Геологическое строение Миасского района определяется расположением на границе Центрально-Уральского и Восточно-Уральского поднятий, разделенных зоной Главного Уральского глубинного разлома (ГУГР). Выделяются три меридиональные тектонические области: западная, восточная и центральная (зеленокаменный пояс). Первая область принадлежит западному склону Урала, вторая и третья - восточному. Все три области представляют собой линейно-блоковые и складчатые сооружения, раздробленные взбросами и сдвигами и отличаются друг от друга составом слагающих их геологических формаций. Первичные осадочные и вулканические породы в западной и восточной тектонических областях под воздействием высоких температур и давления изменились (метаморфизовались) с образованием метаморфических пород.

В западной тектонической области Миасского района меридионально простираются геологические образования восточного края Центрально-Уральского поднятия, относимые к мегазоне Уралтау. Западная граница этой тектонической области выходит за пределы Миасского района, восточная граница проходит меридионально по западному склону Таловских гор, огибает с восточной стороны озеро Тургояк, затем продолжается в юго-западном направлении, проходя через Сыростан.

По современным геодинамическим представлениям считается, что западный домен Урала сформировался на земной коре континентального типа и относится к выступу раннедокембрийского фундамента и области распространения рифейско-палеозойского комплекса осадков окраины Восточно-Европейского континента. На территории Миасского района в этой тектонической области выходят на поверхность породы таганайской, уреньгинской, уфалейской и куштумгинской свит.

Породы рифейской таганайской свиты простираются вдоль западной границы Миасского района, слагая вершины хребта Ицыл и Уральский. Представлены кварцитами, мусковитовыми сланцами с прослоями графитовых, гранатовых и ставролитовых сланцев. Мощность свиты оценивается от 250 до 1000 метров. Стратиграфически выше таганайской свиты выделяется рифейская уреньгинская свита. Она сложена кварцитами, слюдистыми кварцитами (западнее Сыростанского гранитоидного массива), слюдяно-кварцевыми, слюдисто-ставролитовыми и слюдяно-гранатовыми сланцами, филлитами с прослоями доломитовых, магнезитовых и кальцитовых мраморов (с восточной стороны этого же массива в Сыростан). Возраст свиты условно принят позднепротерозойский после работ С.А. Зорина (более 500 миллионов лет). Мощность свиты составляет больше 2000 метров.

На геологической карте С.А. Зорина в юго-западной части Миасского района выделены породы уйташской свиты. В северной части Миасского района у реки Киалим выделяется блок пород уфалейской свиты, сложенной амфиболитами, амфиболовыми гнейсами с прослойками биотитовых кварцитов, гранат-слюдяно-кварцевых сланцев и слюдистых кварцитов.

Породы куштумгинской свиты слагают узкую тектоническую пластину, проходящую по восточному краю западной тектонической области Миасского района. Ширина полосы 0.5-2 километра. В составе свиты - глинисто-углистые, углисто-кремнистые, кварцитовидные, амфиболовые, биотитовые сланцы. Глинистые сланцы и филлиты нижней подсвиты на территории обнажаются в Сыростане. Возраст свиты устанавливается по находкам позднекембрийских-тремадокских радиолярий на юго-западе территории (500 миллионов лет). Видимая мощность свиты достигает 1200 метров. Условно к куштумгинской толще отнесена полоса амфиболовых сланцев и графитистых кварцитов в южной части Миасского района.

Геологические образования восточной тектонической области Миасского района относятся к Сысертско-Ильменогорскому антиклинорию, который входит в структуру Восточно-Уральского поднятия. Западная граница этой области проходит по реке Миасс, восточная граница выходит за пределы Миасского района. В ядре Сысертско-Ильменогорского антиклинория залегают архейско-нижнепротерозойские метаморфические породы селянкинской толщи и рифейской ильменогорской серии, сопоставляемые с архейско-протерозойским кристаллическим фундаментом края Восточно-Европейской платформы.

