(история образования структур и комплексов горных пород)
Хотите - верьте, хотите – нет, но если посмотреть на раннедокембрийскую историю с позиций современных теорий, в частности - с позиций тектоники литосферных плит, то выявляется ярко выраженная «непоседливость» будущего Фенноскандинавского (Балтийского) щита, частью которого является и Терский район.
Зародившись около 3.5 млрд. лет назад как микроконтинент Балтика, он пока скрывает многие эпизоды своей ранней жизни «в младенчестве». Но уже «в юные годы», примерно с 2.9 млрд. лет, находясь в районе экватора, в составе разных литосферных плит, неоднократно расходившихся и сходившихся за многие миллионолетия, к 2.6 млрд. лет назад он оказался в полярных широтах южного полушария (в современных координатах). Затем в результате дрейфа литосферных плит примерно через 450 млн. лет он пересек экватор и достиг полярных широт северного полушария и, не «засиживаясь» там долго, снова двинулся вначале к югу (1.9 млрд. лет), затем - к востоку (1.75 млрд. лет), а затем - опять к югу. Около 1.65 млрд. лет назад, «в зрелые годы» Балтики, континент достиг экваториальной зоны и быстро двинулся к северу – около 1.4 млрд. лет назад он был примерно на широте 40oN. Затем - снова путешествие к южному полюсу, где он оказался примерно 900 млн. лет назад, и возвращение в северные приполярные широты около 600 млн. лет назад. Около 400 млн. лет назад Балтика в составе материка Гондваны столкнулась в зоне экватора с Гренландией материка Лауренсии. Наступил «преклонный возраст» жизни Балтики как Фенноскандинавского щита, но, тем не менее, даже в фанерозое (палеозое, мезозое и кайнозое) щит в составе крупных литосферных плит продолжал «путешествовать». Судьба Кольского региона и Терского района, в том числе, в мезозое и кайнозое тесно связана с судьбой Лавразиийского суперконтинента. Каждый раз, несмотря на бурные процессы, пытающиеся разрушить этот фрагмент земной коры, Балтика «обрастала» все новыми и новыми эндогенными и экзогенными образованиями (породами) пока не приобрела современные очертания Фенноскандинавского щита.
Есть и другие, несколько упрощенные для раннего докембрия и более детальные для фанерозоя сценарии дрейфа Балтики в составе литосферных плит. Связаны они с развитием и разными стадиями существования океанов (Япетус, Тетис, Тихоокеанского, Атлантического, Ледовитого и др.) и суперматериков (Лауренсии, Гондваны, Пангеи и др.).
Конечно, на первый взгляд, раннедокембрийские сценарии кажутся фантастичными. Но они опираются на палеомагнитные данные, на основании которых можно говорить не только о миграции магнитных полюсов во времени и в пространстве и об их инверсии (изменении магнитного поля Земли на 180o), но и о миграции литосферных плит. Кроме того, эти сценарии опираются и на данные о геотектонических (эндогенных режимах), фациальных (обстановках и режимах осадконакопления) и палеоклиматических условиях образования осадков на суше и в море.
Приведенный выше сценарий – это штрихи истории, обусловленные глобальными процессами, за которыми теряются детали геологического развития района, подчас еще более интересные. Но, к сожалению, чем дальше вглубь времен мы погружаемся, тем меньше однозначных и достоверных признаков геологических процессов сохраняется. Что касается раннедокембрийской истории, то наиболее достоверно можно говорить только об отдельных эпизодах, ибо природа не любит сохранять все признаки или свидетельства своей бурной прошлой жизни. Невозможно воспроизвести и всю картину событий палеозой-мезозойского времени. Только поздние этапы кайнозоя поддаются наиболее полной расшифровке.
Поздний архей
Раннеархейский этап (древнее 3.1 млрд. лет) - самый загадочный. Горячие дискуссии об этом времени не умолкают до сих пор. Свидетельств о наличии пород и проявлений процессов этого времени на Терском фрагменте Балтики нет.
