Геотектоника, 2024, № 5

Российская академия наук 
ГЕОТЕКТОНИКА
№ 5    2024     Сентябрь–Октябрь
Основан в 1965 г. 
Выходит 6 раз в год 
ISSN: 0016-853X
Журнал издается под руководством 
Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор   
К. Е. Дегтярев  
Геологический институт РАН (ГИН РАН), г.  Москва 
Заместитель главного редактора   
Т. Н. Хераскова  
Геологический институт РАН (ГИН РАН), г.  Москва 
Ответственный секретарь   
А. А. Щипанский  
Геологический институт РАН (ГИН РАН), г.  Москва 
А.М. Никишин 
, Московский государственный университитет им.  М.В.  Ломоносова, геологический факультет, 
г.  Москва 
В.И. Попков, Кубанский государственньй университет 
(КубГУ), Краснодарский край, г.  Краснодар
В.Н. Пучков 
, Институт геологии и геохимии УрО РАН 
(ИГиГ УрО РАН), г.  Екатеринбург
С.Д. Соколов 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
С.Ю. Соколов 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
А.В. Соловьев, Всероссийский научно-исследовательский 
геологический нефтяной институт (ФГБУ «ВНИГНИ»), 
г.  Москва
А.А. Сорокин 
, Институт геологии и -
природопользования 
ДВО РАН (ИГиП ДВО РАН), Амурская  обл., г.  Благовещенск
Karel Schulmann 
, University of Strasbourg, France  — CLR, 
Czech Republic
В.Г. Трифонов 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
А.К. Худолей 
, Санкт-Петербургский государственный университет — Институт наук о Земле, г.Санкт-Петербург 
М.Н. Шуплецова 
 (шеф-редактор), Геологический -
институт 
РАН (ГИН РАН), г.  Москва
В.В. Ярмолюк 
, Институт геологии рудных месторождений, 
петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ РАН), 
г.  Москва
Редакционная коллегия:
В.В. Балаганский 
, Геологический институт КНЦ РАН 
 
(ГИ КНЦ РАН), Мурманская обл., г.  Апатиты
Enrico Bonatti 
, LDEO, Columbia University (New York, 
USA) & Associate ISMAR, Institute of Marine Science 
(Bologna, Italy)
Ю.А. Волож 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
Д.П. Гладкочуб 
, Институт земной коры СО РАН (ИЗК СО 
РАН), г.  Иркутск
А.О. Глико 
, Институт физики Земли им.  О.Ю.  Шмидта 
РАН (ИФЗ РАН), г.  Москва
Н.А. Горячев 
, Северо-Восточный комплексный научноисследовательский институт им. Н.А.  Шило ДВО РАН 
(СВКНИИ ДВО РАН), г.  Магадан
А.Н. Диденко 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН, 
г.  Москва
Hamish Kampbell 
, GNS Science, Lower Hutt, New Zealand 
 
 
 
Yildirim Dilek 
, Miami University, Oxford, Ohio, USA
Richard Ernst 
, Carleton University, Ottawa, Ontario, Canada 
А.И. Кожурин, Институт вулканологии и сейсмологии ДВО 
РАН (ИВиС ДВО РАН), Камчатский край, г. Петропавловск-Камчатский
М.Г. Леонов 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
Ю.А. Морозов 
, Институт физики Земли им.  О.Ю.  Шмидта 
РАН (ИФЗ РАН), г.  Москва
Журнал “Геотектоника” индексируется: ядро РИНЦ, Google Scholar, Ulrich's Periodicals directory, Russian Science Citation 
Index, ВАК.
Журнал «Геотектоника» публикует статьи по общей и региональной тектонике, структурной геологии, геодинамике, 
экспериментальной тектонике, рассматривает связи тектоники с глубинным строением Земли, магматизмом, метаморфизмом, полезными ископаемыми. Публикуются также рецензии на научные статьи и книги, информация о научной 
жизни, реклама научной литературы, картографических материалов и приборов. 
Подписка на журнал принимается без ограничения всеми отделениями «Роспечати» (№  39318 в  каталоге).
Заведующая редакцией Марина Николаевна Шуплецова
Адрес редакции: 119017, Москва, Пыжевский пер., 7, ГИН РАН 
Телефон: (495) 951-66-85; факс: (495) 951-04-43; e.mail: m-shupletsova@yandex.ru
©  Российская академия наук, 2024  
©  
Редколлегия журнала “Геотектоника” (составитель), 2024 

