В пределах Ловозерского района выделяются почти все разновидности морфоскульптур* и морфоструктур*, выявленных в Мурманской области. Они группируются в несколько орографических подрайонов:

1) Северо-Кольский среднегорный орографический подрайон с преобладанием слабо и умеренно поднятых новейшими движениями морфоструктур; 2) Северо-восточно-Мурманский – со слабо поднятыми морфоструктурами; 3) Центральный (или Кейвский), где выделяются – Вороньинская зона со слабо поднятыми морфоструктурами, Кейвская и Кицкая зоны с умеренно поднятыми морфоструктурами и Луявруртская зона с интенсивно поднятыми новейшими движениями морфоструктурами; 4) Понойский, частью которого является Сосновская зона со слабо поднятыми морфоструктурами.

На большей части территории Ловозерского района преобладает ледниково-аккумуляционый рельеф на фоне волнисто-грядовой и равнинной поверхности древнего пенеплена*. На Баренцевоморском побережье и в Кейвской зоне – низкогорный структурно-денудационный рельеф со следами ледниковой аккумуляции*. В Кицкой и Луявруртской зонах среднегорный структурно-денудационый рельеф со следами ледниковой денудации* и аккумуляции. В прибрежной зоне – морфоструктуры и морфоскульптуры, сформированные преимущественно на новейшем этапе.

В качестве основных геоморфологических структур района можно выделить следующие: 1) Западный среднегорный район; 2) северо-восточное Мурманское плато; 3) возвышенность Кейвы (являющаяся водораздельной для северных притоков р. Поной и рек, впадающих в Баренцево море); 4) юго-восточное Терское плато (Терские Кейвы); 5) Ловозерские тундры; 6) Фёдоровы и Панские тундры; 7) Понойская депрессия*; 8) ряд слабо выраженных в рельефе и заболоченных возвышенностей, водораздельных для южных притоков р. Поной и рек, впадающих в Белое море.

 

3.2. Геология

 

 В настоящее время Ловозерский район Кольского региона представляет собой “коллаж” из пространственно сближенных и соединённых фрагментов земной коры, сформированных в былые времена в разных местах, структурах и условиях. Если говорить аллегорически, то это – что-то похожее на “лоскутное одеяло”, сшитое из разных или разноцветных кусочков, произведённых на фабриках в разное время и в разных местах.

В пределах Ловозерского района выделяется несколько геологически обособленных структур*, с присущими им особенностями в строении и составе пород, слагающих эти структуры. Размеры, возраст и состав пород этих структур разные. Площадь структур колеблется от 100 до ~18000 кв. км.

В основном, это вторичные структуры, и возраст окончательного формирования большинства из них раннедокембрийский (~2.7 1.7 млрд. лет). Исключение составляют палеозойские структуры – Ловозерская интрузия* и Контозерская кальдера*.

Раннедокембрийские структуры сложены разнообразными породами магматического интрузивного (гранитами, эндербитами, анортозитами и др.) и метаморфического (гнейсами, мигматитами, амфиболитами и др.) происхождения позднеархейского и раннепро-терозойского возраста. Позднедокембрийские структуры сохранились в останцах* в прибрежной зоне и сложены литифицированными (уплотнёнными) осадочными породами (песчаниками, алевролитами и др.). Палеозойские структуры представлены Ловозерской интрузией щелочных пород и Контозерской вулканотектонической кальдерой “проседания”, заполненной вулканогенными, осадочными и интрузивными породами. В мезозойскую эру, вероятно, происходило только формирование пенеплена. Кайнозойские структуры обусловлены в основном деятельностью ледников и рек.

 

Структура кристаллического основания

 

Наиболее крупные структуры Ловозерского района: 1) юго-восточная часть Мурманского домена* (составного террейна*); 2) Центрально-Кольский блок Кольско-Норвежского мегаблока (составного террейна); 3) Кейвский блок (террейн) Кольско-Норвежского мегаблока (составного террейна) с массивами неоархейских щелочных гранитов и габброанортозитов в обрамлении; 4) Сосновский фрагмент Терского блока (террейна); 5) неоархейский зеленокаменный* пояс Колмозеро-Воронья; 6) палеопротерозойская структура (палеорифтоген*) Имандра-Варзуга. Значительно меньшие по размеру структуры: Сосновский фрагмент Терского блока (террейна); палеопротерозойские Усть-Понойская структура, “Серповидный хребет” и Фёдорово-Панский массив; палеозойские Контозерская кальдера и Ловозерская интрузия.

