پروژه بررسی کانیهای در بردارنده عناصر نادر خاکی و کاربرد آن در ایران

بررسی کانیهای در بردارنده عناصر نادر خاکی شامل : مونازیت ، باستنازیت و زینوتایم و کاربرد آن در ایران

مقدمه
عناصر گروه خاک های نادر (Rear Earth) که لاتین آن (Terra Rarae) است و به طور اختصاری R.E یا Tr نامیده می شوند، به دلیل عنصر لانتانتیم
(La ) به عنوان سر گروه به لانتانیدها ( Lanthanides) نیز معروفند و در ردیف ششم جدول تناوبی عناصر واقع شده اند . اعداد اتمی 57 تا 71 دارند و عبارتند از:

که در آرایش الکترونی آن ها یک الکترون در اوربیتال 5d موجود است و اوربیتال 4f از عنصر سریم (Ce) به بعد به ترتیب کامل و اشغال می شود.
عناصر این گروه ، با وجود اهمیت فراوان و استفاده بی شمار صنعتی ، به دلیل گرانی در بازار و فراوانی ناچیز، کم تر مورد توجه قرار گرفته اند. از بین این عناصر، تنها عناصر پرومیتم (Prometium pm) به صورت مصنوعی ساخته شده است . عنصر ایتریوم Y ( Yttrium) با عدد اتمی 39 عنصر دیگری است که معمولا با عناصر خاک های نادر ذکر می شود ، هر چند که در جدول تناوبی عناصر جای مشخصی در بین این سری از عناصر ندارد، ولی به دلیل شباهت های زیادی در خواص شیمیایی و ژنو شیمیایی، همواره همراه با این گروه نامبرده می شود.
گروه خاک های نادر به دو گروه تقسیم می شوند: زیر گروه سریم ، شامل عناصر(sm،Eu ،Gd، La، Ce، Pr، Nd،) که به صورت Trce نشان داده می شوند:و زیر گروه ایتریوم ، که شامل عناصر (Tu، Er، Ho، Dy، Tb، Lu، Yb و به TRy مشخص می گردند ، با اینکه معمولا خود عنصر ایترتیوم Y شامل این زیر گروه نمی شود. در تقسیمات ژئو شیمیایی این گروه را به سه زیر گروه تقسیم کرده اند( 1974،1969،D.Mineyer)
-زیر گروه لانتانیوم ، شامل عناصر La، Ce، Nd که اختصار آن ( La، Nd) 4 است.
– زیر گروه ایتریوم شامل عناصر Ho، Dy، Tb، Gd، Eu ، Sm که اختصاری آن ( sm- Ho) 4 است.
– زیر گروه اسکاندیوم شامل عناصر Er، Tm، Yb، La که اختصاری آن ( Er-Lu) 4 است.
یکی دیگر از عناصری که به عنوان کانی همراه در اکثر کانی های این گروه موجود است و به عنوان محصول فرعی از تصفیه سنگ معدن کمپلکس خاک های نادر به دست می آید، عنصر توریم Th( Thorium) با عدد اتمی 90 است. این عنصر جزو عناصر آکتنید است ، و از این نظر اهمیت دارد. همراهیش با این گروه از عناصر درانی های مختلف از جمله مونازیت بفرمول کلی 4o( p، Si) (ce، La، Th) که در صورت همراه داشتن اورانیوم
(u) برای تعیین سن مطلق سنگ ها از طریق تجزیه ایزوتوپی نیز به کار می رود موجب شده که همراه با این گروه از عناصر و با یک متد آنالیزه اندازه گیری شود. به طور کلی ، معروف ترین نهشته های این گروه از عناصر تا کنون بدین صورت بدست آمده اند:
1- magmatic
2- Feldspathic Metasomatites
3- Skarn
4- Carbonatites
5- Hydrothermal Plutonogenic
6- Placers
7- Sedimentary deposits
در ایران گروه ، عناصر خاکی نادر برای نخستین بار با روش ( سپکتروگرافی مورد بررسی قرار گرفت و اکثر عناصر گروه نیز در این بررسی اندازه گیری گزارش آن نیز تهیه شد( صالح آبادی – آذریان ، 1361) ولی به دلیل فراوانی بسیار کم این سه عنصر اخیر، خطوط طیفی آن ها غیر قابل بررسی و بود. البته تداخل و مزاحمت های خطوط منتشره از دیگر عناصر این گروه نیز مانع از مطالعه بررسی خطوط طیفی عناصر مورد بحث کنونی ما می شد. از طرف دیگر ترکیب اصلی ( Matrix یا Base) قبلی نیز، که سیلیکات بود، زمینه خوبی در مرحله تحریک در منبع اصلی انرژی جهت دست یابی به خطوط این عناصر نداشت، و این مسئله اخیر باعث شد تا برسی و مطالعه کنونی با تغییر ترکیب اصلی از سیلیکات به فسفات و کربنات ، و تغییرات کلی دیگری در شرایط کار در مراحل مختلف انجام گیرد و با مطالعات زیاد و مقایسه حالات و خطوط مختلف طبیعی به نتایج خوبی برسیم و سرانجام منحنی استاندارد این عناصر بسیار خوب و قابل قبولی رسم شود و مورد استفاده قرار گیرد. در ضمن عناصر نادر خاکی را با علامت اختصاری ( REE) نشان می دهند .
تاثیر عناصر کمیاب خاکی
تاثیر بر بدن انسان:
عناصر کمیاب خاکی در وسایل خانه مانند تلویزیون رنگی ، لامپهای رنگی ، لامپهای فلورسنت ، لامپهای ذخیره انرژی و شیشه به کار می رود و کاربرد این عناصر در حال افزایش است.
وجود این عناصر در محیط کار خطرناک است زیرا گاز آن با مواد استنشاق می شود و باعث انسداد ریه می شود به ویژه اگر برای مدت طولانی مورد استنشاق قرار گیرد و همچنین اکثر آن ها باعث ایجاد سرطان در انسان می شود و استنشاق آن احتمال بروز سرطان را افزایش می دهد در نهایت وقتی در بدن انسان تجمع یابد برای کبد خطرناک است از طرفی اکثر این فلزات سمی می باشند که از طریق پوست بدن جذب می گردد که باعث مسمویت و در نتیجه باعث مرگ می شود.
تاثیر در محیط زیست:
فلزات کمیاب خاکی به طریق مختلف و عمدتا در اثر صنایع تولید کننده نفت در محیط پراکنده می شوند به علاوه وقتی لوازم منزل دور ریخته می شوند این عناصر وارد محیط زیست می شوند به تدریج در خاک تجمع می یابند و در نهایت غلظت آن دربدن انسان و جانوران و ذرات خاک افزایش می یابد.
در جانوران آبزی عناصر نادر خاکی باعث آسیب غشای سلولی می شود که روی تولید مثل و عملکرد سیستم عصبی اثر منفی دارد.
رفتار زمین شیمیایی عناصر خاکی کمیاب موضوع مطالعات وسیعی در دهه های گذشته بوده است . علت این امر بر جالب بودن این عناصر سودمندی آن ها در پاسخگویی به مسایل گوناگون سنگ شناختی و کانی شناختی است . توزیع این عنصرها در سیستمهای آذرین ، به ویژه در مطالعات سنگ زادی مناسب است .
کمپلکس سازی این عنصرها در محیطهای مایع می تواند برای درک بهتر نسبت اجزای آنیونی سازنده به کار رفته رفتار اکسایش – کاهش آنها می تواند در تشخیص حدود فعالیت اکسیژن در یک سیستم کمک کند. نا متحرک بودن نسبی این عنصرها در طول انواع خاصی از دگرگونیهای سنگ ها ، وسیله مناسبی برای تعیین طبیعت یا ماهیت سنگ اولیه است . افزون بر این به دلیل خصوصیات فیزیکی و شیمیایی ویژه برخی از ترکیبهای عناصر خاکی کمیاب ، بسیاری از آنها از اهمیت اقتصادی قابل توجهی برخوردارند.

1-2 رفتار زمین شناسی عناصر خاکی کمیاب
عناصر خاکی کمیاب(REE) ، گروه پیوسته ای از عناصر مختلف ، با رفتارهای شیمیایی بسیار مشابه است. تفاوت این عنصرها در بسیاری موارد، برای ایجاد علاقه کافی بوده و به ویژه به صورتی یکنواخت و سیستماتیک تابعی از عدد اتمی آنهاست.
عناصر خاکی کمیاب بسیار الکتروپوزیتیو بوده و ترکیبهای ؟آنها، معمولا به صورت یونی است. این ترکیبها از نظر کانی شناسی شامل اکسیدها، هالیدها، کربنات ها ، فسفات ها و سیلیکاتها همراه با شماری از ترکیبها مانند بوراتها ،آرسناتهاو غیره بوده اما به صورت سولفید وجود ندارند. شعاع یونی این عناصر نسبتا بزرگ است لذا واکنشهای جانشینی این عناصر با کاتیونهای بزرگی مانند کلسیم و استرونسیم ، حتی اگر موازنه بار الکتریکی اضافی مورد لزوم باشد انجام می گیرد . رایجترین حالت اکسایش این عنصرها حالت سه ظرفیتی است اما عنصر اروپیم با ظرفیت +2 و سریم با ظرفیت +4 نیز در این گروه قرار دارند. نسبت حالتهای مختلف اکسایشی اروپیم و سریم در هر سیستم تابع دما، فشار ، ترکیب و شرایط اکسایش – کاهش است . اثر این عوامل هنوز به خوبی شناخته نشده و از این نظر با توجه به کاربرد بالقوه آن در مطالعات مربوط به زایش کانی و سنگ ، برای کانی شناسان متاثر کننده است .
آرایش الکترونی اطراف هسته REE مختلف، عامل تعیین کننده خواص این عنصرهاست . پیکربندی الکترونی ( جدول صفحه بعد ) عنصرهای خاکی کمیاب La تا Lu ، شامل پر شدن منظم لایه الکترونی 4f ( در حالی که لایه خارجی 5d خالی می ماند)

پیکربندی الکترونی عناصر خاکی کمیاب
نام
پیکربندی
Y
{kr} 4d15s2
La
Xe} 5d 16s2}
Ce
Xe}4f 6s2}
Pr
Xe}4f 6s
Nd
Xe}4f 6s
Pm))
Xe}4f 6s
Sm
Xe}4f 6s
Eu
Xe}4f 6s
Gd
Xe}
Tb
Xe}4f 6s
Dy
Xe}4f 6s
Ho
Xe}4f 6s
Er
Xe}4f6s
Tm
Xe}4f 6s
Yb
Xe}4f6s
Lu
Xe}4f 6s
پیکر بندی کریپتون {Kr} و زنون {Xe} :

Kr
1s2 2s 2p 3s 3p 3d 4s 4p
Xe
1s 2s 2p 3s 3p 3d 4s 4p 4 d 5s 5p

شعاع یونهای سه ظرفیتی عناصر خاکی کمیاب (نشانه ) و در مقابل عدد اتمی

از سریم تا ایتریوم است ، به استثنای گادولینیم که یک الکترون در لایه 5d دارد. لانتانیم و لوتسیم نیز یک الکترون در لایه 5d دارند. این عنصرها در حالت اکسیدی ، هیچ الکترونی در لایه 5d ندارند و هر گونه تغییری در تعداد الکترونها ، در تراز 4f آنها منعکس می شود. این واقعیت در مورد عنصرهای خاکی کمیاب مختلف صادق است که هر گونه تغییری در پیکر بندی الکترونی خاکهای کمیاب غالبا به لایه های درونی محدود می شود تا به لایه های بیرونی و همین امر، رفتار زمین شناسی منسجمی را برای این عناصر بوجود آورده است . به همین سبب تغییرات شعاع یونی عناصر خاکی کمیاب ، تغییری یکنواخت را با عدد اتمی ، برای همه حالتهای اکسایشی نشان می دهد( شکل 1-1) . پیکر بندی الکترونی ایتریم به صورت یون سه ظرفیتی مثبت ، شبیه گاز کریپتون است و همین امر به آن پایداری ویژه ای را می دهد ، اما شعاع یونی آن نزدیک به است . همچنین شعاع هر یون ، تابعی از اندازه و بنابراین ، عدد همارایی مکانی است که یون در یک کانی پر می کند . به طور کلی هر یون ، تابعی از اندازه و بنابراین ، عدد همارایی مکانی است که یون در یک کانی پر می کند . به طور کلی هر چه عدد همارایی بزرگتر باشد ، شعاع یونی یون اشغال کننده خاص بزگتر است . شعاع یونی برای حالتهای اکسایشی رایج همان طور که شانون 1 (1976) گردآوری کرده ، در جدول 1-2 برا اعداد همارایی مختلف آورده شده است . همچنین شعاع یونی ، تابعی از ظرفیت یونی است (جدول ذیل ) .

شعاع برای اعداد همارایی مختلف
یون VI VII VIII IX X XII
9/0 9/6 10/19 10/75
10/32 11/0 11/60 12/16 12/7 13/6
10/1 10/7 11/43 11/96 12/5 13/4
9/9 11/26 11/79
9/83 11/09 11/63 12/7
9/58 10/2 10/79 11/32 12/4
9/38 10/0 10/53 11/07
9/23 9/8 10/40 10/95
9/12 9/7 10/27 10/83
9/01 10/15 10/72 11/2
8/90 9/45 10/04 10/62
8/80 9/94 10/52
8/68 9/25 9/85 10/24
8/61 9/77 10/32
8/7 9/7 10/7 11/4
11/7 12/0 12/5 13/0 13/5
جدول شعاع یونی عناصر خاکی کمیاب (nm) .

با ملاحظه اندازه REE سه ظرفیتی در هماوایی درجه شش ، مشخص شده است که تنها معدودی از یونهای دیگر با این همارایی ، اندازه هایی بین بزرگترین آنها یعنی (10/32nm) و کوچکترین آنها یعنی (8/6nm) را دارند. این عناصر عبارت اند از (10/2 nm) ، (10/00nm) ، و (9/0nm) . از نمونه یونهای بزرگتر از La می توان (11/8) و(5/13) و از یونهای کوچکتر از لوتسیم می توان (2/7) ، (1/7) را نام برد.
هر گونه رفتار زمین شناسی که به طور مشخص به شعاع یونی REE موثر است . شرکت پذیری معمولا تابع یکنواختی از عدد اتمی است . به این ترتیب که ضریب شرکت پذیری یک عنصر خاکی کمیاب را در صورتی که عدد اتمی عنصرهای مجاور و حالت اکسایش آنها معلوم باشد می توان تخمین زد.
اگر چه تغییرات شعاع یونی با عدد اتمی یکنواخت است، اما مقدار این تغیر ، به اندازه کافی برای استفاده غیر مستقیم در کانی شناسی و زمین شیمی بزرگ می باشد . برای مثال ، رفتار توزیع REE برای دوکانی ، با مکانهای همارایی مختلف کاتیونی متفاوت است. این مورد برای دو کانی زیر کن و فلدسپار

