1. 岩浆会变成地表海洋吗为什么
火山是行星地表下的高温岩浆及其有关的气体、碎屑从行星的地壳薄弱部分喷出，而形成的具有特殊形态的地质结构。
火山的形成涉及一系列物理化学过程。地壳软流圈岩石在高温高压下部分熔融，与母岩分离，熔融体通过岩石中的孔隙或裂隙向上运移，逐渐汇集成岩浆房。
随着岩浆越来越多，岩浆房的岩浆过剩压力逐渐增大。当表壳覆盖层的强度不足以阻止岩浆继续向上运动时，岩浆通过薄弱带向地表上升。
随着岩浆的不断补给，岩浆房的岩浆过剩压力逐渐增大。当表壳不足以阻止岩浆继续向上运动时，岩浆通过薄弱带向地表上升。在上升过程中溶解在岩浆中溶解气体逐渐溶出，形成气泡，当气泡占有的体积分数超过75％时，禁锢在液体中的气泡会迅速释放出来，导致爆炸性喷发，气体释放后岩浆粘度降到很低，流动转变成湍流性质的。
如若岩浆粘性较低或溶解气体较少，便仅有宁静式溢流。从部分熔融到喷发一系列的物理化学过程的差别形成了形形色色的火山活动。
地球上的火山，一般常出现在岩石圈的板块边界处。包括聚合板块边缘、分离板块边缘、剩余部分为地幔柱成因。
当两个板块相聚，密度较高的板块会俯冲到另一个下边，在高温、高压、加水的条件下，隐没板块发生熔融，形成岩浆，岩浆缓缓上升，聚集成岩浆库，当岩浆中的气体压力累积到一定程度，火山就爆发了。
在大洋中脊，两个板块分离，高温的地幔物质上升，形成海底火山。
还有一些是地幔柱成因，不在板块边界，称为热点。
参考文献：
Levy, Matthys, Salvadori, et al. Earthquakes, Volcanoes, And Tsunamis[J].
Volcano of Fire erupts.
Redirecting
2. 岩浆会变成石头吗
岩浆岩。岩浆岩是一种常见的岩石，其物理性状和岩浆冷却的位置有很大的关系，根据岩浆岩冷却的位置不同，我们又可以把岩浆岩分为侵入岩和喷出岩两大类，两者有着完全不同的物理性状。
3. 岩浆能形成变质岩吗
这个问题太广了，泥岩属于沉积岩，很容易风化，用手就能搓动，而砂岩相对难风化；泥岩低级变质后成板岩，虽然硬了点，但是怎能和石英岩比抗风化；岩浆岩中，超基性岩出露几乎都变质了，因为超基性岩的稳定环境是高温高压缺氧缺水，到低温低压富氧富水的地表，物质肯定会调整到一个新的稳定状态，也就是发生变质，而花岗岩是当石材用的，抗风化妥妥。三大岩都有容易遭受风化和抗风化能力强的岩石我大石英抗风化能力是常见矿物最高的，脉石英和石英岩妥妥的抗风化风化的因素很多，只从岩性入手很难分出个什么，但是可以得到一个大概的认识：同等条件下，石英含量越高，扛风化能力越好
4. 岩浆变成岩浆岩是内力作用吗
火山是受内力作用形成。
内力作用的能量是来自地球内部、促使地球内部和地壳的物质成分、构造、表面形态发生变化的各种作用。其能量主要包括来自地球自转产生的旋转能和放射性元素蜕变产生的热能。内力作用的表现形式有地壳运动、岩浆活动、变质作用和地震等。内力作用的结果，使地球表面变得高低不平，形成高山和盆地。成为塑造地球表面形态的主力军，对地壳物质的形成和发展起主导作用，也是形成地形的基本力量。
5. 岩浆会变成什么岩
从岩石学上讲，地壳上的岩石分岩浆岩、沉积岩、变质岩共三大类岩石，这三大类岩石在一定地质作用条件下可以相互转化。
侵入性岩浆岩可以转化为沉积岩，其生成过程是侵入性岩浆岩出露地表后，在风化剥蚀作用下，变成碎屑，然后被水搬运、沉积在低洼处，经过压实、固结成沉积岩。
6. 岩浆会变凉吗
岩浆凝固并不需要几年，常温下一周就凝固了！！！会形成不同种类的岩浆岩！火山喷发时岩浆的温度很高,可以融化岩石(氧化镁熔点:2900摄氏度,沙子:1610摄氏度,三氧化二铝:2034摄氏度),岩浆在不同压力下的温度也相差极大.比如地幔下就会达到3000,越向地心温度越高。
7. 岩浆变成岩浆岩的地质作用
可能长了一点
岩浆岩是如何转化为沉积岩的：
岩浆岩可以形成高山.高原等地形,在流水,风等作用下,不断地被侵蚀,被侵蚀的物质便会在一定条件下稳定在一个地方不断积少成多,久而久之,便固结成岩了.
