玄武岩

玄武岩（basalt）是地球表面常见的一种细密的深灰色、深黑色火山岩一般由地表喷出的基性岩浆冷却形成，化学成分为SiO2、Al2O3、主要矿物成分为CaO，主要矿物为斜长石和辉石。它广泛分布在地球上的外壳地球上的火山岩大部分是玄武岩，几乎所有的洋壳都被玄武岩覆盖在陆地上，玄武岩多以巨大的厚层岩流和岩石覆盖的形式存在，面积达几十万甚至上百万平方公里，如峨眉山玄武岩。除此之外，金星上也广泛分布着玄武岩、火星、月球和太阳系其他已知行星及其主要卫星的表面。在地球上，玄武岩资源丰富，具有独特的自然属性和优异的性能，是人类生存和发展的基本物质资源。

火山岩由于矿物颗粒细小，很多呈玻璃状，很难鉴别，在显微镜下很难确定其成分，需要通过岩石化学分析来判断。为了规范火山岩的命名，便于学术交流，1989年第 28届国际地质大会召开了IUGS（国际地质科学联合会）通过以硅（SiO2 ）碱（Na2O K2O）火山岩分类 TAS以含量为分类标准。IUGS 增加了SiO2 ，含量为45%～52%总碱含量小于 5% 的火山岩被命名为玄武岩在这个标准下，根据玄武岩化学元素的差异，划分出许多亚型，如拉斑玄武岩、碱性玄武岩、高铝玄武岩等 。

然而，目前许多岩石学教科书(比如《岩石学》)按照前苏联的标准，根据岩浆岩中SiO2 含量的不同，将岩浆岩分为四类：超基性岩、基性岩、中间岩和酸性岩，在此基础上，根据岩浆岩的形成环境进行划分：深成岩、浅成岩和喷出岩，玄武岩被归类为基本喷出岩。

英文“basalt”这个词最早出现在1546年德国冶金学家  Georgius   Agricola 3356出版的《自然化石》书中（小行星化石）一本拼写错误的拉丁语的书“basalt”非常坚硬的石头）术语 quot熔岩和岩石quot一个现代术语，描述了形成熔岩的岩石的具体成分。中文中的玄武岩一词很可能源于日语，是以一个地名命名的，用来形容在日本兵库县玄武洞中发现的黑色橄榄石玄武岩。

矿化组成

玄武岩的化学成分是SiO2 、Alumina 3 、主要成分为CaO，SiO2 含量为45%～52%Al2O3含量可达15%，曹参达到10%，FeO含量5 ~ 14 %，MgO含量5 ~ 12%，TiO2含量0.5～2.(0 )化学成分与基性侵入辉长岩或辉绿岩相似，但由于形成条件不同，地区不同、不同结构的玄武岩中元素略有不同。

矿物组成主要由基性长石和辉石组成，少量矿物如橄榄石角闪石和黑云母，不含应时或仅含少量应时。此外，玄武岩中还含有少量的磁铁矿钛铁矿等铁元素、氧化钛，由于这些氧化物矿物的存在，玄武岩冷却后可以获得很强的磁性特征，广泛用于地壳玄武岩的定年。

物理特征

玄武岩一般呈黑色或灰黑色、绿-灰绿色和深紫色，因为玄武岩中辉石含量高、角闪石等深色矿物，但随着玄武岩中斜长石含量的增加，玄武岩的颜色可变浅（如浅灰色）玄武岩的体积密度为2.8～3.3g/Cm3，孔隙率为0.5～7.5%，吸水率0.3～2.8%致密结构玄武岩的抗压强度可达300Mpa以上，当存在玻璃质和孔隙时，抗压强度降低，泊松和泊松分布减弱s比率为0.1～0.35，内聚力0. 06～1.4Mpa，内摩擦角36° ~ 61°，莫氏硬度5 ~ 7，耐候性强。玄武岩在温度高于1200°C时为液态，在温度接近或低于1000°C时为固态。

