一 : 玄武岩用途
玄武岩用途 玄武岩（Basalt）是一种基性喷出岩, 由火山喷发出的岩浆在地表冷却后凝固而成的一种致密状或泡沫状结构的岩石，属于岩浆岩。[www.61k.com)其岩石结构常具气孔状、杏仁状构造和斑状结构，有时带有大的矿物晶体，未风化的玄武岩主要呈黑色和灰色，也有黑褐色、暗紫色和灰绿色的。
玄武岩体积密度为2.8～3.3g/cm3，结构致密的其压缩强度很大，可达到300MPa，甚至更高，但是如果带有晶体杂质及气孔时则强度会有所降低。 玄武岩耐久性甚高，节理多，且节理面多成六边形（在玄武岩熔岩流中，岩石垂直冷凝面常发育成规则的六方柱状节理）。且具脆性，因而不易采得大块石料，由于气孔和杏仁构造常见，虽玄武岩地表上分布广泛，但可作饰面石材不多。(不过在日常人们的认知上都还是吧玄武岩归到一类的.) 玄武岩的结构：
玄武岩结晶程度和晶粒的大小，主要取决于岩浆冷却速度。如果是冷却较慢，比如一天降几度，则形成的是几毫米大小、等大的晶体；如果是快速冷却，比如一分钟降上百度,则形成的是细小的针状、板状晶体或非晶质玻璃。因此在通常的地表条件下，玄武岩主要是呈细粒至隐晶质或玻璃质结构，少数为中粒结构。常含橄榄石、辉石和斜长石斑晶，构成斑状结构。斑晶在流动的岩浆中可以聚集，称聚斑结构。这些斑晶可以在、在玄武岩浆通过地壳上升的过程中形成，也有可能于喷发前巨大的岩浆储源中形成。基质结构变化大，随岩流的厚薄、降温的快慢和挥发组分的多寡，在全晶质至玻璃质之间存在各种过渡类型，但主要是间粒结构、填间结构、间隐结构，较少次辉绿结构和辉绿结构。
玄武岩构造与其固结环境有关。陆上形成的玄武岩，常呈绳状构造、块状构造和柱状节理；水下形成的玄武岩，常具枕状构造。而气孔构造、杏仁构造可能出现在各种玄武岩中。
玄武岩的组成：
玄武岩的化学成分与辉长岩相似，主要是二氧化硅、三氧化二铝、氧化铁、氧化钙、氧化镁（还有少量的氧化钾、氧化钠），其中SiO2含量最高，一般含量在45%～52%之间，其中K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。
玄武岩的矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石及黑云母等
玄武岩 玄武岩用途
玄武岩的分类：
玄武岩根据组成矿物、结构、形成环境等不同分为许多品种：
按次要矿物的不同，可划分为橄榄玄武岩、紫苏辉石玄武岩等；
按结构构造，可分为气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩等；
按化学成分和矿物成分，可分为高铝玄武岩、碱性玄武岩和拉斑玄武岩等； 按碱度划分，可分为碱性玄武岩、过渡玄武岩、拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩和钾玄岩；
按形成环境分，包括形成于陆地拉张环境的大陆溢流玄武岩和形成于海底扩张带的洋底玄武岩。(www.61k.com)
玄武岩的特点及其用途：
玄武岩也是一种优质的交通建筑用石，特别是建筑修筑公路、铁路、港口码头、机场跑道等工程中最好的建筑材料之一，其具有抗压强度大、压碎值低、耐磨、吸水率低、导电性弱、抗腐蚀性强、沥青粘附性强等特点，国际认可，是发展铁路运输及公路运输最好的基石。同时玄武岩出色的抗压抗折条件性能，而且耐磨性好，吸水率低的原因，其也是非常好的建筑装饰材料，能广泛用于室内外装饰，而且主要用作户外石材，其花色自然，能很好的和周遍景观协调，非常适合用于户外景观建设，特别是地铺石材的最佳选择。不过就像前面介绍的，玄武岩易形成六方柱状节理，而且易脆，所以石材荒料普遍不大，缺乏大料，不容易生产大规格板材。
其中多气孔状的玄武岩，也称为浮石，其气孔多，质地坚硬，可以将将它搀在混凝土里，可以使混凝土重量减轻，不仅坚固耐用，同时有隔音、隔热等特点，是高层建筑轻质混凝土的良好骨料。浮石还是很好的研磨材料，可用来磨金属、磨石料；在工业上还可做过滤器、干燥器、催化剂等，同时也被广泛用于园林景观之中，主要用作假山，盆景等等，同时也用于家庭装饰之中。
玄武岩的用途十分广泛，其应用并不仅局限在建筑行业中，比如玄武岩是生产"铸石"的好原料，其经过熔化铸造、结晶处理，退火等工序，可以形成合金钢坚硬而耐磨，比铅和橡胶抗腐蚀的一种新型材料；玄武岩还可以在一种铸钢先进工艺中，起到"润滑剂"的作用，可以处长铸膜寿命；以及玄武岩还可以抽成玻璃丝，制作成的玄武岩玻璃丝布比一般玻璃丝布抗碱性强，耐高温性能好。 玄武岩的物理技术性能：
玄武岩 玄武岩用途
由于玄武岩的种类很多，这里以福鼎黑（G684）为数据原型，给大家做一个参考：
福鼎黑玄武岩（G684）
体积密度：2.9m3 抗压强度215.6MPa 抗折强度26.3MPa
化学成分:二氧化硅45.2% 钛 2.31% 二铝14.02% 二铁5.59% 氧化亚铁
6.67%氧化镁8.64% 氧化钙9.43% 氧化钠1.77%
集料检验主要数据:集料压碎（%）8.9 吸水率（%）0.6 对沥青的粘附性2.0 磨耗值洛杉矶（%）8.2
玄武岩连续纤维短切纱是用玄武岩连续纤维原丝短切而成的产品。(www.61k.com]根据需要纤维上涂有硅烷等浸润剂。加入混凝土或砂浆中可有效的控制混凝土（砂浆）固塑性收缩、干缩、温度变化等因素引起的微裂缝，防止及抑止裂缝的形成及发展，大大改善混凝土的防裂抗渗抗冲击及抗震能力，目前广泛地应用于高速公路、飞机场、港口、隧道、桥梁、水库、水池、地下室工程、混凝土路面、地铁、人防工程等领域。
玄武岩连续纤维是采用纯天然火山岩原料，没有任何人工配制或合成添加剂和辅助原料，在高温熔融后生产的高性能纤维。玄武岩是一种高性能的火山岩组份， 这种特殊的硅酸盐，使玄武岩连续纤维具有优良的耐化学性，特别具有耐碱性的 优点。玄武岩连续纤维是一种纯天然的绿色环保产品，具有卓越的热稳定性（耐高温和超低温）；优异的化学稳定性（耐酸碱、防水、低吸温、防辐射），优异的物理性能（强度高，电绝缘）；由于玄武岩纤具有以上特性：所以被广泛应用于玻璃钢复合材料（FRP）增强，防火隔热领域，基础设施领域，环保领域等，相当一部份领域均可代替碳纤维。因此，玄武岩连续纤维 是替代聚丙烯纤维（ PP ）、聚丙烯腈（ PAN ）等用于增强水泥混凝土的优良材料；也是替代聚酯纤维、木质素纤维等用于沥青混凝土极具竞争力的产品，可以提高沥青混凝土的高温稳定性、低温抗裂性和抗疲劳性等。
玄武岩开采项目相关办理手续
