玄武岩（basalt）是一种地表常见的细粒致密的深灰、深黑色 火山岩 ，一般由基性 岩浆 喷出地表后冷却形成，化学成分以SiO 2 、Al 2 O 3 、CaO为主，矿物组成以 斜长石 和 辉石 为主。在 地壳 分布极为广泛，地球上绝大多数的火山岩是玄武岩，几乎所有的大洋洋壳都被玄武岩覆盖，在陆地玄武岩多呈巨厚层的岩流和岩被，面积可达几十万甚至上百万平方公里，例如 峨眉山 玄武岩 。除此之外，玄武岩也广泛地分布于 金星 、 火星 、月球等已知的 太阳系 行星 及其主要 卫星 的表面。在地球上，玄武岩资源丰富，具有独特的天然属性及优异性能，是人类赖以生存和发展的基础 物质资源 。
基本概念
火山岩 由于矿物颗粒细小，很难识别，许多是玻璃质， 显微镜 下很难确定其成分，故需要借助岩石 化学 分析加以判断。为了规范火山岩的命名，方便学术交流，1989年第 28届国际地质大会上IUGS（ 国际地质科学联合会 ）通过以硅（SiO 2 ）-碱（Na 2 O+K 2 O）含量为分类标准的火山岩 TAS分类。IUGS 将SiO 2 含量为45%～52%，总碱量低于 5% 的火山岩命名为玄武岩，在此标准之下，又根据玄武岩的 化学元素 的差异，分出许多亚类，例如 拉斑玄武岩 、 碱性玄武岩 、 高铝玄武岩 等 。
但是很多现行的岩石学教材(例如《岩石学》 )仍按照 苏联 标准，根据 岩浆岩 中SiO 2 含量的不同将岩浆岩分为四大类： 超基性岩 、基性岩、 中性岩 类和酸性岩类，在此基础上又根据岩浆岩的形成环境划分成： 深成岩 、 浅成岩 和 喷出岩 ，玄武岩被归类于基性 喷出岩 。
英文“basalt”一词最早使用于 德国 冶金学家 Georgius Agricola 在1546年发行的著作《自然化石》（ De Natura Fossilium）一书，来源于拼写错误的 拉丁语 “basanites”（非常坚硬的石头）一词，现代术语描述的是 熔岩 形成岩石的特定成分 。汉语玄武岩一词，最早可能来源于 日文 ，以地名为岩石命名，用以描述 兵库县 玄武洞发现的黑色橄榄玄武岩 。
主要特征
矿化组成
玄武岩化学成分以SiO 2 、Al 2 O 3 、CaO为主，其中SiO 2 含量为45%～52%，Al 2 O 3 含量可达15%， CaO 可达10%， FeO 含量5～14 %， MgO 含量5～12%，TiO 2 含量0.5～2.0 %，化学成分与基性侵入岩 辉长岩 或 辉绿岩 相似，但是由于形成条件不同，不同地区、不同结构的玄武岩中各种元素略有差异 。
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，不含 石英 或只含少量石英。除此之外，玄武岩存在少量的 磁铁矿 和 钛铁矿 等铁、钛 氧化物 ，因为这些氧化物矿物的存在，玄武岩在冷却时可以获得强烈的磁性特征，该特征广泛地应用于 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-灰绿以及暗紫等色，这是因为玄武岩含有较高含量的 辉石 、 角闪石 等深色矿物，但随着玄武岩中 培长石 含量的增高，玄武岩的颜色可以变浅（如浅灰色）。玄武岩的块体密度为2.8～3.3g/cm³，孔隙率为0.5～7.5%，吸水率0.3～2.8%；结构致密的玄武岩压缩强度可达300MPa以上，存在玻璃质及气孔时强度会降低。其泊松比为0.1～0.35，内聚力0.06～1.4MPa，内摩擦角36～61°，莫氏硬度5～7，抗风化能力较强。此外，玄武岩具有耐极端温度特性，可耐受760℃高温和-273℃低温（接近绝对零度），能够适应月球表面昼夜温差超300℃的环境。在地表常压环境中，温度高于1200°C时，玄武岩呈液态，温度接近或低于1000°C时呈固态 。