Структуры, сложенные неоархейскими породами

> Юго-восточная часть Мурманского домена (террейна) с юга ограничена системой разломов (разрывов), которые, залегая круто у поверхности, выполаживаются на глубине с падением на север и северо-восток. Разломы прослеживаются, согласно геофизическим данным, до глубины 35-40 км. Вероятно, что возраст заложения разломов не моложе 2,7 млрд. лет, а верхний предел ограничен возрастом прорывающих гранитоидов лицко-арагубского комплекса (расположен в пределах Кольского административного района) – 1,76 млрд. лет.

Основная масса пород домена была сформирована, вероятно, в позднем архее, поскольку даже изотопные модельные Sm-Nd-возраста их протолитов (исходных пород) не превышают 3,0 млрд. лет. Преобладают интрузивные и ультраметаморфические породы – тоналиты, плагиограниты, гранодиориты и эндербиты, а также анатектит-граниты, палинген но-метасоматические и субщелочные граниты. И только на юго-востоке встречаются гнейсы, которые могут иметь супракрустальную (осадочную или вулканогенную) первичную природу.

Явно интрузивные породы занимают около 30 % площади домена и образуют наиболее крупные и сложные по морфологии геологические тела. Почти все они не имеют первично магматических структур* и текстур* и нарушены многочисленными и разнонаправленными разрывными нарушениями и зонами рассланцевания. Самыми древними интрузивными породами в Ловозерском районе являются неоархейские габбро-анортозиты массива Патчемварек и массива Северный, образовавшиеся 2 млрд. 925 млн. лет и 2 млрд. 935 млн. лет назад соответственно (по данным Н.М. Кудряшова).

>В Центрально-Кольском блоке Кольско-Норвежского составного террейна наиболее крупные простые и протяженные линейные, а также очень сложные по морфологии геологические тела сложены:

а) разновозрастными интрузивными породами: гранитами, грано-диоритами, диоритами, эндербитами и их разгнейсованными и мигматизированными в разной степени разновидностями;

б) разнообразными метаморфическими породами – гнейсами (в основном глиноземистыми) с широкими вариациями минерального состава (иногда с полосчатыми железистыми кварцитами), сложнодислоцированными, неоднократно метаморфизованными и мигматизированными.

Преобладающий структурный план и тех, и других пород имеет северо-западное простирание. В основном, он был сформирован в позднем архее и слабо преобразован в раннем протерозое. Тип структурной организации – чешуйчато-надвиговый и линзовый с элементами складчатых структур разного возраста и ярко проявленными зонами пластических сдвигов и надвигов в условиях амфиболитовой и гранулитовой фации метаморфизма* (при температуре 650-850^о и давлении 6-9 кбар).

Наиболее широко проявлены позднеархейские инфракрустальные (глубинные) образования. В интрузивных породах отмечаются только малые структурные элементы (гнейсоватость, линейность). Сложенные ими геологические тела и их составные части вместе с фрагментами супракрустальных образований образуют линейный северо-западный план структур. Супракрустальные (поверхностные) гнейсы (биотит- амфиболовые, гранат-биотитовые и др.) волшпахкской толщи* слагают протяженные геологические тела. В гнейсах по полосчатости и по слоистости фиксируется сложное внутреннее строение и иногда сложная морфология тел, что указывает на длительную историю их преобразования. Часто автономные (присущие им) структуры и структурные элементы в гнейсах несогласны по отношению к границам тел, что может свидетельствовать о тектонической природе границ. Породы интенсивно переработаны процессами гранитизации, чарнокитизации и эндербитизации, в результате которых породы практически любого состава приобретают в конечном виде такой же вещественный и минеральный состав, как у интрузивных гранитов, чарнокитов и эндербитов. Кроме того, они претерпели полициклические деформационные и метаморфические преобразования в условиях от амфиболитовой до гранулитовой фации метаморфизма. Возраст раннего метаморфизма гранулитовой фации определен в 2830 млн. лет, а второго – 2760-2724 млн. лет. Модельный Sm– Nd-возраст протолита (первичного субстрата) гнейсов – 3.0-2.9 млрд. лет

> Кейвский блок (террейн) значительно отличается от остальных структур Ловозерского района. А.Т. Радченко выделял в нём семь структурных единиц, различающихся по характеру складчатых структур, строению и составу. Это Верхнепонойский блок, Пурначский блок, Западно-Кейвская зона, Понойская зона, Центрально-Кейвский блок, синклинорная* зона Больших Кейв и Малокейвская зона чешуйчато-блокового строения. Большое влияние на формирование структур оказали надвиги с севера, особенно в северной части синклинорной зоны Больших Кейв.