Селянкинская толща названа по местоположению стратотипа в районе реки Селянка в 21 километре к северу от озера Ильменского, где она залегает в ядре Ильменогорской антиклинали, слагая Ильменский хребет и образуя полосу шириной до 2 километров. Эта полоса протягивается в северо-восточном направлении и выходит за пределы Миасского района. На востоке селянкинская толща перекрывается вишневогорской толщей. Контакты толщи тектонические. Залегание крутонаклонное или вертикальное.

Толща сложена плагиогнейсами биотитовыми, гранат-биотитовыми, силлиманит-гранат-биотитовыми; кварцитогнейсами с крупночешуйчатым графитом; амфиболитами, в том числе с гранатом и моноклинным пироксеном. На северном продолжении селянкинской толщи за пределами Миасского района встречены магнетит-двупироксеновые кварциты, типичные для архейских гранулитовых комплексов типа тараташского.

Породы толщи метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации, с реликтами гранулитовых парагенезисов. По породам селянкинской толщи развиваются полосчатые плагиомигматиты. В породах широко распространены щелочные метасоматиты - амфиболовые, биотит-амфиболовые, биотитовые и пироксеновые фениты и нефелин-полевошпатовые мигматиты. Общая мощность толщи более 1000 метров.

Возраст толщи, определенный радиоизотопными методами, более 2000 миллионов лет (архей), возраст метаморфизма гранулитового метаморфизма оценивается в 1900 миллионов лет, возраст метаморфизма амфиболитовой фации - 1870 миллионов лет (ранний протерозой). Поздние процессы щелочного метасоматоза имеют возраст 429 миллионов лет.

Ильменогорская серия включает вишневогорскую, ильменогорскую, еланчиковскую и кыштымскую толщи. Вишневогорская толща узкой полосой протягивается вдоль восточного подножья Ильменского хребта, залегая в периферической зоне Ильменогорского щелочного массива. В юго-восточной части отдельные выходы пород этой толщи наблюдаются среди Северо-Ильменского торфяного болота. Толща сложена кристаллическими сланцами биотитовыми, гранат-биотитовыми, кианит-гранат-биотитовыми; кварцито-гнейсами с биотитом, гранатом, графитом; амфиболитами с гранатом и пироксеном, диопсид-скаполитовыми кристаллическими сланцами. Породы гранитизированы, изменены щелочным метасоматозом, вплоть до образования плагиомигматитов и фенитов. Мощность вишневогорской толщи около 700 метров. Ритмично-слоистая вишневогорская толща, возможно, изначально имела терригенно-карбонатный состав.

Ильменогорская толща огибает с юга Ильменские горы, проходя по озеру Ильменскому, и продолжается далее с восточной стороны Ильменских гор. Ее нижняя граница в средней части района проводится по смене переслаивающихся амфиболитов и плагиогнейсов вишневогорской толщи монотонными амфиболитами. В разрезе толщи значительная доля приходится на амфиболиты (иногда гранатовые, пироксеновые). Кроме того, широко распространены гнейсы биотитовые, гранат-биотитовые, силлиманит-гранат-биотитовые; кварцито-гнейсы. Около 5% объема толщи представлено кварцитами биотитовыми, гранат-биотитовыми, биотит-графитовыми, графитистыми. По гнейсам и амфиболитам развиты гранитные мигматиты. В верхней части разреза отмечаются линзовидные прослои диопсид-скаполитовых сланцев, ассоциирующие с эпидотовыми породами. Мощность толщи оценивается в 1100-1290 метров.

Ильменогорская толща обычно считается метавулканической. При этом амфиболиты рассматриваются как метабазальты, а графитовые кварциты - как метаморфизованные фтаниты - углеродистые яшмы. Перекрывается ильменогорская толща еланчиковской толщей без видимого несогласия.

Еланчиковская толща, названная по озеру Большой Еланчик, распространена между озерами Аргаяш и Большой Еланчик, на водоразделе Ильменского и Аргаяшского озер и простирается далее на север от озера Аргаяш к западному берегу озера Большое Миассово. На ильменогорской толще она залегает без структурного несогласия, а с более молодой кыштымской толщей, вскрывающейся восточнее, она граничит по разлому.