玄武岩开采项目的相关手续需在当地国土部门办理，无需到上一级国土资源部门办理。
对于玄武岩的开采面积无限制。
二 : 7911玄武质岩浆的形成和演化
玄武质岩浆形成和演化的研究
玄武质岩浆形成和演化的研究
编者：赵 雷（1） 王宣军（2）
摘要：本文从全球构造的角度讨论了岩浆形成和演化的一些基本概念和原理。在火成岩成因研究方面，这些概念/原理是科学的解释地球化学数据（如微量元素、放射性同位素等）所必需的基础。这些原理也有助于更好地使用野外观察资料，而且有助于更好地理解和基性岩浆作用有关的矿床的成因。 这些原理主要是基于玄武岩浆系统的，但是它们也有条件地适合于其它岩浆系统。本文作者对一些规模小、但是分布广泛的火成岩的成因提出了个人的观点，这些观点是基于观察和逻辑推理而提出的，尚有待验证。
1. 简介
岩浆的形成是地球热演化的结果，它可能是导致地球历史上地球物质发生化学分异——从成分大致均一的原始地球（球粒陨石质）到现代具有层圈结构的地球（即金属内核、硅酸盐岩地幔和地壳——各层圈之间存在着不同尺度的成分不均一）——的最有效的过程。另外，岩浆在冷却过程、以至在浅层和围岩的同化作用过程中的演化可能是导致不同化学、矿物成分和不同结构的火成岩、不同的岩石序列和岩石类型的直接过程；当然，原始/母岩浆化学成分上的差异在岩石的多样性方面可能也是一个主导因素。重要的是，和火成岩成因有关的矿化作用是岩浆演化/同化作用的伴生过程。因此，理解岩浆形成和演化的基本概念是十分重要的。不幸的是，当前对火成岩成因的研究中忽略了对岩石成因最基本的物理概念的重视，而主要或有时全部把注意力放在对微量元素和同位素数据的解释上。诚然，地球化学数据至关重要，但是如果不是在对岩浆形成的基本原理清楚理解的前提下而对这些数据作出的解释是很值得怀疑的。本文旨在讨论理解地球化学数据和火成岩形成构造环境所必备的有关岩浆形成的基本概念。我集中讨论玄武质岩浆系统，但是所讨论的一些基本原理也适用于其它火成岩岩浆系统。
2. 岩浆形成的概念
2.1. 部分熔融-全熔
玄武质岩浆是地幔橄榄岩在上地幔部分熔融的产物。现今地幔的热梯度不会造成全熔。从物理的角度讲，熔浆会被不断从熔融场所抽取和转移开来，另外从地球总的热量的角度考虑，全熔在地幔和地壳均是不可能的。因此，无论源区岩石的性质怎么样，也不管是什么类型的岩浆（例如，金伯利岩、橄榄岩、玄武岩和花岗质岩浆），都是部分熔融、而非全熔的结果。部分熔融有两个产物：熔浆和残留物，熔浆代表源岩中易熔的组分，而残留物代表源岩中较难熔的组分。熔浆的总成分只会较其源岩更富长英质（例如，高SiO2）或称贫铁镁质（低FeO和MgO，低 MgO/FeO）。换句话讲，玄武质熔浆是由地幔橄榄
岩部分熔融产生的，而玄武质岩石的部分熔融产生不出玄武岩，只会形成更富硅的熔浆（例如，奥长花岗岩、英云闪长岩和其它花岗质岩浆）。相反，熔融残留物则变得贫长英质和富铁镁质（高MgO/FeO），而且比源岩更加难熔。总之，部分熔融作用是一个将单一的、可能是均一的源岩转变为化学成分上不同的两种岩石的过程： (1)熔浆（或岩浆），随着冷凝/同化作用，演化为具有不同矿物组合、结构和总体成分的各种火成岩；(2) 难熔残留物或残留岩。
值得指出的是最微量（minor）和痕量（trace）的元素对于部分熔融作用非常敏感。例如，在地幔橄榄岩的部分熔融过程中，不相容元素倾向于进入玄武质熔浆，而相容元素倾向于留在固体残留物中。在由冷却作用导致的岩浆结晶/分异过程中，元素的分异趋势是一样的，只是程度稍小而已——不相容元素趋向于不断地向残留熔浆中集中，而那些相容元素主要进入了结晶的晶体中去。部分熔融和岩浆演化，对于主量、微量和痕量元素的分馏而言，作用是一样的，只是效率不同而已。鉴于岩浆形成是地球热演化的结果的事实，而且现在和整个地球历史上在全球范围内广泛发生，因此很明显为什么岩浆形成是导致地球物质化学分异的最有效的过程。
2.2. 地幔熔融的原因
1
地幔熔融或玄武质岩浆形成的原因，如图1的上部P-T
图所示，是很容易理解的。固相线和液相线的概念是非常
直观的。一块位于固相线之下（下固相线条件）A处的岩
石， 不论它确切的是处于什么部位，它总是保持固态的；
如果这块岩石位于液相线之上（上液相线条件）的C处，
这块岩石将被完全熔融或称经历全熔作用；如果这块岩石
置于固相线和液相线之间，例如B处，只有部分会被熔
融，此即所谓的部分熔融概念。理论上讲，产生的熔浆的
量或熔融的程度（熔浆和未发生熔融以前的源岩的比值）
取决于B点的位置，从接近于固相线的~ 0%到接近于液相
线的~ 100%。因为完全熔融是不可能的（见上文），从岩
浆形成的角度讲，液相线是没有什么实际意义的。让我们
仔细地分析一下固相线的重要性。
地球的软流圈地幔——玄武质岩浆的橄榄岩源岩——
主要呈固态，处于下固相线条件，如图1的A点。为了从
固态岩石中产生熔浆，需要将岩石移至固相线或固相线以
上，只有三种方式可以做到这点（图1下部）：(1) 通过
加热提高岩石的温度 (+?T) – 即水平向右将岩石从A移
至固相线或固相线之上；(2) 减压：把岩石垂直向上从A
提升至固相线或固相线之上(-?P) ；(3) 由于固相线是物
质的性质，它在P-T图上的位置取决于总的成分。对于处
于A点的成分相同的源岩，加水（+?PH2O，以及碱性和挥发TemperatureSolid + liquidSuperliquidus(100% melt)PressureCSubsolidus(100% solid)BASolidusiisTemperaturePressure-?PB?T?PH2OAMechanisms of melting:(1) Decompression (-?P??e.g., MORs, Hotspots/plumes)(2) Addition of H2O (and alkalis) (-?PH2O??e.g., Arcs/subduction zones)(3) Heating (?T??e.g., crustal melting, granite/granitoid due to basaltic magma intrusion/underplating or possibly internal heatiung due to K-U-Th heat
accumulation)性组分），会改变岩石的物理特性，使固相线向低温方向