结构特征
玄武岩的结构是岩石中组成部分（矿物颗粒和玻璃质）的结晶程度、颗粒大小、自形程度及其相互间的关系。玄武岩所表现出的结构特征取决于岩石形成时的温度、压力、粘度、冷却速度等物理化学条件 。
玄武岩的常见结构有斑状结构、无斑隐晶质结构、玻璃质和半晶质结构。常见的 斑晶 矿物包括斜长石、 橄榄石 和 辉石 ，其中橄榄石常蚀变为褐红色的 伊丁石 。由于这些矿物熔融温度较高，在 岩浆 冷却过程中会优先形成较大的晶体颗粒，并嵌入粒度更细的基质中。以大同火山群的拉斑玄武岩为例，秋林玄武岩的晶体总量较少（<10%），而龙堡、大峪口玄武岩的晶体总量可达50%，含大量斑晶及聚斑晶。大多数玄武岩的基质都是隐晶质，故一般在肉眼下分辨不出基质的矿物成分，只有个别种属（ 粗玄岩 ）中，才能看见基质中的斜长石 微晶 和辉石微晶 。针对玄武岩基质的结构特征，进一步划分为如下类型：
间隐结构（intersertal texture） ：在小板条状微晶 培长石 组成的不规则空隙中充填隐晶质和玻璃质，其中玻璃质有的已脱玻化。这种结构反映了岩石形成于快速冷却环境中 ；
间粒结构（intergranular texture） ：又称为粒玄结构或粗玄结构，较自形的条状斜长石微晶构成的不规则空间内充填了细小的 辉石 、 橄榄石 和 磁铁矿 等。这种结构反映了 岩浆 冷却速度较缓慢的环境。在较厚岩流的中下部位也可能出现局部的辉绿结构 ；
间粒-间隐结构（拉斑玄武结构，tholeiitic texture） ：属于过渡类型，其中由 培长石 构成的三角形孔隙中充填了辉石、磁铁矿和玻璃质 ；
玻基斑状结构（vitrophyric texture） ：由于岩浆更快的冷却，斜长石 微晶 来不及结晶，基质完全由火山玻璃组成，如果岩石中无 斑晶 或斑晶的体积分数小于5%，则为玻璃质结构 。
构造特征
玄武岩的构造是指岩石中不同矿物集合体之间的排列方式和填充方式，与玄武岩形成时的 岩浆 特点、形成地点、岩浆的流动条件等因素相关 。玄武岩中常见的构造有：
块状构造（massive structure）
块状构造是玄武岩中最常见的一种构造，是指组成岩石的矿物在整个岩石中分布是均匀的，其排列无一定次序，无一定方向的构造 。
气孔 构造（vesicular structure）
形成玄武岩的岩浆内含有大量的 挥发性 气体，当岩浆受到地下巨大的压力作用时，它就会沿着 地壳 薄弱的地带喷溢到地表，到达地表后因为围压降低，岩浆中所含的挥发性气体达到 过饱和 ，气体便会从岩浆中分离出来形成大量气泡，这些气泡一部分散逸于大气中，一部分则由于岩浆迅速冷却凝固而保留在岩石中形成空洞，形成气孔构造。玄武岩中的气孔的形状多呈圆形、次圆形或不规则形，气孔的拉长方向一般指示岩流流动的方向 。
注意，含有 气孔 构造的玄武岩并不等同于 浮岩 （俗称 搓澡石 ），虽然二者均为喷出岩，均含有气孔，但浮岩是一种酸性火山 喷出岩 ，SiO 2 （>66%）的含量远高于玄武岩，且浮岩中气孔体积往往占据岩石体积的一半以上，密度远小于玄武岩 。
杏仁构造 （amygdaloidal structure）
当玄武岩中的气孔被 方解石 、 绿泥石 、 绿帘石 、 蛋白石 、 玉髓 、 沸石 等后期矿物所充填时，充填物宛如 苦杏仁 ，便形成杏仁构造 。
