地球化学旋回编辑本段回目录
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元素和化学物质在地球各圈层之间沿着循环的作用途径迁移活动的地球化学过程。
1950年K.兰卡马和 Th.G.萨哈马首先提出两种地球化学旋回，即大旋回（或内生旋回）和小旋回（或外生旋回）。在大旋回中，物质的迁移从岩浆结晶作用开始（图1）,
经过火成岩的蚀变和风化作用，及所产生物质的搬运与沉积作用，然后经过成岩作用和固结作用而至不断升级的变质作用，最后经过深熔及部分熔融作用，重新生成岩浆。图中虚线表示小旋回的迁移作用路径，沉积岩或变质岩不通过内生作用直接遭受风化、搬运，物质继续在表生作用中迁移。
B.梅森(1982)指出,图1所示物质的地球化学旋回是一种理想的模式，实际上物质的旋回常常是不完整的或者是不连续的，它可能在某一个阶段无限期的停留，或者超越或者倒转。无论在物质质量方面还是能量方面地球化学旋回都不是封闭的循环。它不断地接受来自深部的“原始”岩浆和与岩浆一起带来的以热的形式表现的能量。地球还连续不断地接受来自宇宙空间的物质和能量，如陨石和太阳辐射，与太空进行物质和能量的交换。自地球形成以来，经历多次地球化学旋回迁移，地球物质向异化方向发展，其结果，作用的性质和方式是旋回的，但各时期形成的产物是演化前进的。
70年代以来，板块理论的研究促进了地球化学旋回概念的发展。对流作用是控制地球化学旋回最重要的地球动力学因素,据此，可将一个地球化学旋回分作3个阶段。
第一阶段：对流圈的上升。地幔内部放射性热的积聚导致热地幔羽的形成(图2),
它们在广阔空间地带上升，在大洋的巨大海岭带产生火山现象，结晶形成玄武岩类岩石，构成轻的新地壳。绝大多数到达或接近表面的新的岩浆都在海底的环境下冷却和结晶，冷却作用必然伴随海水的对流循环。在洋中脊地带，由热地壳带来的热能，几乎一半被转移到海水中去。在海底火山地区，热泉热水的温度超过300摄氏度。
冷的海水与热的玄武质岩石之间的相互作用，使岩石产生深刻的化学变化，同时也改变了海水的化学成分。这样，在水圈与来源于地幔的新的地壳之间进行着一种极复杂的地球化学交换过程。例如，水被固定在含水矿物中；溶解于海水中的氧氧化了较上部岩石并形成了赤铁矿和磁铁矿；海水中的二氧化碳被固定在碳酸盐矿物中；钠离子与玄武岩中硅酸盐的阳离子交换形成钠长石，而钾离子通过低温蚀变作用被固定在复杂的粘土矿物中。
就海水而言，当冷的海水对流向下进入到玄武质新地壳中时,它被加热,最终又排回到表层。由于发生了交换反应，涌回的水流变得富于气态氢和铜、锰、铁、铬、镍、锌、银、金等微量金属。这些金属可呈氯化物的形式返回大洋－岩石的界面，其中的有些金属沉淀在岩石的裂隙中或呈硫化物在海底界面沉积形成新的金属矿石。
第二阶段：对流圈的下沉。在洋中脊所形成而又在化学上被改造的新地壳和岩石圈（图3），
从海岭向外扩张，在地球的巨大海沟体系沿着消减带几乎完全返回到地幔中去。在此所有被固定在蚀变洋壳中的化学物质被带回到地幔，大气和水圈的组分也重新循环深入到地幔中去。在比较老，相应比较重和冷的地壳到达消减带之前，它被沉积层所覆盖。在消减作用中，部分沉积物可能被刮集起来形成大陆地壳；部分则将被消减。消减作用的特征在于，某种物质被消减时，将会伴随某种有效的循环回流机制。
最明显的回流发生在与消减带上部地区相组合的火山作用中。当下沉的地壳变得足够的热，脱水作用将可能引起地壳自身物质和上部地幔熔化产生安山岩浆。在消减带上升的岩浆，把热量带到上部地壳，导致了大陆地壳局部熔融及花岗岩类岩浆的形成。花岗质岩浆呈巨大的液泡体（体积常常可达500立方千米）上升,当侵入到近地表的地方，逐渐变冷和开裂，并受到大陆地下水的冷却作用。与这些高温物质的上升有关而伴随的水流体对流作用,再一次导致了许多主要金属矿床的形成,如铜、锡、钨、钼和金等。
第三阶段：侵蚀作用。对流作用造成了地球浅表的物质成分和构造特征，形成了海拔较高的地区，从而遭受侵蚀，物质呈质点和溶液被带走。这些侵蚀作用包括大气圈、大陆水圈和生物圈的各种反应过程，并标志为地球化学旋回的结束阶段。
在现代，大陆的侵蚀率约为1014千克／年,考虑到大陆地壳的总体物质为1.6×1022千克，在理论上用几亿年的时间将全部被侵蚀掉。然而，许多古老地壳的长期存在说明这种再循环并未在全球范围内彻底发生。侵蚀作用把溶解的物质重新排放到海洋，而其中的一部分又参与到新的地球化学旋回中去，起着改造洋底火山地壳化学成分的作用，而这部分海底地壳最终又将返回到地幔。
参考书目
曹荣龙著：成矿条件的模拟实验，《海南岛地质与石碌铁矿地球化学》，第16章，科学出版社，北京，1986。