Но уже в позднем архее (3.1-2.55 млрд. лет) проявился широкий спектр процессов, в результате которых произошло образование и преобразование разнообразных пород, первичное происхождение которых теперь выяснить очень трудно. Ныне это:
1 – породы комплекса основания: гнейсы (тонкоплитчатые кристаллические породы с обязательным наличием слюды), амфиболиты (породы, состоящие в основном из амфибола), мигматиты (породы с прожилками гранитного состава), гра нитогнейсы (граниты, похожие на гнейсы) и другие породы без резких границ между ними;
2 - двуслюдяные, гранат-двуслюдяные гнейсы, кварциты и др. породы кислогубской и песчаноозерской толщ;
3 - основные, средние и кислые метаморфизованные вулканиты, песчаники и конгломераты пялочной толщи;
4 – гнейсы, метаморфизованные конгломераты, аркозовые песчаники и серицитовые (серицит – мелкие и тонкие чешуйки светлой слюды мусковита) кварциты чапомской толщи.
Большинство перечисленных пород являются «немыми», т.е. не содержат первичных структурных и текстурных признаков своего происхождения. И только редкие находки среди метаморфических пород (гнейсов, амфиболитов и т.д.) конгломератов (грубообломочных пород, образовавшихся в водных потоках, в пляжных зонах, либо при оледенениях), являются молчаливыми свидетелями бурных экзогенных процессов в архее и ныне терпеливо ждут своих исследователей. Реконструкции первичной природы «немых» метаморфизованных верхнеархейских пород (разнообразных гнейсов и амфиболитов) проведены по особенностям химического состава пород. Результаты реконструкции позволяют утверждать, что протоли тами (первичным субстратом) гнейсов и амфиболитов были осадки, сформированные в разноглубинных водных бассейнах, наземные вулканиты (выброшенные на поверхность распла- вы пород) разного состава, вулканогенно-осадочные и осадочные образования. Затем они были погружены в позднем архее на большие глубины в недра Земли и в «горниле преисподней» при температуре около 500o-700oC и давлении до 5-7 килобар.
были превращены в гнейсы, амфиболиты и прочие метаморфические породы. В результате многоэтапного проявления глубинных эндогенных процессов (горообразования и т.д.) эти породы из больших глубин вновь были выведены на дневную поверхность
В масштабах всей Земли, к концу позднеархейского периода были сформированы - суперконтинент (протоматерик) Пангея и протоокеан Панталасса. После продолжительной бурной жизни (на протяжении почти 600 млн. лет) в последние миллионолетия позднего архея наступил этап условного затишья. В это время происходило разрушение пород, выравнивание рельефа и образование на кристаллических породах, выведенных на дневную поверхность, мощной коры выветривания (рыхлой породы, образующейся по кристаллическим породам при воздействии воды, температурных перепадов, химических и биогенных процессов).
Трудно представить мысленно вышеперечисленные глобальные процессы. Но они были. Природа провела свой эксперимент и оставила многочисленные свидетельства созидания и разрушения, чтобы человек мог оценить и сравнить свое «могущество» с природным.
На поздних этапах позднеархейского периода в результате поднятия, эрозии (разрушения водными потоками) и денудации (сноса, удаления продуктов разрушения) земной коры, продолжавшихся многие миллионы лет, метаморфические и интрузивные породы, сформированные на больших глубинах, оказались к раннему протерозою на дневной поверхности. Огромные массы пород были разрушены, перенесены водными потоками и отложились в виде осадков в водных бассейнах за пределами рассматриваемой территории.