Кейвский террейн сложен разнообразными (биотит-амфиболовыми, гранат-кианит-биотитовыми и др.) гнейсами, амфиболитами и сланцами (кианитовыми и др.), образовавшимися в результате позднеархейского и раннепротерозойского метаморфизма верхнеархейских пород осадочного и вулканогенного происхождения. В гнейсах (метаморфизованных осадках) были обнаружены детритовые* цирконы раннеархейского возраста. Это является свидетельством того, что где-то существовала область разрушаемых материнских пород, с которой сносился материал в Кейвский бассейн, сложенная раннеархейскими породами (древнее 3.1 млрд. лет).

В обрамлении Кейвской структуры находятся крупные интрузивные массивы габброанортозитов и щелочных гранитов позднеархейского возраста (2.7-2.6 млрд. лет). Если массивы габброанортозитов имеют явно рвущие контакты, то взаимоотношения щелочных гранитов с супракрус-тальными породами позволяют предполагать пластовую форму тел гранитов и их внедрение до начала формирования складок.

Окончательное формирование Кейвской структуры произошло в раннем протерозое. Это подтверждается просекающим положением раннепротерозойских даек* габбро-диабазов, наиболее ярко проявленных в Центрально-Кейвском блоке, и смятыми в колчановидную складку (по данным В.В. Балаганского) нижнепротерозойскими образованиями Серповидного хребта.

Весь комплекс метаморфических пород, слагающих Кейвский террейн, был разделён на свиты* (снизу вверх по разрезу):

Коловайская и кинемурская свиты – гнейсы с линзами конгломератов* (близ устья ручья Коловайского и др.), содержащими гальки гранитов.

Свита патчерва – метакоматииты, метапорфириты, метаман-дельштейны и метатуфы основного и среднего состава, туфогенно-осадочные и граувакковые* породы, магнетитовые сланцы, подчинённые кислые метавулканиты, гнейсы и сланцы, метагравелиты, конгломераты и карбонатные породы.

Лебяжинская свита мощностью около 3 км имеет тектонические контакты с более древними породами. Сложена она гнейсами и сланцами по метавулканитам кислого (риолитовдацитов ~ 98%) и среднего состава, частью по осадочным породам. В породах лебяжинской свиты выявлены текстурно-структурные признаки: 1) осадочной природы – маломощные слои конгломератов (например, в р-не Ефимозера), слои брекчий*, параллельная и косая слоистость в гнейсах; 2) вулканогенной природы – грубо-обломочные туфы и туфобрекчии, подушечная и шаровая отдельность (в нижнем течении р. Ачи и на берегах р. Поной к юго-востоку от устья р. Ачи), столбчатая отдельность (правобережье р. Поной к югу от устья р. Колмак), наличие миндалин* и порфировых вкрапленников плагиоклаза, кварца и микроклина, флюидальность (текстура течения) и ориентированное направление вкрапленников и миндалин, наличие линзо-виднопятнистых текстур свойственных туфолавам. Таким образом, режим накопления в основном наземный, а в локальных участках и эпизодически – водный (наличие слоистых текстур в осадках, а также шаровой и подушечной отдельности в лавах). Предполагается, что вулканические и осадочные процессы, сформировавшие комплекс пород лебяжинской свиты, проходили на орогенном* этапе развития региона.

Малокейвская свита по данным Д.Д. Мирской залегает с угловым и азимутальным несогласием на лебяжинской и, местами, на свите патчерва (понойской, по Д.Д. Мирской). Сохранилась локально в грабенах среди лептитов лебяжинской свиты (от 0 до100 м) и на Малых Кейвах (до нескольких сотен метров). Внизу наблюдаются олигомиктовые* и мономиктовые* конгломераты и конглобрекчии*. Вверху – полимиктовые*, аркозовые* (кварц-полевошпатовые) песчаники и гравелиты с прослоями конгломератов, слюдяно-кварцевые сланцы, незначительно – кварциты. Обломочные породы слабо сортированы и слабо окатаны, с признаками химического разложения разной степени. В сланцах отмечается горизонтальная, линзовидная или косая слоистость. Возможно, это элювиально*-делювиальные* и озёрные отложения. А красноцветность пород, вероятно, может свидетельствовать о жарком континентальном климате и наличии кислорода в атмосфере. Нижняя часть разреза рассматривалась как терригенная (обломочная) моласса* горных подножий, а верхняя – терригенная континентальная с реликтами кор выветривания. Формировались они на орогенном этапе развития региона.

