Carbonatit bắt nguồn từ lớp manti trên và cùng với các đá kiềm cộng sinh, đặc trưng phong phú địa hoá về Ba, Nb, đất hiếm (REE), Sr, Ta, Th, U, Zr. Trong vỏ Trái đất, carbonatit hình thành các thân nhỏ có các khoáng vật tiêu hình và đặc điểm địa hoá mà ta có thể phân biệt ngay cả sau phá huỷ kiến tạo hoặc hoạt động biến chất khu vực.

Một số mỏ hoặc tiềm năng quặng nổi tiếng về Cu, Nb, REE, fluorit, phosphat và vermiculit đều liên quan với carbonatit. Chúng chứa một nguồn dự trữ vô tận Nb ở Araxá, mỏ bastnesit Mountain Pass, và mỏ đồng - đa khoáng ở Phalaborwa (Nam Phi) và mỏ REE, U, Th có trữ lượng lớn ở Nậm Xe (Phong Thổ, Lai Châu). Bảng 1 dẫn ra những ví dụ các mỏ liên quan với carbonatit.

Bài báo này khái quát một số triển vọng về khoáng hoá Nb, REE, Ti trong carbonatit và các đá có nguồn gốc liên quan. Nó được rút ra từ tài liệu khảo sát thực địa và nghiên cứu trong phòng thí nghiệm của hơn 150 phức hệ carbonatit ở các lục địa Phi, Á, úc, Âu, Bắc và Nam Mỹ. Các thông tin được rút ra từ Báo cáo của Quỹ thăm dò tài nguyên thiên nhiên của Liên hiệp quốc, Sở Địa chất nước ngoài của nước Anh, Atlas khoáng sản của ESCAP, các văn liệu và mẫu vật thu thập được ở vùng Nậm Xe.

 Bảng 1. Khoáng hoá có ích trong carbonatit

Đặc điểm rõ nét của carbonatit là có hàm lượng REE cao một cách khác thường. Theo một số nhà địa chất tìm kiếm thì Sr và REE là những chỉ thị địa hoá thiết thực nhất đối với carbonatit có nguồn gốc magma.

Dựa vào REE, có thể phân biệt hai loại đá carbonat có nguồn gốc trầm tích và magma. Turkerian (1971) cho thấy rằng tổng REE khoảng 15 ppm đối với các đá carbonat Vỏ, theo Haskin et al. (1966) thì trong đá vôi và đá hoa giá trị đó thay đổi trong khoảng 7-175 ppm. Nói chung hàm lượng tổng REE trong carbonatit dao động từ ~ 500 đến >1000 ppm (Loubet et al. 1972, Eby 1975, Moller et al. 1980). Phân tích bằng khối phổ của hơn 150 phức hệ carbonatit có giá trị trung bình tổng REE xấp xỉ 2000 ppm. Kết quả phân tích carbonatit Nậm Xe bằng phương pháp kích hoạt neutron cho trung bình tổng REE lên tới gần 20 000 ppm (tài liệu chưa công bố - Phạm Hồng Thanh). Carbonatit calcit và đolomit là những nguồn tiềm năng REE trong các quá trình nhiệt dịch và phong hoá. Ngoài những khoáng vật REE độc lập, apatit trong carbonatit cũng là một nguồn chính cung cấp REE. Danh sách các khoáng vật REE độc lập trong carbonatit và các đá kiềm có nguồn gốc liên quan là rất phong phú và người nghiên cứu sâu nhất trong lĩnh vực này có lẽ là Kapustin (1980). Bastnesit và monazit là hai khoáng vật được biết đến nhiều nhất.

Trong quá trình hình thành carbonatit có sự hoạt động nhiều pha. Các khoáng vật nguyên sinh REE không tìm thấy trong các pha sớm mà chỉ xuất hiện ở giai đoạn magma muộn hoặc nhiệt dịch. Khoáng hoá bastnesit - parisit ở Mountain Pass là trường hợp hiếm thấy, nơi đây các khoáng vật REE có cả trong giai đoạn sớm và muộn của quá trình carbonatit. Mặc dầu được Vlasov (1966) và Semonov (1974) mô tả là mỏ nhiệt dịch, nhưng kiến trúc và cộng sinh khoáng vật lại cho thấy rằng bastnesit và parisit từ thân quặng chính Nữ hoàng Sulfur là các khoáng vật magma nguyên sinh. Các thực nghiệm của Jones và Wyllie (đề xuất 1983), bằng cách dùng một dung thể nhân tạo tương tự magma carbonatit nguyên sinh ở Mountain Pass, cho thấy rằng bastnesit và calcit có thể cùng kết tủa. Moutain Pass là mỏ duy nhất có các khoáng vật REE nguyên sinh trong carbonatit với hàm lượng cao nhất. Dựa vào kiến trúc thay thế và thành phần khoáng vật, thì chỉ một phần nhỏ khoáng hoá REE ở đây được coi là nhiệt dịch. Trong carbonatit Nậm Xe ở cả giai đoạn sớm và muộn đều có mặt bastnesit và parisit. Tuy nhiên, ở đây trong carbonatit giai đoạn biến chất trao đổi- nhiệt dịch, hàm lượng khoáng vật REE vượt trội hơn so với trong giai đoạn magma. ở Kangankunde Hill, Malawi (Deans, 1966) carbonatit ankerit giai đoạn muộn liên quan với monazit nguyên sinh.

Các khoáng vật REE trong hầu hết carbonatit kết lắng từ các dung dịch nhiệt dịch. Nhiệt độ có thể thay đổi từ vài trăm ^OC cho đến gần bằng nhiệt độ môi trường xung quanh. Các nguồn nhiệt dịch thường liên quan với các phức hệ carbonatit sản sinh ra những thể lỏng dễ dàng hoà tan carbonat, apatit, và sulfur và có khả năng làm giàu các chất như Ba, F, SO₄^2-, Sr, REE và Th. Các khoáng vật nhiệt dịch REE trong hầu hết carbonatit có dạng mạch hoặc là lấp đầy kẽ nứt dưới dạng tinh đám hạt nhỏ, thường cộng sinh với barit, fluorit, hematit, thạch anh, strontianit và các sulfur. Nếu phosphat có sẵn thì tạo thành monazit. Nếu vắng mặt phosphat thì thường gặp các khoáng vật như ancylit [SrCe(CO₃)₂(OH).H₂O], bastnesit [(REE)(CO₃)F], britholit [(REE,Ca)₅(SiO₄,PO₄)₃(OH, F)], parisit [(REE)₂Ca(CO₃)₃F₂] và synchysit [(REE)Ca(CO₃)₂F].

