Основные черты геологического строения территории Челябинской области

• Название: Основные черты геологического строения территории Челябинской области
• Дата: 07.12.2021
• Размер: 94 Kb.
• Имя файла: geologicheskoe_stroenie_territorii_chelyabinskoj_oblasti.doc
• Тип: Документы; #295041

Основные черты геологического строения территории Челябинской области

Принадлежность Урала к глобальной системе подвижных поясов Земли с длительной историей развития, с относительной автономностью процессов осадкообразования, магматизма, метаморфизма, тектоники и рудогенеза в крупных блоках земной коры, вовлечённых в глобальные трансформации, обусловливает очень сложное геологическое строение территории Челябинской области.

Геологические образования на территории Челябинской области имеют диапазон возрастов от архея до квартера. Для стратифицируемых образований характерно значительное разнообразие составов одновозрастных пород, вызванное изменчивостью геодинамических и фациальных обстановок, метаморфическими преобразованиями пород.

Особенности геологического строения, истории развития, металлогении крупных структур земной коры позволяют выделить (с запада на восток) Западно-Уральскую, Тагило-Магнитогорскую, Восточно-Уральскую и Зауральскую мегазоны. Границами мегазон являются глубинные разломы, трассирующиеся как зоны смятия на многие сотни километров. Границей Западно-Уральской и Магнитогорской мегазон является Главный Уральский разлом, Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон – Уйско-Новооренбургская зона смятия (Серовско-Маукский, Миасско-Кацбахский разломы). Границей Восточно-Уральской и Зауральской мегазон служит система субмеридиональных нарушений – Челябинский (Карталинский) разлом. Зоны глубинных разломов насыщены телами ультрабазитов, к ним обычно приурочены линейные линзовидные, реже – изометричные в плане тела магматитов различных формационных типов, зоны тектонитов – от милонитов и брекчий до меланжей.

Структуры Южного Урала осложнены широтными и косоширотными разломами, иногда трансуральскими. Особое место занимает трансуральская поперечная структура на широте Уфимского выступа докембрия – в полосе от широты г. Каменск-Уральска на севере до широты г. Челябинска на юге. К этой структуре приурочены многочисленные месторождения и проявления полезных ископаемых, в том числе большая часть южноуральских месторождений и проявлений редких металлов, редких земель, вольфрама, молибдена и бериллия.

При формировании уральского складчатого пояса образующие его геоструктуры прошли стадии платформенную, рифтогенные океаническую, островодужную и активной континентальной окраины, а также неоднократные проявления коллизии.

По сейсмическим данным («Глубинное строение и геодинамика…», 2001) Южный Урал имеет отчётливую бивергентную структуру квазисимметричного облика относительно центральной мегазоны (Тагило-Магнитогорской). В Западно-Уральской мегазоне основную роль в строении земной коры играют покровы и пакеты надвигов с западной вергентностью, а в восточной области – с восточной вергентностью.

2.1. Геолого-структурные особенности и этапность тектонического развития главных тектонических единиц территории

Западно-Уральская мегазона представляет собой деформированный восточный край Восточно-Европейской платформы (ВЕП) и резко отличается от платформенной части многообразием структурных форм с проявлением позднепалеозойских деформаций, в результате которых структура зоны представлена системой мощных, чешуеобразно надвинутых на запад, пакетов пластин, образующих типичный разрез коллизионных зон. Деформациям подвержены как образования чехла, так и кристаллического фундамента.

В мегазоне выделяются (с запада на восток): Предуральский краевой прогиб, в основном заполненный пермской молассой; Западноуральская внешняя зона складчатости, сложенная на поверхности мелководными палеозойскими отложениями; Башкирский антиклинорий с рифейскими отложениями авлакогенного комплекса /Серавкин, 2002/; Зилаирский синклинорий; Сакмарская аллохтонная зона; Уралтаусская антиформа, сформированная метаморфизованными палеозойскими и протерозойскими отложениями (образования аккреционной призмы – по В.Н. Пучкову, 1997 г.). В чешуйчато-надвиговой структуре мегазоны выделяется архейско- раннепротерозойский и рифейско- вендский структурные этажи, разделённые крупным несогласием и перекрытие структурами палеозойского этажа.