结构特征

玄武岩的结构是岩石的一个组成部分（矿物颗粒和玻璃质）的结晶程度、颗粒大小、自我形成的程度及其关系。玄武岩的结构特征取决于岩石形成时的温度、压力、粘度、冷却速度等物理和化学条件。

玄武岩的常见结构是斑状结构、无斑隐晶质结构、玻璃和半结晶结构。常见的斑状矿物是斜长石、橄榄石和辉石，其中橄榄石常转化为褐红色的iddingsite，熔融温度较高，所以在岩浆冷却过程中，先形成较大的晶体颗粒，嵌入较细的基质中。大部分玄武岩的基质为隐晶质，所以肉眼无法分辨基质的矿物组成，只能分辨少数种属（粗玄岩）才能看到基质中的斜长石微晶和辉石微晶。根据玄武岩基质的结构特征，进一步分为以下几种类型：

间隐结构（闭会期间 图片）隐晶质和玻璃质充填在由小片状微晶斜长石组成的不规则间隙中，其中一些已经析晶。这种结构反映了岩石形成于快速冷却的环境中；

间粒结构（Intergranular   texture）也称粒状或粗粒结构，由自形条带状斜长石微晶组成的不规则空间内充满细辉石、橄榄石和磁铁矿等。这种结构反映了岩浆冷却速度较慢的环境。在厚岩流的中下部，也可能出现局部的绿灰色结构；

间粒-间隐结构（拉斑玄武岩结构）属于过渡型，斜长石组成的三角孔隙中充满辉石、磁铁矿和玻璃质；

玻基斑状结构（Glass fiber fabric）由于岩浆冷却较快，斜长石微晶可以 t结晶，基质完全由火山玻璃组成如果岩石中没有斑晶或斑晶的体积分数小于5，%，是一种玻璃结构。

构造特征

玄武岩的结构是指岩石中不同矿物集合体的排列和充填方式，以及玄武岩形成时的岩浆特征、形成地点、岩浆的流动条件等因素。玄武岩中常见的结构有：

块状构造（Mass   structure）

块状构造是玄武岩中最常见的构造，是指组成岩石的矿物均匀分布在整个岩石中，它们的排列没有一定的顺序和方向。

气孔构造（Structure of vesicle  ）

形成玄武岩的岩浆含有大量挥发性气体当岩浆受到巨大的地下压力时，它会沿着地球的薄弱区域溢出到地表的外壳到达地表时，岩浆中所含的挥发性气体会因围压降低而过饱和，气体会从岩浆中分离出来，形成大量气泡这些气泡一部分会逃逸到大气中，另一部分会由于岩浆的快速冷却和凝固而留在岩石中形成空洞，形成孔隙结构。玄武岩中的孔隙大多是圆形的、亚圆形或不规则，孔隙的伸长方向一般指示岩石流动的方向。

注意，有孔隙结构的玄武岩不等同于浮石（俗称搓澡石）虽然两者都是有孔隙的喷出岩，但浮石是酸性火山喷出岩，SiO2 （66%的含量远高于玄武岩，浮石中的孔隙体积往往占岩石体积的一半以上，密度远低于玄武岩。

杏仁构造（Structure of amygdala  ）

当玄武岩中的孔隙被方解石取代时、绿泥石、绿帘石、蛋白石、玉髓、沸石等后期矿物质填充时，填充物就像杏仁一样，杏仁结构就形成了。

柱状节理（Column   joint）

柱状节理是玄武岩中常见的原生构造，在厚层熔岩中更为常见。在厚厚的熔岩流冷却形成玄武岩的过程中，由于岩浆的冷却和收缩而产生张裂缝，这些张裂缝将岩石切割成截面为六边形的规则多边形柱体、五边形、四边形等，六边形最常见圆柱体的直径可以从几厘米到几米，高度可以达到30多米。柱状节理的大小和规模取决于岩浆的冷却速度快速冷却形成较小的柱状物，而缓慢冷却更容易产生粗大的玄武岩柱状物。