Породы еланчиковской толщи представлены мелкозернистыми плагиогнейсами лейкократовыми, биотитовыми, амфибол-биотитовыми, реже гранат-биотитовыми и силлиманит-гранат-биотитовыми. В северной части на левом берегу озера Большое Миассово до 15-20% пород толщи представлены амфиболитами. Широко распространены мигматиты полосчатые, теневые, очковые. Общая видимая мощность еланчиковской толщи оценивается в 1300 метров.

Кыштымская толща проходит по восточной границе Миасского района, южной части озера Большой Еланчик и западнее узкой полосой протягивается на север вдоль подножья Чашковских гор. В нижней части кыштымской толщи залегают амфиболиты. Выше отмечается переслаивание кварцитов, амфиболитов, плагиосланцев. В верхней части толщи - гнейсы с прослоями графитистых кварцитов. Мощность толщи 920 метров.

Последние данные для ильменогорской серии в целом, по А.А. Краснобаеву и другим, свидетельствуют о ее рифейском возрасте (631 ±41 миллион лет); возраст последнего метаморфизма оценивается в 325 ±13 миллионов лет (карбон).

Стратиграфически выше Ильменогорской серии залегают породы саитовской серии, представленные на территории Миасского района саитовской и игишской свитами вендского возраста. Эти свиты огибают с юга Чашковские горы и продолжаются на северо-северо-восток по западному подножью Чашковских и Ильменских гор. В составе толщ преобладают черные графитистые кварциты, кварцито-сланцы, часто с фосфоритовыми стяжениями. Предполагается, что породы саитовской серии образовались на дне глубокого застойного морского бассейна при привносе поствулканическими растворами больших количеств кремнезема, а также фосфора, железа, сероводорода и других компонентов. Возраст предположительно верхний протерозойский (венд).

Центральная часть Миасского района, отделяющаяся от западного склона Урала зоной ГУГР, а с востока - Казбахской структурной зоной, относится к Тагильско-Магнитогорской структурной зоне (центральная тектоническая область). В пределах этой зоны распространены породы офиолитовой ассоциации (базальты, габбро, ультраосновные породы), вулканические и вулканогенно-осадочные комплексы активных континентальных окраин (в т.ч. островодужные), платформенные. Здесь известны ордовикские, силурийские, девонские и каменноугольные стратифицированные образования.

Геологическая история этой части Миасского района более или менее расшифровывается с позднего кембрия - начала ордовика, когда после длительного континентального перерыва возобновляется осадконакопление и тектоно-магматическая деятельность. В это время произошел раскол земной коры, который начал заполняться вулканогенными образованиями - возникла Воскресено-Присакмарская рифтовая зона. Далее происходило раздвижение частей океанического дна (спрединг) и формирование океанической коры из потоков лавы, образующихся вследствие подъема магмы из внутренних частей Земли. Разрезы раннего палеозоя (ордовик-силур) начинаются офиолитами, измененными базальт-риолитами, переходящими выше в андезит-базальтовые и андезит-дацитовые вулканогенные толщи, и заканчиваются трахибазальтами. К концу каждой эпохи отлагались известняки и более глубоководные морские осадки.

На юго-восточной окраине центральной части Миасского района ордовикские образования представлены углисто-кремнистыми кварцитовидными сланцами. В центре района от железнодорожной станции Миасс-II на юго-запад к Иремельскому водохранилищу проходит полоса серпентинитов с мелкими блоками пород поляковской толщи.