Mặc dầu hệ CO₂ - CaO - P₂O₅ - REE - H₂O chưa được nghiên cứu một cách thấu đáo nhưng ta thấy rằng các phosphat REE ưa kết lắng trong các hệ chứa nước. Recht & Ghassemi (1970) đã nghiên cứu các muối La. Qua các nghiên cứu về hệ bicarbonat có nước, cao kiềm và phosphat ở nhiệt độ xung quanh hoặc cao hơn, đã tìm thấy mối liên hệ tuyến tính giữa việc giải phóng phosphat và gia tăng lượng La. Sự kết lắng đó loại trừ La³⁺(PO₄)^3- không hình thành bất kỳ một carbonat REE nào. Những thứ thu được phù hợp với cộng sinh khoáng vật REE trong một số môi trường địa chất, bởi vì điều đó giải thích tại sao apatit lại không bao giờ gặp dưới dạng bao thể nguyên sinh trong các khoáng vật carbonat REE, và tại sao các carbonat REE lại không là bao thể nguyên sinh trong monazit. Apatit luôn luôn đi cùng monazit trong kẽ nứt và có lẽ được kết tinh từ một dung dịch hay dung thể trội P₂O₅, sau khi tất cả REE có sẵn đã được sử dụng hết. Apatit nguyên sinh vắng mặt trong các khoáng hoá carbonat REE như ở Mountain Pass, Wigu Hill, và Itapirapua, São Paulo, Brazil, là phù hợp với mô hình này.

Một ví dụ về sự ưa các nguyên tố đất hiếm có lựa chọn của phosphat thấy rõ trong carbonatit ở các phần nhân của Araxá và Catalão I. Các dung dịch nhiệt dịch nhiệt độ thấp giàu REE được carbonatit đưa lên dọc theo đứt gãy và tác dụng với apatit tạo nên giả hình monazit vi tinh và thạch anh thứ sinh. Sự vắng mặt các dị thường Ce sẽ làm giảm các điều kiện để hình thành monazit.

Mặc dầu các mỏ nhiệt dịch REE được bắt nguồn từ carbonatit hoặc là nằm trong đó có số lượng rất nhiều và hàm lượng cao, nhưng chủ yếu do quy mô nhỏ nên không đủ khối lượng để tạo nên khoáng sàng có ích.

Một mỏ giàu bastnesit và monazit quy mô nhỏ đã được khai thác từ carbonatit ở Karonge. Các thân quặng dạng mạch nghèo bastnesit-monazit cắt qua quartzit và đá phiến. Deans (1966) và van Wambeke (1977) chỉ ra rằng thành phần hoá học đã thể hiện chúng có nguồn gốc nhiệt dịch và được đưa lên từ carbonatit. Một lập luận bác lại quan điểm đó là sự vắng mặt các đá và khoáng vật kiềm tương ứng (Anderca và van Tassel, 1971), nhưng các mạch bastnesit chứa loại felspat khi dùng cực âm phát quang kích thích Fe³⁺ cho phổ đỏ rực giống như loại bắt gặp trong fenit đi kèm với carbonatit và các đá kiềm (Mariano, 1988). Tuy chưa thấy carbonatit ở Karonge nhưng một phức hệ carbonatit-magma kiềm lại có ở Matongo-Bandaga, cách Karonge chừng 50 km. Có lẽ các mạch bastnesit Karonge cho thấy một ví dụ về sự di động REE qua một khoảng cách khá xa nhờ những dung dịch nhiệt dịch và tái tích tụ với độ tập trung cao.

Ở Nậm Xe, có những mạch carbonatit nguồn gốc biến chất trao đổi thành phần đơn khoáng bastnest-parisit, hoặc có khi kèm theo barit, fluorit. Điều này cũng rất phù hợp với kết luận của Yu. A. Bagdasarov (1994) sau khi nghiên cứu carbonatit ở nhiều vùng của Nga và thế giới. Ông cho rằng carbonatit giai đoạn biến chất trao đổi-nhiệt dịch thuộc "tướng kim loại hiếm", còn carbonatit nguồn gốc magma chỉ là tướng "không kim loại hiếm".

Khoáng hoá REE ở Bayan Obo bao gồm bastnesit và monazit dạng hạt thô với thạch anh và fluorit. Các đặc điểm địa hoá và khoáng vật ở đây cũng phù hợp quan điểm liên quan với carbonatit, và sự có mặt những khối lượng lớn thạch anh và fluorit trong các đá mang quặng cho thấy sự hoạt động nhiệt dịch. Đây có lẽ là một trong những mỏ nhiệt dịch lớn nhất có nguồn gốc liên quan đến đá magma được đưa lên từ manti.

Khi carbonatit bị phong hoá hoá học, các khoáng vật carbonat dễ dàng bị rửa lũa làm cho Ca và Mg di chuyển một cách chọn lọc ra khỏi một hệ mà chỉ còn được giữ lại những nguyên tố kém linh động hơn. Điều này xảy ra ngay cả ở giai đoạn đầu của phong hoá hoá học. Ví dụ mũ phía trên carbonatit ở Manny Zone ở Oka, Quebec, Canada chứa những đám đất monazit và strontianit màu vàng đốm được tạo ra từ sự lựa chọn và giải phóng Ca và Mg khỏi apatit, calcit và đolomit. Những REE kém linh động hơn và Sr kết hợp với PO₄^3- và CO₃^2- tương ứng để tạo thành monazit và strontianit. Tại Magnet Cove, Arkansas, Hoa Kỳ, còn có monazit dạng đất là sản phẩm phong hoá của carbonatit, đặc trưng cho vỏ laterit carbonatit khí hậu nhiệt đới.

Sovit và beforsit nghèo nàn các khoáng vật REE, ở Araxá chúng có hàm lượng REE từ 0,28 - 0,5 % trọng lượng. Ngược lại laterit carbonatit ở đây lại chứa khối lượng lớn các khoáng vật REE. Sự phát triển mạnh mẽ khoáng hoá REE biểu sinh trong laterit carbonatit không đňi hỏi các khoáng vật REE phải có mặt trong nguồn carbonatit. Chính xác hơn, nguồn REE là carbonatit và apatit. Phần lớn các khoáng vật REE biểu sinh được tạo thành trong điều kiện khí hậu nhiệt đới với lượng mưa vừa đến lớn, trong những phức hệ này còn có sự thoát nước bên trong và có bẫy địa hình kiểu bồn tích tụ từ carbonatit bị khử Ca. Những điều kiện này đều có ở Mrima, Araxá, Catalão I, Morro dos Seis Lagos (Brazil) và Cerro Impacto (Venezuela); Twareitau Mountain (Guyana), Bonga Mountain (Angola) và Chiriguelo (Paragoay). Ở các vùng Nậm Xe, Tam Đường, Lai Châu cũng có điều kiện địa chất - khoáng sản, địa lý hoàn toàn tương tự.

