Геоморфология прибрежной зоны острова Беринга // Труды Камчатского филиала Тихоокеанского института географии. 2004. Выпуск V. С. 421–426.


ГЕОМОРФОЛОГИЯ ПРИБРЕЖНОЙ ЗОНЫ ОСТРОВА БЕРИНГА

GEOMORPHOLOGY OF THE BERING ISLAND COASTAL ZONE

Г. Н. Чуян, Н. Г. Разжигаева

(Тихоокеанский институт географии ДВО РАН),

В. Е. Быкасов (Институт вулканологии ДВО РАН)

 

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 (1–2о) 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.

 

ЛИТЕРАТУРА

 

1. Геология СССР. Камчатка, Курильские и Командорские острова. Т. ХХХI, ч.1. М.: Недра, 1964. 733 с.

2. Жегалов Ю. В. Командорские острова. Геология СССР. Т. XXXI, ч. 1. М.: Недра, 1964. С. 645-676.

3. Жузе А. П. Стратиграфические и палеогеографические исследования в северо-западной части Тихого океана. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 259 с.

4. Иващенко Р. У., Казакова Э. Н., Сергеев К.Ф., Сергеева В.Б., Стрельцов М.И. Геология Командорских островов. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1984. 193 с.

5. Ионин А. С., Медведев В. С., Павлидис Ю. А. Шельф: рельеф, осадки и их формирование. М.: Мысль, 1987. 205 с.

6. Короткий А. М., Худяков Г. И. Экзогенные геоморфологические системы Западного Сахалина. Препринт. Владивосток. 1990. 52 с.

7. Курносов В. Б. Глинистые и сопутствующие минералы осадков Командорской впадины. Геология Командорской впадины. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1980. С. 36–46.

8. Мелекесцев И. В., Брайцева О. А., Эрлих Э. Н., Шанцер А. Е., Челебаева А. И., Лупикина Е. Г., Егорова И. А., Кожемяка Н. Н. Камчатка, Курильские и Командорские острова. М.: Наука. 1974. 438 с.

9. Понамарева Е. И., Исаченкова Л. Б. Общая физико-географическая характеристика Командорских островов. Природные ресурсы Командорских островов. М.: Изд-во МГУ, 1991. С. 17–29.

10. Разжигаева Н. Г., Гребенникова Т. А., Ганзей Л. А., Мохова Л. М., Чуян Г. Н. Морские террасы острова Беринга, Командорские острова. Владивосток: 1993. 34 с. Деп. ВИНИТИ № 3087-В93 от 15.12.93.

11. Разжигаева Н. Г., Гребенникова Т. А., Мохова Л. М., Ганзей Л. А., Чуян Г. Н. Плейстоценовое осадконакопление в береговой зоне острова Беринга (Командорские острова) // Тихоокеанская геология, том 16, № 3, 1997. С. 5–62.

12. Уфимцев Г. Ф., Ставров В. Н. Новейшая тектоника северной половины острова Беринга // Геология и геофизика, 1978, № 7. С. 26–31.

13. Шмидт О. А. Тектоника Командорских островов и структура Алеутской гряды. М., Наука, 1978. 100 с.

 

К 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. И, наконец, северо-западная оконечность острова представляет собой невысокое, 120–150 м, плато, образованное базальтовыми и андезито-базальтовыми лавами и туфоконгломератами.

In the north-west the ridge borders upon the depression of Lake Sarannoe – the settlement Nikolskoe. This depression is characterized by development of low compound sea terraces above swamped surface of which the preparated outliers of basaltic extrusions of the Svinye, Stolovye, and Gavahskaya mountains tower. And, finally, the northern-western extreme point of the island is a quite low plateau 120-150 m high formed by basaltic and andesite-basaltic lavas and tuff conglomerates.