СОДЕРЖАНИЕ
Номер 5, 2024
Позднемеловой Охотско‒Пенжинско‒Анадырский малый океанический бассейн (северо-восток 
Евразии): геологические свидетельства и геодинамическая эволюция
В. Д. Чехович, С. А. Паланджян	
3
Структурная связь Чукотского бордерленда и шельфа Чукотского моря: геофизическое  
3D моделирование земной коры
А. Л. Пискарев, А. А. Киреев, Г. И. Ованесян, В. А. Поселов, В. А. Савин,  
О. Е. Смирнов, С. Н. Табырца	
28
Геология и углеводородный потенциал подсолевых отложений Астраханского свода 
Прикаспийской нефтегазоносной провинции: результаты комплексного исследования
Ю. А. Волож, Л. А. Абукова, М. П. Антипов, А. Ю. Комаров, О. И. Меркулов,  
И. С. Патина, В. В. Рыбальченко, Д. А. Соин, И. А. Титаренко	
46
Строение соляных диапиров Западно-Сибирского бассейна и Енисей-Хатангского прогиба  
по сейсмическим данным
К. О. Соборнов	
69
  
Правила представления статей в журнал “Геотектоника”	
95

Contents
Vol. 58, no. 5, 2024
The Late Cretaceous Okhotsk‒Penzhina‒Anadyr Small Oceanic Basin (Northeast Eurasia):  
Geological Evidence and Geodynamic Evolution
V. D. Chekhovich, S. A. Palandzhyan	
3
Structural Connection of the Chukchi Borderland and Chukchi Sea Shelf:  
3D Geophysical Modelling of the Earth Crust
A. L. Piskarev, A. A. Kireev, G. I. Ovanesian, V. A. Poselov, V. A. Savin,  
O. E. Smirnov, S. N. Tabyrtsa	
28
Geology and Hydrocarbon Potential of the Subsalt Deposits of the Astrakhan Arch  
in the Caspian Petroleum Province: Results of Comprehensive Study 
Yu. A. Volozh, L. A. Abukova, M. P. Antipov, A. Yu. Komarov, O. I. Merkulov, I. S. Patina,  
V. V. Rybalchenko, D. A. Soin, I. A. Titarenko 	
46
Structure of Salt Diapirs in the Western Siberian Basin and Yenisei‒Khatanga Trough Based  
on Seismic Data
K. O. Sobornov 	
69
  