Кейвская серия* – червуртская и выхчуртская свиты, состоящие из пачек. Мощность 50-600 м. Залегает с угловым и азимутальным несогласием на породах малокейвской и лебяжинской свит. Пачки (снизу вверх): А – слюдяные гранат и ставролитсодержащие сланцы; Б – кианитовые сланцы; В – кварциты; Г – плагиоклазовые кианит- и ставролитсодержащие сланцы. Породы содержат углистое вещество и сингенетичную сульфидную вкрапленность. Изредка в гнейсах и сланцах отмечается косая, горизонтальная и тонкая (гелицитовая структура, определяемая по параллельным включениям в кристаллах граната) слоистость, которые свидетельствуют о водных условиях образования этих пород. Кейвская серия рассматривается как терригенная континентальная формация озёрных высокодифференцированных осадков – продуктов перемыва и переотложения зрелых кор выветривания, которые были сформированы на этапе общей стабилизации обширных площадей земной коры.

Песцовотундровская свита установлена в трёх участках. На западепороды свиты лежат на пачке Г, а на востоке при выклинивании пачек Г и В – на пачке Б. Представлена пачками пород (снизу вверх): Д – двуслюдяные гнейсы и сланцы, нередко гранат и ставролитсодержащие, кварциты, частью гематитовые мусковито-кварцевые сланцы и кварциты; Е – аркозовые и известковистые песчаники, алевролиты, доломиты; амфиболиты по вулканитам основного и среднего состава (частью мета-мандельштейны и метапорфириты). В породах пачки Д – грубая неясная слоистость и редкие гальки кварца и кварцита (озёрные и пляжевые отложения). В породах пачки Е – тонкая горизонтальная, волнистая и косая слоистость, иногда со знаками волновой ряби, в песчаниках редкие галечки. В карбонатных породах были выявлены текстуры, очень похожие на реликты строматолитовых* построек. Комплекс пород свиты рассматривается как терригенно-карбонатная и андезит-базальтовая формации, сформированные на этапе тектонической активизации региона.

> Сосновский фрагмент Терского блока неоднороден по составу и строению. Его юго-восточная часть представлена породами позднеархейской нестратифицированной коры (гнейсами, мигматитами и др.). Кроме того, присутствуют фрагменты структур, сложенные верхнеархейскими супракрустальными породами (гнейсами и амфиболитами) с комплементарными гранито-гнейсовыми купольными структурами или их фрагментами.

 > Колмозеро-Вороньинский зеленокаменный пояс как шовная зона расположен на стыке Мурманского домена и Центрально-Кольского блока, осложнён системой разломов с листрическими (выполаживающимися на глубине 12-15 км) поверхностями, падающими на северо-восток. В пределах зоны находятся позднеархейские меланжированные (тектонически нарушенные) породы соседних доменов, а также фрагменты супракрустальных пород зеленокаменного пояса. Весь структурный ансамбль рассматривается как вторичный, значительно переработанный в раннем протерозое. Структура линейного типа с тектоническими ограничениями включает реликты автономных позднеархейских складчатых структур – фрагменты мелких синклиналей и моноклиналей с широким набором мелких структурных форм и элементов. С запада на восток отмечается зональность метаморфизма (по режиму давления) и морфологии складчатых и других структурных форм.

Наиболее распространенной является модель, согласно которой шовная зона Колмозеро-Воронья выполнена фрагментами раннеархейского зеленокаменного пояса. Изначально структура была сложена разнообразными осадками, вулканитами основного и кислого состава и реже вулканитами ультраосновного состава (мантийными коматиитами). Сторонниками другой модели последние рассматривались как офиолиты (реликты древней океанической коры).

В позднем архее породы были неоднократно дислоцированы и метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации. Ныне они представлены разнообразными гнейсами, амфиболитами, сланцами с реликтами метаморфизованных конгломератов и т.д., слагающими стратиграфические подразделения (толщи, свиты), возрастные соотношения которых до сих пор остаются спорными.