柱状节理垂直于熔岩层的流向，一般相互平行，呈直线延伸。但有时也能弯曲，因为这些石柱形成时还没有完全硬化，熔岩流继续向前流动，使得石柱的某些部分弯曲或倾斜熔岩流的方向可以通过柱子的倾斜度来确定。然而，柱状节理不仅在玄武岩中发育，在酸性熔岩和凝灰岩中也发育，在火山口附近的次火山岩中也发育。

枕状构造（Structure of pillow  ）

枕形构造是海底形成的玄武岩的常见构造形成玄武岩的岩浆喷发或流入大海时，与冰冷的海水接触会淬熄地表，形成独特的枕形外壳溢出的炽热岩浆会压碎枕形外壳，像挤牙膏一样把它打碎，形成另一个枕头反复的渗出和淬冷会形成细长的熔岩“枕头”每个枕头的大小从几厘米到几米不等，互相堆在一起一般每个枕体都是上凸下平，外部为玻璃状外壳，向内逐渐结晶，其间可能有同心层状气孔或杏仁体。枕状熔岩通常充满沉积物，其中也可以发现海洋化石。枕状构造发育在熔岩层顶面，从中可以知道熔岩层的顶面和底面。

1）根据玄武岩化学成分的不同，它可以分为

按照玄武岩的化学成分分类，是国际学术界使用的主流分类，得到了世界各国科学家的广泛认可具体分类如下：

拉斑玄武岩（Tholeiite   series）化学成分上，SiO2 比较高（平均49%～51%，碱质较低（K2O Na2O :2~4%矿物成分主要是基性斜长石和辉石，其次是橄榄石（多呈斑晶出现）拉斑玄武岩广泛分布于地球 的外壳、大洋中脊、深海盆地和大陆内部有露头，可能与安山岩有关、英安岩、流纹岩等共生。四川峨眉山二叠纪玄武岩中含有拉斑玄武岩。

高铝玄武岩（High-Aluminium   basalt  ）其化学成分的特点是高Al2O3含量（16%SiO2 含量略低于拉斑玄武岩。矿物成分与拉斑玄武岩相似，区别在于斜长石含量高，向酸性斜长石过渡，有时出现碱性长石。高铝玄武岩主要分布在大陆造山带、岛弧和活动大陆边缘，常与安山岩有关、英安岩、流纹岩等共生。

碱性玄武岩（Alkaline   basalt）其化学成分的特点是SiO 2 含量低（45%～48%，碱质高（其中K2O更高）在矿物成分上，与上述两种相似，但往往含有大量橄榄石，有时还含有碱性长石甚至长石。碱性玄武岩主要分布在大陆和海洋岛屿环境中。碱性玄武岩在中国分布广泛，东部新生代玄武岩较为发育，从东北的黑龙江、辽宁双辽、辽宁丹东、河北张家口、山东北岛、苏皖一带，直到福建、海南岛暴露了。

2）根据玄武岩中所含斑状矿物的成分，分为

橄榄玄武岩：斑岩成分主要是橄榄石，如果橄榄石变成了橄榄石，则称为丁一玄武岩。

辉石玄武岩：斑晶的主要成分是辉石。

斜长玄武岩：斑晶的主要成分是斜长石。

此外，玄武岩还可以根据其特殊的结构和构造来命名，如玻璃基斑状玄武岩、玻璃质玄武岩、气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩等。因为大多数玄武岩的基质是隐晶质的，它的矿物成分可以 在野外地质调查中，利用一些特殊的构造可以帮助研究人员快速初步地对玄武岩进行命名。

玄武岩由富含镁和铁的低粘度熔岩组成（镁铁质熔岩）它是在行星表面或表面附近通过减压和冷却形成的，形成了地球的大部分 也是太阳系其他行星或卫星上的重要岩石类型。比如金星80左右%平原表面覆盖着玄武岩，月海地区覆盖着玄武岩形成的平原，玄武岩也是火星、木卫三和灶神星表面常见的岩石。