ГЕОТЕКТОНИКА, 2024, №  5, с. 3—27
 
УДК 551.24
ПОЗДНЕМЕЛОВОЙ ОХОТСКО-ПЕНЖИНСКО-АНАДЫРСКИЙ МАЛЫЙ 
ОКЕАНИЧЕСКИЙ БАССЕЙН (СЕВЕРО-ВОСТОК ЕВРАЗИИ): ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ 
СВИДЕТЕЛЬСТВА И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ
© 2024 г.    В. Д. Чехович1, *, С. А. Паланджян1
1Геологический институт РАН, д. 7, Пыжевский пер., 119017 Москва, Россия
*e-mail: vadimchekhovich@mail.ru 
Поступила в  редакцию 17.05.2024 г.
После доработки 16.08.2024 г.
Принята в  печать 11.09.2024 г. 
В современной структуре Евразийской окраины совмещены надсубдукционные верхнемеловые 
вулканогенные образования – окраинно континентальный Охотско-Чукотский вулканогенный 
пояс и аккретированная Немуро-Олюторская внутриокеаническая дуга, образовавшаяся в процессе 
субдукции океанической коры Пацифики. Мы рассматриваем формирование Охотско-Чукотского 
вулканогенного пояса, отделенного Немуро-Олюторской внутриокеанической дугой от Пацифики, 
в  условиях океанического бассейна, существовавшего на протяжении ~20 млн лет. В  результате 
проведенного палео-геодинамического анализа установлено, что в  позднемеловое время в  северо-восточной Евразии между Евразийским континентом и  расположенными к  югу и  юго-востоку 
от него тектоническими блоками Охотского моря, Западной Камчатки, Северной Корякии в условиях транстенсии развивался малый океанический бассейн типа пулл-апарт, который можно назвать Охотско-Пенжинско-Анадырским. Этот бассейн сформировался в результате крупного сдвига 
при выскальзывании террейнов из восточной части закрывавшегося Монголо-Охотского океана. 
Прогрессивное раскрытие Охотско-Пенжинско-Анадырского спредингового бассейна происходило 
с  юго-запада на северо-восток c субдукцией под Евразийский континент, что обусловило соответствующее по времени запаздывание начала надсубдукционного вулканизма в  Охотско‒Чукотском 
поясе. Геодинамическая эволюция юго-западной и  северо-восточной частей Охотско-Пенжинско-Анадырского бассейна различалась тем, что в  юго-западной его части, более ранней по времени 
образования, вблизи Западно-Камчатского континентального блока возникла и развивалась Ирунейская (Западно-Камчатская) островная дуга. На северо-востоке дуга была ограничена трансформным 
разломом, который протягивался на юго-восток, разграничивая не только Камчатский террейн от 
Северо-Корякского и  Учхичхильского, но и  Валагинскую (Восточно-Камчатскую) и  Олюторскую 
внутриокеанические островные дуги. В кайнозойский этап развития этот разлом был преобразован 
в  Палано-Озерновскую транслитосферную зону, являющуюся границей между аккретированными 
Олюторским и  Восточно-Камчатским террейнами Немуро-Олюторской островодужной системы. 
Применена геодинамическая модель до-дугового, альб‒туронского этапа внутриокеанической субдукции, продолжавшейся до начала формирования в  коньякском веке ранней дуги Немуро‒Олюторской островодужной системы. Продолжительность до-дугового этапа внутриокеанической субдукции соответствует времени такого же этапа геодинамической эволюции Идзу‒Бонин‒Марианской 
островодужной системы. Это позволяет подтвердить компенсацию спрединга Пацифики с альбского 
времени за счет субдукциии в  Немуро‒Олюторской островодужной системе. 
Ключевые слова: позднемеловая активная окраина Евразии, малый океанический бассейн, субдукция, 
выскальзывание террейнов, континентальные блоки, бассейн пулл-апарт, Монголо-Охотский океан
DOI: 10.31857/S0016853X24050015, EDN: EFYIWW
ВВЕДЕНИЕ
Позднемеловая эпоха для Северо-Востока 
Азии является временем особенно интенсивных 
тектоно-магматических процессов, обусловленных региональной перестройкой системы взаимоотношений литосферных плит на обширном пространстве северо-западного фронта -
Мезопацифика 
и  его орогенного окружения [87]. 
В поздней юре–неокоме, а затем в альбе–сеноне на окраине Азиатского континента, от Чукотки, через Японию, юго-восток Китая, до Вьетнама 
и  Индонезии ‒ в  обстановках, как аккреционных, так и трансформных окраин, формировались 
орогенные пояса и магматические провинции, заложившие основу современного тектонического 
строения зоны перехода океан‒континент [87, 88]. 
3