В эволюции мегазоны выделяется несколько этапов. Архейско- раннепротерозойский этап отвечает времени становления кристаллического фундамента ВЕП и представлен глубокометаморфизованными осадочными и магматическими образованиями тараташского и уфалейского комплексов (эндербиты и эвлизиты, двупироксеновые кристаллические сланцы, гранат- биотит- силлиманитовые гнейсы, диорито-гнейсы, магнетитовые и графитовые кварциты, плагиогнейсы, гранитогнейсы, мигматиты, амфиболиты).

Структурный план тараташского комплекса представлен на фоне крупной антиклинорной структуры антиклинальными складками с шагом 1000-5000 м и амплитудой до 1500 м – эллипсовидными с общим северо-восточным простиранием. Синклинальные складки (синформы) имеют шаг от 500 до 3500 м, амплитуду 200-1200 м.

Для уфалейского комплекса характерной особенностью является широкое развитие куполовидных структур и конформность их обрамления. Осложняют складчатые структуры более поздние массивы гранитоидов палеозоя.

В рифейско -вендский этап на кристаллическом основании формируются многокилометровые толщи осадочного чехла, слагающие бурзянскую (R₁), юрматинскую (R₂) и каратаускую (R₃) трансгрессивные серии и ашинскую свиту (V). Каждую из них начинают кварцевые и аркозовые кластиты, а завершают карбонатные толщи. В рифее в пределах восточной окраины ВЕП начались процессы континентального рифтогенеза, представленные достаточно широким развитием дайково-силловых габбро- долеритовых и долерит- пикритовых комплексов (R-V), а также базальтов и риолитов машакской свиты (R₂), трахибазальтов айской свиты (R₁). Не случайно И.Б. Серавкин рифейские отложения относит к авлакогенным комплексам /2002/. Одним из рифейских рифтогенных разломов является, по-видимому, Зюраткульский, в зоне которого расположен Кусинско-Копанский расслоенный массив (R), с которым связаны месторождения ильменит-магнетитовых руд.

Следующий этап развития занимает практически весь палеозой, когда в авлакогенах накапливаются осадочные толщи вплоть до карбона. В коллизионную стадию (С₁-Р₂) формируется Предуральский краевой прогиб, в основном заполненный пермской молассой. В этот же этап формируется Уралтаусская антиформа, сложенная метаморфизованными палеозойскими и протерозойскими образованиями, формирующими структуру типа аккреционной призмы (Пучков В.Н., 1997).

Тагильско-Магнитогорская мегазона принципиально отличается от других областей Уральского подвижного пояса типом гетерогенности и повышенной основностью земной коры.

Мегазона подразделяется на Тагильский и Магнитогорский прогибы (синформы), близкие по строению, но отличные по времени проявления однотипного вулканизма и истории развития. Область сочленения двух звеньев мегазоны находится севернее г. Кыштыма, где вулканогенно-осадочные образования буквально зажаты между Уфалейским и Ильменогорско-Вишневогорским блоками развития допалеозойских гнейсо-мигматитовых комплексов. Ширина мегазоны здесь составляет 3,5-5 км, а вулканогенные и осадочные образования интенсивно рассланцованы и имеют крутое восточное падение, насыщены линзообразными телами серпентинитов. Ультрабазиты образуют также плащеобразные протяжённые тела и занимают на поверхности значительную часть прогиба.

Формирование Тагильско-Магнитогорской мегазоны началось в ордовике, в области межплитного шва сочленения Восточно-Европейской платформы (ВЕП) и Азиатского субконтинента (Каретин, 2004).

По Ю.С. Каретину «тагильская синформа представляет собой палеорифт, сформированный в континентальной литосфере…. как ансамбль вложенных друг в друга офиолитовых трогов и последующих вулканических грабенов 3-6 поколении» (Каретин, 2004. С.4).

