Тагильская зона.

В крайней западной части Тагильской зоны, непосредственно примыкая к Центрально-Уральской зоне, размещается полоса метаморфических сланцев, амфиболитов и плагиогранитных мигматитов средней мощностью около 8 км, пространственно ассоциирующих с габбро-перидотитовыми массивами платиноносной формации. Кристаллизационная сланцеватость метаморфического комплекса падает на восток под углом около 40⁰. Эта толща трактуется Ю.С.Каретиным (1976) как офиолиты, метаморфизованные на рубеже ордовика и силура, когда проявились крупные движения таконской фазы тектогенеза. Поскольку офиолитовые комплексы обычно включают толеитовые базальты, то можно считать, что базальтовый вулканизм в Тагильской зоне в досилурийское время имел место. Возможно реликты его сохранились в меланократовом основании, претерпевшем метаморфизм высоких ступеней, но пока они никем не описаны.

Восточнее указанных плутоно-метаморфических комплексов располагаются поля силурийских эффузивов, метаморфизованных в условиях фации зеленых сланцев.

Г.Ф.Червяковский (1972) выделяет в структуре Тагильского погружения два структурных яруса: ордовикско – раннелудловский и позднелудловско-среднедевонский (рис.20). Все породы нижнего структурного яруса принадлежат известково-натриевой серии, а породы верхнего – калий-натриевой, умеренно щелочной.

К нижнему структурному ярусу относятся три формации, кратко охарактеризованные ниже.

Риолит-дацит-андезит-базальтовая формация. Возраст ее поздний ордовик – лландовери (хотя ордовикская фауна к тому времени еще не была найдена). В нее включены вулканиты рудоносной (колчеданное оруденение небольшого масштаба) кабанской свиты.

Формация базальтовых и андезит-базальтовых порфиритов уинлока- раннего лудлова. В ее составе, кроме порфиритов, большой объем занимают обломочные вулканические продукты – туфы, туфобрекчии и туфопесчаники, которые во многих разрезах преобладают.

Диабаз-альбитофировая формация. Возраст ее уинлок – ранний лудлов. С этой формацией связаны колчеданные месторождения Кировградского и Красноуральского районов.

Литологически формация представлена альбитофирами, андезито-дацитовыми и андезитовыми порфиритами, диабазами, диабазовыми порфиритами и телами медноколчеданных руд. Среди эффузивов встречаются небольшие прослои известняков, кремнистых туффитов и филлитовидных сланцев. Породы серицитизированы, хлоритизированы, часто превращены в порфиритоиды. Самым главным отличительным признаком этой формации является низкая степень регионального метаморфизма, не превышающая обычного зеленокаменного перерождения. Однако, для нее весьма характерны локальные гидротермальные изменения, в результате чего на многих участках (особенно рудоносных) породы превращены в кварц-серицитовые и кварц-хлорит-серицитовые сланцы и вторичные кварциты. К концу формирования ассоциации внедряются плагиогранитные тела.

Все три кратко охарактеризованные выше вулканические ассоциации отнесены к продуктам островодужного вулканизма ордовика-раннего лудлова.

Интрузивными комагматами этой ассоциации являются гранитоиды второй группы (непродуктивные в отношении контактово-метасоматического оруденения) Н.Д.Знаменского (1966), по всем геохимическим параметрам соответствующие раннеостроводужной габбро-плагиогранитной формации.

Ю.С. Каретин полагает, что позднегеосинклинальные (позднеостроводужные) вулканиты Тагильской структуры представлены двумя формациями: андезитовой (лландовери-ранний венлок) и андезито-базальтовой (поздний венлок-ранний лудлов). К концу лудлова-раннему девону относится становление интрузивных комагматов формации – габбро, кварцевых диоритов, гранодиоритов и гранитов позднеостроводужной формации, которые описаны Н.Д.Знаменским (1966) как гранитоиды, продуктивные в отношении контактово-метасоматического оруденения (Петропавловский, Помурский, Чащевский, Покровский, Княсьпинский, Исаково-Башневский, Сухогорский, Павдинский, Елкинский массивы).

В позднелудловско-раннедевонское время на всем пространстве Тагильской зоны установился тектонический режим молодой эпикаледонской платформы (Пронин, 1971). Для этого времени характерен континентальный магматизм субсеквентного типа. В это время формируются вулканические ассоциации субщелочного химизма – трахиандезитовая и трахибазальтовая (туринская свита), продуктивная на скарново-магнегитовое оруденение. Породы этой ассоциации почти не затронуты пликативной тектоникой и во многих участках залегают горизонтально. В раннем девоне внедряются интрузивные комагматы туринской свиты – граносиениты и сиенит-порфиры Кушвинского и Тагильского массивов.

Континентальная обстановка конца девона на территории современной Тагильской зоны подтверждается наличием мощной красноцветной толщи в пределах Приполярного Урала (Криночкин, Нефедов, 1982). По данным этих авторов, на восточном склоне Приполярного Урала в франское и фаменское время сформировалась пестроцветная толща мощностью около 2000 метров. Отложения франского яруса, представленные кремнистыми и кремнисто-глинистыми сланцами, песчаниками, гравелитами и конгломератами, прослеживаются на протяжении 200 км от р.Устья до р.Няйс. Выше залегают красноцветные отложения фамена (макаровский горизонт), представленные ритмичным чередованием гравелитов, песчаников алевролитов, глинистых, глинисто-кремнистых и кремнистых сланцев, известняков, натровых базальтов и туфов основного состава. Мощность макаровского горизонта достигает 960 м.

Палеонтологический материал указывает на полное сходство фаменских отложений восточного склона Приполярного Урала, Русской платформы и Западно-Сибирской плиты. По мнению В.Г.Криночкина и В.А.Нефедова, это свидетельствует о наличии в фаменское время на территории Приполярного Урала континентального морского бассейна, сообщавшегося с морем Восточно-Европейской платформы.

По данным глубокого бурения и геофизики, структуры восточного склона на широте Приполярного и Северного Урала прослеживаются в фундаменте Западно-Сибирской плиты до меридиана р.Обь.