迁移。换句话讲，处于A点的“干”岩石将位于新的湿固图 1. 岩浆产生的三端元机制示意图——压力（P）-温相线之上，从而导致部分熔融（图1）。 从概念的角度，度（T）演化图。详见正文
值得指出的是上述为三种（仅有的三种）能够导致地幔部
分熔融和产生玄武质岩浆的端元机制。实际上，这三种机制可能共同起作用，尽管在具体的一个构造背景中，可能某一个机制起主导作用。还要指出的是这里讨论的这些原理也适用于地壳熔融而产生花岗质岩浆的过程，除非当地壳花岗质源岩的固相线在P-T图上局部显示负斜率时，情况会一定程度地变得复杂。
2.3. 玄武质岩浆的产生和构造背景
板块构造和地幔柱构造很好地解释了地球上玄武质火山作用的发生和玄武质岩石的分布。板块构造理论描述沿着相邻的板块的边界部位的相对运动和构造活动。经典的板块构造理论假设板块内部是刚性的，基于这一假设而定义了三种类型板块边界：(1) 离散边界(例如，洋脊、弧后扩张中心、大陆裂谷系统)，(2) 汇聚中心(例如，大洋和大洋板块之间、大洋-大陆板块之间的俯冲带，以及陆-陆碰撞带)，(3) 转换断层系统。后来认识到许多板块不是刚性的，而是存在内部变形作用，从而也就有了第四种板块边界——叫做弥散型板块边界（diffuse plate boundaries） [Gordon, 1998]。例如，中国西部的许多造山带（尽管它们都位于“单一”的欧亚板块内部）都是弥散型板块边界，因为都很易于恢复活动，频繁的地震和一些小规模的年轻的火山作用即是证据。大规模的火山作用发生在第一和第二类板块边界，很少发生在转换断层内，更少发生在所谓的弥散型板块边界。事实上，这一观察告诉我们在板块构造背景中岩浆是如何产生的。
2.3.1. 离散型板块边界部位岩浆的产生
2.3.1.1. 洋中脊玄武岩(MORB)是减压作用的产物
在板块构造体制中，洋中脊的地质作用均是伴随板块的分离产生的，从这种意义上讲，大洋中脊主要表现为被动的性质。板快分离导致一个重力“空缺”（void），而软流圈地幔物质则被动地上升来充填这一“空缺”。被动上升使处于固相线下的物质（图1的A点）几乎垂直地沿着一条绝热线上升至固相线，造成减压或压力释放熔融。因此，MORB是在板块沿洋中脊分离导致地幔物质上升而发生减压熔融的产物 （图1）。绝热线是一个热梯度或路径，沿着它软流圈地幔物质发生上升，而在上升过程中没有发生热的损失。随着深度的变浅而发生的温度的微弱降低（~ 1.8°C/kbar）是由体积膨胀造成的（图
2）。随着熔融，由于熔浆比固体物质比热 大，上升/熔融的地幔的绝热线是较陡的（~ 6°C/kbar，见图
2）。由于MORB的源区橄榄岩在不相容元素和挥发组分方面是非常亏损的，因此在源区不可能存在能促 2 Wet solidus lis
玄武质岩浆形成和演化的研究
Temperature (°C)
进洋中脊之下物质的熔融的过剩水。同样，洋
中脊的被动特性表明也没有过剩的热的存在，
因此洋中脊之下岩浆的产生，热的作用也不
大。
沿弧后盆地的扩张中心形成的玄武岩（或
BABB – 弧后盆地玄武岩）和MORB具有共同
的成因，尽管弧后盆地的产生仍然还是一个
谜，而且BABB的成分和MORB也存在某些差
异——这种差异主要是由于熔融区的流体相物
质的加入导致的。 2.3.1.2. 大陆裂谷或岩石圈拉伸导致减压熔融而产生的岩浆
尽管大陆上裂谷（例如，美国新墨西哥州
的Rio Grade裂谷、东非裂谷系）或者明显的
岩石圈拉伸区（例如，美国西部的盆岭区）通常被认为具有板块内部特征，但是这些裂谷可能发展成大洋盆地，例如红海。在这种情况下，将裂谷/拉伸作用和位于离散板块边界头部之下的岩浆作用联系起来讨论会更方便。尽管东非裂谷的北端可能遭受所谓Afar热点的影响，和多数裂谷系统或大陆拉伸区有关的小规
模的火山作用主要是软流圈被动上升而发生减
压熔融的结果，这和MORB的情形一样。但是，和裂谷有关的岩浆多数富含碱性物质、挥发分和其它不相容元素。这些特征是另外两个因素起作用的结果：(1) 和大洋中脊相比，拉伸区或裂谷早期阶段的岩石圈是相当厚的，加之拉伸/裂开的速率很慢（< 若干mm/yr），只会导致有限的减压熔融。其结果是， 深的和低程度的熔融必然产生富集挥发分和不相容元素的碱性熔浆。(2) 大陆之下岩石圈深部在其历史上往往会由于交代产生的熔浆而发生富化，交代熔浆为易熔的岩石类型（例如，含金云母、角闪石的石榴石辉石岩小岩墙或岩脉，以至颗粒之间的熔浆）这些易熔组分对在大陆裂谷系统中形成的岩浆是有贡献的。这一推论得到了如下事实的佐证：一旦裂谷开始演变成大洋盆地，亏损的MORB地幔将占主导地位。例如，红海即是一个很好的例子。
2.3.2. 汇聚板块边界岩浆的产生 2.3.2.1. 岛弧玄武岩(IAB)——由俯冲板片脱水导致的地幔楔的熔融而产生因为俯冲带之上的岛弧火山岩以玄武岩为主（例如，IAB），其源岩一定是地幔橄榄岩。另外，由于俯冲带是上地幔最冷的区域，加热或热异常可以被很有把握地排除在普遍起作用的因素之外。因为IAB含有大量的水，水在IAB岩浆的形成过程中一定是起关键作用的因素。所有这些观察和推论可归结为这样一个认识：IAB是俯冲板片的脱水导致之上的地幔楔部分熔融的结果[例如，Gill, 1981]。也就是，从俯冲板片中释放出来的水降低了地幔楔橄榄岩的固相线（见图1）。俯冲大洋岩石圈是在洋中脊部位增生时的热液蚀变和后来在海底风化/水合作用过程中获得水的。上述有关IAB岩浆的熔融机制的解释，事实上完成得到了IAB岩石学和地球化学的支持[例如，McCulloch和Gamble, 1991；Pearce和Peate, 1995]。地幔楔中的流动场以受俯冲板片控制的从向海沟方向转为向下流动为特征[例如，Davies和Stevenson, 1992]；而和洋中脊的情形相反，减压起的作用很小。 因此，对于IAB岩浆的形成，减压或加热均不起主要作用。
2.3.2.2. 活动大陆边缘火山岩 例如南美太平洋沿岸的安第斯山脉主要为安山岩和其它富硅岩石类型。但是应该注意这些不是原始岩浆，而是由“原始熔浆”经过在其上升过程中冷却以及和厚地壳发生同化作用等之后分异而来。“原始熔浆”是玄武质的，是由俯冲板片的脱水导致的地幔楔橄榄岩部分熔融的产物，和IAB的情形完全一样。
2.3.2.3. 埃达克岩（Adakites） –板底垫托的玄武质岩石可能已经变质为榴辉岩的壳/幔过渡带。这些榴辉岩的部分熔融一定和更近期的地幔热事件有关。既然这样，相对于碱性元素亏损的正常大洋地壳，和原岩总体成分有关的类埃达克岩是富集碱性元素的。TTG (一组地球化学上独特的钙碱性安山岩/英安岩，由俯冲板片的部分熔融产生 由于冷大洋岩石圈的俯冲作用导致俯冲带是上地幔最