Monazit là khoáng vật biểu sinh phổ biến nhất trong carbonatit. Nó có hàm lượng giàu bởi vì hầu hết carbonatit chứa khoáng vật phụ apatit, còn REE và PO₄^3- được giải phóng từ các carbonat và apatit trong quá trình phong hoá để tạo thành monazit. Trong carbonatit của các phức hệ vòng, monazit biểu sinh được tập trung trong các phần trung tâm, còn các khoáng vật nhóm cranđalit và các khoáng vật REE lại tập trung ở những phần ngoài, nơi mà các đá kiềm và đá vây quanh có thành phần Al.

Monazit có dạng vi tinh với những tinh thể đơn lẻ chừng 20 m m, chúng tạo thành dạng tập hợp, mềm, xốp, nhiều lỗ hổng, có màu vàng lục trong laterit và đạt đến hàm lượng có ích. Monazit có thể tạo thành những tinh thể đơn độc (REE)PO₄.nH₂O. Với sự khử nước sau đó để tạo thành anhyđrit, monazit đơn nghiêng tương tự kiểu phổ biến trong laterit của Araxá, Catalão I và Mountain Weld.

Monazit biểu sinh với hàm lượng Y và REE có số nguyên tử trung bình cao hơn so với trong monazit nguyên sinh, là điều kiện được duy trì cho mọi khoáng vật REE biểu sinh. Trong một số carbonatit, khoáng hoá REE có cả dạng biểu sinh và nhiệt dịch, bao gồm xenotim và churchit, dạng hạt mịn, hoặc khối dạng sợi, rất dễ phân biệt với các khoáng vật REE khác (ngay cả khi ở dạng đất) nhờ có phổ phát sáng cực âm đặc trưng. Qua các quá trình nhiệt dịch và biểu sinh, REE nhóm nặng có thể được làm giàu. Hiện tại, mối quan tâm được dành cho Y và REE nhóm nặng vì chúng dùng cho chất siêu dẫn và nam châm vĩnh cửu, ngoài ra sự làm giàu tự nhiên của Y trong carbonatit cũng được các nhà tìm kiếm lưu ý.

Các khoáng vật REE khác phổ biến trong laterit carbonatit bao gồm bastnesit, parisit, synchysit và khoáng vật nhóm cranđalit, florencit [(REE)Al₃(PO₄)₂(OH)₆], gorceixit [BaAl₃ (PO₄)(PO₃OH)(OH)₆] và goyazit [SrAl₃(PO₄)₂(OH)₅H₂O]. Rabđophan [(REE)PO₄.H₂O] thường ít bắt gặp hơn so với monazit và nhóm crandalit.

Trong quá trình phát triển các khoáng vật REE biểu sinh Ce³⁺ bị oxy hoá thành Ce⁴⁺ và tách khỏi các REE khác, thường tạo thành cerianit (CeO₂) cộng sinh một cách không thể giải thích được cùng với các khoáng vật nghèo Ce.

Vỏ phong hoá có khoáng hoá REE biểu sinh phủ trên các thân carbonatit có thể tạo thành nguồn REE lớn nhất trên thế giới. Còn có bằng chứng cho thấy rằng REE tách tự nhiên trong quá trình nhiệt dịch và phong hoá có thể dẫn tới sự làm giàu REE có số nguyên tử trung bình và Y trong carbonatit.

Carbonatit và các đá kiềm tạo nên nguồn Nb lớn nhất thế giới. Các văn liệu viết về Nb trong các môi trường này rất phong phú (Vlasov, 1966). Nb có thể thay mặt cho các nguyên tố khác trong một số khoáng vật tạo đá (như perovskit, rutil, titanit) hoặc là dạng nguyên tố chính trong một số khoáng vật phụ (như là ferocolumbit, pyroclor, volerit). Sự có mặt các khoáng vật Nb hoặc sự làm giàu Nb là một tiêu chí tốt để phân biệt carbonatit. Do một số carbonatit có hàm lượng Nb thấp nên trong các dự án tìm kiếm carbonatit người ta dùng dị thường Nb để làm chỉ thị.

Niobi thường tập trung ở giai đoạn giữa của hoạt động carbonatit (như ở Araxá và Catalão I). Trái lại, carbonatit sớm và muộn giàu REE lại nghèo Nb. Những ví dụ carbonatit giàu REE với dị thường Nb thấp gồm Mountain Pass, Wigu Hill, Itapirapua và Adiounedj, Mali.

Pyroclor là khoáng vật duy nhất để khai thác Nb trong carbonatit. Loparit (Ce, Na, Ca)₂O₆ (Ti, Nb)₂O₆ được Liên Xô khai thác trong đá syenit nephelin agpait, chứ không phải trong carbonatit (Vlasov, 1968). Latrapit và Nb-perovskit có thể kết tinh cùng với pyroclor trong carbonatit, như Oka, nhưng perovskit không thể giữ lại trong khi tách chiết pyroclor ở Oka (Gold et al., 1967).

Cuối cùng là bốn khoáng vật Nb khác cũng có mặt với một lượng đủ để ảnh hưởng tới hoặc làm trội hàm lượng Nb trong carbonatit. Chúng gồm ferocolumbit - FeNb₂O₆, fersmit - (Ca,REE,Na) (Nb,Ta,Ti)₂ (O,OH,F)₆, niocalit-Ca₄NbSi₂ O₁₀(O,F) và volerit - NaCa₂(Zr,Nb)Si₂ (O,OH,F).

Pyroclor: đặc điểm hoá tinh thể của pyroclor trong carbonatit đã được Hogarth (1989) khái quát. Mối quan tâm gần đây về cấu trúc của pyroclor do nó là một khoáng vật chủ có sức chứa cao. Pyroclor phổ biến nhất trong carbonatit ở dạng tinh thể hình tám mặt. Trong carbonatit Bonga, pyroclor ở dạng phân tán hạt lớn, có nơi đạt hơn 2% thể tích của sovit. Pyroclor là khoáng vật đặc trưng của carbonatit khu bắc mỏ Nậm Xe và có hàm lượng thay đổi từ 0,n % đến 50-60%, cộng sinh với riebeckit và apatit. Nó thuộc loại bariopyroclor.

Pyroclor nguyên sinh còn có dạng mạch xuyên carbonatit sớm. Nó có thể đạt đến hàm lượng quặng và thường đi kèm với apatit, biotit, đolomit, magnetit và phlogopit. Các mạch Pyroclor đặc trưng ở dạng dăm kết. Chúng có thể muộn sau 10 tr.n. so với carbonatit chủ (Silva, 1985).