沉积岩又是怎么变成岩浆岩的：
沉积岩是由于地球内部的高温而融化成液体,即融浆,在一些地壳较薄的地方爆发,如火山,或者由地壳运动被带到温度较低的地面上,这时由于温度降低,融浆凝结,便形成岩浆岩.
8. 岩浆岩会变成变质岩吗
变质岩是原有的岩石因地壳运动重新回到地下，在于岩浆接触过程中，在高温高压环境下部分重融，原有岩石中的矿物成分重新定向排列，形成新的岩石。例如石灰岩（沉积岩）变质形成大理岩（变质岩）。由于变质岩形成于高温高压环境下，所以与原岩相比更加致密坚硬；由于在成岩过程中矿物定向排列，所以变质岩常具有片理构造（即沿着片理的方向较易分解）。
9. 岩浆会变成地表海洋吗为什么会变色
东海水晶矿
大约23亿年前，东海一带还是茫茫沧海。地壳不断运动、变迁，后来又经历多次地质作用，提供了丰富的变质热水溶液。到了2亿至3亿年前，进入到地质年代的燕山期，那时候的地壳运动非常的强烈而且频繁，不断的地壳遇到在东海县西侧形成了驰名中外的郯庐断裂带，东侧形成了海泗断裂和断裂周围大量的节理、小断层。海底火山喷发，携带大量含二氧化硅的岩浆喷出地表。由于得天独厚的地理条件，一部分冷却形成大的花岗岩体，另一部分含矿溶液沿着这些通道转移，在成矿环境的适宜部分结晶沉淀下来，从而形成了今天世界有名的东海水晶矿。
巴西水晶矿
巴西盛产紫水晶。上百万年前巴西南部是一个火山活动频繁的地区，大量的火山岩浆热液经过数百万年的结晶，最终在玄武岩的气孔中形成了宝贵的紫水晶。由于水晶结晶时包含了大量的铁离子，从而使无色水晶变成了紫色。现在许多黄水晶是巴西北部出产的，是由紫水晶受地热影响后期变色形成的。
乌拉圭水晶矿
乌拉圭水晶矿生成于岩浆活动晚期。玄武岩在地层中漫流，当环境改变、温度与压力降低时，一些元素与气体会自热液中析出，并缓慢上升。当地下溶液含过饱和二氧化硅、溶液又稳定时，就会慢慢结晶长出水晶，很多养晶就是模拟这种环境，人工的培养水晶。当饱和的地下水溶定时，就会形成均匀无晶犁的玛瑙。
10. 岩浆会变成地表海洋吗为什么呢
地壳中的岩浆岩虽然多种多样， 但基本上都可归属为碱性和亚碱性两类岩浆岩， 并
可进一步分为三种主要的岩浆系列： 拉斑玄武岩系列、 钙碱性系列和碱性系列， 每
个系列都由侵位于地壳中火山喷出其上的一组具有共同母源物质的彼此密切相关的
岩浆类型组成， 并且岩浆类型的分布受板块构造环境控制。
拉斑玄武岩系列（ TH） :主要由不含或含少量橄榄石的拉斑玄武岩组成， 有少量安
山岩、 英安岩、 流纹岩， SiO2弱饱和或饱和， 贫碱尤贫钾；
钙碱性系列（ CA） :以安山岩及高铝玄武岩为主， 有少量拉斑玄武岩、 流纹英安
岩、 流纹岩及橄榄安粗岩， SiO2弱饱和， 碱质较拉斑系列略高；
碱性系列（ A） :由含橄榄石的碱性玄武岩以及霞石岩、 粗面岩、 安粗岩、 响岩等
组成， SiO2不饱和， 富碱质， 且钾高。 碱性系列可进一步分为钠质系列