3
冷的区域。大洋岩石圈自身经常由于太冷而不能发生熔融，但是在俯冲带岩浆的形成过程中通过提供流体和易溶于水的元素而起着关键作用（见上文）。然而，当洋脊在空间上和海沟很接近，而且如果俯冲岩石圈很年轻（例如，< 25 Ma），这一岩石圈保持较高温度，在其俯冲的早期/浅部可以被加热得很快。这一加热的板片，加上脱水效应的作用，可以明显地达到板片中相对不很难熔部分的固相线。不很难熔部分或易熔部分是指位于俯冲板片之上的地壳类岩性，如已经变质为榴辉岩的玄武岩和辉长岩。这一物理过程很好地解释了埃达克岩的地球化学特征——埃达克岩一词是由Defant和Drummond [1990]创建的。其地球化学特征包括：安山质/英安质主量元素，高Sr和轻稀土元素，低Y和重稀土元素 ，低碱性元素（Rb, K等），很陡的稀土元素模式图（例如，高La/Yb）[Defant和Drummond, 1990]。它更加富硅的总体化学成分和其是由铁镁质岩石（玄武质成分）的部分熔融成因是吻合的。高Sr的特征和高Sr的大洋玄武岩/辉长岩母岩的部分熔融是一致的。碱性元素的亏损和大洋壳岩石本身就亏损这些元素的事实是吻合的。陡的稀土元素模式图或很大的La/Yb比值，事实上是和在部分熔融条件下发生榴辉岩化的源岩一致：在榴辉岩化过程中，作为残留相的石榴石保持着大部分重稀土元素。
应该指出原岩为玄武岩/辉长岩的榴辉岩的部分熔融将产生化学成分类似于埃达克岩的熔浆，而不提供任何指示构造的信息；不管是形成于俯冲带环境还是形成于大陆地壳的深部，或者是在早期英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩)系列可能是太古宙（也可能是在地球历史的更长的时期内）玄武质榴辉岩部分熔融的产物和派生物（原始地壳的深部部分？）。应该注意不要滥用埃达克岩一词。
2.3.2.4. 玻质古铜安山岩——一种地球化学上高度亏损而高镁的安山岩-由板片脱水作用诱导的高度亏损的方辉橄榄岩部分熔融而产生 玻质古铜安山岩的成因在文献中一直是激烈争论的问题。正在俯冲的/已经俯冲的板片的部分熔融、先期熔解的MORB的残留物的多期熔融、受地幔柱/热点影响的熔融等假说即是一些例子[参见Crawford, 1989；Falloon和Danyushevsky, 2001]。有人尝试将玻质古铜安山岩分为高Ca（高温）和低Ca（低温）两种类型，也有人根据详细的主量元素组成进一步予以细分
[Crawford等，1989]。我认为玻质古铜安山岩在主量元素、痕量元素和同位素组成方面的巨大变化可能是产生多种岩石成因模式的原因。但是，如果我们从下述玻质古铜安山岩的一些独特的方面考虑的话，还是可以获得一个尽可能接近真实的模式：(1) 在空间上，无例外地都和俯冲带有关（岛弧，弧前和弧后）；(2) 富含水，从~ 1至8 wt.%；(3) 高Mg/[Mg+Fe2+] (大多数Mg# > 0.75)；(4) 含有高Fo (通常 > 0.90)橄榄石和高Cr/[Cr+Al] (Cr# 经常 > 0.7)尖晶石斑晶；(5) 斜方辉石（橄榄石、尖晶石，以及在有些时候还有单斜辉石）为液相线上的物相（？）；(6) 高度亏损Nb, Ta, Zr, Hf, Ti和大多数稀土元素，稀土元素通常具有下凹图谱特征；(7) 易溶于水的不相容元素(Ba, Rb, Sr等)相对富集；(8) 相对于MORB而言，放射性成因同位素Sr, Pb和非放射性成因同位素Nd变化较大。所有这些特征均和俯冲带板片脱水诱发的俯冲带之上的高度亏损的方辉橄榄岩质的地幔楔橄榄岩的部分熔融相吻合。放射性成因Sr和Pb以及非放射性成因Nd同位素取决于方辉橄榄岩质地幔楔橄榄岩、由俯冲岩片衍生出的流体的性质，也可能和俯冲的陆源沉积物的贡献有关。问题的关键在于方辉橄榄岩质源岩的性质，可能是亏损的弧下软流圈、甚或是亏损的弧下软流圈根部的一部分。后者要么是古老大陆岩石圈的残留，要么是化学成分上亏损和物理上漂浮的、从而不能俯冲下去的大洋高原的根部。
2.3.2.5. 碰撞不能产生玄武质岩浆 陆-陆碰撞是汇聚板块边界的一种。一个典型的例子是印度板块和欧亚板块沿喜马拉雅山脉的碰撞。尽管碰撞作用起始于特提斯洋的封闭、刚瓦那板块的大洋岩石圈俯冲到欧亚板块之下，但是，现在的俯冲作用在很大程度上由于大陆的碰撞而受阻，因为总体上碰撞带的两侧没有哪一侧的比重大于另一侧。然而，地震资料表明印度板块的深部在继续向西藏之下俯冲或逆冲。缺少俯冲带类型的火山作用，象岛弧火山岩那样的（例如，西太平洋）或大陆弧（例如，安第斯），反映出这样的一个事实：现在正在俯冲的印度板块的岩石圈是大陆性质的，很干（相对于大洋岩石圈来讲）不会有足够量的流体释放出来。这一观察/推理不支持俯冲带摩擦生热导致熔融的旧理论。
问题是，碰撞本身是否能够导致熔融和岩浆的产生？回答很简单：不能。这是因为 (1) 碰撞不能产生足够的热量，从而造成大规模的熔融；(2) 碰撞无论如何也不可能导致地幔物质的减压；(3) 碰撞过程中没有任何方式能够提供过剩水以诱导地幔的熔融。
2.3.2.6. 碰撞作用和花岗岩 “碰撞型”花岗岩术语近期见于文献当中。如果仅用来描述构造联系，这一术语是可以接受的；但是如果赋予它成因意义，则是无效和令人误解的。看不出来，碰撞作用能够导致（a）地幔物质熔融形成玄武质岩浆和(b)地壳物质熔融形成花岗质岩浆所必需的三个条件中的任何一个。在这种背景下，我们应该重视长时期以来所获得的认识：产生花岗岩和花岗质岩石的富硅岩浆是大陆壳物质（包括铁镁质原岩）部分熔融的结果。地壳岩石不是“干”的，而是拥有含水矿物（例
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玄武质岩浆形成和演化的研究
如，角闪石、云母、绿泥石等）。然而这些含水的地壳岩石在固相线之下的条件下是不会熔融的。必须减压或加热才能使岩石移至固相线（图1和2）。在厚地壳区，深部的岩石可能足够热。为了使这些深部的热岩石熔融，需要压力释放或减压。最显而易见的减压的物理机制是移开上覆的岩石，这个过程可以叫做去顶或去顶作用。这一过程可能确实发生在象西藏高原这样的地区：由于碰撞诱导的抬升速度很快，从而剥蚀速率很大。然而，这一过程对岩浆形成的确切效应还有待客观观察资料的检验。