Ранний протерозой
В раннем протерозое (2.5-1.65 млрд. лет) спокойная идиллия Балтики была вновь нарушена. Начавшийся раскол суперконтинента Пангеи привел к возникновению в северо-восточной части Балтики двух линейных активных зон – Печенга-Имандра*-Варзугской и Танаэлв-Кандалакшско-Колвицкой, переживших все стадии от утончения континентальной коры и, вероятно, до её раскола и образования океанов, а затем, как апофеоз, до коллизии разошедшихся микроплит. Все эти процессы продолжались этапно около 700 млн. лет. На каждом из этапов были сформированы огромные толщи осадков, туфов (пеплов и застывших обломков выброшенной из жерла вулкана и «разбрызганной» лавы) и застывшей лавы (раскаленной жидкой или вязкой массы, вытекающей на поверхность земли при извержении вулканов) с абсолютным преобладанием последних в режиме палеорифтогена. Масштаб этих процессов грандиозен. Его можно, в какой-то мере, представить, только увидев вблизи извержения вулканов в Исландии, на Камчатке или в других местах, где ныне происходит активное извержение вулканов.
Сотни вулканов на протяжении миллионов лет извергали миллионы кубометров пепла и вулканических бомб, изливали огромные потоки раскаленных лав, которые, скатываясь вниз по склонам в моря, превращались в шаровые лавы (напоминающие слипшиеся шары или «подушки»). Лавы и туфы в водных бассейнах перемежались с осадками – песками, глинами и т.д.
В Имандра-Варзугской структуре - это породы пурначской, стрельнинской, варзугской и томингской серий, суммарная мощность которых не менее 8 км. Пикамская толща расположена в пределах Терского района и, вероятно, относится к нижней части нижнепротерозойских образований. В Кандалакшско-Колвицкой структуре - кандалакшская толща мощностью около 2.5 км (см. «Схему строения ...»). Но большая часть Терcкого района, в раннем протерозое была частью континентальной коры, расположенной между двумя вышеуказанными структурами (Кандалакшско-Колвицкой зоной и Имандра-Варзугским континентальным палеорифтом). В людиковийско-калевийское время раннего протерозоя (2.1-1.9 млрд. лет назад) на ее территории были сформированы толщи осадочных, вулканогенных и интрузивных островодужных образований и пород задугового (типа Охотского моря) бассейна. Это - осадки – протолиты кислых гранулитов Умбинского блока, а также осадки и вулканиты - субстрат серговской свиты Стрельнинского и Терского террейнов.
Затем эти поверхностные осадочные и вулканогенные породы были погружены на большие глубины, перекристаллизованы в недрах Земли в условиях гранулитовой и афиболитовой фации метаморфизма и превращены в разнообразные гнейсы, сланцы, амфиболиты и гранулиты. Первичная природа некоторых пород этого возраста узнаваема. Поэтому реконструкция процессов раннепротерозойского периода более достоверна, чем позднеархейского.
В результате последующей коллизии литосферных микроплит они были сгружены в аккреционные (аккреция – наращивание, причленение) террейны, дислоцированы и метаморфизованы в амфиболитовой фации и рассматриваются как пакет перемежающихся тектонических пластин, сложенных аллохтонными, значительно перемещенными поздне-верхнеархейскими и ранненижнепротерозойскими породами. Ныне они слагают большую часть Терского сегмента, в то время как нижнепротерозойские автохтонные (неперемещенные) образования есть только в его северной части. Кандалакшская толща является автохтонной и расположена в основании гранулитового аллохтона Колвицких тундр. Она представлена амфиболитами и гранатовыми амфиболитами по лавам базальтового состава с метаморфизованными конгломератами в базальной (нижней) части разреза.
На ранних этапах рифтогенеза (процессов, сопровождающих образование рифта) в Терском сегменте были сформированы интрузии габбро-анортозитов (2450 млн. лет). В раннесубдукционное время – субщелочные граниты Канозерского массива (1948 млн. лет), граниты, диориты и чарнокиты Умбинскогго комплекса (1944-1912 млн. лет), В синпозднеколлизионное время – интрузии базит-гипербазитов Ондомозерского комплекса, Стрельнинский массив гранитов и Стрельнинское дайковое поле керамических и слюдоносных пегматитов. Все перечисленные выше разновидности пород различаются по структурно-текстурным признакам и по содержанию петрохимических элементов (Si, K, Na, Fe, Mg, Ca и др.). Образовались они из расплавов (магм) в земной коре на глубинах от трех до семи км. Только пегматиты были сформированы на меньших глубинах.