柱状 节理 （columnar 节理 ）
柱状 节理 是玄武岩中常见的原生构造，多见于厚层 熔岩 。在厚层熔岩流冷却形成玄武岩的过程中，由于 岩浆 冷却收缩而产生张裂隙，这些张裂隙将岩石切割成规则的 多边形 柱状 体，断面呈 六边形 、 五边形 、 四边形 等，以六边形最常见，柱体直径可以从几厘米到数米不等，高度可达30多米。柱状节理的尺寸和规模取决于岩浆的冷却 速率 ，快速冷却形成较小的柱体，而缓慢冷却更有可能产生粗壮的玄武岩柱 。
柱体节理垂直于熔岩层的流动方向，柱体节理一般互相平行，笔直延伸。但有时也可发生弯曲，这是因为这些柱体在形成时尚未完全硬化， 熔岩 流继续向前流动，促使柱体一定部位发生弯曲或倾斜，利用柱体倾斜的方位可确定熔岩的流动方向。但是， 柱状 节理 不仅发育在于玄武岩中，也可以产生于酸性熔岩和 凝灰岩 中，在靠近火山口附近的 次火山岩 中也有发育 。
枕状构造（pillow structure）
枕状构造是海底形成的玄武岩的常见构造，当形成玄武岩的 岩浆 在 海底喷发 或流入大海时，与冰冷海水接触会 灭表面，形成独特的枕头形外壳，不断溢出的炽热岩浆挤破枕头形外壳，像牙膏一样挤出破裂形成另一个枕头，如此反复渗出和淬灭便形成的细长的 熔岩 “枕头”。每个枕头的尺寸从几厘米到几米不等，互相堆积，每一个枕体，一般顶面上凸， 底面 较平，外部为玻璃质壳，向内逐渐变为 显晶质 ，二者之间还可有同心层状分布的 气孔 或杏仁体。 枕状熔岩 常被 沉积物 充填，其中还可以找到海相化石。枕状构造发育于熔岩层的顶面上，据此可了解熔岩层的顶底面 。
主要分类
（1）根据玄武岩 化学 成分不同可划分为
根据玄武岩的化学成分分类是国际学界沿用的主流分类，已得到各国科学家广泛认可 ，具体分类如下：
拉斑玄武岩 （Tholeiitic magma series） ：化学成分上含SiO 2 较高（平均49%～51%），碱质较低（K 2 O+Na 2 O :2～4%）。矿物成分主要为基性 培长石 和 辉石 ，其次可有 橄榄石 （多呈 斑晶 出现）。拉斑玄武岩在 地壳 中分布广泛，在大洋岛屿、大洋中脊、 深海盆地和大陆内部都有出露，可与 安山岩 、 英安岩 、 流纹岩 等共生。 中国 峨眉山 二叠纪 喷发的玄武岩中含有拉斑玄武岩 。
高铝玄武岩 （High-alumina basalt ） ：其化学成分特点是Al 2 O 3 含量高（>16%），SiO 2 含量略低于 拉斑玄武岩 。矿物成分与拉斑玄武岩相似，不同之处在于 斜长石 含量高且向酸性斜长石过渡，有时可出现 碱性长石 。高铝玄武岩多分布于大陆造山带、岛弧和活动 大陆边缘 ，常与安山岩、英安岩、流纹岩等共生 。
碱性玄武岩 （Alkali basalt） ：其化学成分特点是SiO 2 含量低（45%～48%），碱质高（其中K 2 O更高）。在矿物成分上与上述两类相似，但常含大量的 橄榄石 ，有时含碱性长石甚至 似长石 。碱性玄武岩主要分布于大陆以及大洋岛屿环境中。碱性玄武岩在 中国 分布广泛，在东部 新生代 的玄武岩较发育，自东北 黑龙江省 、辽宁 双辽 、 丹东市 、 张家口市 、山东北岛、 江苏省 和 安徽 一带，直至 福建省 、 海南岛 ，均有出露 。
（2）根据玄武岩所含 斑晶 矿物成分成分划分为
橄榄玄武岩 ： 斑晶成分主要为橄榄石，若橄榄石已变为 伊丁石 则称 伊丁玄武岩 。
辉石 玄武岩： 斑晶主要成分为辉石。