据我们所知，加热导致的地壳熔融和花岗质岩浆的产生是形成地球上绝大多数花岗岩的真正过程。目前观察到的事实是大多数花岗岩或花岗质岩石沿活动大陆边缘呈带分布，例如现在的安第斯带，这表明导致地壳熔融的最主要的热源来自地幔，是由铁镁质岩浆快速带上来的。因此，大多数或可能所有的花岗岩在成因上和地幔的熔融-玄武质岩浆的产生有关，最起码从热的来源的角度可以这么讲。在大规模大陆溢流玄武质火山作用期间，铁镁质岩浆也可以和地壳发生同化 ，甚至导致局部地壳熔融而产生花岗质岩浆。在地壳深部也可能发生深熔作用而产生话岗质岩浆，如果那里的岩石富含能够产生热量的元素（例如，K, U, Th），并且在上覆岩石序列中有绝热岩石阻止热量的散失。
2.3.3. 转换断层系统中岩浆的产生
转换断层系统中没有或很少火山作用的事实和下述事实是吻合的：(1) 没有过剩的热量来使软流圈地幔发生熔融；(2) 没有过剩的水来诱导熔融作用；(3) 由走滑作用主导的板块运动不会产生有利于大规模软流圈上隆和减压的重力空间。已经提及，在渗漏转换断层带确实发现了有限的火山作用，例如太平洋Garrett转换断层[Hékinian等，1995；Niu和Hékinian，1997]，Raitt 转换断层[Castillo等，1998]和Siqueiros转换断层[Perfit等，1996]。但是，从构造的角度讲这些转换断层具有过渡性质——拉伸诱导的被动上隆和熔融是很明显的，这不仅体现在喷出的玄武岩上，在火山脊的地貌和方位上也有显示。
2.3.4. 板内火山作用
发生于板块内部而远离板块边界的岩浆作用不能用板块构造来解释。许多板内火山作用，例如发生在太平洋上的夏威夷、Society和萨摩亚群岛的，大西洋上的亚述尔群岛、St. Helena和Tristan，以及印度洋上的Kerguelen、Bouvet和Marion的火山作用，被认为是具有很深的根部源区的地幔柱或热点的反映。很多大陆溢流玄武岩和大洋高原的火山作用（也叫大火成岩省或LIPs）也属于这一范畴。和地幔柱/热点有关的岩浆被广泛地认为是由深源的、热的上升地幔柱在上地幔发生减压熔融的结果，它的熔融深度较洋脊之下的熔融深度要大得多（图2）。和洋脊之下的由于板块开裂而地幔被动上升减压熔融的机制不同，地幔柱的上隆被认为是由于热浮力的作用而发生的主动的动力学过程。
应该指出，国际上有着越来越多极力反对地幔柱假说的人。例如，W. B. Hamilton (美国科罗拉多矿业学院)，D. L. Anderson (美国加利福尼亚科技大学)，G. R. Foulger (英国达拉谟大学) 和E. K. Winterer (美国加州大学圣地亚哥分校) 认为“地幔柱不存在”（参见W. B. Hamilton编辑的美国地质学会（AGU）地球物理专著，2002（出版中）“板块构造的上地幔封闭循环”）。我个人的观点是地幔柱确实存在，但是它们是否都是深源的、和富集的（湿的）地幔区的部分熔融有关的热异常或熔融异常，还值得进一步了解。如在其它章节将要讲到的，世界上存在很多板内火山作用，例如中国东部、澳大利亚东部的新生代的火山作用，中国东北的大规模火山建造，非洲著名的“喀麦隆线”（Cameron line），以及散布于世界各大洋底的活动的海山。对于这些火山作用的成因了解得还很少。
3. 熔融反应
在岩浆产生的深度范围内的富集地幔橄榄岩为二辉橄榄岩——主要由橄榄石（Ol，55-60%）、斜方辉石（Opx，> 20-30%）和单斜辉石（Cpx，10-15%）组成，以及和压力有关的富Al矿物，如石榴石 (Gt，> 70-90 km)、尖晶石(Sp，在 ~ 30和~ 80 km之间)、斜长石(Pl，< ~ 30 km)。因为洋脊之下的最上部的 ~ 20 km对应于软流圈顶部的冷的热边界层，斜长石橄榄岩是不可能作为玄武质岩浆的源岩的。在厚岩石圈之下的地幔柱或热点的情况下，软流圈中绝对不可能存在一个斜长石橄榄岩稳定的区域。因此，相应的富集源岩是在各自稳定的深度范围内的石榴石二辉橄榄岩和尖晶石二辉橄榄岩。
大多数天然的多相系统的部分熔融是不一致熔融，也就是说，在产生熔浆的过程中伴随着一些矿物的消失会产生一到两种新矿物。例如，等压实验工作显示石榴石二辉橄榄岩的部分熔融[例如，Herzburg，1992]是以下列反应形式为特征的：
a Cpx + b Ol + c Gt = 1.0 Melt + d Opx 5
7911玄武质岩浆的形成和演化_岩浆
这里 a, b, c和d是各个矿物相的质量分数，都 < 1.0。这一反应显示，为了产生一个质量单位的熔浆，必须有a质量单位的Cpx、b质量单位的Ol和c质量单位的Gt发生熔融，而伴随有d 质量单位的Opx产生。在尖晶石二辉橄榄岩稳定的区域的部分熔融的等压实验[例如，Kinzler 和Grove, 1992; Walter等，1995] 呈如下反应式：
a Cpx + b Opx + c Sp = 1.0 Melt + d Ol
这里质量分数系数a, b, c和d在a > b时具有和上述相同的意义。但是，对于在尖晶石 二辉橄榄岩区域遭受减压熔融的自然系统，反映式的形式是一样的，只是b > a [Niu, 1997, 1999]。也就是说，随着压力释放的持续熔融作用，Opx比Cpx熔融得快(参见Niu [1997]图6和7)。实际上，我们对在尖晶石二辉橄榄岩稳定区域的熔融作用要比对石榴石二辉橄榄岩稳定区域的熔融作用了解得多得多，这部分是因为前者具有更多和在更好的限制条件下的实验资料，部分地也是因为“MORB主要是在尖晶石二辉橄榄岩稳定区域产生的”这一概念。图3显示原始熔浆和熔融残留物是怎样作为初始熔融深度的函数而变化的（Po = 25, 20 and 15 kbars，代表绝热上隆的地幔和固相线相互交叉点的深度，见图2），利用Niu
[1997] 的模型、以富集二辉橄榄岩为源区计算的随着熔融地幔的上升（减压）而发生熔融的程度（见图3说明）。在所有的三种情况下，减压熔融均在~ 8 kbars深度停止。熔融的初始深度或绝热上隆地幔和固相线相互交叉的深度取决于地幔潜在的温度（potential temperature）。地幔潜在的温度越高，上升地幔和固相线交叉的深度越大。例如，地幔柱通常被认为较热，因此，和固相线交叉的
点的深度就要比洋中脊之下的上隆地幔和固相线交叉的深度大（图2）。结果，如果减压熔融在同等深度上终止的话，热的地幔开始熔融的深度大，因而产生的熔浆的量也就大。请注意，地幔的潜在温度是这样定义的：是指一块固态的地幔物质如果沿着一个绝热梯度被带到地表而没有热的损失的情况下所具有的温度[McKenzie和Bickle, 1988]。