Hầu hết biến đổi trong pyroclor là thứ sinh, kéo theo sự trao đổi cation ở vị trí A. Pyroclor phân bố rải rác trong rauhaugit ở Wigu Hill cho thấy Ba và REE thay thế cho Na và Ca. Không có các khoáng vật thứ sinh REE trong loại đá này. Trong lõi khoan carbonatit ở trung tâm phức hệ Araxá, pyroclor thuộc kiểu Na-Ca bình thường, những vi kẽ nứt trong pyroclor cho thấy nó chớm biến đổi sang bariopyroclor.

Có nhiều ví dụ carbonatit, mà trong đó pyroclor kết tinh trực tiếp từ dòng nhiệt dịch. Đó là Araxá và Catalão I, Chiriguelo và Panda Hill, Tanzania. Những pyroclor này kết tinh cùng thạch anh, fluorit và các khoáng vật kiểu bastnesit, dạng hạt nhỏ tự hình, hình tám mặt màu vàng sáng, giàu Pb. Khác với pyroclor nguyên sinh là chúng có kích thước nhỏ hơn (50-200 m m) và khác căn bản về thành phần.

Mặc dầu vỏ phong hoá carbonatit Araxá khá dày nhưng bariopyroclor không chịu ảnh hưởng phong hoá hoá học. Biểu đồ nhện phân bố REE trong bariopypoclor Araxá được chuẩn hoá với chonđrit có dị thường dương Ce, cho thấy pypoclor không thay đổi khi bị phong hoá laterit.

Trong rất nhiều carbonatit, pyroclor có hàm lượng Ta thấp (Bakes et al. 1964), đây cũng là điểm nhấn mạnh của Heinrich (1966). Tuy nhiên Hogarth (1984) lại cho biết một số carbonatit có pyroclor với hàm lượng Ta cao. Hàm lượng Ta của pyroclor có thể thay đổi trong một phức hệ riêng lẻ, mặc dầu pyroclor giai đoạn cuối thường giàu Ta. Efimov và nnk. (1985) thông báo rằng pyroclor trong carbonatit dạng tuyến có thành phần hoá học khác với pyroclor trong phức hệ vòng. Ở loại thứ nhất, hàm lượng Ti và U cao hơn nhưng hàm lượng Ta và Zr lại thấp hơn so với loại sau. Trái lại, ở Bắc Mỹ pyroclor có hàm lượng Ta cao đáng kể, trong các thể carbonatit dạng vỉa ở British Columbia, và carbonatit dạng tuyến ở Quebec (Bergeron, 1980).

Ferocolumbit: trong hầu hết carbonatit, columbit được mô tả là khoáng vật thay thế theo pyroclor (Heinrich, 1966; Kapustin, 1980), nhưng về cấu trúc hình thái và thành phần hoá học lại nói lên nguồn gốc nguyên sinh magma. Dựa trên cơ sở cấu trúc, ferocolumbit và pyroclor cùng gặp trong rauhaugit apatit hạt nhỏ. Sự thay thế pyroclor thành ferocolumbit đňi hỏi phải giải phóng Ta.

Ferocolumbit thông thường tồn tại dưới dạng khoáng vật Nb nguyên sinh trong một số carbonatit, như ở Fen hoặc Gem Park, Colorado, Mỹ. Ở đó ferocolumbit tồn tại dạng lăng trụ á tự hình, chứa lượng nhỏ Ti và Mn. Ferocolumbit của carbonatit khác với của granit và pegmatit kiềm, là không thấu quang, hiếm khi phản xạ bên trong mầu đỏ và phát sáng (liên quan với Ta và Mn) (Ramdor, 1969). Nói chung ferocolumbit trong carbonatit chứa rất ít Ta và Mn.

Fersmit: được mô tả là khoáng vật thay thế pyroclor (Heinrich, 1966; Kapustin, 1980), nhưng qua một số carbonatit ta thấy rằng điều đó không đúng trong mọi trường hợp. Trong carbonatit Blue River, fersmit tạo thành những tinh thể riêng biệt nằm liền kề với pyroclor hoặc ferocolumbit, hoặc mọc xen cùng pyroclor. Không có bằng chứng về nguồn gốc thứ sinh của fersmit.

Niocalit: là khoáng vật chính của Nb trong sovit ở một số nơi thuộc Oka, chứa 16- 19% trọng lượng Nb₂0₅ (Gold và nnk., 1967); ở đây nó đi cùng với những lượng rất ít ỏi pyroclor và latrapit (Mariano 1985). Mẫu tổng sovit ở nơi có hàm lượng Nb cao cho thấy, trong niocalit tập trung 50% hàm lượng Nb.

Volerit: mặc dầu đã được mô tả rất rõ trong các đá kiềm, nhưng volerit vừa mới đây được phát hiện trong carbonatit. Ở Prairie Zake, Ontario, Canada, volerit là khoáng vật nguyên sinh trong sovit, silicocarbonatit, pyroxenit, ijolit,... Nó có thể đạt 7% thể tích của carbonatit và đá kiềm. Trong những trường hợp này, lượng Nb thực tế nằm trong các đá nói trên. Khi sử dụng cực âm phát quang đã phát hiện ra volerit trong carbonatit ở một số nơi thuộc Canada, Angola, Guyana và Mali. Hàm lượng Nb₂O₅ trong volerit ở những vùng nói trên dao động từ 12 đến 16% trọng lượng.

Volerit luôn luôn đi kèm với các khoáng vật Nb khác. Ở Oka, volerit với 15% Nb₂O₅ cộng sinh với pyroclor và latrapit.

Hàm lượng Nb trong carbonatit có thể lớn nếu perovskit và titanit có mặt dưới dạng các khoáng vật tạo đá. Mặc dầu hàm lượng đáng kể của Nb có thể có trong rutil và brockit, nhưng các khoáng vật này lại không hiện hữu với số lượng đáng kể trong carbonatit. Nb tập trung trong perovskit thuộc các phức hệ carbonatit phần rìa bồn Karana ở Brazil. Caronatit của các phức hệ Araxá, Catalão I, Salitre rất giàu loại perovskit cao Nb. Riêng ở Araxá, Nb còn tập trung trong pyroclor ở phần nhân carbonatit với lượng quặng vượt trội lên tất cả các mỏ Nb được biết trên thế giới. Trữ lượng Nb₂O₅ mỏ Nậm Xe khoảng 7 tr.t. (ESCAP, 1989).