В масштабе Земли к концу позднего протерозоя в результате коллизии литосферных плит (протоматериков) была сформирована Моногея (или вторая Пангея) – суперконтинент, частичный распад которого и восстановление уже как Мезогеи происходило в интервале 1.7-1.0 млрд. лет назад. Территория нынешнего Терского района является крошечной частью этого суперконтинента.
Глубинные метаморфические и интрузивные породы позднего архея и раннего протерозоя за счет поднятия, эрозии земной коры и денудации, продолжавшихся на последних этапах раннего протерозоя многие миллионы лет, были выведены к позднему протерозою на дневную поверхность.
Поздний протерозой
В позднем докембрии (в рифее – венде, т.е. 1350-600 млн. лет назад) Терский район, как и весь Фенноскандинавский или Балтийский щит, был частью Восточно-Европейской платформы в составе более крупной литосферной плиты. На этом этапе происходит распад Мезогеи на два суперконтинента – Лавразию и Гондвану, формирование океана Япетус, а затем и закрытие его.
В.А. Дедеевым в 1982 году была предложена модель интерпретации рифейских структур и отложений Северо-Востока Восточно-Европейской платформы. В раннем рифее на достаточно консолидированной (стабильной, пассивной) окраине платформы возникли северо-западные линейные зоны растяжения с геосинклинальным (активным проявлением вулканизма и осадконакопления) режимом осадконакопления и перикратонные (на окраине континентов) прогибы (например, Тимано-Варангерская зона). На удалении от края платформы в комплементарных (дополнительных, согласованных) зонах сжатия и аркогенеза (воздымания земной коры) возникли грабены (опущенные структуры) – Кандалакшский, Онежский и др. В среднем рифее, а затем и в позднем рифее, деструкция (разрушение) северо-восточной части Восточно-Европейской платформы усиливалась. Но к концу рифея и в венде (за исключением краткого этапа активизации в раннем венде) рассматриваемая область была стабилизирована после предшествующей коллизии. Верхневендско-нижнекембрийские отложения перекрывают блоковую структуру на Юго-Востоке Балтийского щита, образуя обширные моноклинальные (слабо наклоненные в одну сторону) толщи чехла (неметаморфизованных осадочных пород) платформы. Элементы тектоники плит, слабо просматриваемые в этой модели, четче обозначены в схеме, предложенной В.Г. Геценом в 1991 году. На северо-востоке Баренцевоморской плиты предполагается возможность существования в раннем-среднем рифее условий спрединга и формирования океанической коры. Вначале были сформированы линейные, северо-западные прогибы, в которых в условиях растяжения происходило утончение континентальной коры, а затем отделение «материковых» блоков и формирование океанической коры. Процессы последующего сближения «материковых» блоков и материков в позднем рифее сопровождались возникновением вблизи перикратонных прогибов островных дуг и проявлением субдукции. Не исключено, что окончательное, но не полное закрытие (захлопывание) Баренцевоморского рифта каким-то образом было спровоцировано образованием западнее и северо-западнее Балтийского щита океана Япетус.
Верхнепротерозойские отложения Терского района (турьинская, терская и чапомская свиты) представлены в основном красноцветными образованиями и расположены в виде останцов разной площади (от нескольких до сотен кв. км) вдоль Терского побережья (см. «Схему строения ...» ). Турьинская свита, как более древняя, в целом представляет трансгрессивный (трансгрессия – наступление моря за счет поднятия его уровня либо за счет опускания суши) тип разреза (от конгломератов и песчаников до глинистых сланцев, кварцитов и карбонатсодержащих сланцев), сформировавшийся в условиях прибрежного мелководья. Терская свита образовалась в условиях смешанных фациальных обстановок осадконакопления - от аллювиальных (аллювий – речные осадки) конусов, открытых в мелководный бассейн до озерных фаций. Красноцветная в нижней части и пестроцветная в верхней части разреза, она представлена кон гломератами (сцементированные пески с большим содержанием гравия, галек и валунов), песчаниками (сцементированные пески), алевролитами (сцементированная порода, на 50% состоящая из мельчайших зерен) и алевроглинистыми сланцами. Отложения чапомской свиты представлены толщей песчаников, алевролитов и аргиллитов (сцементированная глинистая порода), которые красноцветны в нижней части и пестроцветны (от серых до черных) в верхней части разреза.