4. 岩浆演化
岩浆演化是指“原始”或“母”岩浆从源区抽取出来、在一个岩浆房或浅部层位就位等所经历的变化。在岩浆演化中冷凝作用占主导地位。冷凝导致结晶、结晶出的矿物从残余熔浆中分离出来、形成堆晶岩等，这叫做结晶分馏或岩浆分异。实际上，其过程是相当复杂的。岩浆可能在热和成分两个方面均和围岩发生相互作用，导致岩浆同化作用。另外，岩浆房很可能是开放系统，随着一部分发生结晶、矿物积聚，而它处则可能有新熔浆的加入。岩浆喷发可能是由一股新岩浆的补充而引发的 。文献中有很多有关岩浆房过程的定量阐述 [例如，Sparks等，1984；Campbell, 1985；O’Hare, 1977]，也很容易从大多数火成岩教科书中找到很多微量元素模拟的探索。在这一部分里，我将集中讨论玄武质岩浆冷凝诱发的结晶分馏（或分馏结晶作用）和岩石学演化结果的基本概念。
4.1. 液相线温度和下降液体线（liquid lines of descent）概念
在过去的十多年中，人们已经很好地理解了这样的事实：玄武质熔浆的液相线温度和其MgO 的含量成正比（图4A）[参见Niu等，2002b]。如果所研究的熔浆中含有大量的水，这一简单的关系可能会变得稍微复杂些[Gaetani和Grove, 1998]，但是最基本的关系还是有效的。因为存在这一简单的T液相线-MgO
关系，玄武质熔浆中的MgO（或无斑隐晶质玄武岩的全岩成分）被用做液相线或喷发温度的代表。主元素的MgO变化图(例如，SiO2, TiO2, Al2O2, FeO, CaO, Na2O等， 相对于MgO)被用来了解
岩浆的成分是怎么随着冷却（MgO降低）而发生变化的。这种岩浆成分随着冷却的变化导致已经结晶的液相线矿物分离出来。对于和结晶分馏作用有成因关系的一个玄武岩系列，在MgO变化图上的成分趋势叫做下降液体线（liquid lines of descent ）
(LLDs)，这是现代火成岩岩石学之父Norman L. Bowen [1928]创建的一个术语，用以依据他的结晶分异理论来描述岩浆的演化。
另一方面，Mg# (Mg/[Mg+Fe2+]和液相线橄榄石的成分（镁橄
#
榄石成分 – Fo）之间具有密切的平衡关系：Mg (熔浆) = 1/([1/Fo-1]/ Kd +1)，这里Kd = 0.30?0.03 [例如，Roeder和
Emslie，1970]。熔浆的Mg# 和液相线橄榄石的Fo值(Mg/[Mg+Fe])也都是和液相线温度成正比关系，尽管这种关系不象熔浆中
MgO
6
Increasing Extent of Melting (wt. %) With Decompression
玄武质岩浆形成和演化的研究
那样定义得那么完善。由于这个原因，橄榄石的Fo值是指示熔浆（橄榄石从中结晶出来）液相线温度的一个很有效的参数。这是一个简单的、然而强有力的和有用的用以估算被研究的玄武岩的液相线温度的参数，即使岩石是斑状的（含有堆晶矿物）或许可能是已经遭受蚀变了的，但是只要橄榄石的成分可以通过电子探针予以确定——当今电子探针对于地质学者来说已经成为一个普遍和必备的工具。图4B显示了这一有用的关系，如果橄榄石的成分落在图中的上带，那么这个橄榄石一定和在相同温度（横坐标）条件下、具有相应的Mg# 值（纵坐标轴）的熔浆是平衡的。如果知道橄榄石的成分的话，图4B中的两个公式足以用来计算玄武质熔浆的液相线温度。请注意：全岩的成分不代表玄武质熔浆的成分，除非岩石是（1）无斑隐晶质的、（2）完全是新鲜的。
图5显示的是“干”的玄武质熔浆的LLDs，图中把 > 400个东太平洋隆起的MORB玻璃的SiO2, Al2O3, FeO, CaO和P2O5作为Mg#的函数作图[Batiza和Niu, 1992；Niu和 Batiza, 1997；Niu等，1999, 2002a；Regelous等，1999]。随着岩浆的冷却（Mg#值从右向左降低），残留液体的成分的变化趋势反映什么矿物结晶了、并分离开来，这从底部的两个区很容易看出
图 3. 减压诱导的地幔熔浆（左列）和熔融残留
来。例如，从这组数据可以看出橄榄石在Mg# ~ 0.72、~ 物（右列）的模式化学成分（列出了主要元素氧化1340°C时开始结晶。只有橄榄石一种矿物结晶（伴生铬铁物SiO, AlO, FeO, MgO和CaO），用以图示原始
地幔熔浆和熔融残留物的化学成分随初始熔融深度
矿）形成的将是纯橄岩。这就是为什么铬铁矿和铬铁矿矿床总
（例如，25, 20和15 kbars）的变化以及熔融的
是和纯橄岩伴生的真正原因(例如，罗布莎铬铁矿矿床)。在Mg# 程度（wt. %）。减压熔融模型使用的是Niu ~ 0.69、~ 1225°C时，斜长石(Pl)和橄榄石共生而形成Pl + [1997]的参数以及Niu [1997]的理想的富集二辉
橄榄岩质地幔的成分：SiO，45.50 (wt. %)；
Ol岩石，叫做橄长岩。在Mg# ~ 0.58、~ 1180°C时，单斜辉TiO，0.16；AlO，4.2；CrO，0.45；FeO，石(Cpx)出现和斜长石、橄榄石共生而形成Pl+Cpx+Ol岩石，叫7.7；MnO，0.13；MgO，38.33；CaO，3.4；NiO，
；Na2O，0.3。对于所选择的三种路径，在压
做辉长岩。在更低的温度~ 1110°C和熔浆的Mg# = ~ 0.370.26
力为~ 8 kbars时减压熔融作用均断然终止。应该
时， Fe-Ti辉长岩和辉长苏长岩等产生。注意：磷灰石、甚至指出原始地幔熔浆中所有这些选择的氧化物是随着
减压熔融的程度而变化的，但是SiO, FeO和MgO 可能包括锆石会在拉斑玄武质岩浆演化的晚期阶段结晶出来。
2
2
3
2
2
2
3
23
2
也在很大程度上取决于熔融作用的初始压力。
1210
]
%)
Mg# = Mg/[Mg + Fe2+]
重要的是，岩浆型V-Ti-Fe矿床是玄武质岩浆演化的晚期阶段的产物（例如攀枝花V-Ti-Fe矿）。
现在应该很清楚了，纯橄岩、橄长岩、辉长岩等不是熔浆，而是堆晶岩。因此，纯橄岩岩浆、辉长岩岩浆等术语原则上是错误的，实际上是不存在的。同样也应该指出，在许多教科书中经常出现的辉长岩是和玄武岩对应的侵入岩的概念是错误的，它们不是相当的。 辉长岩是堆晶岩，而玄武岩、特别是无斑隐晶质的玄武岩是冷凝的、演化的、喷出的和最终固化的玄武质液体。
MgO (wt. %)
86420Tliqu
idu
C) (°s
0= 1
26e
t.O(wMg89410[0.
