地球化學旋迴
正文
元素和化學物質在地球各圈層之間沿著循環的作用途徑遷移活動的地球化學過程。1950年K.蘭卡馬和 Th.G.薩哈馬首先提出兩種地球化學旋迴，即大旋迴（或內生旋迴）和小旋迴（或外生旋迴）。在大旋迴中，物質的遷移從岩漿結晶作用開始（圖1）,
經過火成岩的蝕變和風化作用，及所產生物質的搬運與沉積作用，然後經過成岩作用和固結作用而至不斷升級的變質作用，最後經過深熔及部分熔融作用，重新生成岩漿。圖中虛線表示小旋迴的遷移作用路徑，沉積岩或變質岩不通過內生作用直接遭受風化、搬運，物質繼續在表生作用中遷移。 B.梅森(1982)指出,圖1所示物質的地球化學旋迴是一種理想的模式，實際上物質的旋迴常常是不完整的或者是不連續的，它可能在某一個階段無限期的停留，或者超越或者倒轉。無論在物質質量方面還是能量方面地球化學旋迴都不是封閉的循環。它不斷地接受來自深部的“原始”岩漿和與岩漿一起帶來的以熱的形式表現的能量。地球還連續不斷地接受來自宇宙空間的物質和能量，如隕石和太陽輻射，與太空進行物質和能量的交換。自地球形成以來，經歷多次地球化學旋迴遷移，地球物質向異化方向發展，其結果，作用的性質和方式是旋迴的，但各時期形成的產物是演化前進的。
70年代以來，板塊理論的研究促進了地球化學旋迴概念的發展。對流作用是控制地球化學旋迴最重要的地球動力學因素,據此，可將一個地球化學旋迴分作3個階段。
第一階段：對流圈的上升。地幔內部放射性熱的積聚導致熱地幔羽的形成(圖2),
它們在廣闊空間地帶上升，在大洋的巨大海嶺帶產生火山現象，結晶形成玄武岩類岩石，構成輕的新地殼。絕大多數到達或接近表面的新的岩漿都在海底的環境下冷卻和結晶，冷卻作用必然伴隨海水的對流循環。在洋中脊地帶，由熱地殼帶來的熱能，幾乎一半被轉移到海水中去。在海底火山地區，熱泉熱水的溫度超過300攝氏度。 冷的海水與熱的玄武質岩石之間的相互作用，使岩石產生深刻的化學變化，同時也改變了海水的化學成分。這樣，在水圈與來源於地幔的新的地殼之間進行著一種極複雜的地球化學交換過程。例如，水被固定在含水礦物中；溶解于海水中的氧氧化了較上部岩石並形成了赤鐵礦和磁鐵礦；海水中的二氧化碳被固定在碳酸鹽礦物中；鈉離子與玄武岩中矽酸鹽的陽離子交換形成鈉長石，而鉀離子通過低溫蝕變作用被固定在複雜的粘土礦物中。
就海水而言，當冷的海水對流向下進入到玄武質新地殼中時,它被加熱,最終又排回到表層。由於發生了交換反應，涌回的水流變得富於氣態氫和銅、錳、鐵、鉻、鎳、鋅、銀、金等微量金屬。這些金屬可呈氯化物的形式返回大洋－岩石的界面，其中的有些金屬沉澱在岩石的裂隙中或呈硫化物在海底界面沉積形成新的金屬礦石。
第二階段：對流圈的下沉。在洋中脊所形成而又在化學上被改造的新地殼和岩石圈（圖3），
從海嶺向外擴張，在地球的巨大海溝體系沿著消減帶幾乎完全返回到地幔中去。在此所有被固定在蝕變洋殼中的化學物質被帶回到地幔，大氣和水圈的組分也重新循環深入到地幔中去。在比較老，相應比較重和冷的地殼到達消減帶之前，它被沉積層所覆蓋。在消減作用中，部分沉積物可能被刮集起來形成大陸地殼；部分則將被消減。消減作用的特徵在於，某種物質被消減時，將會伴隨某種有效的循環回流機制。 最明顯的回流發生在與消減帶上部地區相組合的火山作用中。當下沉的地殼變得足夠的熱，脫水作用將可能引起地殼自身物質和上部地幔熔化產生安山岩漿。在消減帶上升的岩漿，把熱量帶到上部地殼，導致了大陸地殼局部熔融及花崗岩類岩漿的形成。花崗質岩漿呈巨大的液泡體（體積常常可達500立方千米）上升,當侵入到近地表的地方，逐漸變冷和開裂，並受到大陸地下水的冷卻作用。與這些高溫物質的上升有關而伴隨的水流體對流作用,再一次導致了許多主要金屬礦床的形成,如銅、錫、鎢、鉬和金等。
第三階段：侵蝕作用。對流作用造成了地球淺表的物質成分和構造特徵，形成了海拔較高的地區，從而遭受侵蝕，物質呈質點和溶液被帶走。這些侵蝕作用包括大氣圈、大陸水圈和生物圈的各種反應過程，並標誌為地球化學旋迴的結束階段。
在現代，大陸的侵蝕率約為1014千克／年,考慮到大陸地殼的總體物質為1.6×1022千克，在理論上用幾億年的時間將全部被侵蝕掉。然而，許多古老地殼的長期存在說明這種再循環並未在全球範圍內徹底發生。侵蝕作用把溶解的物質重新排放到海洋，而其中的一部分又參與到新的地球化學旋迴中去，起著改造洋底火山地殼化學成分的作用，而這部分海底地殼最終又將返回到地幔。
參考書目
曹榮龍著：成礦條件的模擬實驗，《海南島地質與石碌鐵礦地球化學》，第16章，科學出版社，北京，1986。