Таким образом, в рифейвендское время можно предполагать следующие условия осадконакопления: от материковых фаций закрытых бассейнов с разным уровнем глубины формирования до прибрежно-шельфовых фаций открытых бассейнов или крупных рифтовых структур внутри континента. Кроме того, происходила смена аридных (сухих) климатических условий в среднем рифее на гумидные (влажные) – в более позднее время. Снос разрушенного материала в бассейны осадконакопления происходил с северо-запада, севера и реже с северо-востока (в современной системе координат), т.е. областью питания (территорией, с которой привносился разрушенный экзогенными процессами материал) в то время на некоторых этапах была центральная часть нынешнего Кольского региона, а областью накопления - южная часть Терского района.
Палеозой,мезозой
Палеозой-мезозойское время истории Терского сегмента не балует нас свидетельствами событий тех миллионолетий. Выявлены лишь признаки эндогенной жизни в западной части района в пределах ОнежскоКандалакшского грабена или рифта.
В ордовикское время (455-465 млн. лет назад) образовались трубки взрыва (трубообразные каналы, образующиеся в результате прорыва глубинных газов и заполненные кимберлитом - застывшим магматическим расплавом, сцементировавшим обломки горных пород стенок канала и более глубинные включения), сложенные кимберлитами (иногда с алмазами), оливиновыми мелилитами и ультраосновными фоидитами.
В девонское время (410-360 млн. лет назад) внедрились интрузии Турьего мыса, сложенные интрузивными породами щелочно-ультраосновного комплекса: ийолитами, мелилитолитами, пироксенитами и карбонатитами и многочисленные дайки (пластинообразные крутозалегающие тела, образовавшиеся путем заполнения трещин магматическим расплавоми и их последующего остывания) ультраосновных-щелочных пород. Все вышеназванные разновидности интрузивных горных пород являются очень специфическими, не широко распространенными в мире, притягивающими к себе внимание петрологов мира. Для описания этих пород нет возможности, но их краткую характеристику можно найти в «Петрографическом словаре»
Об экзогенных процессах палеозой-мезозойского времени можно судить лишь на основании находок останцов осадков и вулканитов девонского периода (410-360 млн. лет назад) на Хибинском и Ловозерском интрузивах, а также девонского и каменноугольного (карбонового) периода (360-290 млн. лет назад) в Контозерской структуре в районе оз. Контозера. Предполагается, что, как минимум, восточная (полуостровная) часть Мурманской области, включая Терский район, в девоне и карбоне была залита морем, и на ней происходило накопление разноглубинных морских осадков.
К концу мезозоя в меловое время (145-65 млн. лет назад) Кольский регион большей частью представлял собой выровненную область с небольшими перепадами высот в составе Евро-Азиатской литосферной плиты. Реликты этой поверхности ныне наблюдаются на Хибинском плато, в Кейвах и т.д. На этом этапе были сформированы площадные (на большой площади) коры интенсивного химического выветривания, сложенные каолинами (глина с содержанием Al2O3 до 40 %), сунгули тами (вторичный минерал, развивается по слюде вермикулиту) и гипергенными (вторичными, приповерхностными) фосфатами. Они выявлены под антропогеновыми отложениями в верховьях рек Варзуги и Стрельны, а также за пределами Терского района.
Кайнозой
В палеогене (65-23.3 млн. лет назад) Терский район, как и весь Кольский регион, являлся сушей, значительно удаленной от небольших морских бассейнов и лагун, и подвергался выравниванию рельефа с периодической активизацией тектонического режима. В это время формировались в основном континентальные осадки - элювиальные (оставшиеся на месте), делю виальные (сползшие по склону), аллювиальные (перенесенные речными потоками) и другие продукты разрушения горных пород. Они образовались за счет разрушения более древних «материнских» пород, а также за счет разрушения, переноса и отложения разрушенного материала. Реликты этих пород палеогенового возраста сохранились крайне редко и перекрыты более молодыми четвертичными осадками.