（ Na2O≥K2O） 和钾质系列（ K2O ≥ Na2O）。
岩浆产生的主要板块构造环境可分为板块边缘和板块内部两类， 又可细分为6个不
同的板块构造位置。
板块边缘位置或是俯冲带或是洋中脊， 产于洋中脊和挤入洋中脊轴带的拉斑玄武岩
有很低量的碱元素， 通常称为低钾拉斑玄武岩。 边缘海也以张裂为主， 同样以低钾
拉斑玄武岩为特征。 拉斑玄武岩和碱性玄武岩（ 以及有关岩石） 是大洋和大陆板块
内部环境的特点。
二、板块扩张带和板内环境的岩浆活动与洋壳的形成
1、 大洋中脊的岩浆活动
◆大洋地壳形成于大洋中脊轴部， 具有极其活跃的岩浆活动和大规模的裂隙式火
山喷溢， 是全球最大的火山活动带， 长度达80000km。 海底打捞样品证实， 洋中脊
以大量新鲜玄武岩质熔岩（ 主要为拉斑玄武岩）， 其同位素年龄一般不老于2020万
年。 ◆
洋中脊岩浆活动主要为玄武岩质喷发活动， 具有拉斑玄武岩系列化学成分， 为
硅弱饱和(SiO2 为49%)， 钾和钛极低（ K2O＜0.4%,TiO2平均0.8%）， Sr87/Sr86
低， 为0.702～0.704。 为低钾拉斑玄武岩， 又称洋脊（ 或大洋、 深海） 拉斑玄武
岩。
◆海底打捞还证实， 与洋中脊玄武岩共生的还有蛇纹石化橄榄岩、 辉长岩、 辉绿
岩等。
◆洋中脊岩浆活动的源地位于轴带下的软流圈中。 由于洋中脊轴部的拉张作用，
导致其下压力降低， 从而使物质熔点降低， 超镁铁质的软流圈物质（ 橄榄岩） 可
以分熔出更多的玄武岩浆， 并沿裂隙上涌。 一部分岩浆溢出海底形成枕状熔岩，
构成洋壳第二层的上部（ 拉斑玄武岩）； 另一部分岩浆未喷出地表， 呈辉绿岩墙
形式， 构成洋壳第二层的下部或第三层的上部， 或冷凝成辉长岩成为洋壳第三层
的组成部分
在洋中脊轴带以下的异常地幔中， 存在巨大的岩浆房， 其中发生着结晶分异作
用， 先结晶的较重的橄榄石和辉石等沉落于岩浆房下部， 形成晶体堆积体， 可冷
凝构成洋壳第三层底部的“堆晶杂岩”， 包括堆晶辉长岩和堆晶超镁铁质岩。 由于
分离结晶作用， 也可以生成少量中酸性岩类， 如斜长花岗岩类、 流纹英安岩以及
冰岛岩（ 低铝的安山岩） 等， 可能是拉斑玄武岩浆分异晚期产物。
◆拉斑玄武岩质岩浆分熔出去后残留下来的难熔的地幔物质， 也可以通过蛇纹石
化和构造作用呈塑性固态形式被推挤上来， 成为洋壳或洋壳以下的橄榄岩， 代表
了残留的地幔岩石。
◆洋中脊轴部的岩石圈厚度最小， 其形成不久， 尚未充分地冷却固结， 是最为薄
弱的地方， 因此当大洋岩石圈进一步拉张时， 新的裂隙总是依然形成于扩张脊的
轴部带， 岩浆源源不断地沿洋中脊轴部上涌形成新的洋壳， 并推动先成的洋壳向
两侧扩展。 这样整个大洋地壳实际上都源于扩张中心。
2、 大洋盆地的岩浆活动
大洋地壳自洋中脊顶部形成后， 在向两侧扩张过程中， 还会增添上新的火山物
质， 这种后续的火山活动发生于大样板块内部。 与扩张中心处喷出的巨大体积的