Тагильское звено мегазоны сложено вулканогенными и в подчинённом масштабе осадочными и интрузивными образованиями. В наибольшем объёме развиты ордовикские и силурийские образования, в меньшем – девонские.

В ордовике был сформирован офиолитовый трог, а в силуре и в раннем девоне в узких вулканических поясах проявился вулканизм в основном риолит- андезит- базальтовой и базальт- андезибазальтовой формаций. В пределах Челябинской области вулканогенные и осадочные породы интенсивно рассланцованы и метаморфизованы в эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фациях метаморфизма, что уничтожило элементы строения вулканоструктур.

Вулканизм силура – девона близок по геохимическим характеристикам пород к образованиям островных дуг, но по достаточно обоснованным построениям С.С. Каретина вулканизм происходил в рифтогенных структурах.

Магнитогорское звено мегазоны прошло в своём развитии рифтогенную и океаническую (O-S), островодужную (D) стадии. В раннекаменноугольное – пермское время развитие мегаструктуры проходило в режиме сжатия в коллизионную стадию. Тагильско-Магнитогорская мегазона с обеих сторон ограничена мощными зонами меланжа. В Магнитогорском звене только здесь, среди серпентинитовых меланжей, присутствуют фрагменты кремнисто-базальтовых комплексов океанической стадии. Внутренняя часть Магнитогорского прогиба имеет синформную структуру с относительно пологими залеганиями относительно слабо деформированных (южнее г. Миасс) вулканогенных, вулканогенно-осадочных и осадочных комплексов девона и карбона. Максимальная ширина мегазоны составляет 100 км на широте г. Магнитогорска. Часть структур мегазоны здесь находится на территории Башкортостана.

Синформа делится на 3 зоны: Западно-Магнитогорскую и Восточно-Магнитогорскую, где преобладающим развитием пользуются островодужные комплексы, и Центрально-Магнитогорскую, представляющую собой раннеколлизионно- грабеновую структуру. В западной части Центрально-Магнитогорской зоны (Кизило-Уртазымской) развиты карбонатные и терригенно-карбонатные отложения девона мощностью около 8 км, а в восточной (Магнитогорской) – щелочные вулканогенные породы от основного до кислого состава каменноугольного возраста (берёзовская и греховская свиты), перекрытые известняками раннего – среднего карбона (кизильская свита).

В структурах девонских и каменноугольных вулканических зон сохранились, близкие к первичным, углы наклона лавовых и туфовых потоков, что наряду с другими данными позволяет реконструировать палеовулканические постройки, в том числе: вулканические пояса островных дуг, склоны и подножия островных дуг, междуговые и задуговые бассейны и т.д.

Вулканогенно-осадочные породы девона, принадлежащие различным частям системы островных дуг, в Западной и Восточно-Магнитогорской зонах представлены, в основном, вулканитами базальтовой, андезибазальтовой и базальт- риолитовой формаций: баймакбурибаевская, ирендыкская, карамалыташская (александринская, гумбейская) свиты. Первые две свиты присутствуют только в Западно-Магнитогорской зоне, представляя начальную стадию развития островной дуги. Здесь же устанавливаются реликты глубоководного желоба и склона островной дуги. Карамалыташские, более молодые образования, представляющие стадию эпидугового рифтогенеза, присутствуют в обеих зонах. Вулканогенно-осадочные породы гумбейской свиты представляют образования противоположного склона вулканической гряды.

Всем тектономагматическим этапам сопутствуют интрузивные образования различного возраста и состава, особенности состава и генезиса которых определяют их металлогеническую специализацию.

Производным рифтогенно- океанической стадии является дунит- клинопироксенитовый комплекс (О₃), представленный в Таловском массиве, расположенном в западном борту Магнитогорского прогиба.

К раннему силуру условно отнесены интрузивные породы Петропавловского массива, первая фаза которого представлена габбро и клинопироксенитами, вторая – габбро, габбро- диоритами и диоритами, третья – сиенитами и сиенодиоритами.