ЧЕХОВИЧ, ПАЛАНДЖЯН
этой дугой от Пацифики, должно быть связано 
с существованием иного океанического бассейна, 
существовавшего на протяжении ~20 млн лет [60]. 
Цель настоящей работы состоит, с  одной стороны, в  рассмотрении опосредованных свидетельств существования бассейна с  океанической 
корой (в  форме надсубдукционных образований 
альб‒кампанского возраста) и установленных сейсморазведкой реликтов позднемезозойской океанической коры, и, с  другой стороны ‒ в  поиске 
непротиворечивого варианта позднемеловой геодинамической эволюции активной окраины северо-восточной Евразии. 
СУПЕРТЕРРЕЙНЫ ПОЗДНЕМЕЛОВОЙ 
ДО-АККРЕЦИОННОЙ  
СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ОКРАИНЫ 
ЕВРАЗИИ
В современной северо-восточной окраине Евразии, кроме стабильной позднемеловой континентальной окраины, маркируемой альб‒кампанским Охотско-Чукотским вулканическим поясом, 
можно выделить следующие тектонические супертеррейны: 
– Охотоморский; 
– Западно-Камчатский (включающий западный 
склон и  часть осевой зоны Срединного хребта 
Камчатки); 
– Учхичхильский; 
‒ супертеррейн Северной Корякии (с  террейнами в основном океанической и надсубдукционной природы). 
Важной структурной границей, разделяющей 
Охотоморский и Западно-Камчатский супертеррейны от Северо-Корякского и Учхичхильского, является Палано-Озерновская трансмеловая трансформная зона (рис. 1).
Евразийский континент
В сложной мезозойской истории становления 
современной тектоники этих складчатых поясов установлено сочетание супрасубдукционных 
и  амальгамационных процессов с  обстановками 
границ скольжения, развитием орогенных тектонических комплексов и  абиссальных впадин 
различного генезиса. Главным фактором, обусловившим развитие активной окраины рассматриваемого региона в  поздней юре и  в течение всего мелового и  кайнозойского времени, является 
субдукция океанической литосферы Пацифика, 
с  формированием нескольких поколений окраинно-континентальных и  внутриокеанических 
вулканических дуг [69]. 
Современные результаты геологического картирования различного масштаба и  многолетних 
научных исследований по стратиграфии, тектонике, петролого-геохимическим особенностям магматических пород и палеомагнитным характеристикам породных комплексов в пределах активной 
окраины северо-восточной Евразии (Корякское 
нагорье, Камчатка, Охотское море, Южно-Охотская впадина и  Курильская островная дуга) доказали распространение на окраине континента 
образований Кони-Тайгоносской (поздний палеозой–ранний мезозой) и  юрско‒раннемеловой 
Удско-Мургальской островных дуг, перекрытых 
вулканитами позднеальб‒среднекампанского 
Охотско-Чукотского вулканогенного пояса [70]. 
На юго-западе к  континенту примыкает 
Охотоморский континентальный блок, на востоке  ‒ область юрско‒нижнемеловых Северо-Корякских экзотических террейнов с фрагментами континентальной коры, аккреционных призм, 
преддужий, разновозрастных офиолитов, лерцолитовых, гарцбургитовых и  крайне истощенных 
дунит-гарцбургитовых комплексов, амальгамация 
которых произошла до аккреции к окраине континента. 
Вдоль побережья Тихого океана в  пределах 
Восточной Камчатки и  юга Корякского нагорья 
(Олюторская зона) находятся аккретированные 
чужеродные образования позднемеловой внутриокеанической Немуро-Олюторской островной 
дуги. 
Таким образом, в  современной структуре Евразийской окраины совмещены одновозрастные 
верхнемеловые вулканогенные образования [91] 
и, если Немуро-Олюторская внутриокеаническая 
дуга возникла в  процессе субдукции океанической коры Пацифики, то формирование Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, отделенного 
До-позднемеловой фундамент северо-восточной части Евразийского континента включает ‒ 
на западе Сибирский кратон c многочисленными 
тектоническими провинциями, расположенным 
восточнее Верхоянским террейном пассивной 
окраины, далее ‒ на восток Колымо-Омолонский 
супертеррейн с  крупны кратонными террейнами 
типа Омолонского массива и, далее восточнее ‒ 
отделенный Южно-Анюйским швом террейн пассивной окраины Чукотского микроконтинента [7, 
12, 58, 64, 71, 116],
ГЕОТЕКТОНИКА  № 5  2024