岩浆岩相比， 大洋壳范围内岩浆的喷发是少量的。 这种喷发由火山岛和洋底火山
显示出来。
洋底的板内火山活动可分两种类型：
（ 1） 热点型： 包括火山岛链、 孤立的火山， 构成海山、 海岭和大洋岛， 典型的火
山岛连有太平洋盆地中的夏威夷-皇帝岛链等。 火山岛链可能是当大洋岩石圈在热
点（ 地幔柱） 上运移时， 由热点（ 地幔柱） 产生的。
（ 2） 海底高原型： 水下玄武岩的喷溢， 构成了海底高原或高地， 如太平洋瑙鲁海
盆、 基底为晚侏罗世岩系， 上覆大规模白垩纪中期的熔岩流。
◆板内洋底玄武岩的成分不同于洋中脊玄武岩， 以拉斑玄武岩为主， 此外， 在海
山、 海岭、 大洋岛顶部， 还常见到碱性玄武岩浆分异的产物， 其岩类比较多样，
如碱性橄榄玄武岩、 夏威夷岩（ 大体相当于粗面安山岩）、 橄榄粗面岩、 粗面岩
等。 ◆
大洋盆地内部火山喷发的岩浆主要是拉斑玄武岩或碱性玄武岩（ 或者都有），
可称洋岛拉斑玄武岩或洋岛碱性玄武岩。 洋岛拉斑玄武岩与洋中脊拉斑玄武岩相
比， 在微量元素和稀土元素地球化学特征上有一定差异， 富碱， 尤其富钾， 较贫
钠， Cr低， Ba、 Sr、 Rb、 Zr高， Sr87/Sr86较高， 为0.702～0.706。 洋岛碱性玄武
岩与大陆碱性玄武岩相比也有一定差异。三、大陆裂谷带及大陆板内的岩浆活动
大陆内部的岩浆活动大都集中在大陆裂谷带上。 某些与裂谷带联系不密切的板内岩
浆活动也是在裂谷发育初期或沿着具有裂谷作用的断裂带发育的。
大陆裂谷带包括： 把稳定克拉通分开的大裂谷（ 如东非裂谷带）； 复合裂谷带（ 唯
一实例是盆地与山脉省） 以及高原（ 或溢流） 玄武岩区（ 如哥伦比亚河高原、 德干
高原、 峨眉山大陆溢流玄武岩区等）。
1、 大陆裂谷的火山岩
◆大陆火山岩中分布最广的是玄武岩， 其中主要是拉斑玄武岩系列和碱性系列的玄
武岩， 还有超碱性的碳酸岩和超钾质熔岩， 以及与它们有关的分异物。 与洋脊拉斑
玄武岩相比， 大陆拉斑玄武岩更富钾， 大离子亲石元素和轻稀土元素显著富集。
◆大陆裂谷的火山岩以溢流玄武岩组合和双峰式火山岩组合为特征， 或为两种组
合， 或为其中之一。
◆双峰式火山岩组合以近于同时喷发的玄武岩质岩浆和酸性岩浆为特征或紧密共
生， 其间很少有中性组分岩浆， 玄武岩质岩浆和酸性岩浆是结晶分异的产物。 多数
情况下双峰式火山岩中酸性岩较基性岩少， 这可能与酸性岩浆的粘度较大有关。 与
钙碱性（ 或碱性） 岩浆系列的明显不同在于后者通常以中性成分占主导地位。
◆大陆溢流玄武岩包括大陆拉斑玄武岩和大陆碱性玄武岩， 与其它玄武岩相比， 是
高度富集碱性元素及其有关元素， 明显富集轻稀土元素。 晚二叠世峨眉山玄武岩就
是大陆溢流玄武岩， 岩石整体碱质偏高， 富Fe、 Ti,稀土元素丰度高， 轻稀土强烈富
集， 介于大陆碱性玄武岩与拉斑玄武岩之间。2、 基性岩床和岩墙群