斜长玄武岩： 斑晶主要成分为 培长石 。
此外，玄武岩也可根据特殊的结构和构造命名，如玻基斑状玄武岩、 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都是隐晶质的，一般在肉眼下分辨不出其矿物成分，故利用一些特殊构造可以帮助研究人员在野外地质考察时，对玄武岩快速初步定名。
形成环境
玄武岩由低粘度的富含镁和铁的 熔岩 （镁铁质熔岩）在星球表面或近地表降压冷却形成，形成 地球 的大部分 地壳 ，也是 太阳系 其他 行星 或 卫星 上的重要岩石类型 。例如， 金星 约80%的平原表面覆盖玄武岩，月球的月海区域被玄武岩形成平原所覆盖，玄武岩也是 火星 、 木卫三 和 灶神星 表面的常见岩石 。
地球环境
玄武岩在全球分布十分广泛，90%以上的 火山岩 是玄武岩，其 岩浆 的形成与全球构造（如裂谷扩张、板块俯冲消减、 地幔 的深部作用等过程）最为密切，因而产出于多种板块构造演化环境中，参与板块构造演化的全过程和各个重要阶段，是所有火成岩中最主要的构造 地球化学 指示剂 。玄武岩中的相关元素图解和比值是研究火成岩 成岩作用 和形成构造环境的判别重要工具 。
地球上发现的大部分玄武岩都是在三种环境中产生：板块离散边界（ 洋中脊 和大陆裂谷）、板块汇聚边界（俯冲带）以及板块内部（洋岛或者陆内热点型 岩浆作用 ），以下介绍三种构造环境产出的不同成分的玄武岩 。
板块离散边界（ 洋中脊 ）
地球 大部分的玄武岩是在大洋中脊的板块离散边界上产生。来自于 软流圈 地幔 经过 减压 熔融所形成的 岩浆 ，进一步演化后在大洋中脊喷出形成发育最丰富的 洋中脊 玄武岩（Mid-Ocean Ridge Basalt，MORB），并不断的推挤洋中脊两侧的旧洋壳从而形成新生的洋壳 。
大洋 地壳 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较低压力及高温的条件下经高度部分熔融形成的，属于减压熔融产生的岩浆。当洋中脊发生快速拉张时，热的软流圈地幔物质上涌，温度一般在1330℃～1400℃之间，由于上涌速度快，地幔物质快速到达浅部时，温度变化并不显著，这个过程称为绝热上升（adiabatic rise）。加上洋壳薄，经过快速降压的高温 软流圈 地幔 物质在浅部发生部分熔融，使洋中脊地区成为 地球 上 岩浆 活动发生频繁的地带。 玄武 质岩浆的源区地幔常常亏损玄武质组分，源区以亏损的 二辉橄榄岩 和方辉橄榄岩为主。由这种源区熔出的岩浆亦亏损不相容组分，加之上覆 地壳 没有富含不相容组分的花岗质岩石，原生岩浆不会因同化混染作用有大的成分变化，于是在这种背景下便形成低K 2 O、TiO2 及不相容元素的洋中脊拉斑玄武岩，亦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 。
洋中脊玄武岩化学成分特征是SiO 2 偏低，低K 2 O（<0.2%），低TiO 2 （<2.0%），而有较高的Al 2 O 3 、 CaO 、Cr 2 O 3 ， 87 Sr/ 86 Sr的比值较低，一般为0.7029～0.7035。其岩石特征是含有 橄榄石 、 辉石 和 培长石 ，属于橄榄拉斑玄武岩。橄榄石和 斜长石 是常见的 斑晶 矿物，富钙 单斜 辉石 斑晶少见；其中橄榄石有两个世代，在斑晶和基质中均可出现；辉石主要是 普通辉石 ， 斜长石 主要出现在基质中。