Проявления щелочного и лампроитового магматизма отражают основные геодинамические события в развитии Уральского палеозойского покровно-складчатого пояса и предшествующие его возникновению при тектоно-магматической активизации и рифтогенезе на допалеозойской континентальной окраине и в области шельфа Западной (Приуральской) геозоны, а также в остаточных срединных массивах √ микроконтинентах. Щелочные и щелочно-карбонатитовые комплексы ╚доуральского╩ времени известны на западной континентальной окраине Южного Урала: калиевые трахибазальты и бостониты на периферии архейского Тараташского выступа в основании разреза рифейских толщ, нефелиновые сиениты Бердяуша, щелочные базальтоиды и карбонатит-щелочно-полевошпатовые метасоматиты Сибирки, которые образованы в процессе континентального рифтогенеза, предшествующего раскрытию океанического трога. В остаточных срединных массивах и в шельфовой области щелочные и щелочно-карбонатитовые образования отражают процессы океанического рифтогенеза. В островодужных палеозойских структурах щелочные образования фиксируют стадию зрелости и стабилизации с формированием континентальной коры. На этапе мезозойского постколлизионного плитного растяжения в палеоостроводужных структурах и на восточной континентальной окраине формируются щелочноультраосновные и щелочнобазальтоидные лампроиты, синхронные с раннемезозойским трапповым магматизмом в восточно-уральских и зауральских грабенах. Ряд комплексов лампроитов приурочены к борту Челябинского грабена-рифта, одного из самых крупных и долгоживущих на восточном склоне Урала.

Щелочные комплексы Урала представлены интрузивными, эффузивными и метасоматическими образованиями разного возраста: от раннего рифея до раннего мезозоя. Большинство из них, независимо от структурной приуроченности, по значениям абсолютного возраста укладываются в две группы: 420-440 и 320-340 млн. лет. Первая группа цифр совпадает со временем формирования и закрытия океанического раздвига, вторая √ общеуральской предколлизионной стабилизации и рифтогенеза в островодужных структурах. Конечно, это возрастное распределение комплексов недостаточно корректное, так как по большинству из них мы имеем старые определения К-Аr методом, а в некоторых комплексах наряду с этими были получены цифры и более древнего возраста. Тем не менее, можно полагать, что в щелочных комплексах, даже более древних, нашли отражение основные геодинамические события палеозойской истории развития Уральского покровно-складчатого пояса. Все известные комплексы лампроитов, кимберлитов и большинства щелочных гранитов образовались в раннемезозойский постколлизионный этап.

В последние годы особый интерес приобрели щелочные породы и карбонатиты, залегающие в альпинотипных офиолитовых гипербазитах зоны Главного Уральского глубинного разлома в пограничной области между Южно- и Средне-уральским мегаблоками. По возрасту они, очевидно, синхронны миаскитам и карбонатитам позднеордовикского комплекса Ильменских и Вишневых гор в остаточном срединном массиве Восточно-Уральского поднятия. Приуроченность щелочных пород и карбонатитов к гипербазитам ГУГРа определяется их нахождением в зоне обдукции над восточным краем Русской платформы, а также в пределах поперечно-уральской субширотной Уфимско-Челябинской структуры, протягивающейся от Уфимского выступа Русской платформы через весь Урал. В эту структуру вписывается большинство щелочных комплексов Урала и цепочка остаточных микроконтинентов (рис. 1).

Несмотря на свою немногочисленность щелочные и щелочно-карбонатитовые комплексы занимают главное место в редкометальной металлогении Урала. С ними связаны рудопроявления и месторождения редких металлов (Nb, Ta, Zr, TR, Y, Sr) и ассоциирующих с ними Мо, Р, вермикулита, глинозема (нефелина) и керамического сырья. Эти комплексы имеют мантийную или мантийно-коровую природу и тесно связаны с потоками мантийных флюидов, обогащенных фтором, углекислотой, углеводородами. Насыщенность щелочами и активными флюидами обусловливает первичное накопление в расплавах редких металлов в результате их экстракции из мантии и земной коры. Рудообразование в таких комплексах в основном происходит на постмагматическом автометасоматическом этапе и зависит от многих причин: объема исходных расплавов и степени их насыщенности металлами, полноты дифференциации на магматическом и постмагматическом этапах, проявлении процессов ликвации, сохранении связей с глубинным подпитывающим источником и продолжительностью его функционирования, характером взаимодействия с вмещающими породами и их составом, особенностями минералогии и геохимии щелочных пород и карбонатитов. Кроме того, формирование руд ряда комплексов связано с выветриванием и россыпеобразованием. Все это наиболее полно проявлено в щелочно-карбонатитовом ильмено-вишневогорском комплексе с коренными месторождениями ниобия, керамического и глиноземного сырья, россыпями циркона, редкоземельными корами выветривания.

