Зона отличается линейным характером складчатости, наиболее напряженной в Башкирском Зауралье. Разрез зоны, представляющей собой висячий бок мантийного Главного Уральского разлома, сложен нижнепалеозойскими вулканогенно-осадочными и интрузивными образованиями, слагающими основание океанического комплекса. На контакте с венд (?)- нижнепалеозойскими метаморфическими сланцами зоны Урал-Тау непрерывной полосой прослеживаются протрузии офиолитовой формации – измененные низко-среднетемпературными регионально - и контактово-метасоматическими, динамометаморфическими процессами базальты и расслоенные тела дунит-гарцбургитового комплекса, часто почти нацело превращенные в серпентиниты с флогопитом, тремолитом, бруситом, карбонатом, хлоритом, тальком. В экзо- и эндоконтактах пластинообразных интрузий габбро и диоритов развиты контактово-метасоматические пироксениты, амфиболиты, родингиты. Габброиды частью являются комагматами нижнепалеозойских толеитовых базальтов офиолитового комплекса. К ним отнесены тела полосчатого габбро, тесно сопряженные с ультрабазитами, нередко в тектоническом или первично-магматическом «переслаивании» с ними.

Реликтами стратифицированного разреза рифтового этапа развития являются зоны гравитационно-тектонического меланжа, где хаотически скучены датированные ордовиком туффиты, яшмы, лавы и туфы толеитовых базальтов, углеродистые алевролиты; силурийские базальты и черные кремнистые сланцы с прослоями известняков. В толще толеитовых базальтов, относимых к поляковской свите, местами развиты горизонты гидротермально измененных риолитов. Наличие кислых вулканитов в базальтовой толще придает ей черты бимодальной базальт-риолитовой формации, свидетельствует о развитии вулканогенного прогиба на коре переходного типа и зарождении в раннем палеозое наиболее древних островодужных обстановок. Практически все крупные подразделения разреза имеют тектонические ограничения, часто находятся в аллохтонном залегании.

Ордовик-силурийские эффузивы, преимущественно пирокластической фации базальтового, в восточной части участка среднего и отчасти кислого состава, локально перекрыты эмсскими кремнисто-терригенными и карбонатными отложениями ильтибановской (мансуровской) толщи, живетскими туффитами, кремнями и базальтами улутауской свиты, франскими кремнями мукасовского горизонта и фаменскими граувакками и глинисто-кремнистыми сланцами зилаирской свиты.

Интрузивные образования, наряду с серпентинизированными ультрабазитами – фрагментами нижнепалеозойского разреза океанической коры, представлены карбоновыми габбро и диоритами, пермскими штоками и дайками граносиенит-порфиров, сиенитов, монцонитов, субщелочных диоритов балбукского комплекса. Интрузии протяженностью до нескольких сотен метров при мощности до 100-250 м трассируют зоны крупных разрывов, часто рассланцованы, будинированы. На контактах интрузий наблюдаются зоны лиственитов, тальк-хлоритовых пород, метасоматических пироксенитов мощностью до первых десятков, реже до 100-200 м.

Вулканогенно-осадочные породы преобразованы в зеленокаменной фации динамотермального метаморфизма. Вдоль крупных северо-северо-восточных и север-северо-западных разрывов развиты полосы полосчатых динамосланцев и гнейсовидных пород с очковой и порфиробластовой текстурой, пирит-альбит-карбонат-хлорит-мусковит-кварцевым метасоматическим парагенезисом шириной до первых сотен метров. Они «вложены» в площадные поля пород с фоновым эпидот-хлоритовым парагенезисом. И те, и другие секутся субмеридиональнми зонами лиственитов фуксит-карбонат-хлорит-кварцевого состава.

Гравитационное поле зоны отличается чередованием продольных относительных максимумов и минимумов при довольно высоком общем уровне силы тяжести. Возможно, это отражает геодинамическую сопряженность рифтовых палеодолин и островных вулканических палеокордильер, в которых накапливались различные по плотности фации осадочных и магматических пород. Максимальный уровень силы тяжести в осевой части зоны объясним максимальной деструкцией и раздвижением здесь дорифейской сиалической коры с заполнением глубинного пространства мантийно-нижнекоровым породным комплексом. Смещение и ограничение линейных максимумов по крупным северо-западным разрывам, позволяет интерпретировать последние, как трансформные нарушения.

Аэромагнитное поле Вознесенско-Сакмарской структурно-фациальной зоны в целом и рудных полей Малокаранской площади в частности характеризуется полосчатым рисунком с чередованием линейных относительных максимумов и минимумов. Максимумы большей частью приурочены к тектоническим пластинам серпентинитов и зонам контактово-метасоматических изменений с вкрапленностью магнетита и пирротина. Подобные линзы пирротина характерны на кварцево-жильном месторождении Бол. Каран западнее характеризуемой площади.

Рудовмещающей складчатой структурой второго порядка является протяженная Поляковская антиформа – сложно построенный блок антиклинального строения. Он сложен преимущественно нижнепалеозойскими апоперидотитовыми антигоритовыми серпентинитами и ордовик-силурийскими афировыми и мелкопорфировыми толеитовыми базальтами и их туфами. Продольными ограничениями блока являются крупные север-северо-восточные разрывы, большей частью межпластовой природы, разделяющие различные по составу геологические тела. Один из них контролирует размещение рудных тел Александровского месторождения.

В структуре антиформы выделяются также разрывные нарушения субширотного и меридионального (север-северо-западного) простирания. Вдоль этих нарушений местами наблюдаются развороты осей мелких складок, смещения в плане геологической ситуации и продольных геофизических аномалий. Крупнейшим меридиональным нарушением, непосредственно вмещающим известные рудные тела Мало-Каранского месторождения и ряда рудопроявлений к северу от него, является зона Агыро-Буйдинского разлома.

Мало-Каранское месторождение, обычно относимое к золото-сульфидной формации, по вещественному составу руд, околорудных метасоматитов и метаморфических образований стоит несколько особняком от других проявлений и месторождений этого типа. По наблюдениям Н.И. Бородаевского (1938, 1947) рудное поле локализовано в широкой зоне милонитов, катаклазитов и сланцев субмеридионального (север-северо-западного) простирания, в которой выделяются серии линз почти мономинерального альбитового состава. Линзы альбита имеют почти согласное со сланцеватостью залегание. Вмещающие породы обычно являются биотит-альбит-роговообманковыми очковыми и порфиробластовыми гнейсами и хлорит-биотит-альбит-кварцевыми сланцами. Первые образовались по динамометаморфизованным штокам и дайкам пород, по химическому составу соответствующих субщелочным диоритам и “натриевым сиенитам” (Бородаевский, 1938), вторые – по рассланцованным базальтам и их туфам. Новообразованные метасоматические альбититы нередко сохраняют реликтовые текстуры замещенных пород – милонитовую, порфиробластовую, сланцеватую. Толща метаморфических и метасоматических образований рассечена лестничными прожилками альбит-кварцевого состава.