پلاژکلاز در شکل بالا نشان داده شده است . از چنین رفتار متفاوتی می توان در مدل زایش سنگ یا کانی استفاده کرد.
همچنین تغییرات رفتار ناشی از اختلاف در حالت اکسایش ، کاربرد مهمی دارد . شواهد مهم برای وجود حالتهای اکسایش REE ، بجز حالت +3 ، تنها در مورد ( شرایط کاهنده نسبی ) و ( شرایط اکسنده نسبی) وجود دارد. اندازه این دو یون از یونهای +3 معادل آنها ، به این ، به اندازه کافی متفاوت شکا بالا رابطه بین شعاع یونی و ضریب توزیع یونهای عناصر خاکی کمیاب بین زیر کن و پلاژیوکلاز و مذابهای همراه با آنها . زیر کن با نماد از ناگازوا (1970) و پلاژیکلاز با نماد از نش و کراکرافت(1985)
فلدسپار پلاژکلاز در شکل 1-2 نشان داده شده است . از چنین رفتار متفاوتی می توان در مدل زایش سنگ یا کانی استفاده کرد.
همچنین تغییرات رفتار ناشی از اختلاف در حالت اکسایش، کاربرد مهمی دارد . شواهد مهم برای وجود حالتهای اکسایش REE ، بجز حالت +3 ، تنها در مورد ( شرایط کاهنده نسبی) و ( شرایط اکسنده نسبی) وجود دارد . اندازه این دو یون از یونهای +3 معادل آنها، به اندازه کافی متفاوت هست که اثری مشخص بر رفتار زمین شیمیایی آنها داشته باشد. به این ترتیب از عنصرهای خاکی کمیاب می توان برای به دست آوردن شرایط نسبی اکسایش- کاهش در بعضی از سیستمهای کانی یا سنگ استفاده کرد.
از آنجا که موقعیت REE در ساختار کانیها ، به اندازه و بار یونی بستگی دارد، لذا تعیین ماهیت مواضع همارایی با روشهای طیف سنجی سودمند خواهد بود . متاسفانه خواص طیفی REE ، با محیط اطراف یون زیاد متاثر نمی شود ، زیرا الکترونهای لایه 4f تعیین کننده رفتار یونها هستند، در اوربیتالهایی قرار گرفته اند که کاملا به وسیله لایه های بیرونی
پوشیده شده اند. بنابر این استفاده از طیفهای الکترونی در تشخیص عدد همارایی خاکهای کمیاب خاص محدود است. به همین دلیل ترکیبهای REE، معمولا همرنگ یونهای آبگین آنهاست . کمپلکسهای حاوی REE خاص دارای خاصیت فسفرسانس هستند مانند فسفر قرمز و فسفر سبز بسیاری از این فسفرها برای مثال در صنایع تولید تلویزیون و صفحه دید رایانه ها کاربرد دارند.
طیف سنجی موس بوئر 1 که جزئیات حالتهای اکسایش محیط ساختاری عناصر خاص را در اختیار قرار می دهد در مورد REE ، به علت نامناسب بودن هسته آنها برای این تکنیک کاربرد ندارد. در هر حال، در مطالعات حالت اکسایش Eu به کار برده شده است ( برای مثال اصلانی ثمین 2 و همکاران1987) . از طیف سنجی جذب پرتوایکس گسترش یافته ساختارهای ظریف
(EXAFS) ، می توان برای تعیین همارایی کاتیونی این عناصر استفاده کرد. این روش در مطالعه کانیهای مصنوعی حاوی REE، تا حدی موفق بوده است ( مانند کرسی و استیل 31988) . اما در مورد نمونه های طبیعی پوشش طیفی ناشی از حضور برخی REE ، مختلف محدودیت شدیدی را برای کاربرد این روش پدید می آورد.
روش کاتودولومینسانس( مارشال41988) در مطالعه REE، استفاده محدودی دارد، زیرا طیف نشری REE سه ظرقیتی ، به علت اثر حفاظتی لایه الکترونی 4f ، اطلاعاتی در مورد محیطهای یونی نمی دهد. به هر حال این روش ، برای مسائل کانی شناسی که در آن REE کم مقدار است کاربرد دارد، زیرا در این موارد، عناصر نامبرده به عنوان فعال کننده کاتودولومینسانس
(CL) عمل می کنند. در این حالت چناچه تمرکز خاکهای کمیاب تغییر کند، مثلا در آپاتیت اولیه و ثانویه ، ممکن است مراحل رشد بلور قابل مشاهده باشد. در اینجا باید کاملا دقت شود ، زیرا علاوه بر REE، یونهای متعددی(مانند)می توانند فعال کننده کاتودولومینسانس باشند.
1-3 فراوانی پوسته ای
فراوانی برخی از REE، در پوسته قاره ای زمین ، بسیار پایین است اما مقدار آنها از کمیاب ترین عناصر مانند طلا، جیوه و ایندیم کمتر نیست . فراوانی هفت عنصر خاکی کمیاب قابل مقایسه با عناصری است که اهمیت اقتصادی دارند( بین یک تا 10 میکروگرم در گرم ) مانند تنگستن ، قلع ، آرسنیک و برم که اغلب در زمره عناصر خیلی کمیاب به شمار نمی آیند. چهار عنصر خاکی کمیاب، فراوانی بین 15 تا 100 میکروگرم در گرم دارند که همانند عناصری مانند مس ، کبالت ، روبیدیم و روی می باشند. در میان همه عنصرهای خاکی کمیاب، عنصر سریم (Ce) با تمرکزی در حدود 30 میکروگرم در گرم ، فراوانترین عنصر خاکی کمیاب در پوسته است.

در سالهای اخیر برای ترکیب پوسته زمین و بخشهای بالایی و پایینی آن برآوردهای متعددی صورت گرفته است ( مانند ویور و تارنی 1، 1984 : تیلور و مک لنان 2 ، 1985: شاو 3و همکاران ، 1986 ، کاندی 41993: و همچنین مراجع ذکر شده در کاندی 1993 ) . این نویسندگان روشهای گوناگونی را برای برآورد تمرکز هر عنصر به کار گرفته اند. برای مثال فراوانی REE، برای پوسته بالایی با مدل کاندی ( که در آن نسبت سنگها بر اساس نقشه های زمین شناسی در نظر گرفته شده است) اختلافی تا حدود 6 درصد را نشان می دهد . به هر حال ، ماهیت عمومی یا الگوی فراوانیها در یک مدل مشابه مدل دیگر است. فراوانیهای برآورد شده به وسیله نویسندگان مختلف در جدول صفحه قبل آورده شده است . این برآوردها نشان می دهد که چناچه مقایسه ای بین ترکیب میانگین هسته و گوشته زمین صورت گیرد ، بالاترین تمرکز عناصر ، در پوسته زمین خواهد بود.

شکل بالا ( الف) فراوانی عناصر خاکی کمیاب (ppm) در پوسته بالایی ( از تایلور و مک لنان 1985: نماد * ) و شخانه های کندریتی ( نقل شده از واکیتا ، ری و اشمیت 1971: نماد ) (ب ) فراوانی بهنجار شده کندریتی عناصر خاکی کمیاب در پوسته بالایی ( نماد ) و در کل پوسته ( نشانه *).
نموار فراوانی عناصر خاکی کمیاب در پوسته بالایی ، نوسانی همراه با تغییر عدد اتمی را به طور مشخص نشان می دهد ( اثر " اودوهارکنیز 1 " شکل

1-3 الف) . این مراحل حاصل تولید REE در فرایندهای هسته سازی و پایداری نسبی بالتر هسته های دارای عد اتمی زوج در مقابل هسته های دارای عدد اتمی فرد است . این نمودار همچنین روند کاهش فراوانی را با عدد اتمی نشان می دهد. توجه شود که عنصر پرومتیم به علت نداشتن ایزوتوپ پایدار طبیعی یا بادوام طولانی ، عملا در پوسته حضور ندارد.
برای کمک به مطالعه زمین شناسی REE ، بهنجار کردن تمرکز هر یک REE های خاص در یک سنگ ، کانی ، سیال و غیره نسبت به برخی مواد استاندارد مرجع سودمند تشخیص داده شده است . این امر به ویژه هنگامی که از نمودار ترسیمی داده های REE ، استفاده می شود ، ضروری است ، زیرا مشکلات ممکن در مقایسه عناصر ناشی از نوسان فراوانی با عدد اتمی و نظایر آن را برطرف می کند. برای این منظور منابع متعددی در نظر گرفته شدند اما یکی از بهترین آنها برای گسترده وسیعی از مواد، منبع واکیتا ، ری و اشمیت 1 1971 که مجموعه ای از 12 شاخه کندریتی را گردآوری کرده است . ( جدول ذیل) . در قسمت پایین شکل 1-3 ( الف) تغییرات فراوانی ، با عدد اتمی در این شخانه ها نشان داده شده است . در شکل 1-3 (ب) نمودار بهنجار شده فراوانی عناصر در پوسته بالایی آورده شده است . ( به این ترتیب که میانگین تمرکز هر عنصر در پوسته به تمرکز نسبی در مجموعه مرجع تقسم شده است)

شکل صفحه قبل فراوانی بهنجار شده کندریتی عناصر خاکی کمیاب در پوسته از سایر نویسندگان ، ویور و تارنی (1984) نماد ، شو و همکاران (1986) نماد * و کاندی 1993 نماد .
مجموعه های دیگر مقادیر بهنجار شده کنریتها به صورت پیشنهادی است . برای مثال ، در حالی که اونسن ، هامیلتون و اونیونز 1 ) 1987) میانگین های خوبی را برای برخی انواع کندریتها ارائه داده اند اما دارای مقادیری است که در حدود 25 درصد کمتر از مقادیر ارائه شده به وسیله واکیتا ، ری و اشمیت (1971) بود. بنابر این نمودار بهنجار شده کندریتی آنها مقدار نسبی بالاتری را نشان می داد . داده های واکیتا ، ری و اشمیت امروزه به طور وسیعی به کار می رود و از آنجا که هدف بیشتر نمودارها مقایسه آنها با نمودارهای دیگر است ، پیشنهاد می شود که استفاده از آنها همچنان ادامه پیدا کند. در مورد رسوبات و برخی اوقات کانیهای رسوبی ، تجربه ، استفاده از تمرکز REE، در یک رسوب میانگین به عنوان مقادیر بهنجار شده را نشان می دهد. نمونه معمولی که مورد استفاده قرار گرفته ترکیب شیلهای آمریکای شمالی (NASC) است که در جدول 1-4 آورده شده است . نمودارهای بهنجار شده کندریتی برای ترکیب پوسته زمین با برآوردی که به وسیله نویسندگان دیگر انجام گرفته ، در شکل 1-4 آورده شده است . مطالعه این الگوها و الگوهای مربوط به برخی رسوبالت، امکان نتیجه گیری زیرا را در مورد فراوانی REE، فراهم می کند:
* فراوانی بهنجار شده کندریتی برای REE با جرم اتمی نسبتا کمتر مانند La. Sm ( که اغلب به REE سبک معروفند) بیش از آنهایی است که جرم اتمی بیشتری دارند Gd تا Lu (REE سنگین ):
* شیلهای تپیک ، معروف ترکیب پوسته رخنمون شده هستند:
* عنصر اروپیم در مقایسه با عناصر خاکی کمیاب مجاور رسم شده در نمودار بهنجار شده کندریتی ،در پوسته بالایی فقیر شده است:
* پوسته بالایی ، عناصر خاکی کمیاب بیشتری نسبت به پوسته زیرین دارد.
عناصر خاکی کمیاب ، در بسیاری از انواع سنگهای آذرین، رسوبی و دگرگونی تنها به صورت عناصر کم مقدار وجود دارند. در این سنگها ، عناصر خاکی کمیاب بیشتر در چندین کانی سنگ ساز مانند تیتانیت، آپاتیت ، زیر کن ، اپیدوت ، گارنت و رسها متمرکز می شوند. این عناصر اغلب در بسیاری از کربناتیتها و برخی پگماتیتهای گرانیتی و سینیتی به فراوان یافت می شوند و این نوع سنگها معمولا دارای کانیهای متفاوتی از عناصر خاکی کمیاب هستند. بسیاری از کیمبرلیتها و همچنین برخی از لامپروفیرها، گرانیتها، اسکارنها، و ذخایر متاسوماتیک دیگر ، می توانند چندین هزار قسمت در میلیون عناصر خاکی کمیاب داشته باشند. کانیهای عناصر خاکی کمیاب ، گاه در سنگهای رسوبی به صورت فاز تخریبی ( مانند اکسید، برنریت یا فسفاتها ، مونازیت و رسوبی حاوی عناصر خاکی کمیاب در بایان اوبو 1، چین ، که یکی از بزرگترین ذخایر عناصر خاکی کمیاب در جهان به شمار می رود. از ذخایر دیگر می توان کربناتیت مانتین پس2 ، کالیفرنیا ایلات متحده و ذخایر پلاسر مونازیت در استرالیا را نام برد . برای اطلاع از فراوانی عناصر خاکی کمیاب در سنگهای مختلف، می توان به فصلهای کتاب هندرسن (1984 الف ) مراجعه کرد.
1-4 رفتار زمین شناسی : سیستمهای ماگمایی
در سیستمهای ماگمایی سیلیکاتی ، اندازه بزرگ یونهای عناصر خاکی کمیاب، از ورود قابل توجهی از آنها به کانیهای معمولی جلوگیری می کند. یونهای عناصر خاکی کمیاب ضرایب توزیع کانی – مذاب کوچکی ( در اینجا ضریب K غلظت عنصر در کانی ، تقسیم بر مقدار آن در مذاب همراه است ) را برای کانیهایی مانند الیوین ، پیروکسن ، مگنتیت و فلدسپار که مکانهای همارایی کاتیون کوچکی دارندد نشان می دهد . بنابر این در یک سیستم ماگمایی بازیک سرد شونده که وجود این کانیها عادی است ، عناصر خاکی کمیاب در مذاب باقی می مانند و همچنان که تفکیک بلوری ادامه می یابد غلظت آنها به طور مستمر در مذاب باقیمانده افزایش می یابد . به علت این رفتار ، عناصر خاکی کمیاب در این سیستمها را عناصر ناسازگار می گویند.
کانیهایی که مکان یونی بزرگتری دارند، مانند زیر کن ، گارنت ، و آپاتیت ، به آسانی بسیاری یونهای عناصر خاکی کمیاب را می پذیرند که ممکن است به صورت جزء کوچکی از ترکیب آنها درآید. مثلا در پگماتیتهای گرانیتی ، کانیهای فلوریت و تیتانیت می توانند دارای مقادیر قابل توجهی از عناصر خاکی کمیاب که گاهی مقدار آنها به چند درصد هم می رسد ، باشند . کانیهای عناصر خاکی کمیاب ، خود معمولترین کانیهای موجود در پگماتیتها ، کربانتیتها و برخی از سینیتها هستند. کلارک 1(1984) مروری سیستماتیکی بر کانی شناسی عناصر خاکی کمیاب انجام داده است.
توزیع عناصر خاکی کمیاب بین یک کانی و یک سیال همراه ، نه تنها به شعاع یونی ، بلکه به بار یونی ، دما ، فشار و ترمیب سیستم هم بستگی دارد ( برای مرور به هندرسن 1984 ب مراجعه شود.)
اروپیم بسته به پتانسیل اکسایش – کاهش موجود در سیستمهای ماگمایی ، می تواند به دو حالت اکسایشی +2 و +3 وجود داشته باشد. اگر چه شعاع یونی بزرگتر از در هر نوع همارایی است ، ضریب توزیع آن در برخی از کانیها برای به مراتب بیشتر است . به ویژه در مواردی که تبادل یونی شامل کاتیون دوظرفیتی دیگری ( مانند )
باشد که در این صورت از تبادلهای موازنه کننده بار، پرهیز می شود . رفتار توزیع اروپیم بین یک ماگمای بازی و فلدسپارپلاژیوکلاز مثال خوبی از این پدیده است . این اختلاف بین توزیع اروپیم دوظرفیتی نسبت به عناصر خاکی کمیاب سه ظرفیتی ، می تواند به یک رخداد نابهنجاری اروپیم منجر شود که باعث انحراف از روند قرار گرفتن این عنصر با سایر عناصر خاکی کمیاب در نمودار فراوانی بهنجار شده کندریتی بر حسب عدد اتمی آنهاست چنین نابهنجاری در صورتی که نقطه قرارگیری اروپیم بالای خط باشد ، مثبت و در صورتی که در پایین خط قرار گیرد منفی گفته می شود. هنگامی که حضور در سیستم بسته در حال تبلور باعث نابهنجاری اروپیم در یک کانی شود، یک نابهنجاری موازنه کننده با علامت مخالف ، در مذاب همراه کانی ، به وجود می آید که اندازه آن ، به نسبت جرم جامد به مایع بستگی دارد.
حالتهای اکسایش غیر از +3 برای عناصر خاکی کمیاب دیگر ، در سیتمهای ماگمایی وجود ندارد . در بسیاری از سیستمهای آبگین وجود دارد و منجر به رفتار زمین شیمیایی متفاوتی با سایر عناصر خاکی کمیاب می شود . در سنگهای آذرینی که با چنین سیستمهای آبگینی بر هم کنش دارند، ممکن است نابهنجاری Ce ثانوی پدید آید. وجود نابهنجاری های Ce ثانویه پدید آید،