Поляковская толща датируется нижним и средним отделами ордовикского периода (450-500 миллионов лет) и сложена диабазовыми порфиритами, диабазами, измененными порфиритами базальтового состава с пачками и линзами красных, серых, зеленых и черных кремней, реже алевролитов. В кремнях обнаружены конодонты (мелкие пластинчатые остатки животных) раннего и среднего ордовика

В районе восточного берега озера Тургояк обнажается субвертикально залегающая осадочно-вулканогенная толща, получившая название малосыростанской, но сходная с ордовикской поляковской толщей. Она слагает тектонический блок размером 2х22 километра, вытянутый в меридиональном направлении. С востока блок ограничен серпентинитами Вознесенско-Присакмарской шовной зоны, с запада - гранитоидами Тургоякского массива, прорывающими и метаморфизующими данную толщу. Около 90% разреза приходится на базальтоиды. Прослои вулканогенно-осадочных пород мощностью до 5 метров представлены туфоалевролитами и мелкозернистыми туфопесчаниками.

По мнению большинства современных геологов, поляковская толща является фрагментом палеобассейна с корой океанического типа.

Силурийские отложения в Магнитогорской мегазоне развиты весьма ограниченно и фрагментарно. Их нижняя часть представлена базальтами, а верхняя - терригенно-кремнистыми отложениями. Фаунистически охарактеризованные силурийские отложения известны лишь южнее Миасского района.

Девонские образования в Магнитогорской мегазоне имеют наиболее широкое распространение. Нижнедевонские стратифицированные породы - известняки и терригенно-глинистые отложения мощностью 200-500 метров - встречаются редко; они образуют блоки в серпентинитовом меланже, тяготеют к зонам разломов, в т.ч. к зоне Главного Уральского разлома. Более молодые, преимущественно среднедевонские образования, слагают мощные вулканогенные толщи ирендыкской, карамалыташской и улутауской свит. К франкскому веку позднего девона вулканизм постепенно затухал. Верхний девон в районе представлен осадочными породами мукасовской и зилаирской свит.

К нижнему отделу девонской системы относится тургоякская толща известняков с криноидеями и кораллами. Толща залегает в виде крутонаклонных тектонических линзовидных пластин, или блоков, ориентированных в северо-северо-восточном направлении и расположенных между горами Известной и Березовой и южнее. Один из таких блоков вскрыт главным карьером Тургоякского месторождения флюсовых известняков. Мощность толщи 250-400 метров.

К нижнему девону отнесена козловская толща, выделенная В.В. Бабкиным и другими, слагающая тектонические блоки в серпентинитовом меланже к юго-востоку и юго-западу от вершины горы Березовая. Толща представлена трахитами, трахиандезитами, трахибазальтами, их туфами, туфоконгломератами, туфогравелитами, туфопесчаниками. Ее мощность составляет 300-450 метров.

Смена характера вулканизма в девонское время связана с изменением геодинамической обстановки: 430 миллионов лет назад (с силура) начался процесс схождения микроконтинентов Центрально-Уральского и Восточно-Уральского. В результате океанское ложе по наклонной плоскости начало подвигаться под Восточно-Уральский континент. Этот процесс в геологии называется субдукцией. Процесс субдукции сопровождался формированием дуги островов над плоскостью погружения океанического дна. За островной дугой происходило формирование задугового бассейна.

На территории района в восточном направлении океанические базальтоиды поляковской толщи сменяются вулканитами и вулканогенно-осадочными породами нижне-среднедевонской ирендыкской свиты - породами островной дуги. Они образуют протяженный хребет в южной части территории. Для ирендыкской свиты характерен высокий коэффициент эксплозивности (отношение объема пирокластических пород к общему объему изверженного материала), более кислый состав и порфировые структуры вулканитов, а также ассоциация с грубообломочными ритмическими отложениями. В составе свиты - лавы, лавобрекчии и туфы базальтов и андезибазальтов, туффиты; в удаленных от вулканических центров районах появляются прослои яшмоидов и кремнистых туффитов. Мощность свиты - от 300 до 3100 метров. Субвулканические образования представлены дайками микрогаббро-порфиритов, диорит-порфиритов, штоками дацитов, плагиориолитов; присутствуют экструзивно-жерловые андезито-базальты, лейкобазальты, изредка андезиты. Южнее района в яшмоидах ирендыкской свиты найдены конодонты.

