Рифтогенно-депрессионный (верхний) комплекс.

Верхний рифтогенно-депрессионный структурный комплекс представлен вулканогенно-осадочными и осадочными отложениями девона и карбона. Orложения комплекса с резким угловым несогласием налегают на сложнодислоцированные толщи нижнего структурного комплекса и Прорывающие их интрузивные образования. В свою очередь на основе наличия углового несогласия между нижним и средним девоном верхний структурный комплекс подразделяется на два структурных яруса. Нижний из них включает вулканогенно-осадочную быскарскую серию нижнего девона. Верхний ярус объединяет осадочные терригенно-карбонатные толщи живетского яруса среднего и верхнего девона и нижний карбон.

Отложения верхнего структурного комплекса осложнены пологими складчатыми структурами и многочисленными разрывными нарушениями.

Пликативные структуры верхнего структурного комплекса по морфологии заметно отличаются от подобных нарушений додевонских толщ. Они в равной степени являются следствием тектонических дислокаций отложений нижнего и верхнего структурных ярусов.

Нижний структурный ярус сложен красноцветным вулканогенно-осадочным комплексом быскарской серии нижнего девона. Пликативные структуры этого яруса сохранились фрагментарно, осложнены дизъюнктивами и имеют субширотное, северо-восточное, субмеридиональное, реже, северозападное простирание осей. Наиболее интересными с точки зрения геологического картирования являются Сохочульские складки придорожной толщи, Кузьменская антиклиналь и Шунетская синклиналь. Длина этих складок колеблется от первый сотен метров до 8-15 км, размах крьльев - от первых десятков метров до 4-6 км, углы падения крыльев складок варьируют в пределах 10-80°. Наблюдается и опрокинутое залегание (Сохочульские складки). Складки открытые, с выпуклой формой замка, штамповые и надразломные. Время образования складок этого структурного яруса - конец раннего девона.

Верхний структурный ярус сложен осадочными терригенно-карбонатными толщами живетского яруса среднего девона, красноцветными, преимущественно терригенными толщами верхнего девона и сероцветными туфогенно-карбонатными толщами нижнего карбона. Пликативные структуры яруса наиболее легко картируются и, как правило, хорошо дешифрируются по аэрофотоснимкам и космоснимкам. Это типичные штамповые складки с меняющимся направлением осей, брахиформные, сундучные и коробчатые, выпуклые и гребневидные. Наиболее интересными складками, с точки зрения геологического картирования, являются: Черноозерская мульда, Абрасская, Северо-Иткульская и Арамчакская антиклинали, Ширинская и Иткульская синклинали. Простирание осей большинства складок северо-западное или северо-восточное. Углы падения крыльев изменяются в широких пределах от 5-10° до 70-80°. Имеются случаи опрокидывания крыльев складок. Однако, преобладают пологопадающие крылья с углами падения от 10° до 45°. Длина складок первого порядка 10-15 км, размах крьшьев от 2 до 10 км. Время образования складок - конец раннего карбона.

Дизъюнктивные нарушения, прослеживающиеся в структурах рифтогенно-депрессионного комплекса, осложняют также и строение салаирид. К таким нарушениям относятся Шипилинский, Сыйский, Шунетский, Юлинский, Сухоербинский, Сохочул-Матаракский разломы. По своему кинематическому типу в этот этап герцинской активности они классифицируются как сбросы или сбросо-сдвиги. Ориентировка сместителей этих дизъюнктивов северо-восточная, северо-западная, субмеридионалъная, редко, субширотная. Протяженность дизъюнктивов изменяется от первых десятков и сотен метров (Шунетские сдвиги) до 10-15 км. Сместители, как правило, крутопадающие или вертикальные. Многие из разломов хорошо дешифрируются по аэрофото- и космоснимкам (Иткульские и Шунетские дизъюнктивы) и по возрасту подразделяются на две группы: нижнедевонские (доживетские) и посленижнекарбоновые. С точки зрения геологического картирования наибольший интерес вызывают мелкие дизъюнктивы, которые сравнительно легко выявляются при дешифрировании аэрофотоснимков, а затем прослеживаются на местности (Сохочульские и Иткульские дизъюнктивы, Шунетские сдвиги).

Кроме тектонических структур линейного типа (складчатых структур и разломов) для исследуемого района характерны так называемые кольцевые структуры, морфологически они выражены в рельефе как области неотектонических поднятий или опусканий с радиальной или центростремительной речной сетью; структурно они проявляются как дайковые поля кольцевого типа, кольцевые разломы. Есть структуры овального типа, практически не выраженные в современном рельефе, а выделяемые по физическим полям и, прежде всего, по плотностной неоднородности.

Кольцевые структуры первого порядка, обусловленные неоднородностями верхней мантии, находятся за пределами площади изучаемого района к ЮЗ и СЗ. Одна из них своим юго-восточным окончанием охватывает северозападную часть Белоиюсского антиклинория в районе с. Ефремкино и рудника Коммунар. К этой дуге приурочены дайковые поля малых щелочных интрузий и кольцевая вулканическая постройка (тейская свита верхнего силура-нижнего девона).

Кольцевая структура второго порядка своим северным окончанием захватывает юг описываемой территории. Она ограничивает области распространения Уйбатского, Солгонского и Белоиюсского гранитоидныx массивов, Кошкулакский выступ дорифейского фундамента. Все указанные элементы располагаются вдоль границы кольцевой структуры. Другая структура второго порядка охватывает северо-восточную часть описываемой территории (Ширинская структура) и, видимо, связана с центрами нижнедевонского вулканизма.

Кольцевые структуры третьего порядка (Малая Ширинская, Шунетская) входят в контуры структуры второго порядка и, видимо, также отражают центры девонского вулканизма.

К кольцевым структурам четвертого порядка относится Карышская кольцевая структура, расположенная в пределах северо-восточного окончания Уленъ-Туимского гранитоидного массива. Структура выявляется по аэрофотоснимкам и подтверждается малымии интрузиями кольцевого типа.

В неотектоническом отношении Кузнецкий Алатау, Батеневский кряж и Чебаково-Балахтинская впадина представляют собой формы мегарельефа или активные морфоструктуры 1-го порядка. Выделение этих четко выраженных в рельефе морфоструктур является следствием разной интенсивности поднятий отдельных блоков на фоне общего неотектонического воздымания горного обрамления Западно-Сибирской низменности.

Исходной поверхностью, при неотектонических деформациях которой возникли указанные морфоструктуры, является доорогенная поверхность выравнивания (доорогенный пенеплен). Реликты поверхности выравнивания усматриваются в уплощенных водораздельных пространствах, сохранившихся в Кузнецком Алатау и западной части Батеневского кряжа. Возраст этой поверхности в пределах Кузнецкого Алатау датируется как позднеюрскомеловой. Восточнее, в пределах Батеневского кряжа, возраст этой поверхности постепенно омолаживается до миоценового. Основное неотектоническое воздымание и формирование основных форм мегарельефа в описываемом районе, как и во всем горном обрамлении Сибири, приходится на плиоценчетвертичное время.