ضرایب توزیع کانی به مذاب برای عناصر خاکی کمیاب مختلف منبع : جدول بالا

Ce در سنگهای آذرین یا دگرگونی دگرسان نشده ممکن است نشانگر موادی با منبع فوق پوسته ای باشد. همچنین می تواند در سیالهای طبیعی آبگین نیز وجود داشته باشد.
میاواکی 1 انواع واکنشهای جانشینی یونهای عناصر خاکی کمیاب به جای یونهای دیگر را مورد بحث قرار داده است . بسیاری از نویسندگان، داده های توزیع عناصر خاکی کمیاب در سیستمهای طبیعی و مصنوعی را برسی کرده اند. هندرسن (1984 ب) ضریبهای میانگین
کانی / مذاب را برای سنگهای آذرین مختلف محاسبه کرده است و جونز 1
(1994)داده های تجربی عناصر خاکی کمیاب و سایر عناصر از جمله سیستمهای حاوی مایعات کربناتی را مرور کرده است . برخی مثالها در جدول صفحه و شکل صفحه قبل آورده شده است.
1-5 رفتار زمین شناسی : سیستم آبگین
عناصر خاکی کمیاب در برخی سیستمهای زمین شیمیایی محیطهای آبگین علیرغم انحلالپذیری کم ترکیبشان متحرک هستند. شواهد مستقیم برای این منظور ، داده های تجزیه ای بسیاری از آبهای طبیعی، از جمله آب دریا ، سیالهای گرمابی، میانبارهای سیال و برخی آبهای زیر زمینی است . برخی شواهد غیر مستقیم نیز از غلظت تشدید یافته عناصر خاکی کمیاب در سنگهای متاسوماتیزه ، تغییرات توزیع عناصر خاکی کمیاب در اثر هوازدگی ، به ویژه در تشکیل لاترتیها، و تشکیل کانیهای ثانوی به دست می آید.
در هر صورت تحرک این عناصر محدود است ، به گونه ای که برخی از نویسندگان در عمل ، به منظور مدلسازی فرایندهای ویژه ، مانند دگرسانی سنگها یا مخلوط شدن اجزای اصلی سازنده در پوسته زمین ، عناصر خاکی کمیاب را عناصر نامتحرک می شناسند. به نظر می رسد که نامتحرک بودن مطلق ، حتی برای فاصله کوتاه ، محدود به سیستمهای دگرگونی خشک باشد( برای مثال موکه ، پراید و سرکار 11979: مریمان ، بونیز و بال 2 1986).
درجه تحرک عناصر خاکی کمیاب در هر محیط آبگین ، به عوامل مختلفی مانند PH. Eh لیگاندهای ممکن قابل دسترس و دما بستگی دارد . در عوض اثر سیالهای دارای عناصر خاکی کمیاب بر سنگهایی که از پیش وجود داشته اند، به نسبت سنگ – سیال کانیهای تشکیل دهنده سینتیک و واکنشها بستگی دارد . متاسفانه هنوز روابط سیستماتیک بین بسیاری از این عوامل شناخته نشده است ، اگر چه در سالهای اخیر برخی پیشرفتهای مهم به ویژه در مورد کمپلکس سازی عناصر خاکی کمیاب محیطهای آبگین به دست آمده است.
کمپلکس سازی و آبکافت این عناصر در محلولهای آبگبن به وسیله ترکیب محلول ، PH و نوع عنصر خاکی کمیاب کنترل می شود . اصولا پیوند عناصر خاکی کمیاب به هر لیگاندی ، به صورت الکترواستاتیک بوده و خصلت کووالانسی ندارد.
کمپلکس سازی خاکهای کمیاب در بسیاری از سیستمهای آبگین طبیعی در شرایط PH خنثی و قلیایی با اهمیت تر از شرایط PH پایین ، یونهای آزاد خاکهای کمیاب متمایل به تشکیل گونه های پایدارتری هستند. انواع گسترده کمپلکسها نیز به PH وابسته است. به عنوان مثال اصلی ترین کمپلکسهای کربناتی در PH 6 تا 9 بصورت است در صورتی که شکل اصلی در PH بیش از 9 می باشد . پایداری نیز برای بسیاری از کمپلکسهای زمین شیمیایی مربوطه ، تابعی از دماست . برای بیشتر عناصر خاکی کمیاب ( به استثنای ) پایداری با دمای بیش از چند صد درجه سانتیگراد افزایش می یابد. برای مثال ، راگنارسدوتیز 1 ( مذاکره شفاهی ) معتقد است که پایداری از دمای 50 به 350 درجه سانتیگراد در حدود دو برابر افزایش می یابد. پایداری بسیاری از کمپلکسها نیز با افزایش عدد اتمی زیاد می شود .
نویسندگان متعددی ( مانند بروکینز 2 1983و 1989 : وود 3 1990 الف . کانترال و بایرن 4 1987 الف و 1987 ب ، ترنر ، ویتفیلد و دیکسون 5 1981 : بایرن ، لی و بینگلر 1 1991:میلرو2 1992 انحلال پذیری و رفتار کمپلکس سازی عناصر خاکی کمیاب را از دیدگاه زمین شیمیایی بررسی و مرور کرده اند. این افراد نشان داده اند که در آبهای کربناته شور، کمپلکسهایی به صورت
و به این ترتیب اهمیت ارند که هنگامی که =ln عناصر خاکی کمیاب سبک باشد حالت اول ، و هنگامی که =ln عناصر خاکی کمیاب سنگین باشد ،حالت دوم، حالتی غالب است . در آب دریا کمپلکسهای هیدروکسیدی ، سولفاتی ، هالیدی و نیز یونهای +3 وجود دارند ، اما این کمپلکسها نسبت به کمپلکسهای کربناتی ، فرعی محسوب می شوند.
کمپلکسهای هیدروکسی مانند ظاهرا در PH بالا اهمیت پیدا می کنند ، اگر چه واکنشهای آبکافتی به صورت زیر :

برای یونهای سه ظرفیتی اهمیت نداشته ، ولی برای حالت اهمیت پیدا می کند.
هالیدها برخی از گروههای کمپلکس ساز مهمتر را در سیستمهای آبگین طبیعی تشکیل می دهند . شواهد برای این موارد تنها به صورت مستقیم نیست ( بروکینز، 1989) بلکه به صورت غیر مستقیم ، در همراهی کانیهای فلوئوردار همراه با غنی شدگی از عناصر خاکی کمیاب ، مانند برخی ذخایر متاسوماتیک ، کاملا عادی است . عناصر خاکی کمیاب سه ظرفیتی با یون فلوئورید ، کمپلکسهای قوی تولید می کنند و قدرت آنها از La به Lu افزایش می یابد ، اما کمپلکسهای نسبتا ضعیفی با یونهای کلریدی می دهند. این کمپلکسها در 25 درجه سانتیگراد ، تغییرات اندکی با عدد اتمی نشان می دهند. در هر حال ، راگناسدوتیر ( مذاکره شفاهی ) نشان داده است که برای سیالهای گرانیتی شور در دمای 500 درجه سانتیگراد و فشار 2 کیلوبار، مهمترین گونه ها ، برای عناصر خاکی کمیاب سبک .برای عناصر خاکی کمیاب سنگین تنها می باشد.
تعادل اکسایش – کاهش یونهای Eu و Ce در محلولهای آبگین به وسیله راهکارهای نظری و تجربی ، مطالعه شده است . سورژنسکی 1( 1984) نشان داد که از نظر تئوری نسبت وابستگی شدیدی به دما دارد ، حال آنکه وابستگی آنها به فشار ، ضعیف است . در دمای بیش از 250 سانتیگراد شکل غالب است ( چه به صورت یون ساده و چه به صورت کمپلکس) در حالی که در دمای 25 درجه سانتیگراد ، حالت یون سه ظرفیتی تقریبا به طور انحصاری وجود خواهد داشت . در دمای حد واسط ، هر دو نوع حالت ظرفیتی وجود دارد . این یک نتیجه گیری عمومی برای دامنه عادی فوگاسیته اکسیژن و PH در بسیاری از سیستمهای آبگین ( مایع) در سطح زمین است. آشکارا ، چنین یافته هایی ، کاربردهای پر اهمیتی برای تفسیر نابهنجاریهای اروپیم در سیستم گرمابی دارد ، زیرا توزیع اروپیم بین سیال و جامد ، به حالت ظرفیتی آن بستگی دارد و ظرفیت نیز خود به شدت به دما در هر فوگاسیته خاص اکسیژن و PH وابسته است .
بروکینز (1983) با به کار گرفتن راهکارهای تجربی ، نمودارهای Eh-PH انواع عناصر خاکی کمیاب را در سیستمهای آبگین ساده رسم کرد. رفتار Ce متضاد با سایر عناصر خاکی کمیاب است ، با میدان پایداری بسیار کاهیده ( در PH پایین ) و با حضور میدان پایداری قابل توجه CeO2 (در شرایط خنثی و PH بالا ) . نتایج حاصل از این دو راهکار ، به درک برهم کنش کمپلکسهای متغیرهای اولیه در هر محلول آبگین طبیعی کمک می کندو همچنین به این نتیجه می رسیم که تفاوت کمی رفتار Ce و Eu ، به سادگی و تنها با پتانسیل اکسایش – کاهش قابل توجیه نیست.
در بسیاری از سیستمهای طبیعی ، شیمی حالت جامد عناصر خاکی کمیاب ، ممکن است عامل تعیین کننده تمرکز این عناصر ، در محیطهای آبگین، بدون نیاز به رسیدن به تعادل باشد. عناصر خاکی کمیاب می توانند به شدت جذب کانیهای رسی و یا کلوییدهای آهن دار شوند. در سیستمهای اقیانوسی ، باریت ، فسفریت و پوسته های غنی از منگنز ، می توانند عناصر خاکی کمیاب را جذب کنند، اما تمرکز و الگوهای فازهای جامد این عناصر بسیار متنوع است. در شرایط PH اسیدی ، مثلا در شرایط هوازدگی سطحی ، عناصر خاکی کمیاب ممکن است از کانیهای رسی یا کانیهای دیگر نشت کرده و مجددا به وسیله عاملی دیگر جذب و یا درجای دیگری نهشته شوند. و گاهی نیز کانیهای عناصر خاکی کمیاب را به وجود آورند.
مثال خوب برای پدیده اخیر ، در تشکیلات لاتریتی یافت می شود . در اینجا عناصر خاکی کمیابب از افقهای بالایی سنگهای دگرسان شده شسته شده و با جدا شدن ، در بخشهای زیرین مجددا نهشته می شوند . سریم در شرایط اکسنده ، اغلب رفتاری متفاوت از عناصر خاکی کمیاب دیگر نشان می دهد و ممکن است در افق بازمانده باقی بماند . در این شرایط به ویژه هنگامی که تمرکز عناصر خاکی کمیاب به قدر کافی بالا باشد ، کانیهای خاکهای کمیاب مانند لانتانیت یا فلورنسیت ممکن است تشکیل شود. مطالعاتی به وسیله بران 1 و همکاران (1993) روی تشکیل لاتریتها از سینیت ، انجام شده و همچنین میزبان کانیایی عناصر خاکی کمیاب در لاترتیهای برزیل که از سنگهای قلیایی به وجود آمده اند به وسیله موریتانی و پرینفالک 1 معرفی شده است.

کانی های عناصر خاکی کمیاب:
بیش از 2000 گونه کانی عناصر خاکی کمیاب توصیف شده است بر حسب تعریف لوینسون (1996) کانی ها ی عناصر خاکی کمیاب به کانیهایی گفته می شود که تشکیل دهنده اصلی آنها عناصر خاکی کمیاب (REE) باشد.
بررسی منازیت – باستناسیت – زینوتایم و برخی کانیهای دیگر:
منازیت (Monazite) ، باستانیت (Bastnaesite) و زینوتایم (xeno time) سه کانی مهم اقتصادی از بین بیش از 200 کانی مهم شناخته شده ای هستند که در بردارنده عناصر خاکی کمیاب مهم و اصلی می باشند.
باستانیت و منازیت منبع عناصر کمیاب هستند و منازیت کاسنگ اصلی توریم می باشد . زینوتایم و کانیهایی چون آلانیت (Allanite) منبع عناصر کمیاب سنگین و ایریتیم می باشد.
باستناسیت ها به طور عمده در سنگهای غنی از Calc- Silicate وابسته به کمپلکسهای سنگهای آذرین درونی آلکانی و به مقدار کمتر در رگه های کوارتز رگه های اپی ترمال فلوریت و پر کننده های برشی یافت می شود (Giere 1996) مونازیت و زینوتایم به صورت کانی های فرعی در سنگهای گرانیتوئید و پکماتیت های کم کلسیم یافت می گردد ادامه هوازدگی در این نوع سنگها باعث تغلیظ آنها در کانیهای سنگین نهشته های پلاسری می شود. به خاطر مقاومت آنها در برابر تغییرات شیمیایی و وزن مخصوص بالای آنها زینوتایم معمولا با زیرکن می باشد.
دیگر منابع شیمیایی عناصر کمیاب اپکتیت ، رس های در بردارنتده عناصر کمیاب و کانی های گوناگون چون Allanite که به عنوان محصول جانبی از استخراج اورانیوم تولید می شود. منابعی که دارای اهمیت کمتری می باشند شامل آلانیت ( دربردارنده Y . Ce) زیر کن (Euxenite) و سوپاریت می باشد و اسکانیم به صورت محصول جانبی از پروسه تولید اورانیوم و تنگستن بدست می آید.

باستناسیت (Bastnuesite) :
کانی باستناسیت در سال 1838 توسط Hisinger از معدن Bastnas در سوئد کشف شد.
این کانی با فرمول شیمیایی به رنگ زرد تا قهوه ای مایل به قرمز می باشد که دارای وزن مخصوص 4/9-5/2 گرم بر سانتیمتر مکعب و سختی 4-4/5 و چگالی حداقل 5 می باشد و رنگ اثر خط سفید می باشد این کانی در رده بندی کربناتها می باشد که دارای سیستم تبلور هگزا گونال و شکستگی نامنظم و جلاتی شیشه ای – چوب و شفاف تا نیمه شفاف می باشد این کانی فاقد خاصیت مغناطیسی و رخ ناقص دارد .
سایر مشخصات:
اشکال ظاهری : بلوری – نقره ای – توده های مجتمع یا دانه ای
ژیرمان : کمیاب – آلمان غربی – سوئد – آمریکا – ماداگاسکار- برونوی – آفریقای جنوبی – زئیر
خواص شیمیایی:
محلول در اسیدها که در زیر شعله واکنش ها سریعتر انجام می گیرد.
ترکیب شیمیایی : متغیر
پاراژنز: فلورین – آلانیت – غیره
منشا تشکیل : پگماتیتی – کربناته- متاسوماتیک – مجاورتی
شکل بلورها: شکل
محل پیدایش: آمریکا( کلورادو)

زینوتایم(xenotime)
کانی زینوتایم که به گزنوتیم هم نامیده می شود ( در سال 1824 توسط Berzeliusl d.d کشف شد این کانی با فرمول شیمیایی Ypo4 به رنگ زرد – قهوای – متمایل به سبز – خاکستری با وزن مخصوص 4/4 -1/5 گرم بر سانتی متر مکعب سختی 5-4 در مقیاس موس جلای شیشه ای تا چوب سیستم تبلور تتراگونال ونیمه شفاف تا کدر و رادیو اکتیویته قوی دارد.
سایر مشخصات:
رده بندی : فسفات
رخ : کامل
شکستگی: نامنظم
نوع سختی : ترد
خاصیت مغناطیسی: پارامغناطیس متوسط
اشکال ظاهری : بلوری – آگرگات دانه ای – شعاعی
ژیرمان : کمیاب – آلمان شرقی-سوئیس-نروژ- سوئد- آبرفتهای برزیل – آمریکا – استرالیا- ماداگاسکار-
خواص شیمیایی : در حرارت شعله نیز به صورت جزیی در اسید حل می شود در حالت محلول در H2SO4 به رنگ آبی در می آید.
ترکیب شیمیایی : و و اتخالهای نادر در می آید
رنگ اثر خط: سفید – قهوه ای – زرد
تفاوت با کانیهای مشابه : سختی – چگالی – واکنش های شیمیایی – اشعه X
تشابه کانی شناسی: کاستریت – زیر کن
پاراژنز: آپاتیت – مونازیت – زیر کن – غیره
منشاء تشکیل: ماگمایی- پگماتیتی
شکل بلورها : منشوری – بی پیرامیدال – قومی
محل پیدایش : سوئد
وجه تسمیه: از واژه یونانی xenos یعنی خارجی و time یعنی ستایش – سپاس گرفته شده است .