	
ПОЗДНЕМЕЛОВОЙ ОХОТСКО-ПЕНЖИНСКО-АНАДЫРСКИЙ МАЛЫЙ 	
5
155° в.д.
180°
165°
165° з.д.
135°
125°
65° с.ш.
60°
ЧУКОТСКОЕ
Е в р а з и а т с к а я  п л и т а
Е в р а з и а т с к а я  п л и т а
МОРЕ
ЧУКОТСКОЕ
МОРЕ
55°
65°
с.ш.
135°
Е
Е
Р
Р
175° з.д.
О
О
50°
60°
 М
 М
180°
К О Е
К О Е
хр. Ширшова
175° в.д.
БЕРИН ГОВ О  МОРЕ
БЕРИН ГОВ О  МОРЕ
55° с.ш.
О Х О Т С
О Х О Т С
45°
Курильская
Курильская
впадина
впадина
50°
165°
Т
И
Х
И
Й
О
К
Е
А
Н
145°
155°
45°
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Рис. 1. Тектоническая схема позднемеловой активной окраины Евразии (по данным [47, 83, 87, 89, 94], с  изменениями и  дополнениями). 
1 – Охотско-Чукотский вулканический пояс (верхний альб‒средний кампан); 2 – континентальная кора под уровнем 
моря; 3‒4 ‒ супертеррейны: 3 – Охотоморский, 4 – Западно-Камчатский; 5 – супертеррейн Северной Корякии; 
6 – Учхичхильский супертеррейн и Лесновско-Укэлаятский флиш; 7 – область Немуро-Олюторских островодужных 
террейнов и новообразованных кайнозойских структур; 8 – надвиги; 9 – сдвиги; 10 – Палано-Озерновская трансформная зона; 11 – трансформная граница  Евразийской и Северо-Американской литосферных плит; 12 – Монголо-Охотская сутура
Юго-восточнее, в  Пенжинской зоне, которая 
отделена от позднемеловой континентальной 
окраины левосторонним сдвигом и уже представляет собой часть аллохтонных террейнов Северной Корякии, мощность земной коры неравномерно уменьшается до 30–33 км, а под восточной 
и  западной частью Центрально-Корякской зоны 
(Учхичхильская провинция) мощность земной 
коры вновь возрастает до 40 км [2, 6]. Эти данные позволили предполагать существование Пенжинского рифта, периодически открывавшегося 
в  мезозое [1]. 
Карты магнитных и  гравитационных аномалий устанавливают протяженные интенсивные 
магнитные аномалии и  гравитационные ступени 
вдоль северной кромки шельфа от Джугджурского 
сектора через Магаданский и Кони-Тайгоносский 
В позднемеловое время границей континентальной коры могли быть остатки аккретированной Удско‒Мургальской (Кони‒Тайгоносской) 
дуги, которые находятся, как в тыловой, так и во 
фронтальной зонах Охотско-Чукотского вулканического пояса (далее ‒ ОЧВП) [50, 69, 70] По данным сейсмо-геоэлектрического профиля Верхнее 
Пенжино–Корф, на севере, в  пределах Омолонского докембрийского массива, перекрытого вулканитами Охотско-Чукотского пояса, мощность 
земной коры составляет 46‒50 км [6].
Южнее Шайбовеемского разлома, ограничивающего Омолонский массив, на поверхности 
обнажены юрско‒раннемеловые комплексы Удско-Мургальской вулканической дуги, где мощность земной коры уменьшается с запада на восток от 46 до 42 км [74]. 
ГЕОТЕКТОНИКА  №  5  2024

ЧЕХОВИЧ, ПАЛАНДЖЯН
140°
150°
160°
170°
180° в.д.
K2t
65°
65°
с.ш.
K2cm
60°
K1al3
60°
55°
П Л И Т А  И З А Н А Г И
~20 см/год
1
2
3
4
Рис. 2. Смещение времени начала надсубдукционного вулканизма по юго-западному‒северо-восточному простиранию в  Охотско-Чукотском вулканическом поясе (по данным [5, 60]).
1 – Евразийский континент; 2 – Удско-Мургальская позднеюрская–раннемеловая вулканическая дуга; 3 ‒ Охотско-Чукотский окраинно континентальный вулканический пояс; 4 – направление перемещения океанической плиты 
Изанаги в позднем мелу 
западе это отвечает позднеальбскому времени, 
в центральной части – сеноману, а на востоке – 
турону, т.е. с разницей до 5‒7 млн лет [60]. Этот 
факт явно противоречит предположению о начале субдукции за счет океанической литосферы 
Пацифики, учитывая соотношение по нормали 
между ориентировкой ОЧВП и направлением перемещения океанической плиты Изанаги [1, 14, 
84, 107] (рис.2).
Охотоморский супертеррейн
вплоть до устья Пенжины, теоретически связываются с  глубинным подъемом офиолитов (ультрамафитов) [47, 63]. 
При дополнительной интерпретации материалов сейсмических исследований по профилю 
МОГТ 1632 было установлено, соответствующее 
ультрамафитам по сейсмическим скоростям геологическое тело, находящееся около п-ова Кони, 
имеет дайкообразную форму шириной 5‒8 км 
и  проявляется вплоть до верхней части кайнозойского осадочного чехла [43]. 
Таким образом, вполне вероятно, что протяженные интенсивные магнитные аномалии и гравитационные ступени вдоль северной кромки шельфа 
связаны с  погребенной полосой ультрамафитов 
и серпентинитового меланжа, положение которых 
вблизи границы Охотоморского континентального 
блока с  Евразийским континентом может отражать наличие шовной структуры, образовавшейся 
в  результате закрытия разделявшей их Охотской 
части Охотско-Пенжинско-Анадырского бассейна 
с  океанической корой.
Очень важной особенностью Охотско-Чукотского вулканогенного пояса является продольная 
разновременность начала его формирования – на 
Анализ данных, полученных в начальный период исследований дна Охотского моря преимущественно геофизическими методами и  драгированием дна, показал, что, в отличие от окружающих 
Охотское море орогенных складчатых сооружений 
окраины Азиатского континента (Сахалин, Камчатка), Охотоморское пространство рассматривалось как Охотская платформа  [23, 24, 78]. 
Исследователи, разработавшие мобилистическю трактовку геологического строения области 
перехода от Азиатского континента к Тихому океану, рассматривали фундамент Охотского моря 
как малую литосферную плиту, перемещенную 
в  ее современное положение [11, 33, 83]. 
ГЕОТЕКТОНИКА  № 5  2024