Ở một số carbonatit, lượng Nb trong perovskit đóng vai trò chủ yếu, trong khi đó khoáng vật này nằm trong các đá silicat cộng sinh lại thường có hàm lượng Nb khá thấp. Điều này thể hiện rõ nét ở Oka nơi mà carbonatit chứa latrapit - (Ca, Na) (Nb, Ti, Fe) O₃ - một biến thể của perovskit. Các khoáng vật Nb hoặc perovskit giàu Nb vắng mặt trong các đá silicat (Eby, 1971). ở Magnet Cove, perovskit trong đá silicat chứa ít Nb trong khi carbonatit lại chứa perovskit Nb.

Một ví dụ về Nb trong titanit thuộc carbonatit gần Blue River, British Columbia. Titanit với một lượng lớn trong amphibolit magnesiohastingsit chứa hàm lượng Nb trung bình ~0,7%. Carbonatit cộng sinh lại hoàn toàn không chứa pyroclor. Trái lại carbonatit ở Verity, Paradise chứa pyroclor nhưng amphibolit cộng sinh chỉ có những lượng vết titanit.

Trên mặt bằng thế giới, phosphat là khoáng chất đắt hơn bất kỳ một loại nào khác được khai thác từ carbonatit. Năm 1987, thu nhập từ apatit carbonatit Brazil và Nam Mỹ đã vượt quá việc sản xuất đồng ở Phalaborwa.

Hầu hết nền sản xuất phosphat trên thế giới khai thác từ phosphorit biển có BLP (phosphat cốt vôi) - Ca (PO₄)₂ ~ 70% tổng sản phẩm. Ngược lại, apatit từ carbonatit sản xuất ra nguyên liệu phosphat chứa 79 - 80% BLP.

Apatit nguyên sinh chủ yếu là khoáng vật phụ ở giai đoạn sớm và giữa của carbonatit và các đá kiềm cộng sinh. Hàm lượng apatit có thể vượt quá 50% thể tích, lúc này đá được gọi là phosphorit magma. Đá đơn khoáng apatit có nhiều trong carbonatit. Chẳng hạn như ở Khibina, Mountain Weld, Catalão II (Brazil) và Fen.

Cho đến nay, khối Khibina thuộc quần đảo Kola, chứa một lượng apatitolit (đá đơn khoáng apatit) được coi là lớn nhất, cấu tạo chủ yếu từ syenit nephelin và ít hơn có carbonatit. Phức hệ siêu mafic kiềm Kovdor (cũng ở bán đảo này) còn có carbonatit chứa quặng apatit, bađeleit, magnetit và vermiculit tương tự ở Phalaborwa, nhưng không kèm theo quặng đồng (Smirnov, 1977). Trong carbonatit Nậm Xe, trung bình apatit chiếm 5-10%, có nơi lên tới 50-60% thể tích đá. Đặc biệt là apatit ở đây có đặc điểm rất cao Sr, thấp Mn, tức là tỷ số Sr/Mn rất nhỏ, thuộc vào trường carbonatit trong biểu đồ Sr-Mn trong apatit của các trường skarn, phosphorit, granit pegmatit và carbonatit trên thế giới (theo D. D. Hogarth, 1989). Mặt khác, các kết quả phân tích hóa học cho thấy hàm lượng trung bình P₂O₅: 1,91% trong carbonatit Nậm Xe là khá cao.

Trong hầu hết carbonatit, ngoài apatit nguyên sinh còn có những tích tụ apatit eluvi. Các mỏ apatit phát triển ở dạng karst đi cùng với carbonatit gặp ở Cargill, Canada và Matongo - Bandaga. Qua tìm kiếm sơ bộ, hàm lượng P₂O₅ ở Matongo - Bandaga đạt 5,1 tr.t.

Apatit có thể bị phá huỷ khi phong hoá. ở Araxá và Catalão I, bariopyroclor tạo thành mỏ từ laterit ở phần trung tâm của các phức hệ carbonatit, nhưng apatit nguyên sinh thì bị phá huỷ hoàn toàn. Điều đó trên thực tế cũng thấy trong các mỏ anatas ở Brazil, là những nơi mà phong hoá hoá học khử Ca của perovskit và còn phá huỷ hầu hết apatit từ pyroxenit nguyên sinh. Ở Araxá, apatit tạo thành khoáng sàng cách mỏ Nb chừng 1 km, là nơi không có apatit. Quặng apatit thường được mô tả là tàn dư với phosphat colophan thứ sinh, chứa khối lượng lớn barit nhiệt dịch màu lục nhạt, đạt chất lượng về quang học. Rất nhiều quặng cấu tạo từ apatit hạt lớn hình quả trứng với apatit thứ sinh mọc chồng lên trên. Số liệu phân rã apatit cho thấy rằng hoạt động nhiệt dịch liên quan đã khép lại quá trình trao đổi thay thế carbonatit.

Apatit từ carbonatit và các đá kiềm có hàm lượng REE cao. Một số apatit trong sovit ở Oka chứa trung bình >7% trọng lượng REE (Mariano, 1985), và apatit từ syenit kiềm ở New Mexico chứa >19% oxyt REE (Roeder, 1987). Nói chung apatit trong carbonatit hiếm khi vượt quá 2% REE, và hiện tại REE chưa phải là đồng sản phẩm của phosphat trong carbonatit.

Ti là một nguyên tố quan trọng trong hầu hết các phức hệ carbonatit và các đá kiềm; nó có thể tạo thành các khoáng vật độc lập hoặc thay thế cho các nguyên tố khác trong các khoáng vật tạo đá. Đặc điểm khoáng vật của Ti khác nhau trong carbonatit, nhưng ít khoáng vật Ti có tiềm năng kinh tế.

Mặc dầu titanit không tạo nên quặng Ti , nhưng nó có khối lượng lớn trong một số carbonatit và các đá liên quan nguồn gốc. Ví dụ ở Howard Creek, amphibolit magnesiohastingsit liên quan với carbonatit chứa một lượng lớn titanit hạt thô. Amphibolit chứa >100 tr.t. TiO₂.

Trong các mỏ nhiệt dịch liên quan với carbonatit, rutil và brockit có thể được làm giàu tuỳ từng nơi. Chúng thường kết tinh với các carbonat, fluorit, thạch anh và felspat nhiệt độ thấp, dạng lấp đầy khoảng trống hoặc phân tán trong các đá đi cùng, fenit và đá vây quanh.

Các hợp phần nhóm perovskit hầu hết có dạng khoáng vật phụ trong carbonatit, các đá kiềm và fenit. Perovskit được tìm thấy trong một số carbonatit Brazil, ngày nay cũng được khai thác cùng với phosphat và Nb. Một số carbonatit chứa khối lượng lớn Ti.