A
4.2. 相对于湿的玄武质岩浆演化，“干”岩浆的独特演化路径
MORB本质上是“干”的玄武质液体，因为地幔图 4. A. 玄武质岩浆液相线温度和MgO含量的简单关系图 。
B. 在给定液相线温度下（横轴）玄武质熔浆的Mg# 原岩亏损不相容元素和挥发性组分（如水）。因此，
2+
]原子比)显示和液相线橄榄石呈平衡关系：Mg#
MORB熔浆是岩浆经过下列演化或分异路径之后的产(Mg/[Mg+Fe
(熔浆) = 1/([1/Fo-1]/Kd +1)，这里Fo橄榄石的镁橄榄石成分，
物：纯橄岩-橄长岩-辉长岩堆晶矿物组合（图5）。Kd = 0.30?0.03是橄榄石-熔浆交换反映的系数[例如，Roeder
和Emslie, 1970]。橄榄石带（上部）和玄武质熔浆带（下部）相反，湿的玄武质熔浆（如IAB）含大量水，遵循的
的厚度反映Kd的10%误差。所有这些公式在Niu等[2002b]中
是不同的演化路径：干系统中的橄长岩变成了湿系统可以找到，是根据各方面的实验数据推演而来的 [例如，
Bender等，1978；Walker等，1979；Langmuir和Hanson，中异剥橄榄岩。也就是说，湿的玄武质熔浆系统的分
1981；Nielsen和Dungan，1983；WeaverLang和muir，
异遵循以下路径：纯橄岩-异剥橄榄岩-辉长岩矿物组
1990；Grove等，1992]。
合。这已经由独特的 LLDs所确定。例如，图6显示
Basalt Liquidus Temperatures (°C)
7
14
MgO
Contrasting Liquid Lines of Descent (LLD)between DRY and WET basaltic melts
CaO
1086
12
LLD of DRY tholeiitic melt defined by EPR N-MORB
[Batiza & Niu, 1992; Niu & Batiza, 1997; Niu et al., 1999, 2002]LLD of Wet tholeiitic melt defined by Vanuatu Arc lavas[Barsdell & Berry, 1990]
42018161412101.00.8
Basaltic melt evolution with
+CpxOl+Cpx+Plag
(troctolite)(wehrlite)
Al2O3
OlivineCr-spinel
CaO/Al2O3
0.6
0.40.2
0.0
T(°C)
Mg#= Mg/[Mg + Fe]
?图5. 干玄武质系统的下降液体线，是根据东太平洋隆起轴部和邻近海山的400多件MORB玻璃的资料推演而来的[例如，Batiza和Niu，1992；Niu和Batiza，1997；Niu等，1999，2002a；Regelous等，1999]。底部的两个图是结合岩相学分析、利用Weaver和Langmuir [1990]的运算法则而获得的模型。
图6. 干熔浆（MORB）和湿熔浆（IAB）两个截然不同的下降液体线。Yoder [1965]的简单的Di-An 双相图被用以说明原理。正如Gaetani等[1993]所展示的，这一个方法也适用于多组分天然系统。
在CaO, Al2O3 和 CaO/Al2O3 对 MgO图上，干的MORB熔浆定义了与Vanuatu弧IAB序列不同的LLD。这一由于单斜辉石和斜长石的出现顺序不同而导致的差异是受熔浆中水的含量控制的。这在实验上利用简单的透辉石-钙长石二相图——与玄武岩类比，已经被很好地理解[Yoder, 1965]。例如，大多数玄武岩含有~ 60%斜长石标准分子(An)和 ~ 40%普通辉石标准分子(Di) (见图6的右下角)。对于干系统，上液相线熔浆的冷却将首先遇到An的液相线。也就是说，斜长石首先在液相线上结晶出来，而后普通辉石才在共熔点结晶。然而，如果岩浆是湿的，具有10 kbar 水压的话，共熔点将移向An一侧。结果，对于同样成分的熔浆，如果含有大量的水，上液相线熔浆将首先结晶出普通辉石（Di），然后才在新的湿共熔点结晶出斜长石（An）。这已经被近期所做的多组分天然系统实验所证实[Gaetani等，1993]。
对野外地质学家（field geologists）来说，以上所述对于推断构造环境具有重要意义。例如，铁镁质堆晶系列中橄长岩的存在意味着一个干的（少水）母岩浆，这结合共生岩石推断可能属于大洋中脊环境。另一方面，铁镁质堆晶系列中异剥橄榄岩的存在，则可能意味着一个湿的（富水）的母岩浆，这结合共生岩石，可能指示和岛弧、弧前或弧后有关的构造环境。请注意，如果干的玄武质岩浆在压力升高的条件下发生冷凝，则可能会先出现普通辉石（先于斜长石），这可以导致异剥橄榄岩（相对于橄长岩）发生分馏。但是，这要求压力要超过8 kbars [例如，Langmuir等，1992]，这相当于一个位于 > 25 km深处的岩浆房。一般而言，水的作用，例如> 1-2 wt.%的水，对于使普通辉石提前结晶（相对于斜长石）来说，具有比压力更大的效果。
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三 : 玄武岩的特点
玄武岩的特点
玄武岩（Basalt）是一种基性喷出岩, 由火山喷发出的岩浆在地表冷却后凝固而成的一种致密状或泡沫状结构的岩石，属于岩浆岩。其岩石结构常具气孔状、杏仁状构造和斑状结构，有时带有大的矿物晶体，未风化的玄武岩主要呈黑色和灰色，也有黑褐色、暗紫色和灰绿色的。
玄武岩体积密度为2.8～3.3g/cm3，结构致密的其压缩强度很大，可达到300MPa，甚至更高，但是如果带有晶体杂质及气孔时则强度会有所降低。 玄武岩耐久性甚高，节理多，且节理面多成六边形（在玄武岩熔岩流中，岩石垂直冷凝面常发育成规则的六方柱状节理）。且具脆性，因而不易采得大块石料，由于气孔和杏仁构造常见，虽玄武岩地表上分布广泛，但可作饰面石材不多。