Структуры, сложенные палеопротерозойскими породами

Палеопротерозойские вулканогенные и осадочные образования сохранились в нескольких структурах Ловозерского района – в Имандра-Варзугской, Усть-Понойской и на хр. Серповидном.

> Имандра-Варзугская структура раннепротерозойского возраста (2.5-1.8 млрд. лет) зональна по простиранию и вкрест простирания. Северная зона (Пурначско-Варзугская) – моноклинального строения с фрагментами центриклинального замыкания на восточном фланге структуры в районе озера Бабье. Считается, что, несмотря на значительные проявления блоковых вертикальных смещений и надвигов, в Северной зоне сохраняется автохтонность (ненарушенность) в элементах структуры. Южная зона (Варзугско-Чапомская) представляет собой структурный ансамбль из купольно-блоковых и межкупольных склад чатых зон, а также изменённых в разной степени пластин, надвинутых с юга на автохтонную в целом структуру Северной зоны. В строении Южной зоны участвуют породы, в основном, раннепротерозойского возраста. Они в разной степени осложнены и надвинуты на структуру Северной зоны. Сложена Имандра-Варзугская структура, в основном, метаморфизованными вулканогенными породами разного состава и фациальной принадлежности. Вулканиты кислого или среднего состава присутствуют в минимальном количестве и обычно в верхних уровнях свит или серий. Метаморфизованные осадочные породы присутствуют также в незначительном объёме, но они достаточно разнообразны по своим фациальным признакам. Это и мелководные осадки, и карбонатные породы и т.д. Все супракрустальные породы подразделены на 10-12 свит, объединяемых в 4-5 серий, суммарной мощностью не менее 9 км.

В разрезах метаморфических пород, слагающих Имандра-Варзугу, отмечается ритмичное строение. Нижняя часть ритма (в основании каждой свиты) – осадочные породы, а верхняя часть ритма представлена вулканогенными породами. Осадочные породы могут присутствовать и в верхних частях разрезов свит.

Соотношение осадочных и вулканогенных пород в разрезах свит разное: 1/2 в рижгубской, 1/5 в сейдореченской, 1/6 в полисарской, 1/10 в умбинской, 1/1 в ильмозёрской, 1/1 в панареческой свите. Эффузивов (лав) больше чем осадочных и вулканогенно-осадочных пород. Осадки занимают около 30-40 % от общего объёма разреза нижнепроте-розойских образований района.

В участках разрезов, сложенных метаморфизованными осадочными породами, выявлено большое количество разновидностей. Это – конгломераты (олигомиктовые мономиктовые, полимиктовые, вулканомиктовые), гравелиты, аркозовые (кварц-полевошпатовые) и полимиктовые песчаники, граувакки, алевролиты, алевропелиты, пелиты (глины), силициты, кварциты, карбонатные песчаники, карбонатно-песчанистые и карбонатно-глинистые породы, доломиты, туфогенно-осадочные. Типы пород и количественное соотношение разновидностей в осадочных частях свит разное.

В осадочных породах были выявлены многочисленные текстурные признаки (параллельная и косая слоистость, знаки ряби, трещины усыхания, поверхности размыва и др.), свидетельствующие о накоплении этих пород в русловых, дельтовых, озерных и мелководных морских условиях и реже – в относительно глубоководных. А базальные* конгломераты и состав их галек содержат информацию о предшествующих перерывах в осадконакоплении и вещественном составе областей эрозии и сноса разрушенного материала.

» В общем, для осадочных пород нижних частей разрезов свит отмечается ряд закономерностей: тенденция увеличения туфогенного материала в осадках от нижних циклов к верхним; угнетённый характер осадконакопления в периоды вулканизма; для ятулийских осадков характерна красноцветность и наличие высококальциевых пород (доломитов, известняков, карбонатных песчаников) и дифференцированных осадков.