岩石通常为微粒结构，因为 岩浆 喷发到大洋底部，喷发到海水中，从900～1000℃骤然降低到海水的温度，因此，形成的岩石发育外壳为玻璃质的冷凝边、内部为细粒结构、整体显示为枕状构造，有时为 气孔 构造，也可以呈层状、块状或 透镜 状产出。骤然降温的岩浆也会加热海水，形成独特的水热系统，一方面，将MORB热液蚀变为 细碧岩 ，玄武质岩浆分异形成的中酸性 火山岩 ，因遭受热液蚀变转变成 角斑岩 和 石英 角斑岩，另一方面，蚀变的热液可以形成海底矿产。由于大洋 地壳 很薄，MORB上升过程中受到的地壳混染很少，因而MORB的成分可以用来反演地慢源区的 化学 组成 。
尽管MORB在大洋中脊反复溢流喷出，是洋壳的组成部分，但依旧很少见。因为它们地处深海，人类很难观测，地震活动是许多 洋中脊 喷发为人类提供的唯一信号，但 冰岛 是一个 洋中脊 被抬高到 地平线 以上的地方，人们可以直接观察到这种火山活动。除此之外， 海洋地壳 通过板块 地壳运动 不断循环进入 地幔 ，致使MORB在陆地很少见 。
板块汇聚边缘
汇聚型 大陆边缘 是大洋 岩石圈 向大陆俯冲的板块汇聚地带，这里的构造环境处于强烈的挤压状态， 地壳 因挤压而在水平方向缩短，垂直方向加厚。大陆边缘具有复杂的 岩浆 源区，是 大陆地壳 、地幔，以及大洋地壳、地幔相互作用及混杂的地带，与前面两种环境源区的最大差别是，洋壳在俯冲时携带了数量可观的H 2 O及其他挥发组分，使源区形成富H 2 O甚至饱和H 2 O的条件，因此这类玄武岩的形成机制是有水参与的部分熔融 。
由于俯冲洋壳含水，其中的矿物熔融行为发生了改变， 单斜辉石 分解为 橄榄石 （固相）及H 2 O（液相）的 不一致熔融 反应，由于体系的压力范围从<0.5GPa扩大到<2.0GPa，这样在0～66km的大范围内形成的玄武岩均为含H 2 O较高的类型。源区中H 2 O 的存在还使得体系处于高f O2 的条件， 岩浆 结晶时 磁铁矿 在早期晶出，岩浆不发生富铁趋势的演化，而这正是钙 碱性玄武岩 系列与 拉斑玄武岩系列不同之处。岩浆形成并且上升后，因压力降低，H 2 O逸出而减少，岩浆的 液相线温度 将快速上升而导致快速结晶，并常伴随有结晶分异作用，形成 岛弧 构造环境下典型的玄武岩- 安山岩 - 英安岩 组合 。
大陆裂谷
大陆裂谷是大陆内部的拉张地带，是陆壳裂解、减薄向洋壳转变的构造部位。 岩石圈 的减薄与 地幔 软流圈 的隆升有关。东非裂谷的 地壳 已减薄至20km，岩石圈也较周围的岩石圈明显变薄。但大陆裂谷的拉张速度低于洋中脊，如著名的东非裂谷拉张速度为0. 6 cm/a，中国 新生代 东北地区 及 华北地区 发育的裂谷拉张速度为0.6～0.15cm/a 。裂谷发展的初期，岩石圈的缓慢拉伸导致软流圈上涌速度变慢， 减压 熔融的部位加深，温度增加幅度减小，因此熔融程度一般低于洋中脊环境中的 岩浆 。一般认为，熔融程度低的岩浆不相容元素含量高，反之则低，因为这些元素极易进入熔体，在起始熔融阶段，这些组分就很快进入熔体，熔融程度低时，它们所含的比例大；熔融程度高时，其他的元素也大量进入，不相容元素被稀释而比例降低。由隆升幅度不大的 软流圈 （深度较大）低程度部分熔融形成 碱性玄武岩 及其他富碱岩石，如 碱性橄榄玄武岩 、 碧玄岩 、 霞石岩 等类型，富含K 2 O、Na 2 O 及不相容元素。随着裂谷的发展，软流圈进一步上升，可形成大量的拉斑玄武质 岩浆 ，且成分上越来越与洋中脊玄武岩相似 。
