Территория Учалинского района отличается сложным геологическим строением, что обусловлено ее своеобразной историей развития. Осадконакопление, магматическая деятельность, тектогенез в одни и те же периоды геологической истории протекали неодинаково в западной и восточной частях. Свидетелями сказанного является то многообразие горных пород, которыми сложен Учалинский район. Здесь развиты все три группы горных пород: осадочные, вулканогенные и метаморфические, которыми сложены тектонические структуры, занимающие территорию Учалинского района. Для них характерно единое «уральское» субмеридианальное простирание.
С запада на восток па территории района выделены три крупные тектонические структуры: Башкирское поднятие, Уралтауский мегантиклинорий. Магнитогорский мегасинклинорий. В свою очередь они осложнены структурами второго порядка.
В пределах Башкирского поднятия (мегантиклинория) выделяется Авалякская антиклиналь, сложенная позднепротерозойскими породами (кварциты, кварцитопесчанники), Байсакаловская синклиналь - метаморфические сланцы.
Уралтауский мегантиклинорий протягивается в субмеридианальном направлении через всю западную часть района. В его строении участвуют главным образом позднепротерозойские образования - это сильно метаморфизованные песчано-глинистые отложения, среди которых в верхней и нижней частях разреза местами присутствуют изверженные породы основного состава. Представлены они разнообразными по составу кристаллическими сланцами, кварцитами, амфиболитами, реже эклогитами.
Уралтауский мегантиклинорий представляет собой крупную асимметричную структуру, осевая плоскость которой многократно меняет свое направление. Породы Уралтауского мегантиклинория за длительную геологическую историю пережили неоднократные процессы горообразования. На всей территории они смяты в сложную антиклиналь (антиклинорий), осевая часть которой местами заметно вздымается, а местами несколько погружается. Ощутимое погружение мегантиклинорий испытывает в районе с. Кирябинское, что ощутимо и в рельефе. Западные и восточные крылья антиклинория и его свод осложнены многочисленными вторичными складками. Общая мощность метаморфической толщи Уралтауского мегаантиклинория около 1000 м. Она сложена большим комплексом пород, отличающихся составом, степенью перекристаллизации и их возрастом. Чем ниже в разрезе лежат породы, тем древнее они, тем более сильно метаморфизованы.
Уралтауский мегантиклинорий имеет длительную и сложную историю формирования. В протерозое область этой структуры являлась прогибом, где в условиях моря происходило накопление разнообразных обломочных осадков, а иногда и вулканических пород. В течение протерозоя Уралтау испытывал значительные горообразовательные движения, которые обусловливали существенную перекристаллизацию осадочных и вулканических толщ. В течение почти всего мезозоя идет интенсивное разрушение, размыв, сглаживание складчатой области. В результате этих процессов к концу эры Уралтау потерял облик горной страны, стал сглаженным. Такая остановка сохранялась на протяжении большей части третичного периода кайнозоя.
К концу этого периода зона Уралтау испытывает прерывистые восходящие движения, которые продолжаются до современной эпохи включительно. Общий подъем за неоген-четвертичный (30 млн. лет) период Уралтау составил до 800 м (Фаткуллин, 1975). Показателями подъема этой территории являются морские валуны (диаметром до 1 м.), которые находятся на вершине г. Малый Курташ (951 м) к югу от д. Кубагушево или знаки морской ряби па кварцитах на высоте выше 1000м (г. Арвяк-Рязь) в Белорецком районе.
Восходящие движения оживили размыв, с началом их совпадает заложение современной речной сети. С этого момента идет формирование того рельефа Уралтау который мы наблюдаем в настоящее время.
Магнитогорский мегасинклинорий расположен к востоку от Уралтауского мегантиклинория, отделен от него вытянутой вдоль Уралтау зоной ультрабазитового меланжа, отвечающей местоположению Главного Уральского разлома.
Магнитогорский мегасинклинорий является сложно построенной структурой, где выделено много положительных и отрицательных структур второго порядка.
В сглаживании прогиба участвует мощный комплекс палеозойских вулканических и вулкано-осадочных образований, сформировавшихся в условиях эвгеосинклинального режима Их возраст силурийский, девонский, каменноугольный, представлены такими породами, как диабазы, спиллиты, туффиты, риолиты, известняки, доломиты, глинистые сланцы.
Магнитогорский мегасинклинорий осложнен структурами второго порядка: Ирендыкский антиклинорий, Магнитогорский синклинорий.