مونازیت Monazite
نام آن کلمه یونانی مونازین Monazein به معنی تنهایی ، به خاطر مجزا و کمیاب بودن بلورهای آن ، گرفته شده است.
فرمول شیمیایی:
سیستم بلور : مونازیت در سیستم مونوکلینیک پرسماتیک متبلور می شود . بلورهای آن غالبا صفحه ای به موازات سطح {100} است . گاهی نیز بصورت منشورهای باریک در جهت محور b دیده می شود.
ترکیب شیمیایی: مونازیت از کانیهای رادیواکتیو است که عناصر نادر خاکی به مانند سریم ، لانتانیوم ، ایتریوم، و توریم ، در آن وجود دارد . مقدار اکسید سریم تا 70 درصد ، اکسید فسفر20 تا 30 درصد ، اکسید توریم 1 تا 20 درصد و اکسید ایترتیم تا 5 درصد می رسد. ممکن است مقداری اورانیوم نیزدر تریکب آن وارد شود.
همچنین ممکن است مقداری سیلسیم بصورت توریست به فرمول شیمیایی Thsio4 در مونازیت وجود داشته باشد. همچنین ممکن است sio4 جایگزین po4 شود.
ساختار: در ساختار آن عناصر خاکی نادر در مرکز به چند وجهی هایی که بوسیله 19 اکسیژن احاطه شده اند . هر یک از این چند وجهی ها با 6 هاروجهی po4 اتصال دارند.
مشخصات ماکروسکوپی: سختی 5 تا 5/5 و چگالی 6/4-4/5 دارد. دارای کلیواژ ضعیف به موازات {100} و سطح جدایش به موازات {001} می باشد . شکننده است و سطح شکست صدفی تا ناصاف دارد . بلورهای آن شفاف تا نیمه شفاف است . بطور معمول به صورت توده ای و یا دانه ای ماسه مانند دیده می شود جلای آن صمفی تا الماسی است . رنگ آن قهوه ای یا قرمز است . رنگ خاکه آن سفید می باشد . در اثر حرارت به سختی ذوب می شود در اسید کلریدریک به سختی حل می شود . با اسید سولفوریک غلیظ در اثر حرارت حل می شود. محلول بدست آمده را پس از رقیق کردن با آب و افزودن اکسالات آلومینیم ، رسوب اکسالات فلزات خاکی بدست می آید. خاصیت رادیو اکتیو دارد ، لذا با استفاده از دستگاه شمارنده گاگیر حاصل می توان آن را تشخیص داد. در پرتو ماورابنفش به رنگ سبز می درخشد . پودر آن در اسید سولفوریک در مقابل شعله رنگ سبز دارد . مروارید براکس آن در گرما رنگ زرد مایل به قرمز دارد ، که پس از سرد کردن بیرنگ می شود .
مشخصات میکروسکوپی:
نور طبیعی – در مقطع نازک بی رنگ است . اما گاهی چند رنگی ضعیف زرد رنگ نشان می دهد .
بلورهای آن را اتورف و ریز و کلیواژ آن به نسبت مشخصاست برجستگی خوبی دارد.
نور پلایزه :
بیرفر نژانس آن خیلی قوی است (Bi=0/048-0/075) و رنگهای تداخلی اواخر سوم تا اوایل چهارم را نشان می دهد. مقطع عرضی آن بیرفرنژانس ضعیف دارد (Bi=0/001-0/002) مونازیت در این نور تقریبا شبیه اسفن است . اما
بی رفرنژانس آن کمتر از اسفن می باشد . خاموشی در مقاطع طولی مایل است و زوایه خاموشی در آن 2 تا 6 درجه می باشد
علامت طویل شدگی آن مثبت است.
نورمتقارب: دو محوری مثبت است دارای دیپرسیون شدید می باشد. و در آن r<v است.
نحوه و محل پیدایش: مونازیت بصورت کافی فرعی و به مقدار کم در گرانیتها ، پگماتیتها، آپلیتها یافت می شود . در سنگهای دگرگونی مانند گنیسها نیز تشکیل می شود . این کافی در مقابل هوازدگی مقاوم است و چگالی به نسبت زیاد دارد. لذا بصورت ذرات ماسه ای در آبرفتهای حاصل از تجزیه سنگهای آذرین حاوی آن دیده می شود و همراه با سایر کانیهای سنگین مانند ایلمنیت ، مگنتیت ، زیر کن و روتیل می باشد.
کاربرد: مونازیت کانی اصلی تولید اکسید سریم و توریم می باشد . مونازیت اگر حاوی 3 تا 9 درصد اکسید توریم باشد ، از نظر اقتصادی قابل بهره برداری می باشد . اکسیدذ توریم در حرارت کم به شدت نورانی می شود و نقطه ذوب بالا دارد . از اینرو این اکسید در ساخت و پوشش لامپهای گازی نور سفید مصرف می شود . همچنین توریم یک عنصر رادیو اکتیو است و در تهیه و تامین انرژی اتمی مصرف دارد. فلز سریم در ساخت الکترودهای نورانی در صنعت سینما مصرف می شود . در صنایع شیشه نیز به دلیل آنکه نور ماورابنفش را منعکس می کند و بقیه نورها را عبور می دهد ، مصرف دارد. در رنگ سازی و نیز در آلیاژهای فلزات نیز به کار می رود.
کانی مشابه: تورنریت (Tuenerite) یک نوع مونازیت است که به مقدار کم در شکستگیهای سنگهای آذرین بیرونی در سوییس و اتریش دیده شده است.
ژیزمان: کمیاب – سوئیس – نروژ – URSS – ماداگاسکار- استرالیا- آمریکا – برزیل – هند

زیر کن (Zircon)
زیر کن سیلیکات زیر کونیم در سال 1783 توسط Werner کشف شد این کانی با فرمول شیمیایی ZrSio4 به رنگ سفید متمایل به خاکستری – بی رنگ قوه ایمایل به قرمز و مایل به سبز یا زرد وزن مخصوص 7/4-6/4 گرم بر سانتیمتر مربع سختی 5/7 در مقیاس موس دارای جلای شیشه ای شفاف تا اپک و سیستم تبلور تترا گونال دیده می شود.
آلانیتAllanite
کانی آلانیتAllanite از گروه اپیدوت ها در سال 1808-1810 توسط T.Allanو Thomason در گرینلند کشف شد . کانی آلانیت با فرمول شیمیایی
به رنگ سیاه تا تیره و یا قهوه ایبا وزن مخصوص 3-4 گرم بر سانتیمتر مکعب سختی 5 تا 6 در مقیاس موس جلای زرینی تا نیمه فلزی سیستم تبلور منوکلینیک نیمه شفاف تا کدر می باشد.
آپاتیت :
در لغت یونان Apatien به معنی گول خوردن یا فریفته شدن است و علامت انتخاب این نام برای کانی شباهت آن با بویل و تورمالین است که از منشور شش ضلعی و سختی کمتر با این دو کانی تمیز داده می شود.
آپاتیت با فرمول
فسفات آهکی موجود در سنگهای آذرین است که به رنگ سفید مایل به زرد -قهوه ای – سبز – و گاهی سیاه دیده می شود این کانی با ناخالصیهای اکسید آهن- سیلیس – کلسیم – رس همراه است سیستم تبلور آن هگزاگونال و بی پیرامیدال می باشد فرم کریستالی به صورت شش ضلعی منشوری یا سوزنی و گاهی هم منشوری کوتاه دیده می شود. این کانی دارای سختی 5 با چاقو خط می اندازد و وزن مخصوص 15/3 تا 20/3 دارای جلای شیشه ای و نیمه صنعتی و شفاف تا اپک است.
و کانی های دیگری شامل بایولیت – توریالیت – توریت – آلانیت – لوپازیت – سریت – اکسینت- فرگوسونیت – فلورنسیت – Huttonite- Gadolinite و …….. وجود دارد و چون کانی مورد بحث سه کانی مونازیت – استناسیت – زینوتایم می باشد از توضیح آنها معذوریم .

رده بندی کانیهای عناصر نادر خاکی
کانیهای عناصر نادر خاکی کمیاب را می توان بر اساس نوع گروه آنیونی در ساختار بلوری آنها به شش رده تقسیم کرد:
1-کانیهایی با ساختار بلوری شامل گروه آنیونی سه گوش مجزا – کربناتها : مانند لانتانیت – لانتانیم دار و باستنازیت سریم دار
2-کانیهایی با ساختار بلوری شامل فقط گروههای آنیونی چهار وجهی مجزا- فسفاتها: مانند زنوتایم – ایترتیم دار و مونازیت سریم دار
3- کانیهایی با ساختار بلوری شامل گروههای آنیونی یونهای چهار وجهی سیلیکاتها: مانند تالنیت ایتریم دار و سریت سریم دار
4- کانیهایی با ساختار بلوری شامل گروههای آنیونی یونهای چهار وجهی و هشت وجهی – آلومینو- سیلیکاتها و تیتانوسیلیکاتها : مانند آلانیت سریم دار و موزاندریت
5-کانیهایی با ساختار بلوری شامل گروه آنیونی یونهای هشت وجهی – تیتاناتها ونیوباتها مانند آشی نیت سریم دار
و فرگوسونیت ایتریم دار
6-کانیهایی با ساختار بلوری فاقد گروههای آنیونی – فلوریدها و اکسیدهای ساده : مانند فلوئوسریت سریم دار و سریانیت سریم دار
چند وجهی همارایی اتمهای عناصر خاکی کمیاب
خاکهای کمیاب دارای هفت نوع عد همارایی بین 6 و 12 هستند. تقریبا هیچ وقت چندوجهی همارایی اتمهای عناصر خاکی کمیاب، چند وجهی منظم نبوده بلکه به صورت چند وجهی واپیچیده است .
پیوندهای شیمیایی بین خاکهای کمیاب و آنیونها خصلت یونی داشته و زاویه پیوندی یونی ، به وسیله شکل اوربیتال مولکولی ساده به گونه ای پیوندهای کووالانسی نشان داده نمی شود . این امر یکی از دلایل واپیچش چند وجهی همارایی است . به این ترتیب ، چند وجهی همارایی مرکب از عناصر خاکهای کمیاب (RE) و آنیونهای اطراف (X) را می توان در گروههای زیر رده بندی کرد.
هشت وجهی REX6 یک چند وجهی همارایی شاخص برای خاکهای کمیاب دارای همارایی 6 است . مانند مکانهای بلوری خاکهای کمیاب همارایی گروه Y در ایتریالیت ایتریم دار (باتالیوا و پیاتنکو1 1972) و مونترگیات ایتریم دار(گوس ، سن گوپتا و کامپانا 2 1987) است . اگر چه بخشی از مکان بلوری کلسیم هشت وجهی با عناصر خاکی کمیاب گروه سریم جانشین می شود و این حالت در آگرلیت ( گوس و وان 1979) و دولاسیت سریم دار پیکور و دن 3 1988 دیده می شود ، ولی گزارش مبنی بر اینکه مکان هشت وجهی به طور غالب با خاکهای کمیاب گروه دیده می شود ، ولی گزارش مبنی بر اینکه مکان هشت وجهی به طور غالب با خاکهای کمیاب بزرگتر گروه سریم ، بسیار کوچک است . همچنین هیچ گونه منشور سه گوش، به عنوان چند وجهی همارایی یک عنصر خاکی کمیاب گزارش نشده است.
دونوع چند وجهی برای اتمهای خاکهای کمیاب با عدد همارایی 7 گزارش شده است : هشت وجهی REX7 تک پوشه و منشور سه گوش REX7 تک پوشه . این چند وجهیهای همارایی را می توان افزودن یک گوشه به یکی از وجوه ، به ترتیب از یک هشت وجهی و یک منشور سه گوش به دست آورد. به هر حال شکلهای واپیچیده این چند وجهیها مشابه یکدیگرند و اغلب به طور واضح تشخیص داده نمی شوند. همارایی اتم Ce در ساژینیت سریم دار به عنوان هشت وجهی تک پوشه ( شومیاتس کایا 1 و همکاران 1980 ) و ایتروتنگسیتیت سریم دار به عنوان منشور سه گوش تک پوشه (دیویس و اسمیت 2 1971) توصیف

شکل بالا چند وجهی همارایی پیرامون کاتیونهای عناصر خاکی کمیاب موجود در کانیهای خاکهای کمیاب . ارقام سمت چپ اعداد همارایی است.
چند وجهی های همارایی 8 که به صورت هشت وجهی دو پوشه REX8 ، مکعبی ، بیست و چهار وجهی ، منشور مربعی معکوس و منشور سه گوش دوپوشه وجود دارند. رایجترین چند وجهیهای خاکهای کمیاب هستند. هشت وجهی دو پوشه در ساختار ویتوزیت سریم دار (کارپوف 1 و همکاران 1980) ، فرگوسونیت ایتریم دار (لین ژیبالو 1 و همکاران 1982) و کانیهای گروه زیرکونولیت دارای هماراییهای مکعبی واپیچیده مکان خاکهای کمیاب در ساختار هستند. حالت بیست و چهار وجهی D2d یکی از فراوانترین چند وجهیهای متداول برای مکان بلوری خاکهای کمیاب با همارایی 8 است مانند مکان ایتریم در زنوتایم ایتریم دار (کرستانوویچ 2 1965) و مکان بلوری سریم دار سریت سریم دار (مروشن 3 1985) چند وجهیهای همارایی مکانهای (Na.،Ce، Ca) در آکریلیت ( گوس و وان 1979) و یکی از مکانهای عنصر ایتریم در اشکروفتیت ایتریم دار ( مرو همکاران 1987) را می توان به صورت منشور سه گوش دوپوشه در نظر گرفت. منشور سه گوش دو پوشه را می توان با پهن کردن زوج مثلثهای دو پوش به یک مربع ، به صورت منشور مربعی معکوس تغییر شکل داد. منشورهای مربعی معکوس اغلب در کانیهای عناصر خاکی کمیاب مانند گادولینیت ایتریم دار (میاواکی و همکاران 1984) و آشی نیت ایتریم دار (آلکساندروف 1 1962) یافت می شود. چند وجهی همارایی بیست و چهار وجهی D2d ، منشور مربعی معکوس و مکعب در مکانهای بلوری خاکهای کمیاب گروه سریم و نیز ایتریم یافت می شود.
منشورهای سه گوش سه پوشه REX9 به فراوانی در مکان با همارایی 9 خاکهای کمیاب یافت می شود. مثال شاخص این حالت ، چند وجهی متقارن
در آگاردیت سریم دار بلوویت سریم دار است( هس 1983) 2 این نوع چند وجهی در ساختارهای بلوویت سریم دار (نادژینا ، پوشکاروفسکی و خومیاکف 3 1987) و گاگارنیت ایتریم دار(ورنوکف، شومیاتسکایاو پیاتنکو4 1962) نیز یافت شده است . ساختار بلوری توی تیت ایتریم دار ( بوان ، اشترال و گرایس 5 1982) دارای منشور مربعی معکوس تک پوشه REX9 است.
منشور سه گوشه چهار پوشه REX10در ساختار بلور کربوسرنائیت (شی ، ما و پنگ 1 1982) دیده می شود. چند وجهیهای خاکهای نادر در لانتانیت لانتانیم دار دال نگرو ، روسی و تازولی 2 1977 را می توان به صورت منشور مربعی معکوس دو پوشه REX10 ( میاواکی و ناکایی 1993الف) و یا بیست و چهار وجهی دو پوشه REX10 (شین وایک 3 1968) توصیف کرد. چند وجهی خاکهای کمیاب در هونگوئیت سریم دار (کیان 4 و همکاران 1982) یک هرم شش گوش REX10 با یک سه گوش است .
مکان B در بوربانکیت
(افنبرگر 5 و همکاران 1985) با اتمهای کلسیم و خاکهای کمیاب اشغال می شود که مخلوطی از هرم پنج گوش با یک مربع را تشکیل داده اند.
هیچ گونه مثالی از این چند وجهی های بزرگتر که با خاکهای کمیاب کوچکتر گروه ایتریم پر شده باشد، گزارش نشده است.
مکعب چهار گوشه REX12 که شامل یک شش گوش و دو سه گوش است ، برای مکان لانتان داویدیت لانتانیم دار
گزارش شده است (گیت هوس، گری و کلی 1 1979) . این چند وجهی بسیار نزدیک به ذوزنقه وجه (ایکوزاهدر) است.
عدد همارایی اتمهای خاکهای کمیاب ، به ترتیب از سیلیکات به فسفات به کربنات افزایش می یابد.
این عمل با کاهش توان پیوند اتمهای اکسیژن در یونهای
مطابقت دارد که به ترتیب دارای بار منفی 1- ،4/3-،3/2- به ازای هر اتم اکسیژن هستند.
تفاوتهای ساختاری کانیهای عناصر خاکی کمیاب گروه ایتریم و گروه سریم
فراوانترین عدد همارایی عناصر خاکی کمیاب هشت است و بزرگی چند وجیهای همارایی این عناصر به اندازه چند وجهیهایی مانند سریم ، کلسیم ، توریم، و مانند آنهاست . خاکهای کمیاب گروه ایتریم و سریم از نظر عدد همارایی متفاوت هستند
اعداد همارایی مکانهای بلوری ، برای خاکهای کمیاب گروه ایتریم از 6 تا 9 تغییر می کند حال آنکه این تغییر برای خاکهای کمیاب گروه سریم از 7 تا 12 است . شباهت اعداد همارایی کلسیم با عناصر گروه سریم ، عامل مشاهده غالب جانشینی همریخت خاکهای کمیاب گروه سریم و کلسیم است.

تفاوت ساختاری کانی زینوتایم ایتریم دار و مونازیت سریم دار
زوج دیگری از کانیهای خاکهای کمیاب که اثر شعاع یونی را نشان می دهد زنوتایم ایتریم دار و مونازیت سریم دار است . ساختارهای بلوری زنوتایم ایتریم دار ( کرستانوویچ 1965) هم ساختار زیر کن است. اتمهای ایتریم دار در زنوتایم ایتریم دار چند وجهی هماراییده 8 را تشکیل می دهند که چهاروجهیهای PO4 مجزا را متصل کرده اند. .
اگر چه ساختار بلوری مونازیت سریم دار (یوید ا 1967) ارتباط نزدیکی را با زنوتایم ایتریم دار نشان می دهد اما تفاوت نوع عنصر خاکی کمیاب موجود در آنها در ساختارهای دو بلور منعکس است .
در حالی که عدد همارایی اتمهای سریم دار در ساختار بلوری مونازیت سریم دار بصورت 8 همارایی در نظر گرفته می شود که از این نظر مشابه همارایی ایتریم دار در زنوتایم ایتریم دار است.
اما فاصله میانگین Ce-O در مونازیت سریم دار یعنی 45/2 آنگترم اندکی از فاصله میانگین Y-O در زنوتایم یعنی 42/2 آنگترم به بزرگتر است . آرایش چند وجهیهای po4 که در هر ساختار با عناصر خاکی کمیاب به هم پیوند یافته اند. به علت تفاوت در حجم و شکل چند وجهیهای خاکهای کمیاب از همدیگر متمایز هستند.
راکفیلدیت سریم دار (بودر آکو – گریتی و همکاران 1987) معادل سریم – وانادیم دار زینوتایم ایتریم دار است . جانشین چند مجهیهای بزرگتر vo4 به جای po4 سبب شده است که این کانی ، یونهای بزرگتر سریم دار را دررساختار نوع زنوتایم بپذیرد .