В долине реки Атлян, примерно в 5 километрах западнее города Миасс, в ядре Горбатовской антиформы выделена горбатовская толща базальтоидных лав, туфов, лавобрекчий с прослоями тефрогенных песчаников и линзами известняков. Эта толща относится к нижнему эйфелю и одновозрастна верхам ирендыкской свиты. К этому же стратиграфическому уровню отнесена и васильевская толща, сложенная базальтами, их лавобрекчиями и туфами, в различной степени метаморфизованными, вплоть до порфиритоидов и зеленых сланцев. Реже встречаются андезиты, кварцевые порфиры, туффиты, туфопесчаники, прослои известняков. Мощность горбатовской и васильевской толщ от 600 до 1800 метров.

С расширением задугового бассейна примерно 380 миллионов лет назад связано формирование среднедевонских отложений карамалыташской свиты. Породы этой свиты относятся к вулканитам контрастной базальт-риолитовой серии (формации). В ее составе выделены две подсвиты: нижняя (мощностью до 1600 метров) - преимущественно базальтоидная (натровые лейкобазальты, исландиты) с пачками и прослоями яшм, туффитов и риодацитовых лав, и верхняя (мощностью до 700 метров), сложенная, главным образом, вулканитами кислого состава - дацитами, риодацитами и их туфами. Субвулканические образования представлены дайками и силлами лейкобазальтов, куполами, некками и дайками дацитов, риодацитов и плагиориолитов. В стратотипе, расположенном южнее, в Сибайском районе, в прослоях яшм и туффитов собраны отпечатки эйфельских конодонтов.

На юге центральной части территории Миасского района к этому же возрастному уровню отнесена круглогорская толща базальтов, андезитов и дацитов. Отложения круглогорской толщи проходят в северо-восточном направлении через поселок Ленинский и гору Круглую и от горы Моховой к восточной окраине поселка Дачный.

К периоду наибольшей активности вулканизма относится формирование островной вулканической дуги в среднем девоне и в начале нижнего девона. В это время отлагались породы улутауской свиты, распространенные восточнее отложений карамалыташской свиты - вдоль реки Миасс от южного края Миасского района к западному берегу Миасского пруда. Для улутауской свиты типичны туфогенные и туфогенно-осадочные образования. Состав вулканитов меняется в широких пределах - от андезибазальтов к андезитам, дацитам и плагиориолитам. Продукты эксплозивных извержений резко преобладают над лавами. Большая часть пород формировалась в наземной обстановке.

В верхнем девоне вулканическая деятельность почти прекратилась и в условиях относительно выровненного рельефа бассейна формировались отложения мукасовской свиты: кремни, кремнистые сланцы, иногда с прослоями песчаников и глинистых сланцев. Свита хорошо выдержана по всему западному борту Магнитогорской мегазоны. Мощность свиты колеблется от 30-60 до 700-800 метров. В верхней части гребня горы Березовой данная свита, ранее названная березовской, представлена преимущественно серыми кремнями и кремнистыми сланцами. Залегание пород свиты здесь крутонаклонное опрокинутое. В кремнистых сланцах встречены зональные формы конодонтов. Мощность мукасовской свиты в Миасском районе - от 30 до 100 метров.

В верхнем девоне происходило понижение уровня океана и подъем горной системы Уралтау, которая подвергалась интенсивному разрушению. Формировались осадочные породы зилаирской свиты: полимиктовые конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты, кремнисто-глинистые сланцы, а также известковистые песчаники с остатками кораллов. Свита согласно залегает на породах мукасовского горизонта. На юго-восточном склоне горы Березовой нижняя часть свиты сложена преимущественно желтыми алевролитами, а выше по разрезу (ниже по склону) - ритмичным переслаиванием офиолитокластовых - полимиктовых конгломератов, гравелитов и песчаников. Мощность зилаирской свиты в Миасском районе достигает 700 метров.