Островодужный интрузивный магматизм представлен диорит- плагиогранитовым салаватским комплексом (D₂) (цепочка малых субвулканических – гипабиссальных тел – комагматов ирендыкской свиты), габбро- плагиогранитовым россыпнянским комплексом (D₂), образующим небольшой массив и небольшие тела, локализующиеся в разрезах александринской толщи; краснинским комплексом (D_2-3) в одноимённом массиве (габбро-диориты и габбро, гранодиориты и граниты). Позднедевонские интрузивные образования представлены в петротипических Погорельском (габбро и диориты), Верхнеуральском (габбро-диориты, монцониты, сиениты и граносиениты), Амамбайском, Сахаринском (дуниты, клинопироксениты, габбро) массивах и сопровождающих их небольших тел.

В раннеколлизионный этап (С₁) происходит формирование вулканоплутонических ассоциаций богдановского комплекса умеренно-щелочных габбро, куйбасовского габбро- диорит- гранитового, мосовского кварцевого монцонит- граносиенит- гранитового, черкасинского габбро-плагиогранитового комплексов, и северокассельского плутонического комплекса граносиенитов и умеренно-щелочных гранитов. В зону Главного Уральского разлома в это время внедряются Тургоякский и Сыростанский массивы диоритов – гранодиоритов – гранитов.

Среднекаменноугольные магматиты слагают диорит- гранит-лейкогранитовый Ахуново-Карагайский массив.

В завершающий этап коллизионной стадии в пределах Магнитогорского звена мегазоны формируются массивы балканского монцодиорит- граносиенит- гранитового комплекса (С₃), солодянского гипабиссального комплекса (Р₁) монцогаббро и шонкинитов, атлянский и кацбахский гранит-лейкогранитовые комплексы (Р₁).

Триасовая тектономагматическая активизация территории в мегазоне проявилась внедрением даек лампроит- лампрофирового колымбаевского комплекса (Т₁).

По новым данным (А.В. Тевелев) щелочные и умеренно-щелочные кварцевые сиениты, граносиениты и кварцевые диориты также имеют триасовый возраст.

Таким образом, строение Магнитогорской синформы усложнено внедрениями интрузий разного состава и возраста, и тектоническими деформациями. В коллизионную стадию структура мегазоны была сильно усложнена сдвиговыми, взбросовыми и надвиговыми дислокациями.

Восточно-Уральская мегазона традиционно делится на две зоны: Восточно-Уральское поднятие – область преобладающего развития гранито-гнейсовых комплексов, и Восточно-Уральский прогиб – вулканический пояс раннепалеозойских рифтогенных и среднепалеозойских окраинно-континентальных комплексов. При этом в западной части мегазоны выделяется ещё один вулканический пояс – Арамильско-Сухтелинская зона. По мнению ряда исследователей, эта зона сложена аллохтонными образованиями, перемещёнными из Тагильско- Магнитогорской мегазоны в коллизионный этап. Однако, весьма вероятно, что зона является самостоятельным вулканическим поясом, зарождение которого обусловлено рассеянным рифтогенезом, имевшим место в раннеордовикское время. Арамильско-Сухтелинская зона представляет собой грабенообразное образование в структуре Восточно-Уральской мегазоны, ранне- среднепалеозойские вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные образования которой в коллизионную стадию были интенсивно деформированы во внешних частях и надвинуты на образования Восточно-Уральского поднятия.

Характерными особенностями мегазоны являются наличие блоков допалеозойского кристаллического фундамента (A-PR₁) и его чехла (R-V) («микроконтиненты», «террейны»), и широчайшее развитие гранитоидов разного возраста с наличием крупных баталитов (Челябинский и Джабыкский плутоны).