تصویر ساختاری بلور زنوتایم استریم دار مثلثها و دایره های باز به ترتیب نشانه هالی شانه های یون های فسفات و عناصر خاکی کمیاب هستند .

تصویر ساختاری بلور مونازیت سدیم دار که مثلثها و دایره های باز به ترتیب نشانه یونهای فسفات و عناصر خاکی کمیاب هستند
ساختار بلور کانی باستنازیت
باتنازیت سریم دار یکی از رایجترین کانیهای فلوئوکربنات خاکهای کمیاب است.
بر عکس تنرژیت ایتریم دار و لانتانیت سریم دار، ساختار باستنازیت می تواند خاکهای کمیاب هر دو گروه سریم و ایتریم را بپذیرد و با منازیت ایتریم دار (می نیوف و همکاران 1970) . علاوه بر باستنازیت سریم دار و باستنازیت لانتانی دار به عنوان یک کانی خاکی کمیاب شناخته می شود . ساختار بلوری باستنازیت سریم دار (نی ، هیوز و مار یانو 1993) ترادا ، ناکایی و کاواشیما(1993)شامل لایه های (ceF). ،(zo3) می باشد. اتم Ce به سه اتم فلوئور و شش اتم اکسیژن پیوند یافته و چند وجهی هماراییده 9 موازی (0001) گزارش کرده اند.
این شکل سیمای مشخصه ساختار باستنازیت است .
پیوندهای عناصر خاکی کمیاب با فلوئور که ورقه های شش گوشه ای را تشکیل می دهند احتمالا نقش ویژه ای در تعیین ساختار اولیه و همچنین در پایدارکردن ساختار دارندکه این خود متاثر در برداشت عناصر خاکی کمیاب با شعاعهای یونی متفاوت است.
جانشینهای همریخت بین یونهای عناصر خاکی کمیاب و یونهای غیر عناصر خاکی کمیاب و غیره جانشینهای همریخت بین عناصر خاکی کمیاب سه ظریفیتی و یا کانیهای غنی از گروه سریم بیشتر از کانیهای غنی از گروه ایتریم دیده می شود. دلیل این امر شباهت شعاعهای یونی و عدد همارایی یونهای عناصر خاکی کمیاب گروه سریم و یونهای کلسیم و سریم بیان شده است . از سوی دیگر یونهای توریم همان گونه که در برانزیت
(زیمانکی و اسکات1982) و داوید یست لانتایم دار
(گیت هوس ، گرس و کلی 1979) دیده می شود، در مکانهای هشت وجهی بیشتر جانشین عناصر خاکی کمیاب گروه ایتریم می شوند تا گروه سریم جانشین متقابل یونهایی با ظرفیتهای ناجور باید با جبران اختلاف بار الکتریکی همراه باشد مکانیسم جبرانت بار الکتریکی موجود در ساختار کانیهای خاکهای کمیاب به 4 نوع زیر تقسیم می شود ( میاواکی و ناکایی 1993)
1-جانشین همراه با فضاهای خالی( ):
جانشین می تواند در هلاندیت (Al، Fe) 2(y، )
( ، y،ca) (ملینی و مرلینو 1977) و سمنوویت سریم دار که با جانشینی نوع سوم ترکیب شده است ، دیده شود.
اگر چه محدوده محلول جامد محدود نیست اما هنوز یک کانی با ترکیب اعضای انتهایی آن مشاهده نشده است .
2- جانشین دوتایی در مکان یک عنصر خاکی کمیاب:
این نوع جانشینی را بهترین نوع مشاهده شده در ساختارهای بلوری کانیهای عناصر خاکی کمیاب است
زیرا نیازی به جانشین دیگری نیست .
3- جانشین دوتایی در دو مکان مستقل:
در این حالت جانشین های دوتایی در مکان یک عنصر خاکی کمیاب و کاتیون دیگر بصورت
و یا در مکان یک آنیون بصورت انجام می گیرد و این حالت و متفاوت از حاتلت نوع دوم است که در آن جانشین در مکان یک عنصر خاکی کمیاب صورت می گیرد این نوع جانشین در مکانهای ساختار بلور کربوسرنائیت دیده می شود ( شش ماوپنگ 1982)
4- جانشین همراه با تغییر ظرفیت:
این نوع جانشین همراه با تغییر ظرفیت یونهای آهن بصورت نمونه ای است که بوسیله ایتووهافنر (1974) برای محلول جامدهای سری گادولینیت پیشنهاد شده است .
لکسیو گادولینیت می تواند با این مکانیسم از گادولینیت ایتریم دار مشتق شود.

تشکیل کمپلکس عناصر کمیاب خاکی
عناصر خاکی کمیاب ، گرایش شدیدی برای تشکیل کمپلکس های آبگین دارند و آنها تنها بصورت کاتیونهایی در محلولهای دما پایین وجود دارند. ضریبهای پایداری بیشتر کمپلکسهای عناصر خاکی کمیاب مطالعه شده ، با افزایش دما افزایش یافته اما با افزایش فشار ، کاهش می یابد( وود 1990 ب : تا دمای 350 درجه سانتیگراد و فشار بخار آب سیر شدگی به دماس ، شاک و ساسانی ، زیر چاپ : تا 1000 درجه سانتیگراد 5 کیلو بار فشار) مدلها همچنین پیش بینی می کنند که حالت اکسایش دوتایی برخی از عناصر خاکی کمیاب (Sm، Eu، Yb) به تدریج با افزایش دما اهمیت بیشتری پیدا می کند. محاسبات بیشتر نشان می دهد که انواعی از لیگاندها از جمله به نمونه های خوبی برای کمپلکس کردن تنها به دما و فشار بستگی ندارد بلکه به شدت بوسیله غلظت نسبی لیگاندهای مختلف و همچنین PH محلول هم کنترل می شود . اثرهای توام PH و فراوانی نسبی لیگاندها که بوسیله محاسبات هاس ، شاک و ساسانی توصیف شده است ، نشان می دهد که در یک محلول گرمابی غنی از کلرید ( نسبت مولی کلربه فلوئور = 1000)
عناصر خاکی کمیاب به ترتیب بوسیله کلرید و فلوئور و هیدروکسید در شرایط PH اسیدی ، خنثی و بازی کمپلکس می شوند.
پیش بینی های هاس ، شاک ، و ساسانی ( زیر چاپ ) همچنین نشان می دهد که عناصر خاکی کمیاب سبک و سنگین می توانند بوسیله پیونهای مختلف در محلولهای مشابه کمپلکس شوند که این امر منجر به تفکیک بین عناصر خاکی کمیاب می شوند . محاسبات مقدماتی ( هاس ، شاک و ساسانی ، زیر چاپ ) ، نشان می دهد که مثلا عناصر خاکی کمیاب سه ظرفیتی بیشتر با کلرید ( و فلوئورید اگر حضور داشته باشند) در سیالات گرمابی اسیدی و گرم زیر دریایی کمپلکس می شونددر حالیکه کمپلکسهای سولفاتی در آبهای اسیدی کالداری والس نسبت به کمپلکسهای کلریدی غالب هستند. ارزیابی تجربی محتملترین کمپلکسهای عناصر خاکی کمیاب با مطالعه کانیهای گرمابی این عناصر ، و همچنین پاراژنز را نیز تشکیل آنها امکان پذیر است . از نظر مطالعات سنگ شناختی تا کنون توجه کافی به کمپلکسهای عناصر خاکی کمیاب با گونه های فسفری نشده است. کانیهای فسفاتی مانند آپاتیت ، مونازیت و زنوتایم ، مجموعه کانیهای خاکهای کمیاب در محیطهای گوناگون هستند و این نشان می دهد که گونه های فسفری ممکن است اهمیت قابل ملاحظه ای در انتقال عناصر خاکی کمیاب در سیالات گرمابی خاص داشته باشند.
تشکیل کانیهای خاکهای کمیاب
از آنجا که عناصر خاکی کمیاب در سیالات گرمابی غلظت ناچیزی دارند. لذا برای غنی شدن عناصر خاکی کمیاب در محیطهای زمین شناختی خاص، باید مکانیهای موثری وجود داشته باشد.
کانیهای خاکهای کمیاب می توانند بوسیله مکانیسمهای گوناگونی از محلولهای گرمابی ته نشین شوند که از میان آنهخا احتمالا موارد زیر از اهمیت بیشتری برخوردار است.
1) تغییرات دما یا فشار محلولها
2) مخلوط شدن محلولهای حاوی عناصر خاکی کمیاب با سیالات دارای ترکیب شیمیایی متفاوت
3) بر هم کنش محلولها و سنگ دیواره
4) تبلور کانیهای باطله
تغییرات دما و فشار
هنگامی که محلولهای گرم به طرف سطح زمین جریان می یابند، معمولا دما و فشار محصور کننده آنها کاهش می یابد.
سرد شدن ساده سیالات گرمابی ممکن است منجر به ابر سیر شدگی از برخی کانیهای خاکی کمیاب شود، به شرط اینکه انحلال پذیری آنها با کم شدن دما کاهش یابد.
گر چه ، همه کانیهای خاکهای کمیاب انحلال پذیری کمتری را در دمای کمتر نشان نمی دهند.
اما برای مثال به نظر می رسد که زیر کن در دماهای پایینتر انحلال پذیرتر است ( کودژنیسکا یا 1990 ) در مورد ارتباط انحلال پذیری – دما برای مونازیت ، اطمینانی وجود ندارد: محاسبات ترمودینامیکی وود و ویلیامز جونز (1994) انحلال پذیری پس رونده ای را نشان داده است . هنگامیکه محلولهای گرمابی به فضاهای خالی مانند شکستنیها ، شکافها، حفره ها یا سنگهای برشی وارد می شوند ، کاهش فشار آنها می تواند نسبتا سریع یا حتی ناگهانی صورت پذیرد . بسیاری از کانیهای خاکهای کمیاب و برخی ذخایر آنها در یکی از شرایط زمین شناختی تشکیل شده اند. بنابر این ممکن است انحلال پذیری کانیهای خاص خاکهای کمیاب ، با کاهش فشار کم شود.
این امنر تا کنون تنها در مورد مونازیت تایید شده است ( آیرزو واستون 1991) .
برعکس ، انحلال پذیری آپاتیت ، با کاهش فشار افزایش می یابد ( آیرزو واستون 1991 ). متاسفانه تحقیقات تجربی انجام شده روی انحلال پذیری سایر کانیهای خاکهای کمیاب ، بسیار کم است ، مانند جوناسون ، بانکرافت و نسبیت 1985 . آژا ، وود و ویلیامز – جونز 1994 ) . علاوه بر این ، کاهش ناگهانی فشار می تواند موجب از دست رفتن مواد فراری مانند H2S و CO2 و همراه با آن ، موجب افزایش PH شود که این امر خود می تواند شکسته شدن کمپلکسهای عناصر خاکی کمیاب را در پی داشته باشد . مثلا از دست رفتن CO2 می تواند تعادل را بصورت زیر

به سمت راست جابه جا کرده و احتمالا نهشته شدن کانیهای خاکهای کمیاب را آغاز کند.
اختلاط سیال
مخلوط شدن سیالهای ، با ترکیبهای شیمیایی متفاوت ، می تواند به روشهای گوناگون صورت پذیرد و ممکن است در این امر بیش از دو محلول نیز دخالت داشته باشند. برای اختلاط دو سیال ، اصولا چهار امکان وجود دارد:
1) رقیق شدن همدمای یک شوراب
2) رقیق شدن و سرد شدن یک شوراب
3) اختلاط همدمای دو شوراب و
4) اختلاط دو شوراب و سرد شدن آنها

بر هم کنش سیالات و سنگ میزبان
کانیهای خاکهای کمیاب می توانند در اثر برهم کنش بین محلولهای گرمابی حاوی این عناصر با سنگ دیواره نیز متبلور شوند.
اثرات احتمالی بر هم کنش سیال و سنگ دیواره ، شامل تغییر PH یا شرایط اکسایش – کاهش و یا تغییر ترکیب محلولهاست .
برای مثال تغییر PH ، از اسیدی به خنثی ، یا تغییر شرایط اکسایش – کاهش از اکسنده تا کاهنده ، ممکن است کمپلکسهای عناصر خاکی کمیاب را ناپایدار کندو یا انحلال پذیری کانیهای خاکهای کمیاب معینی را کاهش دهد.
مثلا آیرز و واتسون (1991) نشان دادند که انحلال پذیری مونازیت ممکن است نتیجه خنثی شدن سیالی باشد که در ابتدا خاصیت اسیدی داشته است .
تبلور کانیهای باطله
به منظور درک این مکانیسم احتمالی ته نشین ، لازم است مجموعه های پاراژنتیکی کانیهای خاکهای کمیاب مطالعه شود.
در برخی از کانسارهای گرمابی اقتصادی مهم ، کانیهای خاکهای کمیاب، با باطله فلوئوریتی فراوانی همراه است . ( اصطلاح باطله در اینجا برای فلوئوریت و آپاتیت به کار برده شده، اما منظور تاکید روی اهمیت اقتصادی نیست.
در برخی ذخایر ذکر شده ، فلوئوریت در حقیقت محصول معدنی مهم است.
علاوه بر این ، فلوئوریت و آپاتیت ممکن است از عناصر خاکی کمیاب ، بسیار غنی باشندو لذا اغلب به عنوان کانیهای واقعی عناصر خاکی کمیاب محسوب می شوند) .
مثلا مجموعه باستنازیت + فلوئوریت بسیار رایج است( اگر چه همیشگی نیست) و به طور معمول بافعالیت گرمابی پس ماگمایی مرتبط است. این امر در ذخایر زیادی تایید شده است ( مانند متز و همکاران 1985 مالوی و ویلیامز – جونز 1990) .
حتی در مانتین پس که بیشتر کانی سازی عناصر خاکی کمیاب به طور واضح ، خاستگاه ماگمایی دارند، مجموعه با منازیت + فلوئوریت به رگه هایی گرمابی مراحل پسین محدود می شود .
دگرسانی کانیهای خاکهای کمیاب گرمابی
دگرسانی یعنی خوردگی ، انحلال یا تبدیل کانیهای خاکهای کمیاب، در بسیاری از سیتمهای گرمابی مشاهده می شود. دگرسانی به این علت رخ می دهد که سیالاتی با ترکیب و دمای مختلف ، ممکن است در مراحل مختلف تاریخ زمین شناسی از سیستم یکسانی عبور کنند.
بنابر این مطالعه کانیهای اولیه و ثانویه خاکهای کمیاب، به روشن شدن چگونگی تکوین یک یستم گرمابی خاص کمک می کند.
در برخی موارد، دگرسانی سبب تحرک مجدد عناصر خاکی کمیاب و در نهایت ته نشینی کانیهای ثانویه خاکهای کمیاب در مکانهای دیگر می شود ( مانند ماس، مک کلاچ و کمپل 1987) کانیهای خاکهای کمیاب با فشار گرمابی و ماگمایی می توانند دگرسان شوند، اما نمونه هایی زیر تنها از کانی سازیهای گرمابی انتخاب شده است .
در ابتدا دگرسانی روی فلوئور کربنات عناصر خاکی کمیاب و کانیهای فلوئوریدی اثر می کند.
مثلا در کارونج / گاکارا کشور بوروندی ، باستنازیت گرمابی به مونازیت تبدیل شده است ، که ماریانو (1989 الف) آن را بر هم کنش محلولهای نهایی حاوی متفوت نسبت می دهد . در مقابل ، واتسون و اسفی من
(1975) گزارش داده اند که در با فلز فونتین (آفریقای جنوبی ) مونازیت بوسیله باستنازیت جانشین شده است . این مشاهدات را می توان با واکنش زیر به طور شماتیک نشان داد

مونازیت باستنازیت
آشکار است که واکنش بالا به PH ( از طریق تفکیکو ) و همچنین فشار جزئی گاز بستگی دارد . بنابر این بسته به شرایط غالب ، واکنش ممکن است در یک جهت یا جهت دیگر پیش رود.
دگرسانی فلوئوسریت به باستازیت ثانویه ، در مکانهای مختلف شناخته شده است ـ( مانند گایجر 1921، فورستر ، هانگروگریم 1987 این تبدیل می تواند بصورت واکنش زیر که مانند واکنش بالا به PH و فشار گاز بستگی دارد رخ دهد.