	
ПОЗДНЕМЕЛОВОЙ ОХОТСКО-ПЕНЖИНСКО-АНАДЫРСКИЙ МАЛЫЙ 	
7
Были созданы различные геодинамические модели: 	
гина ‒ крупных впадин Охотского моря, которые 
выполнены мощными толщами осадочных отложений [17, 45]. 
Несмотря на большие мощности осадочных 
отложений, существенно превышающих мощности осадков в пределах собственно Охотоморского блока, базальные горизонты отложений в  этих 
впадинах считаются верхнеолигоцен‒нижнемиоценовыми, также как на Охотоморском блоке, 
что, вероятно, должно свидетельствовать об их 
новообразованной природе.
Фундамент. Кровля акустического фундамента 
Охотоморского блока совпадает с кровлей консолидированной коры и характеризуется граничными скоростями 5.8–6.4 км/сек, что соответствует 
метаморфической, возможно, магматической природе фундамента и, более того, есть основания 
считать, что кровля фундамента имеет гранодиоритовый состав [30, 32, 104, 108]. 
Особенностью строения земной коры Охотского моря (мощность 25‒30 км) также является значительная мощность нижней коры, превышающая 
мощность верхней коры в 1.5‒2 раза [89]. Однако 
граница Конрада в  южной половине Охотоморского блока разделяет почти равные по мощности 
горизонты верхней и нижней коры, при этом, на 
севере мощность верхней коры превышает мощность нижней почти в  два раза [104].
Мощность литосферы составляет 100 км, что 
вдвое меньше, чем в  краевой части примыкающего Евразийского континента [89]. Электропроводимость в  пределах поднятия Института Океанологии в  южной части Охотоморского блока 
определяет мощность литосферы в  65 км, а  во 
впадине Дерюгина – 70 км [66] (рис. 3). 
На основе расчетов по геотермическим данным 
астеносфера расположена в Охотском море на глубине 50‒70 км, под Северо-Западной котловиной 
Тихого океана ‒ на глубине ~100 км [78]. 
Однако есть представление, что мощность литосферы (~300 км) и  характер верхней мантии 
Охотоморского блока практически идентичен таковым в пределах Евразийского континента [113]. 
Граница Охотоморского блока с  Камчатским 
определяется по резкой смене граничных скоростей с  5.8–6.4 км/сек, до 5.5 км/сек в  краевой 
части Камчатского шельфа [32]. По интерпретации магнитного и  гравитационного полей Западная Камчатка входит в  структуру Охотоморского континентального блока [63, 104]. Граница 
с  Евразийским континентом устанавливается по 
сейсмо-томографическим данным, предполагаю– модель вулканического плато, перемещенного из пространства Пацифики [9]; 
‒ модель системы океанических островных дуг, 
скученных в  пределах Охотоморского пространства в  кайнозое [21]; 
‒ модель континентального блока, сформированного в  позднем триасе‒ранней юре в  экваториальной зоне Пацифики, дрейфовавшего в  сторону Японии и затем занявшего свое современное 
положение [124]. 
Современные геофизические данные подтверждают континентальный характер литосферного 
блока Охотского моря [30, 31, 32, 50, 104, 113]. 
Тектоническая позиция (пространство и  время) 
формирования Охотоморской плиты рассматривалась в  работах [50, 103]. 
Согласно модели [103] Охотоморская плита 
(включающая и  пространство континентальной 
коры Камчатки) была сформирована в  пределах 
активной окраины Хангай-Хэнтейского океана 
и затем выдавлена на восток при закрытии океана 
в  триасе.
Сущность другой модели [50], состоит в  том, 
что массивы метаморфических пород Камчатки 
представляют зону раннемеловой коллизии Охотоморского и  Укэлаят–Срединно-Камчатского 
континентальных массивов, которые относятся 
к  фрагментам континентов катазиатского ряда. 
Они были перемещены в  пределы нынешнего 
Охотско-Камчатско-Корякского региона в  течение средне-позднеюрского и  мелового времени. 
Осадочный чехол. На большей площади Охотоморского континентального блока (далее – Охотоморский блок) мощность осадочного чехла незначительна. Практические сведения по породам 
осадочного чехла Охотоморского блока собраны 
в  результате драгирования и  исследования микропалеонтологических остатков, наиболее информативными из которых были силикофлагеляты, [89]. Осадконакопление в пределах некоторых 
районов Охотоморского блока началось в  позднем олигоцене – 28.2 млн лет назад и  вплоть 
до конца раннего миоцена имело мелководный 
характер [89]. 
В среднем и позднем миоцене в период климатического оптимума отмечена трансгрессия и  активизация тектонических процессов. Охотоморский блок на протяжении палеогена и, вероятно, 
мела представлял собой сушу [22, 65, 95], Особое 
строение характерно для впадин ТИНРО и ДерюГЕОТЕКТОНИКА  №  5  2024