В целом мегазона представляет собой эпиплатформенную область, дезинтегрированную, вероятно, уже в позднем протерозое. Блоки кристаллического основания претерпели интенсивные метаморфические преобразования пород и неоднократную мигматизацию. Возраст и корреляция комплексов этих блоков крайне неоднозначны и остаются предметом дискуссий. По материалам профиля Уралсейс-95 характерным для мегазоны является существенно меньшая «раздробленность» земной коры; возможно, что это обусловлено мощной переработкой литокомплексов на всю её мощность в условиях активной континентальной окраины и при магматизме коллизионной стадии.

Блоки кристаллического фундамента представлены крупным Ильменогорско- Вишневогорским блоком и фрагментами в пределах Аллакинского, Челябинского, Кочкарского, Кожубаевского и Каменнодольского выступов, разделённых седловидными и грабенообразными структурами, вулканическими поясами. Наиболее изученными являются комплексы, слагающие Ильменогорско-Вишневогорский выступ допалеозойских пород, протягивающийся на территории Челябинской области на 150 км в северо-северо-восточном направлении при ширине до 30 км. Блок сложен гнейсо-мигматитовыми комплексами архея (селянкинская свита), нижнего протерозоя (вишневогорская, ильменогорская, кыштымская, еланчиковская толщи) и плагиогнейсами и сланцами рифея (Саитовская серия). При общей северо-северо-восточной ориентировке структур, для отдельных участков характерна линейная складчатость с субмеридиональной ориентировкой складок. В строении блока существенное значение имеют многочисленные линзо- и пластообразные тела метаультрабазитов, развитые как на границах, так и внутри метаморфических толщ. Гнейсо-мигматитовые комплексы вмещают позднеордовикский щелочной вишневогорско-ильменогорский комплекс миаскитов, нефелиновых сиенитов, сиенитов и карбонатитов.

В более восточных частях мегазоны допалеозойские образования представлены гнейсами, слюдистыми кварцитами городской толщи (PR₁) в Челябинском выступе; гнейсами, плагиогнейсами, кристаллосланцами, графитистыми и слюдистыми кварцитами, мраморами ерёмкинской толщи (PR₁), мраморами с прослоями плагиогнейсов кучинской толщи (R₁), силикатно-карбонатными породами, биотитовыми и биотит- амфиболовыми плагиосланцами благодатской толщи (R₂), двуслюдяными амфиболовыми плагиосланцами, графитовыми метапесачниками и метагравелитами, мраморами светлинской толщи (R₃) – в Кочкарском выступе, а также метаморфическими образованиями в Аллакинском, Кожубаевском и Каменнодольском выступах.

Ещё раз подчеркнём дискуссионность времени формирования многих из метаморфических комплексов Восточно-Уральской мегазоны.

В ордовикское время в условиях рассеянного спрединга в Восточно-Уральской мегазоне началось формирование депрессионных структур с отложением в них терригенного материала, с излиянием толеитовых магм (рымникская свита – О₁, московская толща и маячная свита – О_1-2). Базальты маячной свиты по петро-геохимическим характеристикам сопоставимы с базальтами трапповой формации. В это же время началось формирование вулканических поясов. Ордовикские вулканиты в Арамильско-Сухтелинской зоне представлены шеметовской (О₃), а в Восточно-Уральском прогибе саргазинской (О_1-2) риолит- базальтовыми толщами. Базальты ордовика представлены толеитовыми, субщелочными и известково-щелочными разновидностями.

Рифтогенный режим заканчивается, по-видимому, в раннем силуре. Разрез шеметовской толщи вулканитов с переслаиванием надстраивается булатовской толщей углисто- глинисто-кремнистых сланцев (S_1-2 до D₁ (?)). Известняки верхних горизонтов саргазинской толщи (О₂) перекрываются мощной (непрерывной) карбонатной пачкой с фауной S₁-D₂ (биксизакская, первомайская, шеинская и клубничная свиты). Фактически весь силур и большая часть структур мегазоны амагматичны – формируются компенсационные прогибы и структурно-тектонические депрессии, и происходит накопление углеродисто-терригенных и карбонатных толщ. Исключение – вулканиты кособродской толщи, отвечающие по составу известково-щелочным базальтам островных дуг, датируемые ныне силуром. Обстановка формирования кособродской толщи не совсем ясная, как и её возраст.

