Hvað eru sjaldgæf jarðefni og hvernig myndast þau?

Nafn þitt

Netfang þitt

Netfang móttakanda

Ruslpóstvörn =

Svar

Hvað eru sjaldgæf jarðefni og hvernig myndast þau?
Einnig var spurt:

Hvað eru sjaldgæf jarðefni sem nú eru oft í fréttum, t.d. vegna stríðsins í Úkraínu þar sem þessi jarðefni eiga m.a. að finnast?

Hugum fyrst að heitinu sjaldgæf jarðefni, síðan að efnafræðinni – hvað þau eru – og loks að jarðfræðinni – hvar og hvernig þau myndast.

Orðið jarðefni má skilja á fleiri en einn veg en hér er það skilgreint sem efnasamband súrefnis við málmatóm (málmoxíð). Sjaldgæfu jarðefnin eru slík efnasambönd af „sjaldgæfum jarðmálmum“ (e. rare earth elements), sem er raunar þversagnakennt nafn yfir sautján fremur algeng frumefni lotukerfisins.^[1][2] Frumefnin eru skandín (Sc-21) og yttrín (Y-39) auk fimmtán frumefna lanþaníða, frá lanþani (La-57) til lútetíns (Lu-71) (sjá 1. mynd). Um lotukerfið má lesa í svörum Ágústs Kvaran^[3] og Emelíu Eiríksdóttur^[4] á Vísindavefnum.

Umrædd málmatóm finnast ekki sem hrein frumefni í jarðskorpunni, heldur einungis sem snefilefni í efnasamböndum bergtegunda. Fyrir vikið er styrkur þeirra óvíða í nægilegu magni í jarðskorpunni til þess að vinnsla þeirra svari kostnaði.

Sjaldgæfum jarðefnum var fyrst lýst 1794 af Johan Gadolin (1760–1852) sem sällsynta jordartsmetaller. Gadolin var sænskumælandi Finni, efna-, eðlis- og steindafræðingur, efnafræðiprófessor í Turku frá 1797 og kallaður faðir finnskra efnafræðirannsókna. Árið 1792 hafði hann fengið sendan til greiningar þungan svartan stein frá námubænum Ytterby, skammt frá Stokkhólmi, og einangraði frá honum oxíð fyrsta „sjaldgæfa jarðefnis“ (Y₂O₃) sem síðar var nefnt yttrium (ísl. yttrín, Y-30) eftir námuþorpinu sænska.^[5] Steindin sem Gadolin einangraði málmoxíðið frá var síðar nefnt gadolinít og árið 1880 var einn „sjaldgæfu jarðmálmanna“ nefndur gadólín (Gd-64, e. gadolinium).

Samkvæmt einföldu líkani Níelsar Bohr (1913) má líkja byggingu atóma lotukerfisins við sólkerfi okkar, þar sem rafeindir eru á brautum umhverfis atómkjarna líkt og reikistjörnur á brautum umhverfis sólu, Merkúr á fyrstu braut, Venus á annarri, síðan jörðin og svo framvegis. Samkvæmt kenningum skammtafræðinnar er þessu þó ólíkt farið: Rafeindir umhverfis atómkjarna eru í svigrúmum (e. orbitals) ólíkrar gerðar, sem auðkennd eru með bókstöfum, s, p, d og f.^[6] Rafeindir atóma (frumeinda) fjærst atómkjörnum (gildisrafeindir) eru í s-svigrúmum fyrir atóm í flokkum 1 og 2, í p-svigrúmum fyrir atóm í flokkum 13–18, í d-svigrúmum fyrir flokka 3–12 og loks í f-svigrúmum fyrir lanþaníðana og akteníðana. Þannig gildir til dæmis fyrir lotu 4 (sjá mynd 1) að K-19 hefur eina gildisrafeind í s-svigrúmi í flokki 1 en Ca-20 tvær í flokki 2, Sc-21 hefur eina gildisrafeind í d-svigrúmi (flokkur 3) og Kr-36 hefur sex gildisrafeindir í p-svigrúmi (flokkur 18). Fjöldi gildisrafeinda í tilgreindum svigrúmum ræður mestu um efnaeiginleika viðkomandi frumefna. Þannig ráðast til dæmis efnaeiginleikar lanþaníðanna einkum af fjölda gildisrafeinda í f-svigrúmum.

Óvenjulegir ljósgeislunar-, rafleiðni- og seguleiginleikar hinna ýmsu lanþaníða gera þau nánast ómissandi í hátækniiðnaði nútímans, oftast íblönduð í litlum mæli við aðra algengari málma. Þau koma meðal annars við sögu í farsímum, rafhlöðum, gler- og keramíkframleiðslu, stjórnkerfum kjarnaofna, leysitækjum og sem efnahvatar. Listinn er ekki tæmandi en sýnir vel mikilvægi lanþaníða á ólíkum vettvangi.