ЧЕХОВИЧ, ПАЛАНДЖЯН
Прибрежная часть
Северо-Восточного
Сахалина и
прилегающий шельф
Впадина
Дерюгина
Поднятие
Института
Океанологии
Прибрежная часть
Западной
Камчатки
0
1
1.7
0
0
0
3
10
4
Земная
Земная
Земная
кора
Земная
кора
кора
кора
20
14
20
21
21 км
27
27 км
21 км
27 км
32‒31 км
31‒33 км
32‒31 км
31‒33 км
40
Мантия
Мантия
Мантия
Мантия
Мантия
Мантия
Мантия
Мантия
мощность
мощность
38 км
60
49 км
мощность
49 км
мощность
мощность
68‒59 км
мощность
68‒59 км
ρ = 35 Ом м
70
65
78 км
ρ = 3 Ом м
мощность
38 км
мощность
78 км
ρ = 3 Ом м
ρ = 35 Ом м
80
расплав
расплав
6.5‒15.5%
расплав 2‒4%
6.5‒15.5%
расплав 2‒4%
90
Астеносфера
Астеносфера
Астеносфера
Астеносфера
100
ρ = 10 Ом м
ρ = 10 Ом м
мощность
T ∼ 1200°C
Астеносфера
T ∼ 1200°C
Астеносфера
мощность
94 км
110
мощность
94 км
мощность
95 км
95 км
ρ = 6 Ом м
ρ = 6 Ом м
мощность
120
40 км
мощность
40 км
Астеносфера
Астеносфера
130
мощность
140
45 км
мощность
45 км
140
160
164
160
155
км
1
2
3
4
5
6
7
Рис. 3. Строение земной коры и  верхней мантии Охотского моря и  прибрежных частей Сахалина и  Камчатки 
(по данным [66]). 
1 – земная кора; 2‒5 ‒ слой: 2 ‒ осадочный, 3 ‒ гранитный, 4 ‒ переходный, 5 ‒ базальтовый; 6 – мантия; 7 — 
астеносфера
характеризуется спокойным слабо дифференцированным магнитным полем, резко отличающимся 
от аномальных магнитных полей как складчатых 
сооружений о. Сахалина и  п-ова Камчатки, так 
и Азиатского континента, что подчеркивает относительную однородность фундамента Охотоморского 
континентального блока [47].
Западно-Камчатский супертеррейн
щим наличие субдуцированной океанической литосферы под самой северной частью акватории 
и  под окраиной Азиатского континента [106]. 
Определение границы Охотоморского блока 
со складчатой системой Сахалина можно связать 
с  меридиональной зоной мелкофокусной сейсмичности, отмечаемой вблизи границы сахалинского шельфа, и  с аналогичной ориентировкой 
протяженного разлома, который трассируется 
вплоть до шельфа Азиатского континента [44, 
47, 85].
Анализ карты аномального магнитного поля показывает, что акватория Охотского моря, за исключением Южно-Охотской глубоководной котловины, 
Западно-Камчатский супертеррейн, включающий в себя массив метафморфических пород Срединного хребта (п-ов. Камчатка), характеризуется 
изменчивой мощностью земной коры, утоняющейся в сторону Охотского моря – от 40‒45 км в ценГЕОТЕКТОНИКА  № 5  2024