Некоторые разрезы осадочных пород, расположенные в основании свит, были сформированы в условиях проявления полного трансг-рессивно* -регрессивного* цикла. Каждый из циклов начинается с грубообломочных пород или продуктов перемыва кор химического выветривания, сменяется псаммитами (песчаниками), алевропелитами (глинистыми песчаниками) и пелитами (глинами), а затем карбонатными и кремнисто-карбонатными осадками – это трансгрессивная часть разрезов. Карбонатные и кремнисто-карбонатные породы вверх по разрезу обычно также постепенно переходят в глинисто-терригенные и терригенные отложения регрессивной части цикла. То есть, почти в каждом цикле в вертикальном разрезе прослеживается закономерная смена пород дельтовых и прибрежно-морских фаций на относительно глубоководные и затем наоборот, т.е. от грубозернистых пород к мелкозернистым и карбонатным, и наоборот. Это может происходить в условиях проявления механизма циклического компенсационно-изостатического опускания и поднятия суши или изменения уровня моря, что менее вероятно.

» Вулканогенные породы в разрезах свит представлены разными генетическими типами – эффузивными (излившимися) и эксплозивными (выброшенными обломочными – пирокластическими), спектр разновидностей которых достаточно широк. Это – потоки массивных и миндалекаменных лав, шаровые и подушечные лавы, лавобрекчии, ксенокластолавы, игнимбриты, туфобрекчии, туфы и др.

Среди вулканогенных частей разрезов свит преобладают лавы, а пирокластические породы составляют от 10 до 30 % от объёма. Пирокластики больше всего в варзугской серии. Потоки лав образуют покровы. Наличие покровов, состоящих из многочисленных лавовых потоков и прослеживающихся на большие расстояния, свидетельствует, скорее, о наземном, чем о подводном, характере линейно-трещинных излияний лав и о слабо пересечённом рельефе.

Количество групп покровов может быть разным. Например, в умбинской свите выделяется до 4 групп покровов, разделённых горизонтами вулканогенно-осадочных пород (снизу вверх): 1 – лавы; 2 – внизу туфогенные породы (туфоконгломераты, агломератовые туфы, псефитовые туфы и туффиты и алевропелитовые сланцы), а вверху лавы, туфо-лавы и лавобрекчии; 3 – лавы, туфолавы и лавобрекчии с горизонтами псефитовых (крупнообломочных) и агломератовых туфов; 4 – внизу ритмично-слоистые туфы (параллельно-слоистые и иногда косослоистые, иногда в кровле ритмов есть поверхности размывов) с продуктами размыва и переотложения нижележащих вулканитов, а вверху лавы, агломератовые лавы и лавобрекчии с линзами туфолав.

Наличие лав с шаровой и подушечной отдельностью, а также слоёв перемытых туфов с текстурами прибрежного мелководья свидетельствует о подводном характере излияний.

Петрохимический состав эффузивных и эксплозивных вулканитов также весьма разнообразен (пикриты, базальты, андезиты, дациты и риодациты), и есть некоторые закономерности по положению и по соотношению их в разрезах свит и в целом в структуре.

В пурначской свите преобладают слабо дифференцированные андезито-базальты, а в кукшинской – достаточно однородые базальтоиды. Состав вулканитов сейдореченской свиты – от базальт-андезит-дацитов до липарит-дацитов. Вулканогенная часть разреза полисарской свиты сложена, в основном, пикритами и базальтами и их вулканическими брекчиями. Вулканиты умбинской свиты контрастно отличаются от всех остальных. Это породы базальт-трахибазальтовой дифференцированной (щелочно-оливин-базальтовой) формации. В ильмозёрской свите эффузивы и их туфы имеют андезит-базальтовый довольно однородный состав. В панареченской свите – базальты и андезит-базальты и их туфы. Ливкинская свита сложена андезитами, дацитами и липарит-дацитами и их пирокластическими аналогами. В томингской свите широко распространены базальты.

> Усть-Понойская структура расположена в р-не устья р. Поной и сложена палеопротерозойскими метаморфизованными породами осадочного и вулканогенного происхождения (вулканогенные породы составляют не менее 85 % от общего объёма разреза) общей мощностью около 2.5 км (снизу вверх):

- орловская свита – метавулканиты основного состава – покровы, агломератовые туфы и туффиты (6 горизонтов и в них редкие обломки и глыбы гранитов);

- русингская свита – олигомиктовые и полимиктовые конгломераты с гальками гранито-гнейсового обрамления и нижележащих вулканитов (перерыв) – лавы основного, ультраосновного и частично среднего и кислого состава и туфы;

- трёхостровская свита – кварцито-песчаники, с прослоями конгломератов, гравелитов и туфосланцев (со знаками ряби, параллельной, косой и волнистой слоистостью и др.) – туфы, лавы миндалекаменных альбито-фиров, метадиабазов, шаровые и подушечные лавы диабазов с прослоями туфов и туфобрекчий– аркозовые и кварцевые песчаники, розовые и серые кварциты. Метавулканические породы прорываются субвулканическими телами габбро-диабазов.