Cuối cùng, bốn thể carbonatit tuổi Creta ở rìa đông Bồn Parana chứa những tích tụ quặng TiO₂ dưới dạng anatas là sản phẩm phong hoá từ perovskit.

Khi perovskit bị khử Ca thì Nb, REE và Th cùng tham gia vào trong anatas vừa mới được tạo thành. Ví dụ anatas tập trung ở Tapira chứa 0,1- 0,2% Nb₂0₅, xấp xỉ 1% REE và 0,08% Th.

Khoáng hoá anatas, do nguồn gốc của mình, có thể được khai thác lộ thiên; số liệu về chất lượng và sản lượng anatas trong carbonatit ở Brazil được dẫn ra ở bảng 1, thể hiện rằng đây là những nguồn tài nguyên chính về TiO₂. Các nguồn tài nguyên anatas của Brazil đủ lớn để làm ảnh hưởng đến việc cung cấp và làm cân bằng về Ti của thế giới.

Carbonatit và các đá silicat nguồn gốc liên quan thường chứa hàm lượng biotit hoặc phlogopit cao và nhiều nơi, carbonatit và pyroxenit chuyển sang glimmerit. Hàm lượng biotit hoặc phlogopit trong carbonatit đôi khi phân bố với các dòng biến chất trao đổi, nhưng phổ biến hơn là sản phẩm kết tinh magma nguyên sinh, hoặc là sản phẩm tương tác không liên quan với fenit hoá.

Trong carbonatit Jacupiranga, Brazil, sovit chứa những khối đá tù lớn pyroxenit và ijolit biến đổi mạnh mẽ ở phần rìa thành phlogopit, magnetit và các khoáng vật mafic khác. Hàm lượng magnetit trong các dải biến đổi chủ yếu theo phlogopit từ fenit hoá (là một quá trình trong trường hợp này), vì magnetit không kết tinh trong điều kiện biến chất trao đổi kiềm mạnh (Mariano, 1988).

Trong những điều kiện tất yếu như bề mặt phong hoá hoặc đối lưu nước mặt, biotit và phlogopit có thể chuyển thành vermiculit và kết quả là rất nhiều triển vọng vermiculit trong các môi trường carbonatit.

Mỏ vermiculit lớn nhất thế giới ở Rainy Creek gần Libby, Montana, liên quan với một phức hệ đá siêu mafic kiềm, nơi mà glimmerit và pyroxenit giàu biotit bị biến đổi thành vermiculit và hydrobiotit. Tuy chưa tìm thấy carbonatit ở Rainy Creek, nhưng Boetcher (1967) đề xuất rằng fenit ở phức hệ này được đưa đến từ những dòng fenit hoá mà có thể từ carbonatit ở dưới sâu. Sự hình thành mỏ vermiculit lớn thứ hai thế giới ở Phalaborwa trong pyroxenit dạng pegmatit phân bố hoàn toàn trên bề mặt phong hoá phlogopit (Phalaborwa Mining Company, 1976).

Những biểu hiện vermiculit còn được mô tả là có ở Cargill, Catalão I, Mud Tank, Australia và Tapia.

Khoáng vật phụ fluorit phổ biến trong carbonatit và các đá kiềm. Độ tập trung fluorit có ý nghĩa kinh tế trong carbonatit, nhưng lại chỉ hạn chế ở hoạt động nhiệt dịch. Fluorit có dạng tinh thể tha hình trong lỗ hổng hoặc khoảng trống của dăm kết. Những chỉ thị hoạt động nhiệt dịch khác là sự có mặt thạch anh và nhiệt độ kết tinh thấp (100- 150^OC) qua nghiên cứu bao thể trong fluorit ở Amba Dongar, ấn Độ và Okorusu, Namibia (Roidder, 1973). Fluorit là một khoáng vật khá phổ biến trong các mạch carbonatit thuộc pha muộn ở mỏ Nậm Xe. Nó đi cùng với các F-carbonat REE, barit và sulfur.

Các dung dịch đi lên từ carbonatit trải qua những chặng dài, cuối cùng mỏ fluorit có trong trầm tích ở phía trên có thể cho thấy chút ít hoặc thậm chí không có những bằng chứng địa hoá bắt nguồn từ carbonatit (Deans, 1978). Sự liên quan về không gian của các mỏ fluorit (khu vực Illinois-Kentucky) và một số dăm kết dùng để khai thác carbonat trong cùng một vùng là sự chỉ thị hùng hồn rằng chúng bắt nguồn từ carbonatit.

Fluorit đang được khai thác liên tục ở Amba Dongar và trong một thời gian ngắn đã được khai thác ở Okorusu. Carbonatit Mato Preto ở Parana, Brazil chứa gần 4,35 tr. t. loại 58% CaF₂. Mỏ sắt - đất hiếm Bayan Obo chứa khối lượng lớn fluorit cộng sinh với bastnesit. Hàm lượng REE nhóm nhẹ trong apatit, bastnesit và monazit rất cao, và một số felspat ở vùng này được phân biệt bằng phổ phát sáng cực âm đều nói lên nguồn gốc carbonatit.

Mặc dầu có mặt trong tất cả các giai đoạn tiến hoá carbonatit, barit thường tập trung trong các thân xâm nhập giai đoạn muộn; ở đó nó có thể kết tinh trực tiếp từ các dung thể carbonatit (như Mountain Pass) hoặc từ các dung dịch nhiệt dịch nhiệt độ thấp (Araxá, Chiriguelo, Mrima).

Ở Nậm Xe, barit hoặc baritocelestin phổ biến rộng rãi dưới dạng một khối lượng lớn các mạch barit-carbonat đất hiếm độc lập, đôi khi chứa fluorit và sulfur .

Ở Mountain Pass, barit có cả dạng nguyên sinh và ít phát triển hơn có dạng mạch nhiệt dịch xuyên carbonatit. Ở đây barit nguyên sinh nằm trong sovit hoặc rauhaugit và cộng sinh với calcit, đolomit, bastnesit và parisit. Barit dạng mạch đi cùng với calcit, mạch thạch anh và strontianit.

Sovit ở trung tâm phức hệ Chiriguelo chứa ít biotit và khoảng 1% barit phân tán có dạng tha hình. Trái lại, các tích tụ laterit cục bộ gần sovit chứa các mạch barit tự hình và thạch anh. Các mạch giàu barit kết tinh có chất lượng quang học cao (liên quan với laterit nằm trên carbonatit Araxá) có trữ lượng 463 tr.t. Barit trong laterit ở Chiriguelo và Araxá có lẽ kết tủa từ các dung dịch nước ngầm nhiệt độ thấp.