	
ПОЗДНЕМЕЛОВОЙ ОХОТСКО-ПЕНЖИНСКО-АНАДЫРСКИЙ МАЛЫЙ 	
9
156°
162° с.ш.
60°
й
й
60° в.д.
к и
к и
О Х О Т С К О Е
М О Р Е
е к
е к
а т с
а т с
ш е
ш е
К а м ч
К а м ч
п е р е
п е р е
Палана
Палана
хр. Омгон
м. Ухтолокский
Хавывенская
Хавывенская
возвышенность
возвышенность
Ируней
хр. Пенсантайн
хр. Пенсантайн
56°
56°
т
р е б е
н ы й  х
и н
С р е д
Т
И
Х
И
Й
52°
52°
О
К
Е
А
Н
1
2
3
4
5
6
а
7
8
9
10
11
б
Рис. 4. Карта-схема распространения меловых структурно-вещественных комплексов Западной Камчатки в позднем маастрихте (по данным [35, 48, 49, 83]). 
1‒4 – структурно-вещественные комплексы: 1 ‒ долиненский позднеюрско‒раннемеловой кремнисто-базальтовый; 2 – Омгонский терригенный альб‒кампанский, 3 – Ирунейский вулканогенно-кремнистый 
альб–турон–раннемаастрихтский, 4 – Кихчикский 
терригенный альб–раннекампанский; 5 – гранитизированные толщи Кихчикского комплекса; 6 – лесновский кампан–раннеэоценовый флишевый комплекс; 
7 – разломы: а ‒ сдвиги, б ‒ надвиги; 8 – позднемеловые ультрамафиты Хавывенской возвышенности; 
9 – аккреционная область Восточной Камчатки; 10 ‒ 
Палано-Озерновская сдвиговая зона; 11 ‒ граница 
-
аккреционной области Восточной Камчатки
тральной части Срединного хребта до 34‒35  км 
у побережья Западной Камчатки. Мощность верхней 
коры составляет 22‒25 км, нижней коры – ~20 км 
[35, 48, 49, 83]. Как мощность земной коры, так и ее 
строение вместе с  данными изотопных исследований свидетельствуют о  континентальной природе 
Западно-Камчатского супертеррейна [35, 82]. 
Восточная граница Западно-Камчатского супертеррейна скрыта под аллохтонными террейнами 
аккретированной верхнемеловой‒палеоценовой 
Восточно-Камчатской (Валагинской) островной 
дуги. Западная Камчатка географически и как самостоятельная структурная единица смыкается на 
севере с областью Камчатского перешейка. Границей между ними для кайнозойского и  позднемелового времени является Палано-Командорская 
(Палано-Озерновская) зона поперечных дислокаций или совпадающий с  ней предполагаемый 
крупный поперечный сдвиг [4, 11, 22]. 
Исходя из тектонического соотношения структурно-вещественных комплексов Западно-Камчатского супертеррейна, нами выделены (рис. 4): 
‒ относительный автохтон (терригенный кихчикский террейн);
‒ аллохтонный вулканогенный ирунейский 
комплекс (террейн); 
‒ экзотический долиненский базальтовый (по 
геофизическим данным); 
‒ терригенный омгонский террейн.
Относительный автохтон. Относительным автохтоном могут считаться верхнемеловые терригенные, мета терригенные и  метаморфические 
толщи, распространенные в области южных и западных склонов Срединного хребта, к  западу от 
главного Камчатского разлома [81, 82]. 
Метаморфические толщи колпаковской и камчатской серий являются аналогами неметаморфизованной терригенной кихчикской серии, возраст 
которой определятся от альба до среднего кампана, а малкинская серия представляет собой аналог 
метаморфизованного аккретированного островодужного террейна Олюторско-Восточно-Камчатской дуги [36, 62, 72, 82, 107]. 
В состав относительного автохтона Срединного 
хребта входят колпаковские гнейсы и  мигматиты с  наиболее молодой популяцией обломочного 
циркона с  возрастом 85 млн лет, а  также группы 
зерен циркона, имеющие протерозойский возраст 
~ 1859  млн лет [71, 107]. 
Крутогоровские граниты, прорывающие колпаковские гнейсы с  магматическими цирконами, 
имеют возраст 76–83 млн лет [46, 73]. Граниты 
ГЕОТЕКТОНИКА  №  5  2024