熱液循環（Hydrothermal circulation）最常規的理解就是熱水循環（古希臘語ὕΔωρ，「水」[1]和θρμη，「熱」[1]），熱液循環通常發生在地球地殼內的熱源附近，一般來說，是在活火山附近，但也可能出現在與花崗岩侵入有關的地殼深處[2]，或造山運動或變質作用的結果。
海底熱液循環
該術語既包括洋脊頂部附近眾所周知的高溫噴口水流的循環，也包括了流經洋脊遠處沉積物和玄武岩的溫度更低的擴散水流[3] 。前一種循環類型有時稱為「主動型」，而後一種則稱為「被動型」，這兩種情況的原理都相同：寒冷、稠密的海水沉入海底玄武岩中，在一定的深度被加熱，然後由於密度變小而回升至岩石-海水界面。主動型噴口的熱源是新形成的玄武岩，溫度最高的噴口則是下方的岩漿房；被動型噴口的熱源則是仍在冷卻的舊玄武岩。海底熱流研究表明，由於被動型熱液循環系統還一直在持續中，海洋地殼中的玄武岩需要數百萬年才能完全冷卻。
火山和岩漿相關的熱液循環
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熱液循環不限于洋脊環境，熱液循環對流單元可出現在任何與地下水系統接觸的特殊熱源，如侵入岩漿或火山口等地方[5][6]]。這種對流可表現為熱液爆炸、間歇泉和溫泉，儘管情況也並非總是如此[5]。
了解與火山和岩漿相關的熱液循環意味著需研究熱液爆炸、間歇泉、溫泉和其他相關系統及它們與相關地表水和地下水體的相互作用[5]。觀察這種現象的最佳環境通常是存在溫泉和間歇泉的火山湖[5]。這些湖泊中的對流系統通過向下滲透過湖床的冷湖水，與被岩漿或餘熱加熱的地下水混合，並在排放點上涌形成溫泉[5]。
在這些環境中，熱液對流單元、溫泉或間歇泉的存在不僅取決於有較冷水體和地熱，而且很大程度上還取決於地下水位必須無流動界限[5]。
深層地殼
熱液還涉及水在地殼深處的輸送和循環，一般是從熱岩區到冷岩區，這種對流的原因可能是：
在20世紀初期，許多地質學家致力於對認為是由向上流動的水溶液形成的熱液礦床進行分類。瓦爾德馬爾·林格倫（Waldemar Lindgren，1860年-1939年）根據對沉積流體溫度和壓力條件的理解進行了分類。其術語：「低溫」、「中溫」、「超熱」和「遠熱」，表示溫度降低和與深源距離的增加[7]。近期的研究只保留了「超熱」的說法。1985年，約翰·吉爾伯特（John Guilbert）對林格倫熱液礦床系統的修訂包括以下內容[8]：
- 上涌的熱液、岩漿或大氣降水
- 斑岩銅和其他礦床，200-800攝氏度、中等壓力；
- 火成岩變質，300–800攝氏度、低壓至中壓；
- 科迪勒拉礦脈，中等至淺層深度
- 淺成熱液礦床，淺層至中層，50-300攝氏度，低壓；
- 熱大氣溶液流
- 密西西比河谷型礦床，25-200攝氏度，低壓；
- 美國西部鈾礦，25-75攝氏度，低壓；
- 熱海水流
- 洋脊礦床，25–300攝氏度，低壓。
另請查看
參考資料
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