Quá trình thành tạo khoáng vật là các quá trình xảy ra trong lòng hoặc trên bề mặt Trái đất dẫn đến hình thành các khoáng vật. Mỗi một khoáng vật được hình thành trong một môi trường nhất định, được đặc trưng bởi các yếu tố như thành phần, nhiệt độ, áp suất, pH, Eh,…

Theo nguồn năng lượng của môi trường tạo khoáng, các quá trình thành tạo khoáng vật được chia thành các quá trình thành tạo khoáng nội sinh và các quá trình tạo khoáng ngoại sinh. Các quá trình tạo khoáng nội sinh bao gồm các quá trình tạo khoáng diễn ra ở trong lòng Trái đất và được đặc trưng bởi các thông số môi trường hóa lý: nhiệt độ trong khoảng 50°-1500°C; áp suất 1 đến hơn 70 kbar (tương đương độ sâu 0-200 km). Nguồn năng lượng của quá trình thành tạo khoáng vật có thể từ các dung thể magma, do phân rã hạt nhân của các nguyên tố phóng xạ (như U, Th,...), hoặc do các vận động kiến tạo,… Dựa vào bản chất của các quá trình thành tạo khoáng vật cũng như sản phẩm hình thành trong các quá trình đó, có thể phân chia các quá trình tạo khoáng nội sinh thành các quá trình magma, pegmatit, nhiệt dịch và biến chất.

Quá trình magma có liên quan với sự hình thành và kết tinh của các thể magma trong lòng đất. Theo thời gian, khi nhiệt độ giảm dần sẽ diễn ra hai quá trình là phân dị kết tinh và phân dị dung ly. Trong quá trình phân dị kết tinh, từ magma thành phần bazơ (magma mafic) ban đầu, các khoáng vật được hình thành theo một trình tự lần đầu tiên được nhà thạch học người Canada Bowen N.L. nghiên cứu và mô tả, còn gọi là chuỗi (dãy) phản ứng Bowen với hai nhánh là nhánh bazơ (mafic) và nhánh axit (salic). Quá trình phân dị dung ly chỉ liên quan với một loại magma đặc thù: magma mafic giàu hợp phần sunfua. Khi nhiệt độ giảm xuống, magma ban đầu này sẽ tách ra (dung li) thành hai magma (magma silicat và magma giầu sunfua) và kết tinh độc lập với nhau.

Trong quá trình pegmatit, khi các khối magma xâm nhập thành phần chủ yếu axit gần kết thúc quá trình kết tinh chính, ở phần vòm của chúng sẽ hình thành thể magma tàn dư bão hòa các chất chất bốc (chất dễ bay hơi) như H2O, HCl, HF, H2S,... cùng các nguyên tố kim loại quý hiếm, phóng xạ. Dung thể tàn dư do giàu chất bốc nên có nhiệt độ kết tinh thấp và tồn tại rất lâu nên quá trình kết tinh xảy ra chậm tạo các khoáng vật có kích thước lớn, thành phần giống đá mẹ, thường có kiến trúc vân chữ kiểu chữ cổ đặc trưng, là sản phẩm mọc ghép của thạch anh và feldspar ở điểm ơtecti.