◆在大陆裂谷带的溢流玄武岩区或其外围， 往往分布有辉绿岩岩床或岩墙群。
◆辉绿岩在成分上可以是拉斑玄武岩质的， 也可以是碱性橄榄玄武岩质的， 与溢流
玄武岩的岩浆同源。 多出现在未褶皱的厚度适当的裂谷沉积盆地中。
◆基性岩床或岩墙群规模可以很大。 美国新泽西州晚三叠世基性岩墙群延伸达
225km， 单个岩墙也达100km， 宽度多小于30m， 少数达100～300m。
◆在产状上， 岩床几乎是水平贯入到沉积层系中， 并由于向顶底板下降的温度梯度
和重力作用控制， 具有明显的垂向变化； 岩墙群则几乎是直立的， 并往往具有规则
的排列。 岩床和岩墙群的侵入， 通常紧接着区域性喷发之后发生。
3、 层状基性侵入体
◆总体成分相当于辉长岩的层状侵入体是大陆裂谷带的典型岩浆岩组合之一。
◆岩体规模变化很大， 小至一个岩株， 大的可以构成岩基。 岩体形态多呈岩盆和岩
墙状。 世界上最大的南非布什维尔德岩体年龄约19～20亿年， 面积约11.5km2， 厚
度8km以上； 我国川西攀西裂谷带中分布有晚海西期层状辉长岩体， 其中攀枝花岩
体厚度达3km。
◆层状基性侵入体在化学成分上世拉斑玄武岩质的， 并且大多是硅不饱和的， 有的
含铝较， 具有明显的碱性趋势。◆层状基性侵入体内部从底部到顶部在矿物和化学成分上是过渡的， 一般底部为超
镁铁质岩， 中部为辉长岩和斜长岩， 顶部为铁质辉长岩、 花斑状辉长岩或低铁辉长
岩， 具有明显的垂向变化， 有时会出现“韵律层”或“火成层理”， 以反复出现的递变
层为特征， 每个韵律单元厚度从数cm到百米不等， 这种特点说明层状基性侵入体
是拉斑玄武岩浆在低压下通过结晶分异作用产生的晶体堆积而成。
4、 金伯利岩、 碳酸岩及其镁铁质碱性岩
金伯利岩是一种富镁富钾的超基性岩， SiO2为20～38%， K2O/Na2O为2～3，
MgO/K2O很高（ 20～70）。 通常以岩颈和岩脉形式产于前寒武纪克拉通的大陆裂
谷带中。 世界上的金伯利岩主要是白垩纪的， 其次是前寒武纪和第三纪。 新鲜金伯
利岩中含石榴石二辉橄榄岩包体， 表明金伯利岩岩浆源于地幔。（ 郯庐断裂）
碳酸岩是一种主要由碳酸盐矿物组成的火成岩。 其SiO2低于20%， 主要矿物是方
解石、 白云石、 铁白云石及Fe、 Mn、 Na的碳酸盐， 还有一些硅酸盐（ 如碱性长
石、 透辉石、 霞石、 碱性角闪石、 黑云母等） 及其它副矿物。 多呈圆形或椭圆形岩
颈、 锥形岩席、 外倾环状岩墙产出， 有的则是喷出的碳酸盐质熔岩。
镁铁质碱性岩即霓霞岩类， 其SiO2为38～45%， 碱含量比较高（ 5～10%）， 常以
小岩株， 特别是以环状中心侵入体产出。
碳酸岩和镁铁质碱性岩常密切共生， 形成一个多期的复杂环状侵入体， 往往厨楼在
大陆裂谷带。 两种岩石都含有二辉橄榄岩等包体， 并与裂谷带的其它幔源基性岩伴