باستنازیت فلوئوریت
اگر چه اغلب به دگرسانی برای فلوئور کربناتها و فلوئوریدها به تایید رسیده ، اما تعدادی از کانیهای گرمابی دیگر خاکهای کمیاب نیز از آن متاثر می شوند.
برای مثال زیر کن ممکن است در محلولهای گرمابی در فشار و دمای زیاد خورده و حل شود (سیفها ، واین و هویت 1992). مونازیت در مواردی بوسیله باستنازیت در مواردی بوسیله پاریسیت + آپاتیت جانشین می شود ( مارویجول ، کانی و توربین 1990) . آلانیت با هر دو منشا ماگمایی و گرمابی ، بطور کامل عادی مورد هجوم سیالها قرار گرفته و به کانیهای فلوئور کربنات عناصر خاکی کمیاب ، غالبا با ستنازیت تبدیل می شود ( برای مثال میندیف ، ماکاروچکین و ژابین 1962 : پرهاک و هاینرشن 1964 : میندیف و همکاران 1973 : کاروزور و سیمونز 1985 : لیتل جان : 1981 : لیرا و راپیلی 1990 : پان فلیت و باریت 1994) . این با ستنازیتی شدن آلانیت را می توان بصورت شماتیک زیر نشان داد:
باستنازیت+ کانی رسی + توریست + فلوئوریت + مگنیت آلانیت + سیال .
دگرسانی کانیهای گرمابی اولیه خاکهای کمیاب ، ممکن است بااکسایش نیز همراه باشد .
مثلا استالیز و یانگ (1983) دریافته اند که فلوئوسریت و باستنازیت به مجموعه ای شامل با ستنازیت لانتان دار لانتان و سریم به دو فاز مختلف می شود .
لذا اکسایش در طول دگرسانی ممکن است به تشکیل مجموعه های کانیابی ویژه ای ، مانند باستنازیت سریم دار در تماس با باستنازیت لانتان دار منجر شود که از نظر تبلور همزمان قابل توجیه نیستند.
کانیهای خاکهای کمیاب با منشا گرمابی ، بسیار رایج هستند و علاوه بر جالب توجه بودن آنها در مطالعات کانی شناختی و سنگ شناختی به منبع اقتصادی مهمی به شمار می روند .
کانیهای خاکهای کمیاب ، اغلب ساخت گونه و دگرسانی نشان می دهند که نشانه تغییرات شرایط فیزیکی یا ترکیب سیال در طول تحول یک سیستم گرمابی است.
داده های موجود نشان می دهد که احتمالا مقادیر زیادی از عناصر خاکی کمیاب ( چند صد قسمت در میلیون ) ، می تواند بوسیله سیالات ماگمایی دما بالا و دمای شورسی نسبتا زیاد انتقال یابد.
گونه های کاتیونهای عناصر خاکی کمیاب در سیالات گرمابی به شدت به غلظت نسبی لیگاندهای موجود و PH محلول بستگی دارد . ته نشست کانیهای خاکهای کمیاب از محلولهای گرمابی ، ممکن است در پاسخ به اختلاط سیال ، بر هم کنش سیال رنگ دیواره تبلور کانیهای باطله و همچنین در نتیجه تغییر دما و فشار انجام گیرد.
اغلب تعیین عامل اصلی ته نشین به علت ترکیب پیچیده سیال طبیعی دشوار است . سنگهای کربناتی ظاهرا نقش موثری در به دام انداختن عاصر خاکی کمیاب دارند، بویژه هنگامی که در همبری سنگهای آذرین قرار گیرند.

نقش کانیهای خاکی در کانسار طلا
بطور کلی کانسارهای طلا را به دو نوع تقسیم بندی می کنند
الف – کانسارهای برجا:
در کانسارهای برجا طلا همراه سنگهای آذرین اسیدی عمیق و بینابین و به ندرت در سنگهای آذرین خروجی پیدا می شود.
در هر صورت همراه کوارتز در رگه های کوارتزی : همراه کانیهای کلیست ، باریت ، فلورین ،آلاباندین (Alabandin) و همچنین همراه کانی های فلزی مانند: پیریت ، بلند، کالکوپیزیت ، کانیهای نقره ، و کانی های تلور (Te) و خیلی به ندرت همراه سلینیوم (Se) است.
ب- کانسارهای آبرفتی :
از تخریب کانسارهای برجا و حمل و نقل آن بوسیله عوامل طبیعی کانسارهای آبرفتی تشکیل می شود و تجمع طلای ناب در این صورت در سیستم رودخانه ها و دریاچه های بسته ، انجام می گیرد، در آن صورت طلا همراه سایر کانیهای سنگین مانند کرندوم (Corondom) و زیر کن
(zircon) و منازیت (Monazite) و کاستریت و نارسنگ 0001/0 اونس طلا به ازای یک تن کوچک یا 5/3 قسمت در بیلیون (3/5PPB) طلا باشد، سنگهای رسوبی بویژه ماسه سنگها از درصد بیشتری طلا برخوردارند.
در میان سنگهای آذرین مقدار متوسط طلا در سنگهای مافیکی (Mafic) تیره فام کمی بالاتر بوده و نسبت به سنگهای فلیک (Felsic) پایین تر است . آب دریا نوعا دارای 011/0 (PPB) طلا می باشد.
هر چند این مقدار از لحاظ مکانی از 44(PPB) تا 0/001(PPB) در نوسان است و مقدار طلا در آبهای سطحی همانند آب دریا، در همان محدوده بوده و وابستگی زیادی به منبع آن پیدا می کند.
برای نمونه آبهایی که از معادن طلا دریا کوت جنوبی (Yakut) در شوروی جاری می شوند شامل مقدار متوسط 0/7 (PPB) تا 0/9 (PPB) طلا می باشند.
عناصر خاکی کمیاب در مزابهای غنی از کربنات از گوشته تا پوسته
عناصر خاکی کمیاب گسترده ، وسیعی به صورت عناصر کم مقدار سنگهای گوشته و ماگمای مشتق شده از گوشته و سنگهای پوسته دارند مطالب زیادی در مورد زمین شیمی این عناصر وجود دارد اما نکات بسیار کمی در مورد چگونگی تمرکز آنها از مقادیر ناچیز در گوشته تاکانسارهای پر عیار نوشته شده است .
کربناتیت یکی از سنگهایمیزبان ذخایر عناصر خاکی کمیاب است و این بررسی رفتار عناصر خاکی کمیاب در مذابهای غنی از کربنات در محیطهای متفاوت از گوشته زمین تا نفوذی ماگمایی کربناتیتی کم عمق و رگه های گرمابی کربنی را شامل می شود درصد بالایی از عناصر خاکی کمیاب در گوشته بالایی ممکن است درصد کوپکی از کانیهای تیتانات مستقل حفظ شود ( هگرتی 1983،جونز 1989) و بیشتر آنها در مذابهای غنی از کربناتی که در عمق بیش از 70 کیلومتری گوشته به وجود می آید حل می شود اما در هر حال فراوانی آنها در حد عناصر کم مقدار باقی می ماند.
عناصر خاکی کمیاب در کربناتیتها :
یکی از خصوصیات کربانتیتها مقدار عادی و زیاد باستنازیت فراوانتراین و گسترده ترین کانی از دهها کانی کربناتی عناصر خاکی کمیاب است کانیهای میزبان خاکهای کمیاب را که در کرباتیتها مقدار ؟آنها بیش از معمول است ، می توان به سه گروه اصلی تقسیم کرد:
(1) اکسیدها،
(2) فسفاتها
(3) کربناتها.
نمونه های معمولی این کانیها عبارتند از گروه (1) پیروکلروپروفسکیت ، از گروه (2) آپاتیت و مونازیت و از گروه (3) کربانتهای حاوی عناصر خاکی کمیاب سری باستنازیت ، مانند سین شیزیت ، باستنازیت ، پاریسیت و رونتگنیت.
پکورا 1 (1965) دونوع کربانتیت شامل آپاتیت – مگنیت و دسته کانیهای خاکی کمیاب را تشخیص داده است . هاینریش (1996) اعلام کرد که این تقسیم بندی ساده انگاری زیاد در زمین شیمی کربناتیتها ست و پاراژنر این مجموعه ها کاملا متفاوت اند.
بسیاری از کربناتیتهای نوع آپاتیت – مگنتیت ، مانند مونازیت ، معمولا حاوی عناصر خاکی کمیاب هستند.
هاینزیش می افزاید که اگر اصطلاح " کربنات نوع عناصر خاکی کمیاب" را به کار بریم ، تمایز آنها از هم بارزتر و از نظر پاراژنز با اهمیت تر خواهدبود.
فراوانترین کربنات حاوی عناصر خاکی کمیاب در کربناتیتها باستنازیت است که ممکن است حدود 70 درصد وزنی عناصر خاکی کمیاب داشته باشد.
در تمرکز عناصر کمیاب خاکی سبک در کربناتیتها ( هاینریش، 1966:
لوبت 1 و همکاران 1972، ابی 1975 ) بیش از یک فرایند موثر است .
ابی (1975) مطالعه ای درزمینه توزیع عناصر خاکی کمیاب در کانیهای کربناتیت اوکا ارائه داده و آندرسن (1984) تحرک ثانویه عناصر خاکی کمیاب در کربناتیت فن 2 را برسی کرده است.
ماریانو (1989) مروری تفصیلی بر روی کربناتیت ، به عنوان منابع اصلی نیوبیم ، فسفات و عناصر خاکی کمیاب انجام داده و کانی سازی عناصر خاکی کمیاب در کربناتیتها را به سه رده تقسیم کرده است:
1- تبلور ماگمای اولیه: ذخیره مانتین پس تنها مثال شناخته شده این گروه بوده و باستنازیت و پاریسیت ، تنها کانه های آنها هستند.
2- کانی سازی گرمابی با کانیهای تیپ آنسیلیت ، مونازیت ، باستنازیت ، که رگه های جانشینی در کربناتیت و سنگهای وابسته را به وجود می آورندو معمولا با باریت ، فلوئوریت ، کوارتز و استر و سیانیت همراه هستند.
3- کانی سازی سوپر ژن ناشی از هوازدگی توده های کرباتیتی: منبع عناصر خاکی کمیاب، کانیهای اولیه عناصر خاکی کمیاب نیست، بلکه تجزیه شیمیایی کلسیت ، دولومیت و آپاتیت می باشد.
کانیهای عناصر خاکی در بیشتر کربناتیتها ، از محلولهای گرمابی ته نشین می شوند . تمیز بین دایکهای کربناتیتی ماگمایی و رگه هایی با کانی شناسی مشابه ، همیشه آشکار نیست . نالدرت و واتکین سون1 (1981) معتقدند که کربناتیتهای دمای پایین مراحل پسین ، که غالبا با هماتیت ، باریت، فلوئوریت ، و فازهای نسبتا اکسیده دیگر یافت می شوند، به علت توانایی ذخیره کردن عناصر ناسازگاری مانند اورانیوم ، توریم، و عناصر خاکی کمیاب ، برای پی جویی مناسبترند.
کربنات نوع عناصر خاکی کمیاب در کربناتیت ، به طور معمول مبین آخرین سری محصول تفریق کربناتیت است و معمولا نسبت به کربناتیت اولیه ، فرعی به شمار می رود (هاینریش 1966) .
اگر چه این مرحله تقریبا در همه کربناتیتها نشالن داده شده ، اما تنها در برخی از آنها توسعه قابل توجهی از گونه های کربنات عناصر خاکی کمیاب به صورت مشخص دیده می شود.
کربناتیت حاوی عناصر خاکی کمیاب موجود در مانتین پس کالیفرنیا ، از این نظر که در آن محصولات تفریق کربناتیتی قدیمیتر دیده نمی شود، حالت غیر عادی دارد.
سنتز باستنازیت و محدود پایداری
باستنازیت ابتدا به عنوان یک کانی سریم دار در ذخایر اسکارن باستناتز 1 ، سوئد کشف شد. گسترش پراکنده این کانی و تجزیه شیمیایی آن به وسیله گلاس و اسمالی2 (1945) فرمول این کانی را به صورت CeFCO3 نشان داد که در آن Ce نشانه عناصر خاکی کمیاب به ویژه سریم است .
کانیهای طبیعی گروه باستنازیت را می توانند با فرمول معرفی کرد که در آن :
و در این فرمول m برابر صفر (باستنازیت ) یا 1 (سین شیزیت ، پاریسیت ، رونتگنیت ) ، و n برابر 1 ( باستنازیت ، سین شیزیت ) ، 2 (پاریسیت ) یا 3 (رونتگینت) است.
وان لندویت و آملینکس 1 (1975) در این سری ترکیبهای مخلوط لایه طبیعی بیشتری، با ترکیبهایی بین سین شیزیت و باستنازیت ، تشخیص داده است .

باستنازیت به عنوان کانی جزئی یا فرعی معمولی در کربناتیتهای بسیاری از کشورها از جمله در آفریقا (دنیز 2 1966 و لوپاس 3 1977) و روسیه ( کاپوستین 1980) گزارش شده است . هاینریش (1966) و ماریانو (1989) مروری بر ذخایر عناصر خاکی کمیاب در کربناتیتها انجام داده اند.
در شکل بالا فازهای شناخته شده قابل توجه در سیستم
باستنازیت در کربناتیت مانتین پس ، میزبان اصلی عناصر خاکی کمیاب است ( اولسون و همکاران 1954).
فازهای شناخته شده در سیستم
را همراه با هیدروکسیل باستنازیت در نقطه B نشان می دهد.
افزوده شدن Cao به عنوان یک جز سازنده ، ترکیب کانی دیگری را در شکل بالا نشان می دهدو اتصال ترکیبی
را ایجاد می کند که در زیر توضیح داده شده است . عضوهای انتهایی هیدروکسیل کانیهای کربنات عناصر خاکی کمیاب ، شامل رونتگنیت (R) پاریسیت (P) و سین شیزیت (S) در چهار وجهی بین هیدروکسیل باستنازیت (نقطه B در وجه جلویی ) و کلسیت (CC در لبه پشتی چهاروجهی) قرار می گیرند . این خط با مثلث CC- CH-LH منطبق نیست اما چندان هم از آن دور نشده است .
آزمایشهای گرمابی متعددی روی ساخت و پایداری ترکیبهای عناصر خاکی کمیاب دارای آب ، CO2 و کلر انجام گرفته است .
کارو و همکاران ، کربنتهای آبدار دما پایین عناصر خاکی کمیاب از نوع
را شرح داده اند
( کارو 1 1966: لومتر – بلز و ترومب 2 1968، کارو و لومتر – بلز 1969 )
اومونت 3 و همکاران (1971) داده های پرتو ایکس باستنازیت کلردار گرمابی مصنوعی
را برای عضوهای انتهایی La، Nd، Sm

در سیستم چهارتابی
مخلوطهای مطالعه شده ، در طول اتصالهای CH-LH و CC55CH45-LH به صورت دایره های باز نشان داده شده اند.
هیدروکسیل باستنازیت به صورت La(OH)CO3 در وجه جلویی چهار وجهی ، در نقطه B رسم شده است . کانیهای دیگر گروه باستنازیت در طول اتصال بین B و CC قرار گرفته اند: با R = با رونتگنیت ، P = پاریسیت ، S= سین شیزیت.
Gd ارائه داده اند. مشخصات دیگر هیدروکسیل کربناتهای عناصر خاکی کمیاب مصنوعی و شباهت آنها با هیدروکسیل باستنازیت به وسیله کریستن سن (1973) و هاشک و آیرنیگ 1 (1971) تعیین شده است . سپس هاشک (1975) گزارش کرده است که سری پیوسته نسبت OH/F تفاوت جزئی دارند.
چای و مروچکویسکی 2 (1978) مطالعات سیستماتیکی بر روی هر یک از اکسیدهای عناصر کمیاب انجام شده و رفتار آنها را با تغییر مقدار CO2 و H2O در دماهای 250 تا 550 درجه سانتیگراد و فشارهای 1 تا 2 کیلوبار آزمایش کرده اند.
چای و مروچکوسکی (1978) یک دسته نمودار فازی همدما ، برای سیستم عمومی RE2O3-CO2-H2O در 11 دمای مختلف از 900 تا 1000 درجه سانتیگراد تهیه کرده اند.
کوتی ، ویسواناتیا و تارین 1 (1978) راهکار دقیقتری به کار برده و نمودار فازی T-Xco2 برای سیستم Nd2O3-H2O-CO2 را در فشار 5/1 کیلو بار به وجود آورند و نتایج بدست آمده را با مشخصات پرتو ایکس برای هر یک از 4 فاز موجود
در دمایی تا 900 درجه سانتیگراد به طور مستند ارائه کردند.
پس از آن تارین و کوتی (1980) همان نمودار T-Xco2 را در فشار 5/0 کیلوبار تکرار و کاهش پایداری دمایی Nd(OH)CO3 را با کاهش فشار : 575 درجه سانتیگراد در 5/1 کیلوبار فشار و 540 درجه سانتیگراد در 5/0 کیلوبار فشار تعیین کردند.
این دما ، دست کم 25 درجه سانتیگراد بیشتر از مقدار مشابه RE(OH)CO3 است که در طرح کلی چای ومروچکوسکی (1978) ارائه شده است .
برخی از مطالعات فوق ، اخیرا به وسیله ویلیامز ، جونز و وود (1992) خلاصه شده است.
هسو1 (1992) متذکر شد که سنتزهای تجربی قبلی باستنازیت ، اطلاعات اندکی در رابطه با شرایط فیزیکوشیمیایی در اختیار گذرانده اند و تحقیقات مفصلی درباره محدوده پایداری فلوئور کربناتها و هیدروکسیل کربناتهای سریم و لانتان انجام داده و در مورد اینکه چرا در سنگها ، ترکیبهای سریم دار بیشتر وجود دارندنیز توضیح داده است .
او در تجربیات خود ترکیبهای فاز بخاری با H2O ، CO2 و HF را به کار برده است .
هیدروکسیل باستنازیت لانتان دار تا 810 درجه سانتیگراد و فلوئور باستنازیت لانتان دار تا 860 درجه سانتیگراد پایدار است.
کانیهای متناظر سریم دار، بسته به مقدار فوگاسیته اکسیژن ، تا
درجه سانتیگراد و درجه سانتیگراد پایدارند.
نتایج این مطالعات درباره سنگ زایی این است که باستنازیتها می توانند در شرایط گوناگون از گرمابی تا ماگمایی پایدار باشند و همچنین گونه های غنی از فلوئور می توانند در شرایطی که مقدار کمی فلوئور در محیط وجود دارد ، تشکیل شوند و گونه های هیدروکسیل کمیاب بوده و تنها در شرایط دما پایین و عمدتا عاری از فلوئور به وجود می آیند.