Trong quá trình tạo khoáng nhiệt dịch, các dung dịch nước nóng di chuyển trong vỏ Trái đất, vận chuyển các nguyên tố hóa học và làm lắng đọng vật chất khoáng. Tại nơi hình thành, các dung dịch thủy nhiệt thường tồn tại trong điều kiện áp suất vượt quá áp suất thạch tĩnh, vì vậy; chúng sẽ được nén ép về phía mặt đất dưới tác dụng đối lưu cưỡng bức. Thành phần hóa học của dung dịch thủy nhiệt phản ánh nguồn gốc hình thành cũng như sự trao đổi chất với đá vây quanh trên đường di chuyển. Từ dụng dịch nhiệt dịch các khoáng vật có thể lắng đọng theo 2 phương thức: kết tủa trực tiếp từ dung dịch trong các khoảng trống trong lòng đất (lỗ hổng, mạch,…) khi có sự quá bão hòa vật chất dưới tác dụng của sự thay đổi các thông số hóa lý (nhiệt độ, áp suất,…); thay thế trao đổi vật chất với đá vây quanh. Tùy thuộc vào các thông số hóa lý hoặc thành phần của dung dịch nhiệt dịch, người ta chia quá trình tạo khoáng nhiệt dịch thành: Nhiệt dịch nhiệt độ cao (500-300°C) thường phân bố ở độ sâu khoảng 3-10 km, gần với các khối magma mẹ; Nhiệt dịch nhiệt độ trung bình (300-200°C) thân khoáng nhiệt dịch thường có dạng mạch, mạng mạch lấp đầy các hệ thống khe nứt hoặc dạng trụ, dạng ổ. Đá vây quanh thường là đá magma phun trào, đá biến chất hoặc đá trầm tích lục nguyên; Nhiệt dịch nhiệt độ trung bình - thấp (200-50°C) diễn ra ở độ sâu gần mặt đất khoảng 1,5-2 km, liên quan với các hoạt động magma nông, magma phun trào; Nhiệt dịch nhiệt độ thấp (viễn nhiệt): (200-50°C) khi nguồn dung dịch nhiệt dịch hình thành không có mối liên hệ trực tiếp đến các hoạt động magma xâm nhập hay phun trào, mà là kết quả của các quá trình biến chất các tầng đá trầm tích, hoặc do nước thủy văn được hun nóng khi di chuyển từ các tầng mặt xuống sâu lòng đất. Trong quá trình di chuyển, dung dịch nước nóng này hòa tan, tích lũy và làm giàu các khoáng chất khác nhau, sau đó, khi gặp điều kiện thuận lợi, chúng sẽ lắng đọng khoáng vật trong các khe nứt, lỗ hổng các đới cà nát,…

Trong quá trình biến chất, dưới tác động của các yếu tố biến chất như nhiệt độ, áp suất, chất bốc xảy ra quá trình biến đổi đá ban đầu với sự hình thành các khoáng vật mới. Các khoáng vật mới được hình thành do các phản ứng biến chất hoặc thay thế các khoáng vật ban đầu bằng các khoáng vật khác.Dựa vào sự có mặt của các khoáng vật hoặc tổ hợp khoáng vật đặc trưng được thành tạo trong quá trình biến chất, người ta có thể xác định được các kiểu và tướng biến chất khác nhau.

Các quá trình tạo khoáng ngoại sinh là các quá trình xảy ra trên bề mặt Trái đất do tác động của nguồn năng lượng mặt trời, dưới tác dụng của các tác nhân như nước (nước bề mặt, nước mưa, nước đại dương, băng, tuyết,…), gió, axit, vi sinh vật,… Tương tự như chu trình tạo khoáng nội sinh, dựa vào bản chất của các quá trình tạo khoáng và sản phẩm khoáng vật được hình thành, chu trình tạo khoáng ngoại sinh được chia thành quá trình phong hóa và quá trình trầm tích.