Helsta uppspretta lanþaníða á heimsmarkaði er nú í Kína^[7] þar sem leirsteindir í árframburði hafa „gleypt“ (e. absorbed) þessi frumefni úr vatninu sem skolaði þeim frá upphafsstað sínum, sennilega fornri karbónatít-myndun. Sú bergtegund sjálf er frum-uppspretta nýtanlegra lanþaníða – fleiri en 600 slíkar bergmyndanir eru nú þekktar á jörðinni.

Þótt furðulegt megi virðast er karbónatít storkuberg þrátt fyrir að helstu steindir í berginu séu karbónöt (yfir 50% samkvæmt skilgreiningu), einkum CaCO₃ (kalsít, kalkspat) eða MgCa(CO₃)₂ (dólómít), og í minna mæli karbónat af Fe eða Na. Karbónatíti var fyrst lýst á Indlandi árið 1884, en við rannsóknir á há-alkalísku bergi^[8] á eynni Alnö við strönd Svíþjóðar (1895) og á Fen-svæðinu suðvestan við Osló (1921) kom fram sú hugmynd að karbónatít sé storkuberg.

Löngum hölluðust bergfræðingar þó að því að karbónatít sé hvorki eiginlegt storkuberg né eigi það uppruna sinn í jarðmöttlinum, heldur væri það myndað við bráðnun kalksteins eða dólómíts ofarlega í jarðskorpunni. Ýmis jarðefnafræðileg rök, einkum samsætur súrefnis, strontíns og blýs, bentu þó eindregið til upphafs í möttlinum og loks, árið 1960, hlutu allir að láta sannfærast þegar fjallið Ol Doinyo Lengai (fjall guðsins Engai á máli frumbyggja) í Tansaníu tók að gjósa. Frá gígnum rann afar þunnfljótandi 500 gráða heit karbónatít-kvika sem við storknun myndaði hraun líkast helluhrauni. Síðan þá hefur gosið þarna nokkrum sinnum undir vökulum augum jarðfræðinga. Meðal steinda í þessum hraunum var natrín karbónat sem sjaldgæft er í náttúrunni því það leysist upp í vatni og skolast því burt þegar rignir.

Helstu „aukasteindir“ (e. accessories) í karbónatíti – og þær sem mestu máli skipta – eru mónazít og pýróklór sem eru mikilvægar lindir lanþaníða og fleiri eftirsóttra frumefna, auk þeirra eru í karbónatíti „venjulegar“ steintegundir eins og kalkfosfatið apatít og járnoxíðið magnetít.

Heimskortið hér að neðan sýnir skiptingu jarðmyndana meginlandsskorpunnar í þrjú skeið eftir aldri, upphafsöld (Archean > 2.500 Ma), frumlífsöld (Proterozoic, 2.500–570 Ma) og líföld með sýnilegum steingervingum lífvera (Phanerozoic < 570 Ma: faneros = „augljós“ á grísku). Meginlandskjarnar (craton) frá upphafsöld eru taldir vera leifar af fyrstu meginlandsskorpu jarðar sem jarðskorpuhreyfingar hafi síðan brotið upp við gliðnun og bætt við á niðurstreymisbeltum. Talið er að möttullinn undir meginlandskjörnum – kilir þeirra – séu upphaflegur efri jarðmöttull ósnortinn, það er hafi hvorki sneyðst við hlutbráðnun né lent í efnishringrás möttulsins.

Karbónatít er fylgifiskur há-alkalísks storkubergs eldvirknisvæða á meginlöndum, einkum (88%) í elstu meginlandsskorpu (frá upphafsöld) og í minna mæli (10%) á yngri forkambrískri skorpu (frá frumlífsöld), auk þess í yngra bergi sem hvílir á slíkum grunni. Þessi há-alkalíska eldvirkni tengist „sprungu- og sigdældakerfum“ inni á meginlandsflekum, svæðum þar sem staðbundin tognun samfara þynningu jarðskorpunnar hefur átt sér stað. Hátt varmastreymi, breitt belti landlyftingar sem og eldvirkni einkenna iðulega þessi svæði (3. mynd).

Í V-Evrópu liggur slíkt sprungukerfi frá Miðjarðarhafi um Mið-Frakkland og Rínardal til Norðursjávar, myndað af völdum jarðhræringa Alpafellingarinnar. Jarðskjálftavirkni gætir enn í Rínardal og meðal jarðfræðilega-þekktra há-alkalískra eldstöðva þar, sem karbónatít er meðal bergtegunda, eru Puy-de-Dome nálægt Clermont Ferrant í Mið-Frakklandi og Kaiserstuhl í Rínardal nálægt Freiburg.