地球环境

玄武岩在世界上分布很广，90%以上火山岩为玄武岩，其岩浆形成和全球构造（如裂谷扩张、板块俯冲消减、深部地幔作用等过程）关系最为密切，故产生于多种板块构造演化环境，参与了板块构造演化的全过程和重要阶段它是所有火成岩中最重要的构造地球化学标志。玄武岩中相关元素的图解和比值是研究火成岩形成和判别构造环境的重要工具。

地球上发现的大多数玄武岩产生于三种环境：板块离散边界（大洋中脊和大陆裂谷）板块汇聚边界（俯冲带）以及板块内部（洋岛或陆内热点岩浆作用）下面介绍三种构造环境产生的不同成分的玄武岩。

板块离散边界（洋中脊）

地球上的玄武岩大部分产于大洋中脊板块的离散边界上。减压熔融形成的软流圈地幔的岩浆进一步演化，在大洋中脊上喷发，形成最丰富的大洋中脊玄武岩（Mid-MORB basalt）并不断推动大洋中脊两侧的旧洋壳形成新的洋壳。

洋壳厚度很薄，一般10km，成分主要是玄武质岩石和很薄的沉积物。洋中脊玄武岩岩浆一般是在低压高温下高部分熔融形成的，属于减压熔融产生的岩浆。洋中脊快速拉伸时，热的软流圈地幔物质上涌，温度一般在1330℃~ 1400℃之间由于上升流速度快，当地幔物质快速到达浅部时，温度变化不显著这个过程叫做绝热上升（Adiabatic   rises）再加上薄的洋壳，快速降压后的高温软流圈地幔物质在浅部部分熔融，使大洋中脊地区成为地球上岩浆活动频繁发生的地带。玄武质岩浆源区的地幔往往缺乏玄武质组分，源区以亏损的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩为主。从这个源区熔融出来的岩浆也缺乏不相容组分，上覆地壳中也没有富含不相容组分的花岗质岩石，所以原生岩浆不会因同化混染而发生大的变化，所以低K2O就是在这种背景下形成的、TiO2 和大洋中脊拉斑玄武岩的不相容元素，又称大洋拉斑玄武岩或深海拉斑玄武岩，属于低钾拉斑玄武岩。

洋中脊玄武岩的化学成分具有低SiO 2 和低K2O的特征（2%,低TiO2 （2.，但是具有更高的Al2O3、Cao  、Cr2O3，87Sr/86Sr的比值较低，一般为0.7029～0.7035。其岩石的特点是含有橄榄石、辉石和斜长石属于橄榄石拉斑玄武岩。橄榄石和斜长石是常见的斑晶，而富钙单斜辉石斑晶很少见；橄榄石有两代，可见于斑晶和基质中；辉石以普通辉石为主，斜长石主要产于基质中。岩石通常具有粒状结构，因为岩浆喷发到海洋底部，喷发到海水中，海水的温度从900 ~ 1000℃突然下降因此，形成的岩石发育地壳是一个玻璃状的冷凝边缘、内部为细粒结构、整体上呈枕状结构，有时呈孔状结构，或层状结构、块状或透镜状输出。突然冷却的岩浆也会加热海水，形成独特的热液系统一方面，MORB热液会变成细碧岩，玄武岩浆分异形成的中酸性火山岩会因热液蚀变而变成角斑岩和石英角斑岩另一方面，蚀变热液可以形成海底矿物。因为海洋地壳非常薄，MORB在上升过程中很少被地壳污染，所以MORB的成分可以用来恢复地球的化学成分s慢源区。

虽然MORB在大洋中脊反复溢出喷出，是大洋地壳的一部分，但还是很少见。因为它们位于深海，人类很难观测到地震活动是许多大洋中脊喷发提供的唯一信号，但冰岛是大洋中脊高出海平面的地方，人们可以直接观察到这种火山活动。此外，海洋地壳通过板块构造运动不断循环进入地幔，这使得MORB在陆地上很少见。