Каменноугольная система в Миасском районе начинается с отложений мелководных осадков атлянской толщи. Атлянская толща была выделена в качестве свиты в 1933 году В.С. Коптевым-Дворниковым при картировании северной части Учалинского района. На территории района толща слагает часть тектонического блока размером 10х15 км, расположенного в 16 км западнее старой части города Миасс. Она представлена алевролитами, песчаниками, кремнисто-глинистыми сланцами, известняками. В известняках содержатся остатки позднетурнейской ископаемой фауны (350 миллионов лет). Мощность толщи - 150-400 метров.

Каменноугольные отложения в Миасском районе заканчиваются органогенными известняками с прослоями карбонатных песчаников и углисто-карбонатно-глинистых сланцев. Эти отложения известны в том же блоке, что и атлянская толща. Мощность отложений этого возраста 100-150 метров. В юго-восточной части Миасского района от Миасского пруда на юг вдоль реки Миасс проходит блок известняков кизильской свиты, формировавшийся на морском шельфе.

К концу этого времени процессы субдукции завершились и начался период горообразовательной деятельности в результате столкновения (коллизии) блоков земной коры, сопровождаемого деформацией пород и метаморфизмом - формировалась Уральская горная система складчато-блоковой структуры. Интенсивные геологические движения привели к образованию на территории района широких полос меланжа - хаотического перемешивания обломков и глыб серпентинитов (метагипербазитов), вулканических и осадочных пород по зонам глубинных разломов.

В результате размыва гор в последующее время обнажились их корни со следами магматической (интрузивной) деятельности, проходившей во внутренних частях земной коры. Интрузивные процессы наиболее ярко проявились в пределах восточной и центральной тектонических областей. В восточной тектонической области в Ильменогорской зоне наиболее древними интрузивными образованиями считаются измененные гипербазитовые породы нижнепротерозойского баикского и каганского комплексов: апоперидотитовые и аподунитовые серпентиниты, серпентинизированные клинопироксениты. Породы этих комплексов слагают небольшой Няшевский массив на западном берегу озера Большое Миассово и тектонические пластины на контактах протерозойско-рифейских толщ.

В позднем ордовике проявляется тектоно-магматическая активизация с образованием нефелиновых сиенитов, карбонатитов и продуктов их метасоматоза. В это время произошло становление Ильменогорского миаскитового массива - основы Ильменских гор. Этот массив в плане имеет форму капли, расширяющейся к югу (длина - 18 километров максимальная ширина - 4.5 километра, площадь - 50 км2).

В южной части Ильменогорского комплекса залегает Чашковско-Еланчиковский подковообразный массив гранитов. Граниты мусковитовые с гранатом, гранитогнейсы. Жильные породы - аплиты, пегматиты. Геологический период формирования этого массива, по-видимому, был длительным. По разным данным возраст гранитов принимается от верхнего ордовика по пермский период.

К пермско-триасовскому времени (200-290 миллионов лет) относят формирование в Ильменских горах системы жил гранитных пегматитов с редкометальной и камнесамоцветной минерализацией.

В центральной тектонической области Миасского района к наиболее древним продуктам магматизма относится Таловский ордовикско-силурийский габбро-перидотитовый комплекс - серпентинизированные ультраосновные породы (гарцбургиты, дуниты, верлиты). Отмечается крутонаклонное, до субвертикального, залегание интрузивных тел. Массивы комплекса приурочены к двум поясам. Восточный пояс - Миасско-Куликовский - разделяет на данном участке Магнитогорскую и Восточно-Уральскую мегазоны. Его ширина на северном отрезке составляет 0.2-2 км, к югу пояс расширяется, распадаясь на несколько ветвей. Западный пояс - Кемпирсайский - протягивается вдоль ГУГР и включает крупный Таловский массив (тектонический блок в серпентинитовом меланже), расположенный севернее озера Тургояк. Контакты падают под массив (западный круто, восточный - полого); вертикальная мощность массива - до 5 километров в северной части. Состав пород: апопироксенитовые серпентиниты, аподунитовые серпентиниты, габброиды. Жильные образования представлены габбро-пегматитами и более поздними дайками диоритов, кварцевых диоритов, гранитоидов. С Таловским массивом связаны проявления хрома, асбеста, талька, золота.