Строение вулканогенных толщ ордовика очень слабо нарушено, лавовые потоки имеют близкое к горизонтальному залегание, и только в зонах тектонических нарушений породы интенсивно дислоцированы.

В ранне- среднедевонское время вулканическая деятельность продолжается только в северном звене (Алапаевско-Теченском) мегазоны – в пределах Уфимской широтной структуры, и в Арамильско-Сухтелинской зоне.

В Алапаевско-Теченской зоне девонский вулканический пояс имеет субширотное простирание (теченская базальт- андезит- риолитовая толща (D₁), касаргинская вулканогенно-осадочная толща (D₂), в разрезах которой локализуются колчеданные руды). В северной части зоны в качестве аналога касаргинской толщи рассматриваются вулканиты базальт- дацитовой толщи, здесь же к D₂ условно отнесена маминская толща порфировых базальтов, андезибазальтов и их туфов. С маминской толщей сопоставляются порфировые базальты, андезибазальты, андезиты и их туфы кулуевской и аджатаровской толщ Арамильско-Сухтелинской зоны. К югу от г. Челябинска в Восточно-Уральском прогибе на этом возрастном уровне вулканизм не фиксируется, формируются терригенно-карбонатные толщи.

В позднедевонское – раннекаменноугольное время южное звено мегазоны развивается в условиях активной континентальной окраины.

Позднедевонские образования представлены вулканогенно-осадочными и вулканическими толщами, которые формировались в нескольких разрозненных ареалах (краснокаменская, кабанская, чабанская толщи).

В D₃-С₁ формируются вулканиты березняковской толщи, к югу от Челябинска – туфы андезитов, андезидацитов, дацитов, ксенотуфы, андезиты, андезидациты, дациты, прослои известняков, углисто-кремнистых сланцев (с гипабиссальными комагматами эффузивов связано молибден- медно-порфировое оруденение, с субвулканитами – золото- порфировое оруденение); южнее широты г. Троицка – базальты, абсоракиты, трахиандезибазальты, трахиандезиты, андезибазальты, андезиты, трахидациты, риолиты, их туфы, кремнистые туффиты, туфопесчаники).

В С₁ в районе образуются пирокласты таяндинской толщи – туфы и ксенотуфы андезибазальтов, андезитов и трахиандезитов, андезидацитов, дацитов.

Позднедевонские образования в Алапаевско-Теченском звене мегазоны представлены непрерывным разрезом клевакинской, кодинской, устькодинской свит и кургинской толщи, сложенным вулканомиктовыми конгломератами, песчаниками, алевролитами и туффитами с прослоями туфов основного состава и известняков. С таяндинской толщей может быть сопоставлена бекленищевская толща С₁; в её составе песчаники, алевролиты, аргиллиты и известняки фациально замещаются базальтами, андезитами, риодацитами и их туфами.

Каменноугольные отложения, начиная с турнейского времени, в мегазоне представлены терригенно-карбонатными осадками, прослеживающимися непрерывной полосой пологих синформ, а начиная с С_1-2 и С₂, практически вся территория мегазоны становится ареной накопления карбонатных пород, с прослоями песчаников и алевролитов (вероятно, в локальных бассейнах ?).

Таким образом, в современной структуре мегазоны выделяются три зоны: центральная часть – Восточно-Уральское поднятие (антиформа), сложена метаморфизованными образованиями допалеозоя и раннего палеозоя, вмещающими крупные гранитоидные массивы раннекаменноугольного и пермского возраста; краевые синформы – Арамильско- Сухтелинская и Восточно-Уральская, сложенные вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными образованиями ордовика – карбона. При том, что вулканизм часто носил ареальный характер, строение краевых синформ относительно выдержано на всём протяжении мегазоны, а центральная часть состоит из серии куполов различного строения. Структуры мегазоны осложнены субмеридиональными и косоширотными (диагональными) взбросо- сбросовыми, сдвиговыми разломами и надвигами. Наиболее масштабные надвиговые дислокации наблюдаются севернее Челябинского плутона.