板块汇聚边缘

会聚大陆边缘是海洋岩石圈向大陆俯冲的板块会聚带这里的构造环境处于强烈挤压状态，地壳因挤压而横向缩短，纵向增厚。大陆边缘有一个复杂的岩浆源区，就是大陆地壳、地幔和海洋地壳、地幔相互作用和混合区与前两个环境源区最大的区别是洋壳在俯冲过程中携带了相当数量的H2O和其他挥发性成分，使得源区富含H2O甚至饱和H2O，所以这类玄武岩的形成机制是部分熔融带水。

由于俯冲洋壳中的水分，其中矿物的熔融行为发生了变化，单斜辉石分解为橄榄石（固相）及H2O（液相）因为系统的压力范围从0.5GPa扩大到2.0GPa，所以在0～66km的大范围内形成的玄武岩都是H2O含量高的类型。H2O2  在源区的存在也使系统处于高fO2 的状态磁铁矿结晶于岩浆结晶早期，岩浆不随富铁趋势演化，这是钙碱性玄武岩系列与拉斑玄武岩系列的区别。岩浆形成上升后，由于压力下降和H2O逃逸而下降，岩浆的液相线温度迅速上升，导致快速结晶，往往伴有结晶分异，形成典型的岛弧构造环境中的玄武岩-安山岩-英安岩组合。

大陆裂谷

大陆裂谷是大陆内部的拉张带，是大陆地壳裂解、细化向阳壳转化的结构位置。岩石圈减薄与地幔软流圈隆升有关。东非裂谷的地壳已经减薄到20km，岩石圈明显比周围的岩石圈薄。而大陆裂谷的拉伸速度低于大洋中脊，比如著名的东非裂谷，拉伸速度为0. 6 cm/中国东北和华北新生代裂谷的伸展速度为0.6～0.15cm/a。在裂谷发展初期，岩石圈缓慢伸展导致软流圈上涌速度缓慢，减压熔融加深，温度升高幅度减小，因此熔融程度一般低于大洋中脊环境下的岩浆。一般来说，熔融程度低的岩浆中不相容元素的含量高，反之亦然，因为这些元素容易进入熔体，而且这些成分在初始熔融阶段就迅速进入熔体，熔融程度低时含有的比例大；熔融程度高时，其他元素也大量进入，不相容元素被稀释，比例降低。隆起很少的软流圈（深度较大）低度部分熔融形成碱性玄武岩和其他富碱岩石，如碱性橄榄玄武岩、碧玄岩、下石岩等类型，盛产于K2O、Na2O 和不相容元素。随着裂谷的发展，软流圈进一步上升，可以形成大量拉斑玄武岩岩浆，其成分越来越类似于大洋中脊玄武岩。

大陆裂谷可以产生陆地上最大的玄武岩流，形成大陆溢流玄武岩，喷发可以重复发生数百万年，产生一层又一层的玄武岩。代表性的例子有中国的峨眉山玄武岩和印度的德干玄武岩、俄罗斯西伯利亚玄武岩、卢旺达的Basanite，东非大裂谷的西支-粗面岩、东非大裂谷西支中新世至现代玄武岩。

海洋板块中的热点

大洋板块中的火山岛和火山链也是产生大量玄武岩的地方来自地幔的岩浆携带能量，通过孤立的热点释放出来其岩石类型包括拉斑玄武岩和碱性玄武岩。

例如，夏威夷群岛是海洋热点上玄武岩形成的典型例子。夏威夷岛链中的所有岛屿都是由海底玄武岩喷发形成的，海底玄武岩喷发始于30万至60万年前的太平洋海底火山喷发火山锥随着岩浆的反复喷发而增大，玄武岩流层层叠叠。直到大约100，000年前，夏威夷岛链才变得足够高，从海洋中浮现出岛屿。

地外环境

月球

月海是月球表面相对低洼的平原用肉眼看月亮，有一些黑点那些大片的暗区就是月海，月海是月球表面的主要地理单元，约占整个月球表面的25%整个月海被玄武岩形成的熔岩流覆盖。