Осадочные породы Усть-Понойской структуры представляют собой комплекс потоковых, дельтовых и мелководных озёрных и редко относительно глубоководных образований.

> Фёдорово-Панский массив – расслоенная и многофазная раннепротерозойская интрузия перидотит-пироксенит-габброноритовой формации. Общая протяженность массива 67 км при ширине выхода на дневной поверхности 0.3-6.0 км. Интрузив состоит из четырех блоков – Фёдоровотундровского, Ластъяврского, Западно-Панского и Восточно-Панского. Блоки значительно смещены относительно друг друга в горизонтальном и вертикальном направлениях, что обусловило в их пределах выход на дневную поверхность различных участков разреза массива. Он залегает между гнейсами и гранитоидами Центрально-Кольского террейна, щелочными гранитами Белых тундр Кейвского террейна и метавулканитами кукшинской и сейдореченской свит имандра-варзугского комплекса и полого погружается на юг. По результатам сейсморазведки, гравиметрической и магнитной съемок предполагается, что ширина Фёдоровотундровского и Западно-Панского блоков значительно больше, чем на современном эрозионном срезе и составляет для этих блоков соответственно 9-11 и 14-16 км, а оба блока представляют собой единый асимметричный лополит (блюдцеобразный) или гарполит (пластинообразный). Мощность Федоровотундровского блока не превышает 3-3.5 км, а Западно-Панского – 4-4.5 км. Возраст разных пород разных фаз массива от 2526 до 2447 млн. лет.

> Ловозерская интрузия – щелочной интрузивный массив. Он является одним из крупнейших (около 650 кв. км) в мире и не имеющим аналогов в геологопетрологическом и минералогическом аспектах. Внедрился в девоне (около 360 млн. лет назад) в гнейсы, относимые к нерасчленённому (кольско-беломорскому) комплексу верхнего архея с возрастом около 2.9-2.8 млрд. лет, и расположен в пределах кольцевой грабенообразной (опущенной) структуры, ограниченной разломами. Массив по форме похож на лакколит (“грибообразное” тело). Общее падение пород ориентировано к центру с подводящим вертикальным каналом на глубине. Верхняя, наиболее широкая его часть (24х29 км) имеет мощность 1.5-2 км и приурочена к зоне контакта гнейсов и ловозерской свиты. Под ней располагается кольцевая интрузия площадью 320 кв. км, уходящая на глубину не менее 8 км. Юго-восточный, южный и западный контакты массива до глубины 4 км субвертикальны, на глубине 8-10 км наблюдается их выполаживание. Северный и северовосточный контакты более пологие, но на глубине 9-10 км они становятся субвертикальными.

Массив сложен щелочными породами трех комплексов – дифференцированного лопаритоносного, эвдиалитовых луявритов и жильных пород. Фация эндоконтакта дифференцированного комплекса сложена средне, крупнозернистыми и пегматоидными фойяитами, а также нефелин-содалитовыми сиенитами. Эти породы обрамляют расслоенную часть дифференцированного комплекса и прослеживаются параллельно контактной поверхности по простиранию и на глубину. А весь комплекс пород массива был сформирован в шесть фаз. Широко развиты в массиве жилы пегматитов и гидротермалитов (не менее полутора тысяч тел). В них выявлено 340 минеральных видов, из них треть составляют редкие и редчайшие, а 73 – новые минералы. В пределах массива выявлены вулканогенно-осадочные породы ловозерской свиты (D₂-C₁) в виде ксенолитов в самом массиве и остатков кровли на его периферии.

 > Контозерская вулкано тектоническая структура – кальдера проседания диаметром около 8 км и площадью около 60 кв. км). До глубины около 1 км она выполнена осадочными (конгломераты песчаники, алевролиты, аргиллиты и доломиты) и вулканогенными (мелилитовые базальты и туфы) породами, которые выделены в ранге ловозерской серии верхнего девона и контозерской серии нижнего карбона. Под вулканогенно-осадочными породами в кальдере залегают щелочные породы и нефелиновые сиениты. Rb–Sr возраст эксплозивных карбонатитов 380 млн. лет.