热液循环

一般意义上的热液循环是热水的循环（古希腊语ὕδωρ,water,和θέρμη,heat）。热液循环最常发生在地壳内的热源附近。一般来说，这发生在火山活动附近，但也可能发生在与花岗岩侵入有关的深地壳中，或者由于造山运动或变质作用的结果。

该术语既包括山脊顶部附近众所周知的高温喷口水的循环，也包括温度低得多的扩散水流，这些水流穿过远离山脊顶部的沉积物和埋藏玄武岩。前一种循环类型有时称为“主动”，而后者称为“被动”。在这两种情况下，原理是相同的：冷而稠密的海水沉入海底的玄武岩中，并在深处被加热，然后由于密度较小而上升回岩石-海洋水界面。活动喷口的热源是新形成的玄武岩，而温度最高的喷口则是下面的岩浆室。被动通风口的热源是仍在冷却的老玄武岩。海底热流研究表明，洋壳内的玄武岩需要数百万年才能完全冷却，因为它们继续支持被动热液循环系统。

热液喷口是海底的热液流体与上覆海洋混合的位置。也许最著名的通风口形式是自然产生的烟囱，称为黑烟囱。

热液循环不仅限于洋脊环境。热液循环对流单元可以存在于任何与地下水系统接触的异常热源（例如侵入岩浆或火山口）的地方。这种对流可以表现为热液爆炸、间歇泉和温泉，尽管情况并非总是如此。

了解火山和岩浆相关的热液循环意味着研究热液爆炸、间歇泉、温泉和其他相关系统及其与相关地表水和地下水体的相互作用。观察这种现象的良好环境是在通常存在温泉和间歇泉的火山湖中。这些湖泊中的对流系统通过冷湖水通过可渗透的湖床向下渗透，与岩浆或余热加热的地下水混合，并在排放点上升形成温泉。

在这些环境中热液对流单元和温泉或间歇泉的存在不仅取决于较冷的水体和地热的存在，而且在很大程度上取决于地下水位的无流动边界。

热液也指水在地壳深处的运输和循环，一般是从热岩区到冷岩区。这种对流的原因可能是：

• 岩浆侵入地壳
• 冷却的花岗岩块产生的放射性热量
• 来自地幔的热量
• 来自山脉的水头，例如大自流盆地
• 变质岩脱水，释放水
• 深埋沉积物脱水

热液循环，特别是在深部地壳，是的主要原因矿物沉积物的形成和大多数的理论的基石矿石成因。

在1900年代初期，许多地质学家致力于对他们认为由向上流动的水溶液形成的热液矿床进行分类。WaldemarLindgren(1860–1939)基于对沉积流体的解释降低温度和压力条件开发了一种分类。他的术语：“低温”、“中温”、“超热”和“远热”，表示温度降低，与深源的距离增加。最近的研究只保留了超热标签。约翰吉尔伯特1985年对林格伦热液矿床系统的修订包括以下内容：

• 上升的热液、岩浆或大气水
  • 斑岩铜和其他矿床，200–800°C，中等压力
  • 火成岩变质，300–800°C，低至中压
  • 科迪勒拉静脉，中等至浅层深度
  • 低温热液，浅至中温，50–300°C，低压
• 循环加热的陨石溶液
  • 密西西比河谷型矿床，25–200°C，低压
  • 美国西部铀，25–75°C，低压
• 循环加热海水
  • 洋脊沉积物，25–300°C，低压