В силуре, раннем и среднем девоне последовательно развиваются габбро-диорит-гранодиоритовые формации, завершающиеся к концу циклов габбро-сиенитами. Для конца девона и для раннего карбона характерен габбро-гранитный магматизм. В среднекаменноугольное время с началом горообразовательного режима в зонах поднятий фундамента формируются гранитовые плутоны.

Южнее озера Тургояк среди гипербазитов и серпентинитов Кемпирсайского пояса расположен линзовидный тектонический блок кварцевых диоритов-плагиогранитов Кысыкульского массива, вытянутого в северо-восточном направлении на 3 километра и занимающего площадь 7 км2.

В пяти километрах юго-западнее старой части города Миасса на горе Круглая расположен Круглогорский массив, состоящий из габбро, диоритов, кварцевых диоритов, диабазов.

Более молодые на территории района магматические (интрузивные) образования представлены диоритовыми и гранитоидными сериями. К ним относится Тургоякский комплекс диорит-гранодиорит-гранитовый раннекаменноугольный. Первая фаза комплекса - гранодиориты, кварцевые диориты, вторая фаза - граниты двуполевошпатовые, существенно плагиоклазовые. Жильные породы - мелкозернистые граниты.

Около поселка Сыростан выходят на поверхность породы монцодиорит-гранитового Сыростанского массива, среднекаменноугольного. Западная приконтактовая часть Сыростанского интрузива вскрыта щебеночным карьером у поселка Хребет. Сыростанский массив сложен породами, образовавшимися в две фазы: первая фаза - монцодиориты, кварцевые сиениты, граносиениты, вторая фаза - граниты и лейкограниты. Жильные породы - гранит-порфиры, аплиты. Сопутствующие метасоматиты - грейзены. Южнее этого массива между поселками Урал-Дача и Нижний Атлян располагается Атлянский гранитный массив позднекаменноугольный или раннепермский. Граниты биотитовые, лейкограниты.

В конце триаса завершился горообразовательный этап в истории развития Урала и начался этап формирования континентальной платформы. В последующее время несколько раз со стороны Зауралья и Тургайского пролива практически вплотную к Миасскому району подступала береговая линия континентальных морей. Ранее сформированные геологические образования подвергались денудации, развивались карстовые депрессии глубиной до 100 метров. В результате геологической деятельности рек и озер и выветривания сформировались толщи глин и песков. Древние геологические образования покрывают молодые четвертичные отложения: склоновые (делювиальные), речные (аллювиальные), озерно-болотные. На территории Миасского района распространялось древнее оледенение, на что указывают находки костей мамонтов и большерогого оленя в глиняных карьерах Миасса, в районах поселков Ленинск и Новоандреевка.

Современная геологическая деятельность воды, ветра, морозного выветривания приводит к формированию речных террас, курумников, озерных и болотных отложений с илами, сапропелями, песком, торфом. Существенную роль оказывают на формирование рельефа современные техногенные образования: карьеры, отвалы, дороги, канавы и т.д.

Длительная геологическая история формирования геологического строения Миасского района, насыщенная весьма разнообразными геологическими событиями, привела к возникновению уникального комплекса минералов и горных пород, к исключительному разнообразию руд различных полезных ископаемых.

Лит.: Варлаков А.С., Кузнецов Г.П., Кораблев Г.Г, Муркин В.П. Гипербазиты Вишневогорско-Ильменогорского метаморфического комплекса (Ю. Урал). Миасс: Имин УрО РАН, 1998; Баженов А.Г., Белогуб Е.В., Ленных В.И., Рассказова А.Д. Уфимская широтная структура Урала (путеводитель экскурсий по докембрийским толщам, Ильмено-Вишневогорскому щелочному комплексу и м-ниям полезных ископаемых). Миасс. 1992; Борисенок В.И., Тихомиров П.Л., Федоров Т.О. Уральская полевая геол. практика. М.: МГУ. 2000.

Е. Макагонов

Материалы предоставлены МГУ "Культура", г. Миасс, 2003 год.
Публикуется с сокращениями.