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，喷发可以在数百万年内反复发生，产生一层又一层的玄武岩。代表性实例有中国 峨眉山 玄武岩 ， 印度 德干玄武岩、 俄罗斯 西伯利亚 玄武岩、 东非大裂谷 西支 卢旺达 碧玄岩- 粗面岩 、 东非大裂谷 西支 Kivu 中新世至现代玄武岩 。
大洋板块内部热点
大洋板块内的火山岛和 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一个个孤立的热点释放，其岩石类型既有 拉斑玄武岩 ，也有 碱性玄武岩 。
例如 夏威夷群岛 是玄武岩形成于海洋热点之上的一个典型实例。 夏威夷岛 链中的所有岛屿都是由海底玄武岩喷发而形成的，它们始于30万到60万年前的 太平洋 海底火山 喷发， 火山锥 随着 岩浆 反复喷发而增长，一层又一层的玄武岩流叠置。大约直到10万年前， 夏威夷 岛链变得足够高而成为一个个岛屿从海洋中出现 。
地外环境
月球
月球月海是月球表面比较低洼的平原，用肉眼遥望月球有些黑暗色斑块，那些大面积的阴暗区就是月海，是月球表面的主要地理单元，面积约占全月面的25%，整个月海被玄武岩形成的熔岩流覆盖 。
在39～31.5亿年前，月球发生过多次剧烈的玄武岩喷发事件，大量玄武岩填充了月海，厚度达0.5～2.5km，称为月海泛滥事件，月海因此而成 。
嫦娥五号探测器 采集到的 月壤 样品显示， 月海玄武岩 具有类似 地球 玄武岩一样的结构和构造，主要可以划分为 斑状结构 、辉绿/次辉绿结构、 嵌晶结构 、 等粒结构 等， 主要矿物 包括 单斜辉石 、 培长石 、 橄榄石 和 钛铁矿 , 次要矿物包括 尖晶石 、 钾长石 、 磷灰石 等，副矿物包括 斜 锆石 、钙钛锆石等 。
月球玄武岩与地球玄武岩的不同之处主要在于其高铁和高钛含量，月球玄武岩 FeO 的范围为约17～22 %，TiO 2 含量为1～13%。除此之外，月球玄武岩显示出其他奇特的结构和 化学 特征，例如因为月球表面容易受到 陨石 轰击， 冲击 变质作用 较强，且月球表面缺氧缺水，所以月球玄武岩氧化作用和水合作用微弱，相关矿物缺乏 。
2021年，中国科研人员利用超高空间 分辨率 -铅（UPb）定年技术，对 嫦娥五号探测器 月球样品玄武岩岩屑中 50 余颗富铀矿物进行分析，确定玄武岩形成年龄为 20.30±0.04 亿年，证实月球最“年轻”玄武岩年龄为 20 亿年。这项研究表明，月球直到 20 亿年前仍存在岩浆活动，将以往月球样采集品限定的岩浆活动停止时间延长了约 8 亿年 。
2024年，中国科研人员从 嫦娥六号探测器 月壤样品中，挑选出了首批108颗玄武岩岩屑颗粒，发现绝大部分都是28亿年的，其中有一颗42亿年的玄武岩岩屑非常特殊，目前是嫦娥六号返回样品里最老的玄武岩，所以月球背面的岩浆活动持续了至少14亿年， 关于月球的资料 的深部的性质在这段时间发生了比较大的变化。
2025年2月28日，由 国家航天局 组织， 中国地质科学院 地质研究所离子探针中心牵头组成的联合研究团队，发布嫦娥六号月球背面样品最新研究成果，通过研究嫦娥六号 月背 样品中的玄武岩，验证了全月尺度月球 岩浆 洋假说，并提出形成月背 南极洲 艾特肯 盆地的巨大撞击可能改造了该区域的早期月幔，为探索月球起源和演化提供了关键科学依据。 中国科学家对 嫦娥六号探测器 采自月球背面南极-艾特肯盆地(SPA)的28亿年前的玄武岩样品进行研究，取得一项科学成果——揭示月球背面 关于月球的资料 物质的“超亏损”(通俗而言即异常“贫瘠”)特征，并提出其成因的两种可能模型，从而为全面了解月球早期的壳-幔演化历史提供了关键信息。