В последние 20 лет в разных структурно-фациальных зонах Урала выявлены проявления кимберлитового и лампроитового магматизма, представленные дайками, штоками, диатремами (рис. 2). На Полярном Урале на гряде Чернышова известны ультракалиевые лейкократовые породы шарьюского комплекса в дайках, штоках и трубках взрыва. Они прорывают и калишпатизируют триасовые долериты [4]. Там же обнаружено многофазное тело вулканитов с поздней фазой ультраосновных лампроитов. На Приполярном Урале в верховьях рек Хартес, Керасынгья на границе между образованиями рифея и палеозоя находится единственный на Урале хартесский комплекс кимберлитов S₂-D₁[2]. На Среднем Урале дайки лампроитоподобных лампрофиров установлены в Алапаевском массиве альпинотипных гипербазитов и Шарташском гранитном массиве. Возраст лампрофиров Шарташа К-Аr методом по флогопиту и амфиболу 260-274 млн. лет [5]. На Южном Урале дайки лампроитов выявлены в Магнитогорском и Верхнеуральском районах. Возраст лампроитов по Rb-Sr методу 197 млн. лет и по К-Аr методу 240 млн. лет [3]. Наиболее значительное проявление лампроитов первомайского комплекса в дайках и диатремах известно в Шеинском известняковом карьере в 25 км южнее г. Челябинска. Район их развития приурочен к западному плечу Челябинского рифта-грабена, заложенного в ордовике на континентальном раннепротерозойском кристаллическом фундаменте [1]. В 75 км южнее также на западном борту Челябинского грабена в Нижне-Санарском тоналит-гранодиоритовом массиве на берегу р. Уй установлены маломощные секущие дайки лампроитов, подобные первомайским.

Все вышеотмеченные лампроиты (куйбасовские, первомайские, санарские) практически одинаковы по составу и набору акцессорных минералов, часть которых принадлежит алмазной фации. Главные минералы: клинопироксен, флогопит, калишпат (санидин), оливин, лейцит. Количественные соотношения между ними различные, но в большинстве пород преобладают клинопироксен и флогопит. Эти минералы играют главную роль и в лампрофирах-уачититах Алапаевского массива. Большинство лампроитов содержат около 50% SiO₂; 10% Al₂O₃; 1% TiO₂; 10-11% MgO; 5-7% K₂O, 1% Na₂O; 0.4-2% CO₂. Для них характерен миаскитовый тип щелочности. Состав хромшпинелидов меняется от магнезиального хромита до магнезиального алюмохромита. Среди ильменитов выделяются две разновидности: обогащенная MgO (до 7.3%) и MnO (до 6 %). В оливиновых лампроитах установлены редкие гранаты: от пиропа с 3.7-5.1% Сr₂O₃ до пироп-альмандина. По составу лампроиты Урала близки лампроитам Алдана и Испании. Алмаз обнаружен только в лампроитах диатремовой фации первомайского комплекса. Вероятно, трудно рассчитывать на промышленную алмазоносность отдельных маломощных даек лампроитов или их небольших скоплений. Интерес, очевидно, могут представлять только протяженные зоны, насыщенные лампроитами, преимущественно брекчиевых жерловых фаций, находящиеся к тому же в районах с благоприятной геоморфологической обстановкой. В этом плане наибольшие перспективы имеет обрамление долгоживущего и протяженного Челябинского рифта. Недостаточно ясны коренные источники алмазов и их минералов-спутников известных россыпей бассейна р. Вишеры на Северном Урале, аллювиальных отложений притоков р. Белой и района дер. Ахмеровки в районе г. Белорецка на Южном Урале. На Вишере в качестве коренных источников крупных высококачественных алмазов россыпей рассматриваются глинизированные туффизиты √ флюидизаты лампроитов (Рыбальченко и др., 1997). Скорее всего, эти алмазы испытали дальний перенос с Русской платформы, многократное перераспределение и связанную с этим качественную сортировку.

Комплексы: I √ навышский; II √ бердяушский; III √ сибирковский (месторождение Сибирка √ Та, Nb, Zr, TR, Mo); IV √ киргишанский; V √ нязинский; VI √ белокаменский; VII √ тахтинский и козлиногорский (Nb, Zr, Y); VIII - слюдяногорский; IX √ полевской; X √ участки силачского комплекса: а √ Сугомакский (Th, Ti), б √ Маукский; в √ Силачский (Nb, Ta, Zr, Y, TR, Ti); г √ Большого Камня; д √ горы Фоминой; е √ Золотой горы (Карабаш); XI √ ильмено-вишневогорский (Nb, Zr, TR, Ti): а √ ильменогорская, б √ вишневогорская часть. Структурно-формационные зоны. 1 √ Предуральский краевой прогиб; 2 √ Центрально-Уральское краевое поднятие; 3 √ Западно-Уральская зона линейной складчатости; 4 √ платформенные выступы (микроконтиненты Тараташский, Уфалейский, Сысертско-Ильменогорский); 5 √ Магнитогорская островодужная мегазона; 6 √ офиолитовые гипербазиты зоны ГУГР; 7 √ метаморфические гипербазиты Сысертско-Ильменогорского выступа; 8 √ Восточно-Уральская мегазона; 9 √ границы Уфимско-Челябинской структуры.