Có lẽ hai khoáng vật quan trọng nhất chứa V trong carbonatit là aegirin và magnetit. Hàm lượng V của aegirin trong các đá khác nhau ở Magnet Cove chiếm 0,1% trọng lượng, trong khi aegirin-ogit thuộc phức hệ siêu mafic kiềm ở Libi chứa 2,71%V. Carbonatit Matongo-Bandaga chứa aegirin với giá trị trung bình 1,08%V.

Theo Heathcote và Owens (1981) mỏ quặng V ở Potahs Sulphide Springs, Arkansas là sản phẩm phong hoá của pyroxenit aegirin bị biến đổi. Các thể quặng trong đá fenit aegirin và saniđin ở cận tiếp xúc của các đá kiềm và đá vây quanh. Mũ saprolit phát triển và chứa phức hợp các khoáng vật V như : navajoit [V₂O₅.H₂O], montroseit [(V,Fe)O(OH)], fervanit [Fe₄(VO₄)₄.₅H₂O], và hevetit [CaV₆O₁₆.₉H₂O]. Có người còn cho rằng V bị bẫy bằng sét (Owens, 1989). Mỏ này trữ lượng 5 tr.t. quặng 0,6% V. Hàm lượng V trong magnetit của một số carbonatit là 0,06-0,54% (Prins, 1972). Trong một số vùng phong hoá hoá học mãnh liệt, V được làm giàu lên trong laterit tàn dư. Laterit ở Cerro Impacto có nồng độ V khoảng 0,08-0,20% (Mariano, 1989). Tuy nhiên một số laterit carbonatit lại không được làm giàu V, ví dụ như ở Marro dos Seis Lago, Araxá, Catalão I, Chiriguelo, Bonga, Mrima, Ngualla và Mountain Weld.

Sự nghèo V trong laterit carbonatit có lẽ phản ánh tính bền vững V5+ trong môi trường thứ sinh. V giống U trong chu kì phong hóa, đều không tạo ra độ giàu tàn dư ở những nơi oxy hoá mạnh .

Sr được làm giàu đáng kể trong carbonatit, nên trong các chương trình tìm kiếm, Sr là một trong những nguyên tố chỉ thị địa hoá tốt nhất đối với carbonatit. Ngoài hàm lượng cao Sr trong các khoáng vật carbonat tạo đá chính và apatit, Sr còn kết tinh trực tiếp từ các dung thể carbonatit ở dạng strontianit hoặc celestit. Ở Mountain Pass, barit chứa lượng Sr đáng kể (Olson và nnk., 1954). Barit và celestit còn tạo thành hỗn hợp mọc xen.

Strontianit cộng sinh với các khoáng vật REE trong các mỏ nhiệt dịch (Bear Lodege, Wyoming) và các vỏ biểu sinh (Magnet Cove và Oka) và còn được tìm thấy trong fenit ở Mountain Pass, Chiriguelo, Panda Hill và Gem Park

Strontianit ở mức độ tiềm năng có ích và có trữ lượng trong carbonatit Kangankunde và Ondurakorume, Namibia. Carbonatit Nậm Xe qua phân tích bằng các phương pháp hoá học và kích hoạt neutron đều cho hàm lượng Sr rất cao, lên tới hàng chục nghìn ppm. Về mặt khoáng vật học, ở đây đều có mặt cả strontianit và celestit.

Thori và urani được làm giàu trong carbonatit và các đá kiềm liên quan với sự làm giàu của lớp vỏ. Trong carbonatit, Th thường giàu hơn U. Wooley (1989) cho biết giá trị trung bình U là 8,7 ppm (trong carbonatit Ca), 13 ppm (carbonatit Mg) và 7,2 ppm (carbonatit Fe). Các giá trị trung bình của Th tương ứng là 52, 93 và 276 ppm. Do độ tập trung cao của Th và U trong carbonatit nên chúng là chỉ thị về phóng xạ để phân biệt carbonatit với các đá carbonat phi magma.

Các khoáng vật chứa Th và U quan trọng trong carbonatit là perovskit, pyroclor các khoáng vật REE và thorit. Nhiều khoáng vật khác còn chứa Th và U với lượng vết. Chẳng hạn như uranothorianit là sản phẩm cùng khai thác ở Phalaborwa.

Hogarth (1989) cho thấy có sự thay đổi đáng kể tỉ lệ U/Th trong Pyroclor. Tuy nhiên pyroclor giàu Th hiếm gặp trong carbonatit. Những mỏ carbonatit để khai thác pyroclor là Araxá, Catalão I, Fen, Oka và St. Honore (Canada), các nguyên tố actiniđ không giàu lắm. Ở Araxá, Fen, Oka, U và Th có trong vỏ xỉ được tạo ra trong quá trình hạ nhiệt nhôm dùng để sản xuất feroniobi. Nồng độ U rất cao được tìm thấy trong pyroclor ở Blue River, Fen, Ngualla, Crevier và Prairie Lake. Tất cả chúng đều chứa Ta cao ngoại trừ Prairie Lake.

Trong carbonatit có hàm lượng perovskit cao thì phổ biến dị thường phóng xạ. Điều này chủ yếu do trong perovskit thường trung bình tới vài trăm ppm Th, ví dụ như Catalão I, Salitre, Serra Negra, Tapira, Powderhorn và Kerimasi (Tanzania). Sự khử Ca của perovskit thường tạo ra nồng độ thấp của Th trong anatas cuối cùng.

Th và U cũng có trong các khoáng vật REE, mặc dầu các khoáng vật actiniđ như thorit tương đối hiếm ở Mountain Pass, Wigu Hill và Kangankunde. Những giá trị Th trong monazit ở Kangankunde và Mrima, và bastnesit Mountain Pass, tương ứng là: 0,07%, 0,11% và <0,09% (Deans 1966), tiêu biểu cho độ giàu Th trong các khoáng vật REE của carbonatit. Th trong monazit của carbonatit luôn luôn thấp hơn nhiều so với trong monazit của pegmatit và các mạch khoáng liên quan với granit. Trong carbonatit thorit thường cộng sinh với các khoáng vật REE nhiệt dịch, và trong các thể tường rodbegit. Khoáng hoá dị thường thorit còn có trong cộng sinh với các khoáng vật REE ở rìa fenit Chiriguelo.

Mỏ carbonatit Nậm Xe được phát hiện trước hết cũng nhờ các dị thường phóng xạ. Ở đây, theo tài liệu ESCAP công bố năm 1991, có đến 320 t. U₃O₈ và 3.195 t. Th.