Þekktasta sprungu- og sigdældasvæðið af þessu tagi og hið mesta að rúmmáli gosmyndana og fjölbreytni bergtegunda er Austur-Afríkusprungukerfið sem teygir sig frá Eritreu og Eþíópíu í norðri suður í Mósambík, um 2.230 km.^[9] Jarðeðlisfræðilegar mælingar í Kenía-hluta sprungunnar benda til kvikugeyma í skorpunni undir sprungunni og í djúpt-rofnum fornum eldvirknisvæðum af þessu tagi, Osló-sigdalnum frá perm-tímabilinu (~250–300 Ma) og Garðasvæðinu (Gardar province – frumlífsöld) á S-Grænlandi eru ríkjandi há-alkalískar djúpbergstegundir, rætur eldstöðva inni á meginlandsfleka sem voru virkar löngu áður en Atlantshaf opnaðist.

Sem að líkum lætur eru uppi mismunandi kenningar um myndun karbónatíts, en greinilega tengist það ferli þó myndun og þróun algengari há-alkalískra bergtegunda. Meginvandinn er sennilega sú gnótt koltvísýrings í jarðmöttlinum sem þarf til að mynda karbónötin – kannski kemur hér við sögu auðgaður (það er ósneyddur) efri möttull sem talinn er mynda „kjöl“ meginlandskjarna, en þar utan berst CO₂ niður í möttulinn með sökkvandi hafsbotnsflekum sem afvatnast og „afloftast“ með vaxandi dýpi og þar með hita, og valda þannig breytingu á efna- og steindasamsetningu (meðal annars „karbóníseringu“) möttulefnisins fyrir ofan (4. mynd).

Tilvísanir:

1. ^ Rare-earth element - Wikipedia. (Sótt 16.09.2025).
2. ^ Rare Earths Information Page. (Sótt 16.09.2025).
3. ^ Ágúst Kvaran: „Hvað er lotukerfið?“ Vísindavefurinn https://www.visindavefur.is/svar.php?id=3943
4. ^ Emelía Eiríksdóttir: „Hvaða skilyrði þarf frumefni að uppfylla svo það teljist málmur?“ Vísindavefurinn https://www.visindavefur.is/svar.php?id=15371
5. ^ Þrjú önnun „sjaldgæf efni“ eru nefnd eftir Ytterby: ytterbium, erbium og terbium.
6. ^ Vísindavefurinn: Hvað er lotukerfið?. (Sótt 16.09.2025).
7. ^ Talið er að heimsvinnsla á sjaldgæfum jarðefnum árið 2024 hafi verið um 390.000 tonn. Hátt í 70% vinnslunnar er í Kína, Bandaríkin eru með um 11% af markaðnum og þar á eftir koma Búrma, Ástralía, Nígería og Taíland samkvæmt upplýsingum frá USGS https://pubs.usgs.gov/periodicals/mcs2025/mcs2025-rare-earths.pdf
8. ^ Á svonefndu Harker-grafi (Na₂O +K₂O móti SiO₂) má sjá mismunandi bergsyrpur nefndar lág-alkalíska, milli-alkalíska, alkalíska og há-alkalíska bergsyrpa. Á Íslandi og hafsbotnum öllum er lág-alkalíska (þóleíska) syrpan ríkjandi en hin alkalíska finnst einkum á úthafseyjum – hér á landi á eldvirknisvæðunum utan-rekbelta, Snæfellsnesi og Vestmannaeyjum. Milliröðin er á Suðurlandi, í Eyjafjallajökli og Kötlu, milli lág-alkalísks bergs Austurgosbeltisins og alkalísks bergs Vestmannaeyna. Há-alkalíska syrpan tilheyrir einkum eldvirkni á meginlandsskorpu.
9. ^ Til samanburðar er vegalengdin frá horni Laufásvegar og Skothúsvegar í Reykjavík til Berlínar í Þýskalandi 2.380 km.

Myndir:

• Yfirlitsmynd: Peggy Greb. Rareearthoxides.jpg. Wikimedia Commons. https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Rareearthoxides.jpg
• 1. mynd. Store norske leksikon. (e.d.). sjeldne jordarter. https://snl.no/sjeldne_jordarter. (Sótt 17.09.2025).
• 2. mynd. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Science. (2013, 29. mars). Widespread refertilization of cratonic and circum-cratonic lithospheric mantle . http://english.igg.cas.cn/rh/rp/201303/t20130329_100317.html
• 3. og 4. mynd. M. Wilson (2001). Igneous Petrogenesis. A Global Tectonic Approach, Chapman & Hall. Íslenskur texti settur inn af ritstjórn Vísindavefsins.

Höfundur þakkar Ágústi Kvaran, prófessor emeritus í eðlisefnafræði við HÍ, fyrir yfirlestur á efnafræðihluta svarsins og gagnlegar ábendingar.

Spurningum Chanel og Angelu Bjargar er hér svarað að hluta....