Интрузивный магматизм в мегазоне проявлен очень широко, фиксирует все тектономагматические этапы, разнообразен как по составу, так и по возрасту, представлен как интрузиями комагматов вулканогенных толщ (вознесенский – О_1-2, большаковский – S₁, касаргино-тептяргинский – D₂, биргильдинско-томинский – D₃-C₁ и другие комплексы), так и коллизионными гранитоидными интрузиями каменноугольного и пермского возрастов, имеющими различную металлогеническую специализацию.

Зоны субмеридиональных разломов и надвиговых структур – аллохтонов трассируют базит- гипербазитовые массивы, предположительно ранне- среднеордовикского возраста, образующие серию поясов, прослеживающихся с севера на юг на сотни километров. С комплексами связаны месторождения талька и хромитов.

Зауральская мегазона выделяется к востоку от Челябинского (Карталинского) разлома (шовной зоны), в северной части которого расположен Челябинский триасовый грабен. Структуры Зауральской мегазоны перекрыты почти сплошным чехлом мезозойско-кайнозойских морских и континентальных отложений и изучены относительно слабо. В доступной изучению западной части мегазоны, на границе с Восточно-Уральской мегазоной, в узких субмеридиональных блоках развиты докембрийские (?) и палеозойские образования, примыкающие на юге Челябинской области к Челябинской системе разломов.

Северо-восточнее мегазона представлена системой структур, веерообразно расходящихся на северо-восток. Локально развитые в этих блоках крупные и средние по размерам гранитоидные массивы, вулкано-интрузивные постройки подчинены общему структурному плану.

По материалам профиля Уралсейс-95 главной особенностью Зауральской мегазоны является наличие системы падающих на запад под углами 30-40° пластин в средней и нижней коре, протягивающихся на десятки километров и прослеживающихся до глубины 40-45 км, где они сливаются с чётко выраженной границей Мохо. Ближе к поверхности (до 20 км) пакеты пластин более прерывисты, а их плоскости часто меняют вергентность. Структурные особенности позволяют нам рассматривать эту часть Южного Урала как элемент протерозойского (или раннепалеозойского) складчатого пояса, усложнённого в палеозойский этап развития территории.

По А.В. Тевелеву западная часть мегазоны отчётливо делится на две зоны – Нижнесанарско-Текельдытаусскую и Троицко-Буруктальскую, в первой из которых преимущественно развиты слабодислоцированные раннекаменноугольные толщи, залегающие на метаморфизованных комплексах ордовика - силура с многочисленными блоками допалеозойских образований, а во второй – за Катенинским разломом – складчатые комплексы ордовика – силура перекрыты фамен- раннекаменноугольными образованиями /Тевелев, 2006/.

Нижнепротерозойские образования в мегазоне представлены биотитовыми парагнейсами с прослоями амфиболитов, кварцитов и кальцифиров ильиновского комплекса, биотитовыми, биотит- амфиболовыми гнейсами и плагиогнейсами с прослоями амфиболитов нижнесанарского комплекса в обрамлении Нижнесанарского гранитоидного массива.

Рифейские образования представлены в Марииновском куполе и в узких линзовидных блоках вблизи Челябинской шовной зоны (кусаканская и городищенская свиты (R₁), сложенные кварц- альбит- хлоритовыми, слюдяно-кварцевыми, эпидот- актинолитовыми сланцами, метапесчаниками, метабазальтами с прослоями мраморизованных известняков; алексеевская и чулаксайская свиты (R₂) слюдяных кварцитов, слюдяных сланцев, плагиосланцев амфиболовых, графитистых кварцитов; арчаглинская свита (R₃) слюдистых кварцитов, слюдяно-кварцевых, альбит- кварцевых сланцев, метабазальтов, плагиосланцев, графитистых сланцев; тогузакаятская свита (V) песчаников, алевролитов).