生， 因而其岩浆应源于地幔。四、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增生
位于板块俯冲边界的岛弧-海沟系及活动大陆边缘， 是强烈的火山活动区， 与板块
扩张带主要是宁静式的玄武岩喷发环境不同， 板块俯冲带的火山活动以中酸性， 特
别是安山岩类为主， 且因含挥发分， 常表现出强烈的爆发性质。 火山喷发物中往往
以碎屑物质占优势。
1、 俯冲带岩浆活动的三种火山岩系列
◆俯冲带的岩浆活动主要发生在岩浆弧的范围内， 距海沟轴约150～300km， 平
行海沟呈弧形展布。
◆仅根据SiO2含量把火山岩划分为基性、 中性和酸性岩类， 不能反映出火山岩
之间的共生关系。 事实上， SiO2含量显著不同的岩石往往构成成因上有联系的
共生系列。
◆根据SrSr同位素Sr87/Sr86初始比值， 首先把火山岩划分为两大类： 即低
Sr87/Sr86比值（ 通常小于0.7060） 的火山岩和高Sr87/Sr86比值（ 通常大于
0.7100） 的火山岩。 前者为地幔起源， 包括从基性到酸性各种成分的火山岩‘后
者系地壳起源（ 陆壳重熔或被陆壳物质混杂同化）， 主要是酸性岩类。 岛弧或
活动陆缘火山岩的SrSr同位素比值表明， 俯冲带火山岩多属于前者。
◆根据火山岩中的含钾量、 FeO含量及其它地球化学标志， 通常可以划
分出三种火山岩共生系列：
岛弧拉斑玄武岩系列、 钙碱性系列、 碱性系列（ 或橄榄安粗岩系列） 。（ 1） 岛弧拉斑玄武岩系列
◆包括岛弧拉斑玄武岩、 冰岛岩等， SiO2含量大多在4848～63%之间。 其特征是
K2O（ ＜1%） 和TiO2含量极低， Na2O/K2O比值高， 可达5～40；
Rb,Sr,Ba,Th,U等大离子亲石元素含量很低。
◆拉斑玄武岩系列的主要暗色矿物为辉石及橄榄石， 但很少或没有角闪石和黑云
母。 斜长石斑晶为钙长石-培长石， 基质为拉长石。
◆该系列中包括大量的基性岩（ 拉斑玄武岩）、 少量的中性岩（ 冰岛岩） 和更少
量的酸性岩（ 铁质的英安岩、 流纹岩）。 冰岛岩的SiO2含量在中性岩范围， 但
富铁、 低钾、 低铝， 从而与钙碱性系列的安山岩有明显区别。 拉斑玄武岩系列富
含铁， 在分异过程中， 随着SiO2含量的增加， 有富集铁的趋势。
◆拉斑玄武岩含少量或不含橄榄石， 其分布极广， 按形成环境不同， 有洋脊拉斑
玄武岩、 岛弧拉斑玄武岩、 洋岛拉斑玄武岩、 大陆拉斑玄武岩等类型。
（ 2） 钙碱性系列
◆钙碱性系列火山岩包括高铝玄武岩（ SiO2 ＜ 53%） 、 安山岩（ 53% ＜SiO2
＜63%)、 英安岩（ 63% ＜SiO2 ＜68%） 以及流纹岩（ SiO2＞68%） ,其中以安
山岩最为常见， 其次是英安岩和流纹岩。
◆钙碱性系列的化学成分、 矿物组成等特征大多处于岛弧拉斑玄武岩系列和碱性
系列之间。 其K2O、 TiO2及大离子亲石元素的含量均较拉斑玄武岩系列高。 与