Trong quá trình phong hóa, dưới tác động của các tác nhân như nước, oxy, khí carbonic, vi sinh vật,… xảy ra quá trình phá hủy và biến đổi các khoáng vật nguyên sinh thành các khoáng vật thứ sinh (ngoại sinh) bền vững trong điều kiện môi trường mới. Cường độ của quá trình phong hóa phụ thuộc trước hết vào thành phần (thành phần khoáng vật và thành phần hóa học) của đá ban đầu, tiếp đến là điều kiện khí hậu - thủy văn và địa hình khu vực. Phong hóa hóa học - là quá trình hòa tan, phá hủy đá và khoáng vật nguyên thủy thông qua các quá trình như hòa tan, oxy hóa, thủy phân…để hình thành nên những khoáng vật mới. Đôi khi người ta còn phân biệt phong hóa sinh học, là quá trình phá hủy và biến đổi đá dưới tác động của các tác nhân sinh vật như cây mọc làm nứt vỡ đá, động vật đào hang trong đá, địa y sống trên đá,… Thường thì các quá trình phong hóa này xảy ra đồng thời, phong hóa vật lý làm vỡ vụn đá ban đầu, tạo điều kiện cho nước thủy văn thấm sâu vào đá gốc và thúc đẩy phong hóa hóa học. Quá trình phong hóa hóa học phụ thuộc vào thành phần vật chất của các thành tạo đá hoặc quặng nguyên thủy lộ ra trên bền mặt Trái đất. Sản phẩm của quá trình phong hóa các đá magma, trầm tích và biến chất thường tập trung thành một “lớp áo phủ” được gọi là “vỏ phong hóa”, còn đối với các thân quặng sunfua là “đới oxy hóa” ở phía trên, còn gọi là đới làm giàu thứ sinh.

Trong quá trình thành tạo khoáng vật trầm tích, sản phẩm phong hóa các loại đá, đất, quặng trong vỏ phong hóa được dòng nước xói mòn, hòa tan, vận chuyển và lắng đọng trong các bồn trũng như sông, hồ, đầm, vũng, vịnh, đại dương. Vật liệu trầm tích có thể tồn tại dưới dạng : (1) Vật liệu vụn là các mảnh vụn kích cỡ khác nhau và chiếm tỷ lệ lớn nhất; (2) Vật liệu hòa tan (các ion, các chất keo). Vật liệu vụn sẽ lắng đọng khi động năng của dòng nước giảm xuống theo quy luật tích tụ được các nhà trầm tích học gọi là phân dị cơ học: các mảnh to và nặng sẽ lắng đọng trước (gần nguồn), còn các mảnh nhỏ và nhẹ sẽ lắng đọng xa nguồn hơn. Ví dụ, các khoáng vật như platin, vàng tự sinh thường phân bố ở gần nguồn đá mẹ hơn các khoáng vật oxit Fe, Cr, Ti, Sn,… Trong khi đó vật liệu hòa tan sẽ được vận chuyển và lắng đọng trong các bồn trũng (hồ, đầm lầy, đại dương) khi có sự thay đổi của điều kiện hóa lý (nhiệt độ, áp suất, pH, Eh, vi sinh vật, các chất điện phân,…) theo quy luật phân dị hóa học. Các nhà địa chất học đã phát hiện ra quy luật phân dị hóa học diễn ra không chỉ trong các đầm, hồ, vũng vịnh mà còn cả trong các đại dương theo hướng từ ven bờ biển (thềm lục địa) ra biển khơi như sau: Phần ven bờ có T0 cao, pH < 7, môi trường axit, phản ứng axit sẽ kết tủa các keo hydroxit Al, Fe, Mn và Si, tạo nên các khoáng sản như bauxit, quặng sắt nâu, kết hạch oxit Mn và opal. Ra xa hơn, do T0 giảm dần, pH = 7 đến 13, môi trường kiềm sẽ hình thành các khoáng vật lớp phosphat như apatit, tiếp theo là khoáng vật sét-alumosilicat (glaconit, leptochlorit, chamosit), tiếp đến là khoáng vật lớp carbonat (siderit, rhodochrosit, calcit, dolomit); cuối cùng là fluorit, selestin, anhydrit, halit, sylvin và kizerit.

Tài liệu tham khảo

1. Bêchechtin A.G, Giáo trình khoáng vật học (Nguyễn Văn Chiểu dịch), Nxb. Giáo dục, Hà Nội, 1961.
2. Nguyễn Khắc Giảng, Nguyễn Văn Bình, Giáo trình tinh thể - khoáng vật, Nxb. Khoa học và Kỹ thuật, Hà Nội, 2016.
3. Коржинский Д. С, Теория метасоматической зональности, 2-е изд. М., 1982.
4. Симонов Ю. Г, Процессы выветривания и образования элювия // Динамическая геоморфология. М., 1992.