Hầu hết carbonatit vùng Amazon ở Nam Mỹ đã được khoanh định bởi các dị thường xạ nhờ đo vẽ hàng không. Dấu hiệu xạ cao của laterit phủ trên carbonatit là do Th tàn dư.

Tuy các hàm lượng dị thường U và Th đều có trong carbonatit nhưng hiện tại thì chưa có chỉ thị rằng cả hai nguyên tố này được tập trung đủ khối lượng để hình thành mỏ độc lập

Khoáng hoá Cu chỉ có ý nghĩa kinh tế trong carbonatit ở Phalaborwa, nơi có những ống phoscorit thẳng đứng, với thiết diện hình elip xuyên qua một thân pyroxenit mica (Phalaborwa Mining Company, 1976). ống phoscorit liên quan với một thân carbonatit dạng đai. Cả hai đều bị đứt gãy khống chế và sau đó được lấp đầy bởi carbonatit muộn. Khoáng hoá Cu cấu thành chủ yếu từ bornit sớm dạng phân tán, hình thành vào giữa hai giai đoạn thay thế carbonatit và sau đó tập trung dọc theo các đứt gãy, chủ yếu là chalcopyrit. Các khoáng vật Cu gồm có chalcocit, cubanit, cuprit, malachit và valerit - 4(Fe,Cu)S.3(Mg,Al)(OH)₂.

Các loại khoáng chất khác gồm bađeleit và các kim loại quý (Au và họ platinoiđ) cũng được khai thác ở Phalaborwa, nhưng về mặt khai thác lại độc lập với mỏ Cu.

Trong một số carbonatit (Jacupiranga, Sukulu, Chiriguelo) thì sovit nghèo kim loại hiếm là nguồn calcit cho xi măng và vôi nông nghiệp có giá trị đặc biệt đối với các nước phát triển. Loại khoáng chất hàng hoá khác là quặng hematit được khai thác từ rodbegit ở Fen và ở Namibia.

Mặc dầu carbonatit có thể tạo thành các đá nguồn tốt nhất đối với REE, Nb, nhưng thực tế sản lượng lớn nhất và có giá trị kinh tế thu được là từ khai thác apatit ở Châu Âu, Brazil và Nam Phi, sau đó là khai thác đồng từ mỏ Phalaborwa. Nậm Xe là một mỏ carbonatit đất hiếm - phóng xạ quy mô lớn. Khoáng hoá đất hiếm trong carbonatit có thể phân làm 3 loại: loại thứ nhất là sự kết tinh magma ban đầu mà mỏ Moutain Pass là một ví dụ nổi tiếng, chỉ có các khoáng vật quặng là bastnesit và parisit. Loại thứ hai là khoáng hoá biến chất trao đổi - nhiệt dịch, nơi ancylit, monazit hay bastnesit hình thành nên các mạch thay thế trong carbonatit hoặc các đá liên quan thường kèm theo barit, fluorit, thạch anh và strontianit. Ví dụ như Wigu Hill và Karonge. Loại thứ ba là khoáng hoá biểu sinh thành tạo do phong hoá carbonatit. Nguồn không phải từ các khoáng vật REE nguyên sinh mà do phân huỷ hoá học calcit, đolomit và apatit. Carbonatit Nậm Xe có cả ba loại nguồn gốc vừa nêu.

Duy nhất khoáng vật có ích Nb trong carbonatit là pyroclor, mặc dầu các khoáng vật Nb khác có nơi cũng được làm giàu và tạo thành quặng Nb như: ferocolumbit, fersmit, niobi-perovskit, niocalit và volerit.

Tuy pyroclor là khoáng vật phụ phổ biến của sự kết tinh magma trong carbonatit, nhưng các mạch xuyên qua carbonatit sớm và thường nghèo kim loại hiếm lại chính là nguồn tốt nhất đối với khoáng hoá với hàm lượng có ích. Những ví dụ cho kiểu này gồm Araxá và Catalão I.

Thông thường, pyroclor nguồn gốc nhiệt dịch cộng sinh với fluorit, thạch anh và các khoáng vật REE. Pyroclor nhiệt dịch có thể được phân biệt với loại magma bằng thành phần cộng sinh khoáng vật và bằng vi cấu trúc.

Trước đây pyroclor ở carbonatit không được coi là nguồn Ta, còn ngày nay thì ngược lại .

Trong các laterit carbonatit cổ hơn 500 tr.n., pyroclor và magnetit bị phân huỷ. Một phần Nb được chuyển sang các khoáng vật REE nhóm cranđalit (như ở vùng Amazon).

Trong một số phức hệ carbonatit ở Brazil, phong hoá laterit của pyroxenit giàu perovskit đã tạo thành những khối lượng lớn loại đất từ anatas có hàm lượng TiO₂ cao, là sản phẩm khử Ca của perovskit. Các mỏ này sẽ có ảnh hưởng sâu sắc đối với thị trường Ti thế giới .

Các mỏ apatit trong carbonatit tạo nên lượng khoáng chất hàng hoá lớn nhất. Chúng có hàm lượng phosphat cao hơn so với mỏ phosphorit biển và tương lai khai khoáng thế giới hướng về apatit ở carbonatit.

Từ những mô tả các mỏ khác nhau trên thế giới, có thể thấy rằng các mỏ khoáng chất liên quan với carbonatit được thành tạo từ nhiều cách khác nhau, bao gồm các quá trình magma, nhiệt dịch và biểu sinh. Ở Nậm Xe, Araxá và Phalaborwa có cả ba quá trình với những tích tụ quặng của các khoáng vật khác nhau. Điều đó có thể kết luận rằng có thể coi carbonatit là nguồn cung cấp các mỏ kim loại có tầm quan trọng chiến lược, chứa các nguyên tố với hàm lượng cao nhất mà các đá khác trong vỏ Trái đất không thể có.

1. Atlas of mineral resources of the ESCAP Region, 1991. Volume 6: Vietnam. Explanatory brochure, United Nations.

2. Bagdasarov Yu. A., 1994. Tiềm năng quặng kim loại hiếm của carbonatit nguồn gốc magma và biến chất trao đổi - nhiệt dịch. Địa chất các tụ khoáng, 36 : 326-335. Moskva (tiếng Nga).

3. Bell K. (ed.), 1989. Carbonatites - genesis and evolution. Unwin Hyman, London.

4. Đinh Văn Diễn, 1990. Đất hiếm. Bản tin kinh tế địa chất và nguyên liệu khoáng. Hà Nội.

5. Lê Đăng Anh, 1988. Hướng phát triển ngành đất hiếm Việt Nam. TC Hoạt động khoa học, 9 : 15-18. Hà Nội.