Ирендыкский антиклинорий протягивается через весь район в субмеридианальном направлении шириной 8-10 км. С запада на восток антиклинорий ограничен Западно-Ирендыкским и Восточно-Ирендыкским разломами. Структура сложена породами ирендыкской и карамалыташской свит, представленных диабазами, порфиритами, риолитами, туффитами, спиллитами.
Данные, полученные по ряду маршрутных пересечений в пределах хребта Ирендыка, убедили исследователей (Вахромеев, Бобохов, 1965; Червяковский, Коротеев, 1965) в отсутствии здесь антиклинальной структуры. Материалы исследований, несомненно, свидетельствуют о моноклинальном залегании развитых здесь пород. Моноклиналь наклонена на восток под углом 50-80°.
Магнитогорский синклинорий располагается к востоку от ирендыкской моноклинали, от которой отделяется Восточно-Ирендыкским разломом: синклинорий представляет собой глубоко погруженную и сложного строения структуру, в большей части сложенную породами каменноугольного возраста. Более древние (силурийские, девонские) образования играют подчиненную роль. Синклинорий в пределах Учалинского района осложнен структурами третьего порядка (Учалинская синклиналь, Ильчинская, Буйдинская, Имангуловская синклинали, Ахуновское поднятие, Сафаровская, Сайтаковская синклинали).
В целом в пределах Магнитогорского мегасинклинория наблюдается большое разнообразие горных пород - сочетание вулканогенных и осадочных, которые объединены в свиты: поляковская (силур), ирендыкская (нижний девон), карамылыташская (средний девон), бугулугырский горизонт (средний девон), улутауская свита (средний девон), мукасовский горизонт (верхний девон), колтубанская (верхний девон).
Поляковская свита представлена преимущественно эффузивными и пирокластическими образованиями. В районе озера Ургун свита представлена диабазами, спиллитами, их туфами с прослойками черных кремнистых сланцев и туфогенных песчаников. От озера Ургун породы прослеживаются вдоль западного подножия хр. Ирендык на север к сс. Поляковка и Вознесенка.
Ирендыкская свита образует две полосы (западная и восточная). Породами этой сложены горные хребты Кидыш, Большой Кумач, Северный Ирендык. В южной части Учалинского района породами Ирендыкской свиты сложены хребты Узункыр, Стубияк, Кашагыр и др. Свита представлена туфобрекчиями, туфами, порфиритами. В структурном отношении породы Ирендыкской свиты приурочены к крыльям крупной Поляковской антиклинальной зоны.
По широкому распространению вулканических брекчий в хребтах Ирендык и Большой Кумач намечаются активные центры вулканической деятельности, к которым были приурочены выбросы и излияния лав андезитобазальтового состава. В юго-западной части Учалинского района породы Ирендыкской свиты также слагают восточную, Узункырскую и западную, Кашагырскую полосы, вытянутые в субмеридиональном направлении.
Карамалыташская свита сложена преимущественно основными и кислыми эффузивами. Выделены две полосы этой свиты: каримовская и уразовская.
Каримовская полоса протягивается восточнее хребтов Ирендык (северного), Большой Кумач, где морфологически представляют цепь холмов и сопок: Ташказган, Сарбай, Никольская.
В районе Учалинского месторождения сульфидных руд породы карамалыташской свиты участвуют в сложении Мало-Учалинской антиклинали. Здесь они представлены кварцевыми порфиритами, а также субвулканическими интрузиями кислого состава.
В восточной части Учалинского района породы карамалыташской свиты развиты севернее с. Ахуново, в окрестностях д. Сайтаково и по рекам Большой и Малый Агыр - правым притоком р. Уй. Здесь широко развиты как основные, так и кислые породы, представленные диабазами, спиллитами.
Кроме вулканогенных образований к карамалыташской свите относятся известняки, выходы которых известны в ряде пунктов (у деревни Уразово. Ишкинино).
Бугулыгырский горизонт (девон средний). Горизонт представлен яшмами, кремнистыми яшмовидными туффитами, кремнистыми сланцами и реже известняками. Горизонт хорошо представлен в восточном крыле Узункырской антиклинали в окрестностях дер. Истамгулово, Наурузово, Уразово.
Улутауская свита (средний девон). Свита образует несколько полос. В западной и северо-западной частях района свита представлены туфами и прослеживаются на многие километры вдоль восточных хребтов Кадыш, Большой Кумач. Узункыр.