К западу от Нижнесанарского плутона откартированы отложения санарской свиты кембрия, сложенной песчаниками, алевролитами, глинистыми и глинисто-кремнистыми сланцами, с прослоями рифогенных известняков. Выделены они на небольшой площади, их взаимоотношения с подстилающими и перекрывающими образованиями не установлены. Породы практически не метаморфизованы.

Ордовикские образования представлены образованиями увельской свиты (О_2-3), сложенной базальтами, андезибазальтами и их туфами, конгломератами, песчаниками, сланцами и известняками в районе г. Троицка. А.В. Тевелевым к образованиям увельской свиты отнесены вулканиты, слагающие серию субмеридиональных кулисообразных тектонических блоков южнее широты Джабыкского плутона. Вулканиты представлены базальтами, долеритами, спилитами, андезибазальтами с маломощными прослоями туфов основного состава, а также лав и туфов кислого состава, туффитов, углисто-кремнистых сланцев, яшмоидов. В отдельных блоках образования свиты интенсивно метаморфизованы и дислоцированы. По геохимическим характеристикам вулканиты увельской свиты, по данным А.В. Тевелева, относятся к базальтам СОХ, частично – к внутриплитным, а по данным В.И. Сначёва – к континентально- рифтогенным. Возможно, анализировались вулканиты разных возрастов.

Силур, так же как и на большей части Южного Урала, амагматичен, а отложения представлены чёрными сланцами варненской толщи (S₁), песчаниками, алевролитами и известняками катенинской толщи (S₁-S₂), залегающими в виде отдельных тектонических клиньев в меридионально вытянутых блоках. По А.В. Тевелеву вулканиты, относимые ранее к силуру, являются позднедевонскими и выделены в ащисуйскую толщу, которая слагает маломощные тектонические пластины субмеридионального простирания. Взаимоотношения с подстилающими образованиями тектонические. А.В. Тевелев вулканиты толщи параллелизует с образованиями березняковской толщи Восточно-Уральской мегазоны и датирует фаменом – турне (Тевелев, 2006).

Раннекаменноугольные образования в западной части мегазоны представлены терригенно-карбонатными отложениями потаповской, еткульской, боровой и других толщ, а также осадочно-вулканогенной аккаргинской толщей (C₁v). Аккаргинская толща представлена двумя субмеридиональными полосами. В восточной полосе – в районе Михеевского медно-порфирового месторождения в составе толщи преобладают породы основного состава, реже встречаются андезиты, дациты, в подчинённом количестве – известняки, туфоконгломераты, туфопесчаники, кремнистые сланцы, аргиллиты, полимиктовые песчаники. По петрогеохимическим характеристикам вулканиты толщи являются рифтогенными (Тевелев, 2006).

Таким образом, в самой юго-западной части мегазоны верхний структурный ярус представляет собой синклинальную структуру, сложенную раннекаменноугольными формациями: терригенно- углистой (боровая толща) и высокотитанистых базальтов (аккаргинская толща). В ядре Новокатенинской синклинали расположен одноимённый массив габбро- гранодиорит- плагиогранитовой формации. Местами породы рассланцованы и метаморфизованы. К востоку от Катенинского разлома на дислоцированных образованиях ордовика – силура залегают девонские и позднедевонские – раннекаменноугольные образования (ащисуйская толща), а затем – аккаргинский вулканический комплекс C₁v.

В целом, в юго-восточной части Челябинской области мегазона структурно представлена системой узких грабенообразных и горстовых структур, ограниченных разломами.

В строении верхнего яруса участвуют малоглубинные интрузии диоритового ряда, образующие две цепочки массивов, контролирующих медно-порфировое оруденение. Севернее в Троицко-Буруктальской зоне значительную площадь занимают образования допалеозоя с интрузиями гранитов в центральной части структуры, перекрытые отложениями каменноугольного возраста в самой северной части.

Триасовые образования в мегазоне представлены базальтами бичурской свиты (T_1-2), образующими покровы на восточном плече Челябинского грабена, а также угленосными осадками Челябинской серии, заполняющими Челябинский и другие небольшие грабены.