В неогене (23.3-1.5 млн. лет назад) продолжалась регрессия (отступление моря за счет поднятия суши либо за счет понижения уровня моря) моря. В участках прогрессирующего поднятия суши в это время преобладало физическое выветривание пород. Речные долины врезались глубже современного уровня в некоторых случаях до отметок минус 40-60 м, а к концу неогена море проникло в пределы Беломорской депрессии (впадины). Признаки химического выветривания выявлены только за пределами Терского района. К началу покровных оледенений водораздельные пространства были покрыты крупнообломочным элювием и остатками гидрослюдистой коры выветривания. В конце неогена - в плиоцене (см. стратиграфическую схему кайнозоя) произошло значительное похолодание и к началу четвертичного периода (антропогена) - оледенение гористых частей суши.
В антропогене (1.6 млн. лет и до настоящих дней) и особенно в голоценовое (позднечетвертичное) время (от 16 тысяч лет) наиболее насыщенная история Терского района связана многоактными оледенениями и гляциоизостазией (колебательными и неравномерными по площади поднятиями территорий в межледниковые периоды), с неотектоническими (современными) движениями, эрозией, денудацией и другими экзогенными процессами.
Начало оледенения в Фенноскандии – приблизительно 80 тысяч лет назад. Но в Терском районе выявлены следы более древнего оледенения. По данным Корсаковой О.П., Молодькова А.Н. и Кольки В.В., образование самых древних ледниковых отложений связывается с деятельностью Беломорского ледяного покрова (а, возможно, и Карского). Все последующие следы оледенения обусловлены, вероятно, в основном деятельностью Скандинавского ледника. Последовательность ледниковых и межледниковых отложений выглядит следующим образом (см. таблицу).
Московская морена залегает на раннедокембрийских (образовавшихся в позднем архее и раннем протерозое) кристаллических породах и возраст ее более 130 тыс. лет. На московской морене залегают понойские слои и ранневалдайские осадки, образовавшихся в микулинское межледниковье, а выше - осадки ледниковых и межледниковых эпох нескольких оледенений. Предполагаемая максимальная мощность ледника достигала 3.5 км.
Рядом исследователей в голоценовое время выделяется несколько стадий оледенения (в интервалах 18-16, 13.7-12.8, 12.5- 12.0 тысяч лет) и межстадиалы (в интервалах 16-13.7, 12.8-12.5, 12.0-11.0 тысяч лет), обусловленные потеплением климата. Глобальные потепления климата были и в более поздние времена. Если обратиться к историческим событиям, можно отметить, что был период потепления в раннем средневековье (1500-500 лет назад). Тогда Атлантический океан был круглогодично судоходным в самых высоких широтах («эпоха викингов»). Позднее, в «малую ледниковую эпоху» (500-100 лет назад) такая благоприятная для судоходства обстановка отсутствовала.
По данным В.В.Кольки и других исследователей, с беллинга (около 12.5 тыс. лет назад) по аллерёд (11.5 тыс. лет назад) между Кольским полуостровом и материком в районе Горла Белого моря существовала сухопутная перемычка, а в районе Белого моря – пресноводный бассейн (приледниковое озеро). Позднее в результате трасгрессии перемычка оказалась ниже уровня моря, и в бассейне установился нормальный морской режим. Примерно 9000 лет назад снова была регрессия, которая сменилась 6000 лет назад кратковременной трансгрессией Тапес.