Мукасовский горизонт (верхний девон). В северо-западной части района отложения мукасовского горизонта слагают западное крыло Аратауской синклинали. Они представлены серыми и темно-серыми полосчатыми кремнистыми сланцами, которые налегают на известняки. В восточной части прослеживаются почти непрерывной полосой к востоку от хр. Ирендык. Большой Кумач, Кидыш. Они участвуют в сложении восточного крыла Шартымской синклинали и представлены светло-желтыми, буроватыми сланцами.
Колтубанская свита (верхний девон). В районе этой свиты породы распространены к востоку и западу от хр. Ирендык. Они выполняют крупные синклинали: Аратаускую, Имангуловскую, Сафаровскую и Шартымскую. Свита представлена вулканогенными образованиями - туфами, туфобрекчиями. вулканическими брекчиями.
Породы карбона находятся в бассейне верховьев р. Урал и его притока - р. Миндяк, а также в северной части района по долинам p.p. Уй и Миасс. Породы представлены известняками серыми с кораллами.
Большое место в тектонике всех структур района и Южного Урала в целом играют разрывные нарушения размерами от нескольких метров до тысячи километров. Разрывные нарушения (трещины и разломы) расчленяют территорию на блоки различных размеров (в зависимости от размера разрывных нарушений, которые ограничивают эти блоки).
Разлом, как и складчатые структуры района вполне осязаемое геологическое тело, имеющее длину, ширину и глубину, т. е. определенную форму. Для разлома характерна линейность - значительное преобладание длины над шириной, большая протяженность (сотни, тысячи километров). В пределах разлома горные породы сильно раздроблены, часто в зоны дробления проникает магма, которая, застыв, скрепляет как цемент отдельные блоки литосферы, поэтому тело разлома обычно заполнено продуктами магматической и гидротермальной деятельности. Разлом, кроме повышения трещиноватости пород характеризуется увеличением общей деформации пластов, которые смяты в выпуклые и вогнутые складки, т. е. образуют антиклинали и синклинали. Именно по разломам происходят подвижки крупных блоков. С этой точки зрения, разлом в строении литосферы выполняет ту же функцию, что и хрящевые соединения в скелете животных. Разломы дают возможность сравнительно автономно по отношению друг к другу двигаться блокам коры в вертикальном и горизонтальном направлениях. Они быстрее и легче, нежели другие участки, воспринимают деформации под действием внутренних и внешних сил. Глубина проникновения разломов различная, от нескольких метров до сотен километров.
Наиболее выразительным и впечатляющим разломом не только в районе, но на всем Южном Урале является Главный Уральский, который делит две крупные структуры первого порядка: Уралтауский мегантиклинорий и Магнитогорский мегасинклинорий.
Мезо-кайнозойские отложения в пределах Учалинского района сохранились в ограниченных местах. Небольшие их разрезы обнаружены по долинам рек Урал, Уй, Кидыш, Миасс, а также в болотах Буранцы, Рысаевском, Кирябинском. Они представлены рыхлыми песчано-гравийно-галечной толщей, песками с прослоями глин. Мощность их в отдельных местах достигает до 10 м (болото Буранцы). Отсутствие мезозойских отложений в Северной части и маломощность их в Южной свидетельствует о том, что территория эта в течение этого времени была областью денудации, т. е. шло активное тектоническое воздымание земной коры.
Рельеф территории Учалинского района находится в полной зависимости от его геологического строения. Как и геологические структуры, хребты и межгорные понижения вытянуты в субмеридиональном направлении. Общее понижение рельефа наблюдается с северо-запада на юго-восток. Если на северо-западе территории тянется хребет Аваляк и где присутствует самая высокая отметка рельефа Учалинского района - г. Абараш-Баш (1291 м), то на юго-востоке наблюдается самое низкое место - 328м (долина р. Кидыш) на широте с. Ахуново. Протяженность хребта Аваляк около 30 км. Склоны его крутые, сильно залесенные, на вершине его выходят на поверхность позднепротерозойские породы - сланцы и кварциты.
К востоку от хребта Аваляк расположено межгорное понижение шириной 3-5 км, занятое долиной р. Белая. Абсолютные отметки колеблются в пределах 600-700 м. Рельеф полого-волнистый.
Хребет Урал-Тау занимает следующую от долины р. Белой к востоку полосу и тянется через всю территорию района в его западной части. Ширина хребта 12-15 км. Рельеф увалистый с пологими склонами, залесенными, с выходами на поверхность отдельных гребней коренных пород - метаморфических сланцев. Абсолютные отметки - 700-1000м. Хребет Урал-Тау служит водораздельной линией между бассейнами двух крупных рек - Белой и Урала.