1950年K.兰卡马和 Th.G.萨哈马首先提出两种地球化学旋回，即大旋回（或内生旋回）和小旋回（或外生旋回）。在大旋回中，物质的迁移从岩浆结晶作用开始（图1）,
经过火成岩的蚀变和风化作用，及所产生物质的搬运与沉积作用，然后经过成岩作用和固结作用而至不断升级的变质作用，最后经过深熔及部分熔融作用，重新生成岩浆。图中虚线表示小旋回的迁移作用路径，沉积岩或变质岩不通过内生作用直接遭受风化、搬运，物质继续在表生作用中迁移。 B.梅森(1982)指出,图1所示物质的地球化学旋回是一种理想的模式，实际上物质的旋回常常是不完整的或者是不连续的，它可能在某一个阶段无限期的停留，或者超越或者倒转。无论在物质质量方面还是能量方面地球化学旋回都不是封闭的循环。它不断地接受来自深部的“原始”岩浆和与岩浆一起带来的以热的形式表现的能量。地球还连续不断地接受来自宇宙空间的物质和能量，如陨石和太阳辐射，与太空进行物质和能量的交换。自地球形成以来，经历多次地球化学旋回迁移，地球物质向异化方向发展，其结果，作用的性质和方式是旋回的，但各时期形成的产物是演化前进的。
70年代以来，板块理论的研究促进了地球化学旋回概念的发展。对流作用是控制地球化学旋回最重要的地球动力学因素,据此，可将一个地球化学旋回分作3个阶段。
第一阶段：对流圈的上升。地幔内部放射性热的积聚导致热地幔羽的形成(图2),
它们在广阔空间地带上升，在大洋的巨大海岭带产生火山现象，结晶形成玄武岩类岩石，构成轻的新地壳。绝大多数到达或接近表面的新的岩浆都在海底的环境下冷却和结晶，冷却作用必然伴随海水的对流循环。在洋中脊地带，由热地壳带来的热能，几乎一半被转移到海水中去。在海底火山地区，热泉热水的温度超过300摄氏度。 冷的海水与热的玄武质岩石之间的相互作用，使岩石产生深刻的化学变化，同时也改变了海水的化学成分。这样，在水圈与来源于地幔的新的地壳之间进行着一种极复杂的地球化学交换过程。例如，水被固定在含水矿物中；溶解于海水中的氧氧化了较上部岩石并形成了赤铁矿和磁铁矿；海水中的二氧化碳被固定在碳酸盐矿物中；钠离子与玄武岩中硅酸盐的阳离子交换形成钠长石，而钾离子通过低温蚀变作用被固定在复杂的粘土矿物中。
就海水而言，当冷的海水对流向下进入到玄武质新地壳中时,它被加热,最终又排回到表层。由于发生了交换反应，涌回的水流变得富于气态氢和铜、锰、铁、铬、镍、锌、银、金等微量金属。这些金属可呈氯化物的形式返回大洋－岩石的界面，其中的有些金属沉淀在岩石的裂隙中或呈硫化物在海底界面沉积形成新的金属矿石。
第二阶段：对流圈的下沉。在洋中脊所形成而又在化学上被改造的新地壳和岩石圈（图3），
从海岭向外扩张，在地球的巨大海沟体系沿着消减带几乎完全返回到地幔中去。在此所有被固定在蚀变洋壳中的化学物质被带回到地幔，大气和水圈的组分也重新循环深入到地幔中去。在比较老，相应比较重和冷的地壳到达消减带之前，它被沉积层所覆盖。在消减作用中，部分沉积物可能被刮集起来形成大陆地壳；部分则将被消减。消减作用的特征在于，某种物质被消减时，将会伴随某种有效的循环回流机制。 最明显的回流发生在与消减带上部地区相组合的火山作用中。当下沉的地壳变得足够的热，脱水作用将可能引起地壳自身物质和上部地幔熔化产生安山岩浆。在消减带上升的岩浆，把热量带到上部地壳，导致了大陆地壳局部熔融及花岗岩类岩浆的形成。花岗质岩浆呈巨大的液泡体（体积常常可达500立方千米）上升,当侵入到近地表的地方，逐渐变冷和开裂，并受到大陆地下水的冷却作用。与这些高温物质的上升有关而伴随的水流体对流作用,再一次导致了许多主要金属矿床的形成,如铜、锡、钨、钼和金等。
第三阶段：侵蚀作用。对流作用造成了地球浅表的物质成分和构造特征，形成了海拔较高的地区，从而遭受侵蚀，物质呈质点和溶液被带走。这些侵蚀作用包括大气圈、大陆水圈和生物圈的各种反应过程，并标志为地球化学旋回的结束阶段。
在现代，大陆的侵蚀率约为1014千克／年,考虑到大陆地壳的总体物质为1.6×1022千克，在理论上用几亿年的时间将全部被侵蚀掉。然而，许多古老地壳的长期存在说明这种再循环并未在全球范围内彻底发生。侵蚀作用把溶解的物质重新排放到海洋，而其中的一部分又参与到新的地球化学旋回中去，起着改造洋底火山地壳化学成分的作用，而这部分海底地壳最终又将返回到地幔。
参考书目
曹荣龙著：成矿条件的模拟实验，《海南岛地质与石碌铁矿地球化学》，第16章，科学出版社，北京，1986。
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