تشکیل کانیهای عناصر خاکی کمیاب در سیستمهای گرمابی
از نظر تاریخی مهمترین منابع اقتصادی کانیهای عناصر خاکی کمیاب ، دارای خاستگاه آذرین و رسوبی ، یعنی ذخایری با سنگ میزبان کرباتیتی
( مانند مانتین پس کالیفرنیا ) و پلاسر های ساحلی ( مانند ماسه های مونازیت دار ساحلی غرب استرالیا ) ( نیروی و هایلی 1984) هستند . بنابر این توجه زمین شناسان غالبا از فرایندهای گرمایی که در شرایط معین ممکن است به ذخایر با اهمیت مشابهی از عناصر خاکی کمیاب بینجامد، دو روش داده است ( مانند بایان اوبو مغولستان داخلی ، چین) دلیل دوم برای نادیده گرفته شدن عناصر خاکی کمیاب در فرایندهای گرمابی – این حقیقت است که مدتها تصور می شد.
این عناصر معمولا عناصری نامتحرک هستند. در هر سال همانطور که ماریانو (1989) اشاره می کند. رخداد گرمابی کانیهای عناصر خاکی کمیاب ، واسکارنهای عناصر کمیاب و بویژه ذخایر جانشین این عناصر ، ممکن است به زودی از نظر اقتصادی از سنگ میزبان کربناتیت به عنوان منبع عناصر خاکی کمیاب سبک پیشی بگیرد.

کانیهای عناصر خاکی کمیاب با منشا گرمابی
فهرست کانیهای عناصر خاکی کمیاب که به فراوانی در سیستمهای گرمابی گزارش شده در جدول زیر آورده شده است که بر طبق این جدول همانطور که ملاحظه می کنید نحوه رخداد گرمابی با منازیت با فرمول ساده شدهF REE(CO3) شکافهای تیپ آلپی ، پر شدگی برشی رگه هامی باشد و همچنین نحوه رخداد گرمابی مونازیت با فرمول ساده REEPO4 شکافهای تیپ آلپی ، پرشدگی برشی و رگه ها و نحوه رخداد گرمابی زنوتایم با فرمول ساده PO4 شکافهای تیپ آلپی برشی و رگه ها می باشد که نحوه رخداد گرمابی در هر 3 عنصر کمیاب مانند هم است . علاوه بر کانیهای فهرست شده در این جدول ، انواع فراوان دیگری از کانیهای خاکهای کمیاب که اهمیت تر که در محیطهای گرمابی یافت می شوند وجود دارد ، از جمله :
آسنیلیت، برانزیت ، بور بانکیت ، کالکلین سیت ، کاپلینیت ، کربوسر نائیت ، چرنوویت ، کراندالیت ، داویدیت ، فلورنسیت ، گامپاریت ، هوانگوایت ، ایلیموسیت ، ژواکی نیت ، کاینوزیت ، لانتانیت ، پارانی ئیت ، پیرو کلر ، رابدوفان ، رونتگنیت ، سهامالیت ، توریت ، توئرنبوهمبیت کانیهای عناصر

خاکی کمیاب گرمابی ممکن است در شرایط زمین شناختی وسیعی یافت شوند که از آن جمله می توان از پر شدگی شکافها و برشها تا انواع رگه ها ،استوک و رکها، اسکارنها، توده های بزرگ مقیاس متاسوماتیک نام برد . منظور از اصطلاح اسکارن تنها جانشینهای متاسوماتیسم همبری یعنی ناکتیتها ست و جانشینهای متاسوماتیک بدون همبری با سنگهای آذرین ، توده های جانشین گفته می شوند . بطور معمول شکالفهای تیپ آلپی ، درزه ها ، حفره ها یا کاواکهای بازی هستند. که بخش از آنها در فول دگرگونی و یا در هنگام بالا آمدن کمربندهای کوهزایی با انواع کانیها پرشده است (نیگلی 1940)
از این حفره ها علاوه بر کانیهای بسیار معمولی مانند کوارتز ، آدولاریا ، رونیل و کلریت ، حاوی برخی کانیهای عناصر کمیابی هستند که غالبا کیفیت موزه ای دارند.

عناصر خاکی کمیاب در سیالات گرمابی
بهترین شاهد حضور عناصر خاکی کمیاب در سیالات گرمابی از اندازه گیری مستقیم مقدار آنها در محلولهای آبگین طبیعی بدست می آید داده های موجود نشان می دهد که تمرکز عناصر خاکی کمیاب در مقایسه با دیگر اجزای سازنده در آبهای گرمابی بسیار کم است.
از تشکیل کانیهای گرمابی این عناصر در محیطهای گوناگون زمین شناسی به شواهدی غیر مستقیم برای حضور عناصر خاکی کمیاب در سیالات گرمابی بدست آمده است به همین ترتیب در مطالعات زمین شیمیایی – مثالهای فراوانی نشان می دهد. که عناصر خاکی کمیاب در طول بر هم کنش سنگ – سیال می تواند بوسیله سیالات گرمابی از سیال جدا شده و یا به آن افزوده شوند.
حضور و تمرکز با فاکتورهای بلور شیمی و سینتیک واکنش ، همچنین در کنترل توزیع عناصر خاکی کمیاب بین کانیها و محلولها و نیز بین محلول و مذابی که سیالها از آنها مشتق شده اند دخالت دارند.

روشهای تجزیه کانیهای خاکهای کمیاب
اساس مشخصات کانیهای خاکهای کمیاب برای شناخت چگونگی تشکیل آنها و بسیاری مایل زمین شیمی و سنگ شناختی مربوط به این عناصر، تجزیه شیمیایی صحیح این کانیهاست .
برای تجزیه شیماییی روزمره، روشهای ریز تجزیه ای جایگزین به جای روشهای جداسازی کانی مورد نیاز است.
با استفاده از ریز کاو الکترونی تجزیه کمی 20 تا 25 عنصر در کانیهای خاکهای کمیاب در محدوده آشکارسازی تا حد 05/0 درصد وزنی در مدت 10 تا 15 دقیقه انجام پذیر است.
تجزیه های سریع و صحیح کانیهای خاکهای کمیاب در مقیاس میکرونی اطلاعات جدید زیادی در مورد تغییرات ترکیب در طول تبلور کانیها و تفوت ظریف جانشینی عناصر در اختیار می گذارد و نقش این کانیها را در فراهم کردن دیدگاههایی در مورد تغییر ترکیب سیال در طول تحول آن نشان می دهد.
برخی مطالعات ریز تجزیه ای دقیق اخیر نشان داده است که تفاوتهای موجود در ترکیب کانیها می تواند مربوط به تغییرات ساختاری بلورهای آنها باشد.

روشهای تجزیه
در حال حاضر روشهای مختلف زیادی وجود دارند که می توانند تجزیه کش صحیحی از کانیهای خاکهای کمیاب ارائه دهند.
این روشها را می توان به دو گروه روشهای " کلی " و روشهای " ریز تجزیه ای " تقسیم کرد روش جداسازی شیمیایی بیشتری جهت جدا کردن عناصر خاکی کمیاب بصورت یک گروه نیاز دارند در هر حال ، وقتی این روندها کامل شوند، عناصر خاکی کمیاب را اغلب تا حد زیر قسمت در میلیون (ppm) می توان تعیین کرد. در حال حاضر انواع روشهای تجزیه دستگاهی تا حد زیادی جانشین روشهای تجزیه های وزن سنجی شده اند.
مثالهایی از روشهای تجزیه دستگاهی تا حد زیادی جانشین روشهای اتمی (AAS) ، ICPES، ICPMS ، فلوئور سانی پرتو ایکس (Xrf) به تجزیه دستگاهی فعالسازی دو نوترونی (INAA) رنگ نگاری یونی (IC) و طیف سنجی جرمی ایزوتوپهای رقیق شده (IDMS) است.

روشهای ریز تجزیه ای
روشهای ریز تجزیه ای ، می تواند تجزیه کمی کانیهای خاکهای کمیاب را در ابعاد میکرونی ، بدون نیاز به جدا کردن کانیها انجام دهد.
اگر چه معمولا حد آشکار سازی آن به اندازه روشهای تجزیه کلی مطلوب نیست اما توانایی تجزیه بلورها در اندازه های میکرونی یا مشخص کردن زدن بندی ترکیبی در بلورهای مستقل ، روشهای ریز تجزیه ای را به عنوان روش تجزیه برتر در آورده است.
این روشها غالبا تخریبی نبوده و داده های شمیایی را می توان به آسانی با اطلاعات بافتی بدست آمده از روشهای نوری یا تصویرهای پس تایش الکترونی ادغام کرد.
از روشهای موجود ، ریز کاو الکترونی ریز الکترونی ریز تجزیه ای
(WPMA) بهترین امکانات محسوب می شود.
سایر روشهای ریز تجزیه ای که برای تجزیه کانیهای خاکهای کمیاب به کار می رود در زیر فهرست شده اند که عبارتند از طیف سنج جرمی یون ثانوی (SIMS) ، یا تجزیه ای طیف نگاری نشر پرتو ایکس القایی پروتونی (PIXE) ، طیف فلوئور سانی پرتو ایکس ذرات باردار، میکروسکوپ الکترونی تجزیه ای گسیلی (ATEM) ، طیف سنجی جرمی پلاسمای زوج القایی ریز کاو و لیزر سانی (LAMP-ICPMS) .
روشهای ریز تجزیه ای در درجه اول برایتجزیه کانیهای خاکهای کمیاب به کار می روند و روشهای تجزیه کلی ، برای تجزیه مقادیر که عناصر خاکی کمیاب در نمونه هایسنگی مورد استفاده قرار می گیرد.
در EPMA ، پیشرفت در پایداری و اطمینان دستگاهها امکان انجام آزمایش معمولی در طول شب بدون مراقبت از دستگاه را فراهم کرده و پیشرفت در توان محاسباتی کمک زیاد در تطبیق و تفسیر مقادیر زیاد داده های بدست آمدهع را فراهم آورده است .
برنامه آینده به بهبود تجهیزاتی EPMA است و با تجهیزات با KV بالاتر این روش قادر خواهد بود که در حیطه ریز تجزیه عناصر کم مقدار وارد شده و پیشرفت محدوده آشکار سازی در حد 20-50ppm نیز پیش بینی شود.
تصویرهای تجزیه ای همراه با آشکار سازهای پس تابش یافتن جدید سازی بسیاری از کانیهای خاکهای کمیاب را بصورت بارز نشان داده است .
روشهایی مانند PIXE و XRF ذرات باردار ( و در حد کمتر تجزیه یونی ) اگر چه پیشرفتهای عمده ای در محدوده آشکار سازی عناصر خاکی کمیاب ایجاد کرده اند ، امانسبتا غیر قابل دسترس هستند و به نظر نمی رسد که برای تجزیه های روزمره کانیهای خاکهای کمیاب به کار گرفته ظشوند و روش نسبتا ارزانتر LAMP-ICPMS مطمئنا در آینده نزدیک بیشتر قابل دسترس است و پس از تکمیل ، مکمل EPMA خواهد شد. به روشهای ویژه دیگر نقش مهمی در تجزیه کانیهای خاکهای کمیاب و جنبه های خاص شیمی و ساختاری آنها دارند.
تجزیه کانیهای خاکهای کمیاب حتی امروزه برای روشهای کاملی مانند EPMA و روشهای جدیدتری که اکنون در دسترس هستند به مورد بحث است
به هر حال پیشرفتهای اخیر در ریز تجزیه ها مبین آن است که در آینده اصطلاحاتی در تجهیزات و دستور العمل های تجزیه ای صورت گرفته و اطلاعات بسیاری در اختیار قرار خواهد گرفت.

کانیهای مونازیت – باستانیت – زینو تایم در پگماتیت های سینیتی اسلو در پگماتیت های سینیتی بخش لانگزوند زفیورد 22 کانی خاکی کمیاب وجود دارد که ما به توضیح سه کانی باستنازیت – مونازیت – زینوتایم می پردازیم .
باستنازیت :
دوکانی از گروه باستنازیت در پگماتیت های سینیتی ناحیه اسلو یافت می شود :
باستنازیت سریم دار و پاریسیت سریم دار که در بعضی موارد با باستنازیت سریم دار هم رشدی داشته است .
باستنازیت سریم دار در یک کانی گرمای مراحل پسین است و بطور عادی آن به صورت توام رشد کرده و به آنالیسم و یا بلورهای مستقل در حفره ها یافت می شود بلورهای باستنازیت به طور معمول ریخت تخته ای بار در دارند و در ابعاد 10 تا 20 میلیمتری در معادن لاریگیت تومتن و دالان در تودالان یافت می شود ترکیب شیمیایی باستنازیت سریم دار در ناحیه تردالان در محدوده فرمول
تغییر می کند.
زنوتایم: شامل دو بلور با رنگ قهوه ای مایل بهع سبز به وسیله بروگر در نمونه گرفته شده از داریزهای آوریدولانگزوند تشخیص داده شده است هیچ ماده دیگری از آن به بعد یافت نشده است.
مونازیت : سپگماتیت سینیتی در و را ندیک وجود دارد و در مونازیت به صورت احاطه شد به وسیله آنالیسم همراه با باستنازیت سریم دار وجود دارد.
در لانگزوند زینوند مونازیت به صورت بلورهای زرد خوب رشد کرده و در ابعاد میلیمتری با کانیهای آلبیت – پلی لیتیونیت و آنالیسم در حفره ها یافت می شود در تمام مناطق منازیت کانی گرمای مراحل پسین است هیچ اطلاعات در مورد ترکیب شیمیایی آن وجود ندارد.
و کانی های دیگر موجود در اسلونروژ لوپاریت – فرگوسونیت – پاریسیت – سریت – بوتولیت – تریترمیت – گادولینیت و غیره می باشد.