在39～31.5亿年前，月球上发生过多次猛烈的玄武岩喷发，大量玄武岩填满了厚度为0.5～2.5km，称为月海泛滥事件，故名月海。

张采集的月壤样品e V 表明月球玄武岩具有与地球玄武岩相同的结构和构造，主要可分为斑状构造、辉绿/次辉绿结构、嵌晶结构、等颗粒结构等，主要矿物有单斜辉石、斜长石、橄榄石和钛铁矿， 次要矿物包括尖晶石、钾长石、磷灰石等副矿物为斜锆石、钙钛锆石等。

月球玄武岩和地球玄武岩的区别在于铁和钛的含量高月球玄武岩 FeO的范围约为17 ~ 22 %TiO2的含量为1～13%此外，月球玄武岩还表现出其他奇特的结构和化学特征比如，由于月球表面容易受到陨石的轰击，撞击变质作用强烈，加上月球表面缺氧缺水，月球玄武岩的氧化和水化作用较弱，相关矿物质缺乏。

2021年，我国科研人员使用超高空分辨率铀-铅（UPb）根据测年技术，在常玄武岩岩屑中发现了 503356多种富铀矿物对e5月球样品进行了分析，确定玄武岩形成的年龄为335620年.30±0.04 亿年，证实了月球是最“年轻”玄武岩的年龄是 203356亿年。这项研究表明，月球直到 203356亿年前仍有岩浆活动，这使得此前月球样本限定的岩浆活动停止时间延长了约 8356亿年。

金星

从1972年到1985年，五个金星和两个织女星着陆器成功地到达金星表面，金星和织女星的化学分析表面矿物进行了X射线荧光和γ射线分析传回的结果显示，着陆点的岩石是碱性玄武岩。金星探测雷达揭示了80的金星表面%左右两侧被玄武岩熔岩流覆盖，部分区域表现出与未风化玄武岩一致的高反射率，表明在过去的250万年间金星表面仍有玄武岩火山活动。

火星

从火星表面传回的数据和遥感图像来看，玄武岩也是火星表面常见的岩石，大部分火星陨石的矿物化学成分与地球玄武岩相似。奥林匹斯山是太阳系的最高峰，是火星上的盾状火山像火星上的大多数火山一样，它是由玄武岩熔岩流堆积而成的。

形成玄武岩的岩浆源自上地幔因此，玄武岩的化学性质为研究地球深处的过程提供了线索。

在地球上，大部分玄武岩是地幔物质减压熔融形成的。因为地球深部处于高压之下，上地幔的物质在高压下提高了熔点，所以上地幔的物质几乎都是固体。然而，地幔物质在各种构造应力下缓慢变形当构造应力导致地幔物质向上蠕变时，上升物质的熔点会因周围压力的降低而下降到足以部分熔化岩石，玄武岩浆会从地壳薄弱部位溢出。

熔融的玄武岩熔岩由于SiO 2 含量相对较低，粘度较低，导致熔岩流快速运动，冷却凝固前大规模扩散，形成覆盖数千万至数百万平方公里的大陆溢流玄武岩，流动过程中携带大量挥发性气体，岩浆冷却过程不同，冷却成岩后形成各种构造和构造。

玄武岩是地球上最常见的火山岩类型，占地球上所有火山岩的90%上面，它是自然界中最常见的熔岩，几乎是所有其他熔岩的五倍。它们几乎覆盖了所有的海洋地壳，包括夏威夷岛、法罗群岛和留尼汪岛等许多海洋岛屿的主要岩石。

在陆地上，岩石流岩石，往往很厚，中国生产、北美、南美、印度、西伯利亚等地有大规模溢流玄武岩，面积达几十万平方公里，形成大火成岩省如印度的德干高原玄武岩为503,356 km2，中国和四川的峨眉山玄武岩为263,356 km2，全世界分布面积超过300万km2，占陆地表面的1/50。