В эпохи межледниковий и максимальных трансгрессий (например, в микулинское межледниковье, когда береговая линия располагалась на отметке 150 м над современным уровнем моря) восточная (полуостровная) часть Мурманской области, в том числе и Терский район, иногда представляла собой островной архипелаг. Максимальные изостатические поднятия в межледниковье были от десятков метров до 100-200 м. О поздне-голоценовых неоднородных вертикальных перемещениях блоков свидетельствуют кроме морских и абразионных (абразия – разрушение волнами или потоками коренных пород) террас и «каменные лабиринты», расположенные на разных высотах над уровнем моря – от 1.6 м до 10 м. Учитывать последний факт можно лишь при условии, что «каменные лабиринты» являются остатками сооружений, которые строились древними жителями в приливной зоне для ловли рыбы.
В результате совокупного воздействия перечисленных выше процессов был сформирован современный рельеф, разнообразные четвертичные осадочные породы и ландшафты. Многочисленные признаки: разновысотные морские террасы, береговые валы, морские отложения, переслаивающиеся с ледниковой мореной или с водноледниковыми осадками, свидетельствуют о периодических чередованиях трансгрессий и регрессий моря и о многократных изменениях характера и масштаба оледенения, движения ледников и их мощности
Четвертичные (антропогеновые) образования перекрывают практически все древние породы Терского района. В районе устья р.Варзуги и других местах установлены морские отложения микулинской трансгрессии. Отмечаются единичные реликты нижневалдайских ледниковых и средневалдайских морских отложений. В основном, все ледниковые, озерно-ледниковые, флювиогляциальные (образованные водными потоками, связанными с ледниками) и ледниково-флювиогляциальные отложения были образованы во время осташковского оледенения. Эоловые (ветровые), элювиальные, делювиальные, аллювиальные, озерные, озерно-болотные, озерно-ледниковые и последние морские отложения имеют голоценовый возраст.
В распределении четвертичных отложений по площади Терского района есть элементы зональности. Вдоль береговой линии Белого моря расположены протяженные аккумулятивные террасы (образованными за один цикл аккумуляции или накопления), сложенные морскими отложениями - песками, глинами, илами. На удалении от побережья, а иногда и вдоль побережья, они сменяются абразионными террасами, обнажающими раннедокембрийские кристаллические породы. Местами, например, в р-не Порьей губы и около с. Тетрино террасы обеих генетических типов слабо выражены, при широком развитии морских отложений (в Порьей губе не только современных, но и верхнечетвертичных) и береговых абразионных поверхностей кристаллических пород. На юго-востоке полуострова в р-не устьев рек Стрельны и Чапомы выявляется от двух до четырех хорошо выраженных аккумулятивных и абразионных морских террас.
Следующая от берега зона представлена повсеместным развитием основной морены осташковского оледенения, сложенная валунными суглинками и супесями, и имеет ширину около 30 км на восток от р. Варзуга и значительно шире западнее р. Варзуга. Для этой зоны характерен хаотический холмисто-западинный рельеф и микрорельеф, широко проявленный между озерами Канозеро и Вялозеро. На всей площади развития морены часто наблюдаются камовые формы, сложенные озерно-ледниковыми песками и ленточными глинами. Кроме того, параллельно берегу, на расстоянии от 10-15 км на западе до 25-30 км на востоке, наблюдаются протяженные озы, сложенные флювиогляциальными или ледниково-флювиогляциальными отложениями – супесями и несортированной мореной. Озы в сочетании с протяженными камами подпруживают Ондомские и Бабинские озера. Здесь и в районе Канозера распространены наиболее низменные заболоченные ландшафты с мощностью торфа до нескольких метров. Много болотных отложений так-же в нижнем течении Оленицы и Варзуги. Они образовались в позднеголоценовый этап истории района.
Следующей к северу зоной (восточнее р. Варзуга) является южная окраина так называемого Понойского щита здесь современные рыхлые отложения представлены элювиально-делювиальными суглинками и щебнем близко расположенных коренных пород при полном отсутствии покровной морены.
Современный речной аллювий в заметных количествах накапливается и сохраняется в террасах только в районе Понойского щита – в руслах рек Стрельны, Чапомы и на небольшом (около 20 км) участке р. Варзуга. Обычно это пески, галечники с примесью гравия и тонких осадков.