В центральной части Учалинского района с севера на юг протягивается хребет Ирендык, имеющий в разных местах разное название. На юге, на широте д. Кубагушево, его называют Куркак, севернее Узун-Кыр, в районе с. Поляковка - Ирендык, к северу от него - Кумач. В целом же хребет протянулся от г. Миасса до г. Баймака на 350 км. Всюду хребет имеет крутые склоны, сильно изрезанные с абсолютными отметками вершин 700- 900м. На вершинах можно видеть скалы останцы с причудливыми формами (замки, гребни, стены). Рельеф характеризуется как хребтовый, грядовый, сопочный.
Между двух хребтов (Урал-Тау и Ирендык) располагается понижение шириной 3-4 км, - занятое долиной реки Урал. Понижение асимметричное - западные склоны пологие и длинные, восточные-короткие и крутые. Рельеф пологоволнистый с одельными сопками в восточной части. Понижение и является как бы водосборным бассейном р. Урал.
К востоку от хребта Ирендык рельеф понижается, именно в этой зоне расположено мое низкое место Учалинского района. Выровненный рельеф осложнен сопками сотой от 3-5м до 30-50м.
В рельефе преобладает Зауральский пенеплен с низкогорным рельефом хребтов восточного склона Южного Урала.
Первую особенность рельефа района - сочетание хребтов и понижений, гположенных в субмеридиональном направлении, дополняет вторая особенность - это ступенчатость рельефа. Ступенчатость (ярусность) рельефа - это результат непрерывного взаимодействия экзогенных и эндогенных процессов, происходящих в земной коре и на ее поверхности. Факт наличия геоморфологических уровней или ступенчатости рельефа для всей поверхности Земли общепризнан, другое дело, что он плохо еще раскрыт в литературе, к сожалению. Образование ступенчатого рельефа - есть сочетание времени активного воздымания земной коры, когда образуются уступы и образование ровных поверхностей - поверхность выравнивания происходит в течение длительного времени в условиях стабильного или нисходящего геотектонического режима.
Известно, что рельеф Земли - это результат движений земной коры последних 30 млн. лет, получивших название, как новейший тектонический этап.
На территории Учалинского района выделяются ярусы, начиная с самых молодых и заканчивая самыми «древними». Выделяются три поверхности выравнивания, занимающие разновысотное положение. Третья поверхность выравнивания - самая «древняя» из геоморфологических уровней, располагается на высотах 800-850 м до 1000. I на занимает водораздельные участки хребтов Аваляк, Урал-Тау, Ирендык. Рельеф характеризуется как волнистый, увалистый, гребневый. Возраст этой поверхности верхнеолигоценовый. Третья поверхность выравнивания отделяется от нижележащей - второй - крутым уступом - склоном высотой 100-150м. Вторая поверхность выравнивания пользуется большим распространением, чем третья. Возраст ее определен как верхнемиоценовый и занимает площади на хребтах: Аваляк, Урал-Тау, Ирендык, ниже чем третья поверхность.
Первая поверхность выравнивания занимает самые нижние водораздельные участки территории района. Высоты ее 400-500 м. Характер поверхности пологоволнистый, осложненный местами сопками. Генезис ее аккумулятивно-денудационный. Возраст определен как верхнеплиоценовый.
Поверхность выравнивания - это поверхность регионального масштаба, отражающая достаточно крупные этапы геологического и геоморфологического развития страны.
Первая поверхность выравнивания занимает площади, лежащие на межхребтовых понижениях (между Аваляк и Урал-Тау, между Урал-Тау и Ирендык) и к востоку от него.
Этапы образования поверхностей выравнивания по продолжительности неодинаковы. Чем древнее поверхность выравнивания, тем естественно она образуется лее продолжительное время, чем молодые.
Речные террасы рассматриваются также, как геоморфологические уровни, шлющиеся результатом новейших тектонических движений. У рек Учалинского района за гажены три уровня - это пойма и две террасы. Их относительные высоты соответственно: 0,8 - 1,0м, 2,0 - 2,5 и 5 - 7 м. Возраст их следующий:
пойма - голоценовый;
первая надпойменная терасса - позднеплейстоценовый;
вторая надпойменная терасса - среднеплейстоценовый.
Рассмотрение поверхностей выравнивания на водоразделах и террас в долинах рек свидетельствует о проявлении общих прерывистых эпейрогенических движений земной коры с преобладанием поднятий.