在中国，玄武岩分布很广，从东到西。例如，有前寒武纪熊 秦岭如东二群玄武岩，秦岭和祁连造山带有大量加里东期基性熔岩活动，构成甘肃白银厂和河南桐柏刘山岩细碧岩-石英角斑岩系。中国西南的云、贵、四川有二叠纪峨眉山玄武岩组成的大陆溢流岩系。南京、六合地区和海南发育第三纪玄武岩流，河北省汉诺坝地区第三纪玄武岩流的分布在国内外都很有名。新生代玄武岩分布于我国东北和东部，其中大同地区发育第四纪玄武岩、长白山、五大连池。

与裸露在地表的花岗岩相比表层，玄武岩风化速度相对较快。这是因为温度较高的玄武岩中结晶的矿物含量较高，形成玄武岩的岩浆中含有较多的水蒸气，所以玄武岩中的矿物在地表温度和潮湿的环境中相对不稳定，在表生作用下更容易风化。大部分玄武岩含钾量低，部分玄武岩风化后会转化为富钙粘土（蒙脱石）而不是富含钾的粘土（伊利石）经过进一步风化，特别是在热带气候下，蒙脱石会转化为高岭石或一水硬铝石；一部分形成氧化铁，使岩石从棕色变成铁锈红色。玄武岩的最终风化产物是一水硬铝石和氧化铁的混合物，产生了独特的热带土壤——铝矾土或红土。比如峨眉山玄武岩，局部地区有红土化现象，有时能形成很好的铝土矿层。

地球深处 地壳的高温高压环境会将玄武岩转化为相应的变质岩。玄武岩是变质区的重要岩石，因为它能提供该区变质条件的重要信息。根据变质作用的温度和压力，与玄武岩对应的变质岩可能包括绿片岩或辉石。

构成大洋中脊的玄武岩中含有大量还原性亚铁离子和锰离子，为细菌提供了潜在的能量来源铁细菌和硫细菌可以在海底热液喷口附近的玄武岩上生长，这些相互作用可能导致生命起源的一些相关过程。

玄武岩的固碳过程是地球化学的重要环节在地球演化的历史过程中扮演着重要的角色。玄武岩在化学风化过程中会释放出水溶性的钙离子，与大气中的 CO2 结合形成CaCO3 ，被带到海洋中封存成碳酸盐沉积。

玄武岩广泛分布在地球上地壳，资源丰富它具有独特的自然属性和优异的性能，是人类生存和发展的基本物质资源。

玄武岩结构致密，抗压强度大，抗风化能力强，耐磨性好、硬度大、吃水量少、导电性能差、抗压性强、压碎值低、抗腐蚀性强、抗滑系数大、与沥青的附着力强等独特的自然属性和优异性能，被广泛用于制备混凝土建筑材料、建筑装饰材料与玄武岩纤维生产、岩棉、铸石、鳞片等工业产品。

自20世纪90年代以来，玄武岩纤维逐渐成为产业发展的重点，但玄武岩连续纤维和玄武岩薄片的开发仍处于起步阶段，玄武岩连续纤维已具规模、产业化发展技术有待突破。玄武岩作为放射性废物固化的基础材料，也处于基础研发阶段，前景良好。可以预见，随着科技的发展和人类社会的进步，基于玄武岩的新材料将会越来越多，玄武岩的应用具有广阔的发展前景。

此外，玄武岩地区蕴藏着丰富的矿产资源。玄武岩的孔隙可以被自然铜填充、钻矿、冰洲石、玛瑙等贵金属和非金属矿物，中国东部玄武岩中有刚玉巨晶，产出蓝宝石和红宝石。有些铜矿与玄武岩关系密切，如中国台湾省金瓜石的自然铜产于玄武岩孔隙中，甘肃白银厂和河南桐柏刘山岩的细碧岩-石英角斑岩系中也有铜矿床。玄武岩柱状节理发育时，往往形成集水透水体，也可成为油气通道。此外，玄武岩还可以是一些油气田的底部和盖层，如辽河地区一些含油段的底部。