(不过在日常人们的认知上都还是吧玄武岩归到花岗岩一类的.) 玄武岩的结构：
玄武岩结晶程度和晶粒的大小，主要取决于岩浆冷却速度。如果是冷却较慢，比如一天降几度，则形成的是几毫米大小、等大的晶体；如果是快速冷却，比如一分钟降上百度,则形成的是细小的针状、板状晶体或非晶质玻璃。因此在通常的地表条件下，玄武岩主要是呈细粒至隐晶质或玻璃质结构，少数为中粒结构。常含橄榄石、辉石和斜长石斑晶，构成斑状结构。斑晶在流动的岩浆中可以聚集，称聚斑结构。这些斑晶可以在、在玄武岩浆通过地壳上升的过程中形成，也有可能于喷发前巨大的岩浆储源中形成。基质结构变化大，随岩流的厚薄、降温的快慢和挥发组分的多寡，在全晶质至玻璃质之间存在各种过渡类型，但主要是间粒结构、填间结构、间隐结构，较少次辉绿结构和辉绿结构。
玄武岩构造与其固结环境有关。陆上形成的玄武岩，常呈绳状构造、块状构造和柱状节理；水下形成的玄武岩，常具枕状构造。而气孔构造、杏仁构造可能出现在各种玄武岩中。
玄武岩的组成：
玄武岩的化学成分与辉长岩相似，主要是二氧化硅、三氧化二铝、氧化铁、氧化钙、氧化镁（还有少量的氧化钾、氧化钠），其中SiO2含量最高，一般含量在45%～52%之间，其中K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。
玄武岩的矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石及黑云母等
玄武岩的分类：
玄武岩根据组成矿物、结构、形成环境等不同分为许多品种： 按次要矿物的不同，可划分为橄榄玄武岩、紫苏辉石玄武岩等； 按结构构造，可分为气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩等；
按化学成分和矿物成分，可分为高铝玄武岩、碱性玄武岩和拉斑玄武岩等； 按碱度划分，可分为碱性玄武岩、过渡玄武岩、拉斑玄武岩、钙碱性玄武岩和钾玄岩；
按形成环境分，包括形成于陆地拉张环境的大陆溢流玄武岩和形成于海底扩张带的洋底玄武岩。
玄武岩的特点及其用途：
玄武岩也是一种优质的交通建筑用石，特别是建筑修筑公路、铁路、港口码头、机场跑道等工程中最好的建筑材料之一，其具有抗压强度大、压碎值低、耐磨、吸水率低、导电性弱、抗腐蚀性强、沥青粘附性强等特点，国际认可，是发展铁路运输及公路运输最好的基石。
同时玄武岩出色的抗压抗折条件性能，而且耐磨性好，吸水率低的原因，其也是非常好的建筑装饰材料，能广泛用于室内外装饰，而且主要用作户外石材，其花色自然，能很好的和周遍景观协调，非常适合用于户外景观建设，特别是地铺石材的最佳选择。不过就像前面介绍的，玄武岩易形成六方柱状节理，而且易脆，所以石材荒料普遍不大，缺乏大料，不容易生产大规格板材。
其中多气孔状的玄武岩，也称为浮石，其气孔多，质地坚硬，可以将将它搀在混凝土里，可以使混凝土重量减轻，不仅坚固耐用，同时有隔音、隔热等特点，是高层建筑轻质混凝土的良好骨料。浮石还是很好的研磨材料，可用来磨金属、磨石料；在工业上还可做过滤器、干燥器、催化剂等，同时也被广泛用于园林景观之中，主要用作假山，盆景等等，同时也用于家庭装饰之中。
玄武岩的用途十分广泛，其应用并不仅局限在建筑行业中，比如玄武岩是生产"铸石"的好原料，其经过熔化铸造、结晶处理，退火等工序，可以形成合金钢坚硬而耐磨，比铅和橡胶抗腐蚀的一种新型材料；玄武岩还可以在一种铸钢先进工艺中，起到"润滑剂"的作用，可以处长铸膜寿命；以及玄武岩还可以抽成玻璃丝，制作成的玄武岩玻璃丝布比一般玻璃丝布抗碱性强，耐高温性能好。
四 : 玄武岩的用途是什么？玄武岩的硬度是多少？
玄武岩的用途是什么？玄武岩的硬度是多少？玄武岩是由火山喷发出的岩浆冷却后凝固而成的一种致密状或泡沫状结构的岩石。［www.61k.com)它在我们的日常生活中也是用途十分广泛的。下面我们就具体来看看玄武岩到底有什么作用及其坚硬程度吧。
玄武岩的介绍
玄武岩在地质学的岩石分类中，属于岩浆岩。火山爆发流出的岩浆温度高，有一定的粘度，它在流动过程中，携带着大量水蒸汽和气泡，冷却后，便形成了各种变异形状的玄武岩。
玄武岩的成分根据地质科学家分析鉴定，玄武岩的主要成分是二氧化硅、三氧化二铝、氧化铁、氧化钙、氧化镁（还有少量的氧化钾、氧化钠），其中二氧化硅含量最多，约占45%至50%左右。
玄武岩的用途
玄武岩的颜色，常见的多为黑色、黑褐或暗绿色。质地致密，它的比重比一般花岗岩、石灰岩、沙岩、页岩都重。但也有的玄武岩由于气孔特别多，重量便减轻，甚至在水中可以浮起来。我们把这种多孔体轻的玄武岩，叫做"浮石"。一些艺术家，根据浮石多孔和皱、漏的特点，用它们来建造园林中的假山或雕成小巧玲珑的盆景。
浮石因为气孔多，又相当坚硬，将它搀在混凝土里，可以使混凝土重量减轻，但仍很坚固，同时有隔音、隔热等特点，是高层建筑轻质混凝土的材料。浮石还是很好的研磨材料，可用来磨金属、磨石料。还可做过滤器、干燥器、催化剂等。
玄武岩还是生产铸石的好原料。铸石是将玄武岩经过熔化铸造、结晶处理，退火而成的材料。它比合金钢坚硬而耐磨，比铅和橡胶抗腐蚀。玄武岩还在一种铸钢先进工艺中，起到润滑剂的作用，可以是铸膜寿命延长。同时，玄武岩还可以抽成玻璃丝，比一般玻璃丝布抗碱性强，耐高温性能好。玄武岩还可以作为黄、红、黑等深色釉的主要原料。
玄武岩的硬度
我们一般说的硬度是莫氏硬度，它表示矿物硬度的一种标准。1812年由德国矿物学家莫斯首先提出。其实这个硬度值并非绝对硬度值，而是按硬度的顺序表示的值。
莫斯提出测定矿物相对硬度的10种标准矿物。由小到大分为10级：滑石1、石膏2、方解石3、萤石4、鳞灰石5、正长石6、石英7、黄玉8、刚玉9、金刚石10。
组成玄武岩的最多的矿物是长石、辉石和橄榄石。长石硬度6-6.5、辉石硬度5-6、橄榄石硬度6-7，所以说玄武岩的硬度大概在5-7之间。
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