, по мнению геологов, один из наиболее перспективных и больших нефтегазоносных бассейнов западно-камчатского шельфа.

Исходя из всего сказанного нами и предлагается подразделять западно-камчатское побережье на крупные седиментологические участки, которые самим своим генезисом, геологическим строением, морфологией прилегающего дна и динамикой современных процессов осадконакопления отражают ведущие особенности формирования и развития Западной Камчатки и прилегающего к ней шельфа. И в полном соответствии с рассмотренной выше схемой морфогенетических структур, нами выделяются следующие седиментологические участки:

a – Рекинниковский, связанный с выходом к морю Парапольской впадины в районе Рекинниковской губы.

b – Кинкильско-Тевинский, приуроченный к соответствующему поднятию, и расположенный между левым бортом долины реки Пустой на севере и правым бортом долины реки Анадырки на юге;

c – Тигильский, расположенный между левым бортом долины реки Анадырки и мысом Южным (включительно) полуострова Утхолок, коррелируемый с выходом к морю Воямпольской антиклинальной зоны и Тигильского поднятия;

d – Хайрюзовско-Ичинский, ограниченный правым бортом долины р. Утхолок на севере и правым бортом долины р. Крутогоровой на юге, и приуроченный к северной половине Западно-Камчатской низменности;

e – Большерецкий, расположенный между правым бортом долины реки Крутогоровой на севере и предгорьями Явинского хребта на юге, парагенетически связанный с южной половиной Западно-Камчатской низменности;

f – Кошелевско-Лопаткинский, протянувшийся от Явинского хребта (включительно) до мыса Лопатки, приуроченный к Южно-Вулканической подобласти Восточной горно-вулканической области.

Таким образом, скажем в заключение, западная часть полуострова, вкупе с прилегающими к ней участками шельфа, представляет собой единое ландшафтное образование: Западно-Камчатскую прибрежно-морскую предгорно-равнинную область (рис. 4).

Поскольку основу её литогенного фундамента составляют Пусторецкая депрессия, Паланская и Большерецкая впадины, а также разделяющие их Кинкильско-Тевинское, Лесновское и Тигильское поднятия, то восприятие этих вторичных морфосистем в качестве своеобразных палеоландшафтных структур помогает, на наш взгляд, полнее и глубже раскрыть природные особенности исследуемого региона.

То есть, как представляется, таковой подход к характеристике морфогенетических структур (морфоструктур) позволяет более объективно и продуктивно проводить характеристику условий и особенностей осадконакопления западно-прибрежной части Камчатки, как в прошлом, так и в настоящем. Ну, хотя бы потому, что именно они, выходя на охотоморский шельф, формируют Рекинникский, Кинкильско-Тевинский, Тигильский, Хайрюзово-Ичинский, Большерецкий и Кошелевско-Лопаткинский седиментологические участки, каждый из которых обладает специфическими особенностями и условиями процессов осадконакопления.

В свою очередь, познание этих условий и особенностей на каждом конкретном седиментологическом участке не только способствует более детальному воссозданию палеоландшафтной ситуации исследуемого региона, но обеспечивает, за счёт этого, необходимые предпосылки для более продуктивного обоснования как тактики освоения нефтегазоносных месторождений западно-камчатского шельфа, так и стратегии рационального использования, сохранения и восстановления его уникальных гидробиоресурсов.