岛弧拉斑玄武岩系列相比， 很少有铁的富集， SiO2较高（ 平均59%） ,明显富集
轻稀土元素。
◆钙碱性系列火山岩可以有少量或多量的角闪石和黑云母。 岩石基质中含有斜方
辉石， 但无易变辉石。 钙碱性系列火山岩可与辉长岩-闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩
深成侵入体向伴生。
（ 3） 碱性系列
岛弧碱性系列以玄武岩、 安山岩为主， 少有或没有铁的富集， 碱元素含量高， 可
以进一步划分为两组：
（ A） 钠碱组： 包括碱性橄榄玄武岩、 夏威夷岩（ 含碱性长石的中性岩类）、 橄
榄粗安岩、 粗面岩、 碱性流纹岩， 本组中K2O/Na2O比值远低于1；
（ B） 钾碱组（ 橄榄安粗岩组）： 包括橄榄安粗岩、 二长安粗岩和含白榴石岩
石， 本组中K2O/Na2O比值接近于1。碱性系列的特征是： 碱含量高， 总值可达5～7%， 甚至更大； 按SiO2含量不
同， K2O的含量在2～4%以上。 大离子亲石元素含量更高， Rb的含量可比拉斑
玄武岩高两个数量级， 达75～120ppm， Sr和Ba的含量根本为700～
1000ppm。 具富集型的稀土元素分布型式。 铁的含量与钙碱性系列相近。 斜长
石以中长石常见， 含碱性长石和似长石。
三种火山岩系列在各构造环境中的分布如下表所示。 拉斑玄武岩系列的火山岩
可见于各种构造环境， 钙碱性系列火山岩在主要产于成熟岛弧或活动陆缘。 因
而以安山岩占优势的钙碱性系列火山岩可作为岛弧或活动陆缘的特征性岩石。
边缘海盆地的火山岩性质
◆研究表明， 多数边缘海盆地可能属于拉裂扩张成因。 在讨论边缘海盆地的火成
岩组合时， 许多学者将其归入板块扩张带或拉张环境， 认为边缘海盆地所发育的
玄武岩， 与大洋区所见的低钾拉斑玄武岩难以区别。 然而， 边缘海盆地紧邻岛
弧-海沟系后侧， 其发生发展与板块俯冲活动息息相关。
◆因此， 虽然一些活动边缘海盆地的火山岩确有类似于洋脊拉斑玄武岩之处， 但
仍然可以查明， 一些边缘海盆地的火山岩与岛弧火山岩之间， 存在着某种亲缘关
系。 边缘海盆地的火山岩在时间上， 即在不同演化阶段上表现出不同的性质； 在
空间上， 即在边缘海盆地的不同部位也有一定的变化规律。
◆在边缘海盆地扩张前的裂谷（ 初生） 阶段， 所喷出的玄武岩与岛弧的某些玄武
岩类十分类似， 其性质取决于岛弧的成熟程度。
◆在一些发育有橄榄安粗岩的成熟火山弧的后侧（ 如地中海地区晚白垩世-早第
三纪的古边缘海盆地）， 边缘海盆地裂谷阶段所发育的火山岩， 主要是碱性或偏
碱性的钾质玄武岩；
◆在正常安山岩系列占优势的岛弧后面， 则出现偏碱性玄武岩-岛弧拉斑玄武岩
（ 如新赫布里底的弧间盆地）；
◆只有那些未成熟岛弧伴生的边缘海盆地（ 如劳·哈佛盆地、 马里亚那海盆）， 边
缘海盆地裂谷阶段所发育的玄武岩才比较接近于洋脊拉斑玄武岩。