عناصر خاکی کمیاب و کانیهای میزبان آنها در کربناتیتها
کربناتیتها سنگهای آذرینی هستند که مودال کربنات آنها بیش از 50 درصد است (وولی و کمپ 1989 و لومتر و همکاران 1989) نامگذاری آنها به طور ایده آل ، بر حسب کانی شناسی کربنات است ( مانند کربناتیت لکسیتی ، کربناتیت دولومیتی – کربناتیت آنگریتی ) و از نظر شیمیایی کربناتیتها ممکن است به سه گروه اصلی ، لکسیو کربناتیت ، منیز یوکربناتیت و فروکربناتیت تقسیم شوند.
وولی و کمپ 1989 میانگین عناصر خاکی کمیاب در لکسیو منیز یو و فرو کربناتیت ها را به ترتیب 37/0 درصد وزنی ،42/0 درصد وزنی و 1 درصد وزنی محاسبه کرده اند که این ارقام به طور عادی ، نشانگر افزایش مقدار عناصر خاکی کمیاب در اینت سنگهاست .
همان طور که جدول زیر نشان می دهد فراوانترین کانیها ، سه کانی فلوئور کربنات ، باستنازیت سریم دار ، پاریسیت سریم دار و ین شیزیت سریم دار ، کربنات آبدار ، آنسیلیت ، فسفات مونازیت سریم دار است.
215216

مونازیت سریم دار در سنگهای کوارتزی
سنگهای کوارتزی به صورت قطعاتی با ابعاد یک تا دهها متر قطر در منطقه اصلی کربناتیت وجود دارد این سنگ دارای کانیهای خاکهای کمیاب کانیهای همراه مانند کانیهای کربناتیتها هستند با این تفاوت که استرونیستاتیت در آن وجود ندارد.
فراوانترین کانی خاکهای کمیاب مونازیت سریم دار در آن می باشد که شبیه مونازیت سریم دار کربناتیت هاست.
مونازیت در سیلیکاتهای کاتالائو برزیل:
در سیلیکاتهای کاتالائو اصلی عناصر خاکی کمیاب مونازیت است که دارای هم مرکز است حضور مونازیت به جای گورسیلسیت در حقیقت به این دلیل است آلومنیوم برای تشکیل کلنیهای گروه گراندلیت در دسترس نبوده است
کانیهای عناصر خاکی کمیاب در بوکسیت های کارستی و ذخایر نیکل کارستی وجود کانیهای ثانویه گروه باستنازیت در برکسیت های اولین بار به وسیله ریز کاو الکترونی در ذخیره سان جیودانی ایتالیا کشف شد.
کانیهای خاکهای کمیاب بسیار ریز دانه بوده و مطالعه آن تنها به وسیله ریز کار الکترونی انجام پذیر است و اواین تجزیه ها انجام گرفت فراوانترذین کانیهای خاکهای کمیاب در ذخایر کارستی اعضای گروه باستنازیت شامل سین شیزیت نئودیمیم دار با سنازیت سریم دار و نئودیمیم دار و هیدروکسیت باستنازیت است و در این ذخایر مونازیت نودیمیم دار مونازیت لانتاندار و گویازیت نودیمیم دار نسبتاٌ کمیاب است . حال به توضیح مختصری از آنها می پردازیم :
سین شیزیت نئودییم دار:
در ذخیره بوکسیتی کرتاسه در کره کربینیک صربستان گزارش شده است این کانی دو بین فضای خالی و زیر حفره های داخل سیمان راپر کرده است این کانی همراه با کلرید نیکل دار که حاوی 1/5 درصد وزنی نیکل است یافت می شود.
باستنازیت سریم دار:
در ذخایر کارستی مجارستان ، یونان ، بوسنی ، مونته نگرو ، به مقدار نا چیز این کانی در مجارستان به صورت نامنظم – پر شدگی فضای خالی – باروی ابری شکل – گرمای ریز تشکیل شده است.
باستنازیت لانتان دار:
که همراه با باستنازیت سریم دار تجزیه شده کمبود فلوئور را نشان می دهد که منجر به جانشینی گروه OH در ساختار ؟آن شده و هیدروکسیل باستنازیت را به وجود آورده است این کانی در مونته نگرو – نیکزیسکا – ذخیره نیکل کارستی مارمیکو یافت می شود.
مونازیت نئودیسم دار :
در ذخیره بوکسیت مرمره همراه باستنازیت لانتان دار و به صورت توده های بریندلتت سبز رنگ یافت ی شود و بسیار هستند و به عنوان پر کننده حفره های ریز با قطری در حدود 1 تا 3 میکرون و به صورت شکافه پر کمن تا قطری حدود 15 میکرون وجود دارند.
مونازیت لانتان دار:
به ندرت به صورت پر کننده فضای خالی و دانه های نامنظم به قطره 15 تا 60 میکرون در برکسیت های ژوراسیک گریایافت می شود که دارای مقدار توریم کم و سریم ناچیزهای آن است.
گویازیت نئودیمیم دار : به صورت زیر حفره کن و شکافه پر کن و همچنین دانه های ریز به قطر میکرون درست بالای کم پائین ذخیره اکسید نازدا در بوسنی تشکیل شده است .
کانیهای خاکهای کمیاب در چین :
چین کشوری دارای منابع عناصر خاکی کمیاب فراوان است . که مقدار آن را حدود 40% ذخایر دنیا براورد کرده اند انواع ذخایر خاکهای کمیاب چین شامل:
1- سنگهای کربناتیتی که دارای مجموع کانیهای کمیاب شامل مونازیت باستنازیت پیروکلور ، کلمبیت ، مگنتیت و … می باشد .
2- سینیت های کوارتز دار سنگهای میزبان رگه های باستنازیت باریت ، کلسیت هستند که به طور معمول در طول مناطق شکستگی بوجود می آیند .
3- گرانیت های قلیایی .
4- مجموعه های قلیایی
5- پگماتیتهای قلیایی و سنگهای دگرگونی که در جنوب چین مونازیت و زنوتایم به طور پراکنده در گنایسهای میگماتیتی و میگماتیکهای گرانیتی غنی شدگی دارند .
6- فسفریتهای .
7- بوکسیدها .
8- پوسته های هوا زده لاتریتی و پلاسری که مونازیت و زنوتایم کانی اصلی همراه بازیرپون ایلمنیت . کاستریت در آبرفتها و پلاسرهای ساحلی است . البته دخیره عناصر خاکی کمیاب بایان اوبو و ذخیره رگه ای باستنازیت کربنات باریت ، مائونیوپینگ و ذخیره رگه ای باستنازیت باریت کربنات وایشان و غیره وجود دارد .
مهمترین کشورهای تولید کننده عناصر نادر خاکی :
مقادیر هنگفتی عناصر خاکی کمیاب همچنان از ذخایر باستنازیت اولیه یا از پلاسرهای دریایی مونازیت دار تولید می شود از استسثناهای عمده این ذخایر تولید مقادیر فراوان از ذخایر معروف به کان سنگ یونی در جمهوری خلق چین است مهمترین معادن باستنازیت شامل : مانتین پس ، کالیفرنیا ، بایان اوبو در مغولستان است .و با توجه یه این دو منبع چین و ایالات متحده آمریکا پیشرووان تولید عناصر خاکی کمیاب در دنیا با تولید 62% بازار جهانی در سال 1994 محسوب می شوند .
عناصر نادر خاکی در ایران :
در ایران بررسی کاملی در مورد عناصر خاکی کمیاب انجام نشده است ولی احتمال وجود منابع و ذخایر معدنی اینگونه عناصر را نباید از نظر دور داشت . بررسی اخیر سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور منجر به کشف یک ذخیره پلاسری مونازیت در منطقه مروست گردیده که اکتشاف مرحله نیمه تفصیلی بر روی آن ها در حال انجام است . این کانسارها بر اساس مطالعات ژئوشیمیایی انجام شده در محدوده ورقه های ژئوشیمیایی مروست شناسایی گردید این کانسها در فاصله 10 کیلومتری جنوب باختری بخش مروست قرار دارد و کانیه مونازیت به صورت آوری در نهشته های آبرفتی دشت دنتهی به ارتفاعات متشکل از نهشته های سازند شمشک تمرکز یافته است کانی مونازیت در داخل نهشته های شیلی سازند شمشک بصورت دانه های ریز و پراکنده قرار داشته و در اثر فرسایش و هم توسط آبهای جاری در نهشته های آبرفتی دشت تمرکز یافته است . العات کانی سنگی اندازه گرفته بر روی نهشته های آبرفتی میزان مونازیت را بین 5/0 تا یک در صد نشان می دهد . که در دو محدوده جمعاٌ به گستره 5 کیلومتر مربع گسترش یافته بررسی انجام گرفته بر روی کانی مونازیت آن را از نوع حاوی خاکهای نادر و با ارزش نشان داده به طوری که عنصر با ارزش یورو پیوم در این کان حدود 63% بوده که در مقایسه با یونازیت کابل استرلیا 12 برابر بیشتر است و این خود ارزش اقتصادی کانسها را بسیار افزایش می دهد. علاوه بر آن میزان قابل توجهی خاک های نادر در کانه آپاتیت کانسارهای اسفوردی گزستان بصورت انکلزیون های مونازیت گزارش شده که میزان آن ما بین 5/1 تا دو درصد کانه آپاتیت می باشد کانی مونازیت در آبرفتهای منتهی به نهشته های ژوراسیک زیرین در محدوده ورقه های سوریان ، جیان ، اسفندقه ، گزارش شده است .
اکتشاف مونازیت در رسوبات آبرفتی جنوب مروست .
اجرا : سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور :
عملیات اکتشافی انجام شده :
: مطالعه 16 نمونه مقطع نازک و سیقلی
برداشت و مطالعه 62 نمونه کانی سنگین

حفر پنج متر چاهک
نتیجه گیری : 5/1472 PPm مقدار مونازیت در نمونه کانی سنگین از صفر تا 5 تغییر می کند نمونه برداشت شده از چاهکهای وجود عیار قابل ملاحظه ای از مونازیت را تا عمق 5 متر نشان می دهد مطالعه نتایج نشان می دهد توضیح مونازیت در جهات جانبی و عمقی تقریباٌ همگن است مقایسه عیار مونازیت و خاکهای نادر در مروست با انواع مشابه در نقاط دیگر جهان این منطقه بهجهت ادامه کار توجیه می نماید .
اکتشاف عناصر کمیاب و نادر خاکی در سنگهای گرانیتوئیدی در ایران :
عناصر کمیاب فلزی به دلیل گسترش کم و کاربرد فراوان که در صنایع گوناگون دارند همواره در اقتصاد جهانی نقش تعیین کننده ای داشته . کورهای تولید کننده این عناصراز این موقعیت به نحو مطلوب استفاده کرده عناصر کمیاب در کانیهای میزبانمثل مونازیت گرنوتیم باستنازیت آپاتیت گادولینیت ساماسکیت سریت می باشد . از لحاظ سنگ شناسی کانسارهای عناصر کمیاب همراه با سنگ های آلکالن و فوق آلکالن کربناتی پلاسرهای توده آهن آپاتیتی هگماتیت ها و گرانیت های آل کالن می باشد .
وجود گرانیت های تیپ S فراوان (گرانیت شاه کوه علم کوه ، شیر کوه مشهد ، گوش چی زاهدان لاهیجان ، میشو اسماعیل آباد ) و نیز کمپلکسهای اولترامافیک – مافیک آلکانی ( قره آقاج در غرب کشور ایران مرکزی ، ایران را در قلمروی یکی از مناطق با پتانسیل بالای عناصر کمیاب قرار می دهد در مرحله اولیهاکتشاف اطلاعات لازم در مورد توده های نفوذی گرانیتوئید شیرکوه شاه کوه – نی شو – مشهد و کمپلکسهای مافیک – اولترامافیک قره آقاج – جمع آوری گردیده و تعداد 200 نمونه از رخنمون های گرانیت ها و پگماتیدها جهت تعیین میزان عیار عناصر کمیاب و نادر خاکی (ABE ) و نیوبیوم تانتالیوم وانادیوم زیرکونیوم ژرمانیوم نمونه گیری شد و پس از آزمایش های (XRF ( – (ACP ) مناطق دارای پتانسیل در نقشه زمین شناسی نمونه برداری به مقیاس مشخص معرفی گردید در این بررسی برخی مناطق مانند شیرکوه شاه کوه – ده سلم – مشهد – می شو – قوش چی – از نظر عناصر کمیاب و نادر خاکی مورد بررسی قرار گرفت .

عناصر نادر خاکی در بافق
یکی از کانسنگ های مهم برای کانی زایی عناصر مهم خاکی ، عبارت از کانسارهای آهن – آپاتیت می باشد بر این اساس و در چهارچوب پروژه اکتشاف عناصر کمیاب فلزی کانسارهای آهن – آپاتیت ایران مرکزی مورد مطالعه قرار گرفت بر پایه این مطالعات کانسارهای مگنتیت – آپاتیت – گزستان – اسفوردی – زریگان – لکه سیاه- چادر ملو – چقارت – شکراب و … واقع در ناحیه بافق پشت بادام حاوی کانیزایی عناصر نادر خاکی می باشند . محتوی مجتمع REE در کانسار اسفوردی 27/1 و 65/1 درصد کانسار گزستان بین 5/1 تا 57/1 درصد و کانسار زریگانبین 78/0 تا 15/1 درصد است نتایج مطالعه حاضر و مطالعات قبلی نشان می دهد که نازارهای گزستان – اسفورگی و زریگان مهمترین مناطق تمرکز REE می باشند. نظر به وسعت و حجم گسترش توده های آهن – آپاتیت – ناحیه بافق – پشت بادام و نیز با توجه به فراوانی REE در این کانسارها می توان نتیجه گرفت که منابع در خور توجهی از REE در این بخش از کشور نهفته است. کاربرد این عناصر در فن اوریهای نوین و نیاز روز افزون جوامع صنعتی به این مواد و ارزش اقتصادی انها از جمله عواملی است که ضرورت بررسی و ارزیابی و تولید آنها را به منابع معدنی مناسب در توسعه اقتصادی کشور ایجاد می نماید .

نتیجه گیری
ثابت شده است که عناصر خاکی کمیاب در کمک به تفهیم و کمی کردن بسیاری از فرایندهای زمین بی نهایت سودمندند. همخوانی زمین شیمیایی این عناصر همراه با تفاوتهای ظریف رفتاری آنها که نتیجه یکنواخت شعاع یونی با عدد اتمی است و همچنین در مواردی ، حضور بیش از یک حالت ظرفیتی رایج مثلا در Eu و Ce ، از دلایل اولیه سودمندی است. بنابر این فراوانی و تفکیک مشاهده شده عناصر خاکی کمیاب ، برای تفهیم بسیاری از فرایندهای سنگ زایی به ویژه در سیستمهای آذرین مشتمل بر تفکیک بلوری ، ذوب جزئی یا اختلاط ماگمایی مورد استفاده قرار گرفته است . به تدریج که دانش بشر از خواص انتقال این عناصر افزایش یابد، می توان از آنها برای حل مسائل پیچیده مربوط به تشکیل کانسنگها ، دگرسانی سنگها و خاستگاه سیالهای پوسته ای استفاده کرد.
نزدیکترین موضوع مرتبط با این مطالعات ، استفاده از ایزوتوپهای عناصر خاکی کمیاب در سنگ زایی و زمین گاهشماری است . اکنون مطالب زیادی در مورد سیستماتیک و استفاده از این ایزوتوپها منتشر شده است . اگر چه بخش عمده این مطالعات به مسائل سنگ شناسی و یا مطالعه سیستمهای بزرگ مقیاس ، مانند حوزه های گوشته زمین اختصاص یافته ، اما آشکارا گرایش به سمت مسائل کانی شناختی به ویژه در رابطه با منبع سیالهای کانه ساز ، رو به افزایش است. هنوز موارد بسیاری در زمینه کاربرد عناصر خاکی کمیاب برای پژوهشهای وسیع وجود دارد که باید آموخته شود.

فهرست منابع و ماخذ :
1- کانیهای خاکهای کمیاب ، مولف : آدریان پی . جوئز،فرانسیس وال ، سی. تری ولیلیامز . ترجمه عبدالمجید یعقوب پور .
2- کانی شناسی غیر سیلیکاتها تالیف دکتر سید محمد حسین رضوی انتشارات دانشگاه تربیت معلم .
3- سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی .
4-WWW.NGDIR
5-WWW.YAHOO.COM
6- مجله علوم زمین سازمان زمین شناسی انتشار(زمشتان 70 سال اول – شماره 2 )

1.Shannon
1- Mossbauer
1- Aslani- Samin
2-Cressey &Steel
3-Marshall
1- Weaver & Tarny
2- Taylor & Mclennan
3- Shaw
4- Condie
1- Oddo Harkins
1- Wakita Rey& Schmitt
1- Evensen Hamilton & O nions
1- Bayan Obo
2-Mountain Pass
1- Clark
1- Miyawaki
1- Jones
1- Muecke Pride and Sarkar
2- Merriaman Bevins and Ball
1- Ragnarsdottir K.V.
2- Brookins
3- Wood
4- Cantrell and Byrne
5- Turner Whitfiled and Dickson
1 – Byrne Lee and Bingler
2 – Millero
1- Sverjensky
1- Braun
1- Morteani and Preinfalk
1-Batalieve and Pyatenko
2- Ghose Sen Gupta and Campana
3- Peacor and Dunn
1- Shumyatskaya
2- Davise and Smith
1- Karpov
1- Kinzhibalo
2- Krstanovic
3- Moore and Shen
1- Aleksandrov
2- Hess
3-Nadezhina Pushcharovskii and Khomykov
4- Vornokov Shumyaskaya and Pyatenko
5-Bevan Strahle and Greis
1- Shi Ma and Peng
2- Dal Negro Rossi and Tazzoli
3-Shinn and Eick
4-Qian
5- Effenberger
1- Gatehouse Gery and Kelly
1- Pecora
1- Loubet
2- Fen
1- Naldrett & Watkinson
1- Bastnas
2- Glass &Smalley
1- Von Landuyt & Amelinckx
2- Deans
3- Le Bas
1- Caro
2- Lemaitre – Blasie & Trombe
3- Aumont
1- Haschke &eYRING
2- Chai & Mroczkowski
1- Kutty Viswanathiah & Tareen
1- Hsu
—————

————————————————————

—————

————————————————————

114