这项破解月球内部异常“贫瘠”之谜的成果论文，由 中国科学院国家天文台 联合中国科学院地质与 地球 物理研究所、 中国地质大学 (北京)、 北京高压科学研究中心 、 东华理工大学 等多家科研院校的研究团队共同完成，并同 嫦娥六号探测器 月背 样品的另三项科研成果一起，于北京时间2025年7月9日夜间以封面文章形式在国际知名 学术期刊 《自然》上线发表。
金星
1972年至1985年期间，五架 金星 和两架VEGA着陆器成功到达金星表面，并使用X 射线 荧光 和 γ射线 分析进行的金星地表矿物化学分析，返回的结果表明着陆点的岩石是 碱性玄武岩 。 金星探测器 雷达揭示金星表面的80%左右被玄武岩熔岩流覆盖，一些区域显示出与未风化玄武岩一致的高 反射率 ，表明过去250万年内金星表面仍有玄武岩火山活动 。
从 火星 表面传回的数据以及 遥感 影像分析玄武岩也是火星表面的一种常见岩石，多数 火星陨石 的矿物化学成分与 地球 玄武岩相似。 太阳系 内最高的山峰 奥林匹斯山 是火星上的一座盾状火山，它像火星上大多数火山一样，是由玄武岩 熔岩 流形成堆叠形成 。
形成过程
形成玄武岩的 岩浆 起源于 上地幔 ，因此，玄武岩的 化学性质 为研究地球内部深处的过程提供了线索 。
在地球上，大多数玄武岩都是通过 地幔 物质的 减压 融化形成。由于地球深处处于高压状态，上地幔的物质在高压状态下提高了 熔点 ，因此几乎所有的上地幔物质都是固体。然而，地幔物质在各种构造 应力 下发生缓慢变形，当构造应力导致地幔物质向上蠕动时，上升的物质由于周围压力的降低会导致其熔点下降到足以使岩石部分融化，就会产生玄武岩浆从 地壳 的薄弱处溢流而出 。
熔融的玄武岩 熔岩 由于SiO 2 含量相对较低，因此具有较低的粘度，导致 熔岩 流可以快速移动，可以在冷却和凝固之前大面积扩散，形成覆盖数十至数百万平方公里的大陆溢流玄武岩，并且在流动过程中携带着大量挥发性气体，以及 岩浆 冷却过程有所差异，因此在冷却成岩后形成各种各样的结构和构造 。
分布区域
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%以上，是自然界中最常见的熔岩，差不多是所有其他熔岩的五倍还要多 。所有大洋的洋壳几乎全为它们所覆盖，也是包括 夏威夷岛 、 法罗群岛 和 留尼汪岛 等许多大洋岛屿的主要组成岩石。
在陆地，常呈巨厚层的岩流岩被产出，中国、北美、南美、 印度 、 西伯利亚地区 等地都有大规模的溢流玄武岩，面积可达几十万平方千米，形成大型火成岩省，如印度 德干高原 玄武岩分布达50万 km 2 ，中国四川 峨眉山 玄武岩也有26万 km 2 ，全世界分布面积300多万km 2 ，占陆地表面的1/50 。
在中国，玄武岩分布很广泛，从东部到西部各个时代的玄武岩都有。如东 秦岭 有前寒武纪熊耳群玄武岩喷溢，在 秦岭 和 祁连山脉 造山带有加里东期的大量基性 熔岩 活动，它们构成了甘肃白银厂和河南桐柏刘山岩地区的细碧岩-石英角斑岩系 。在中国 中国西南地区 的云、贵、川则有 二叠纪 峨眉山玄武岩 构成的大陆溢流式岩系 。 南京 、 六合 一带和 海南省 等地有 第三纪 的玄武岩流发育， 张家口市 一带有中外闻名的汉诺坝第三纪玄武岩流分布。在中国 东北 及东部分布有 新生代 玄武岩，其中 第四纪 玄武岩发育于 大同市 、长白山、 五大连池 。
风化及变质
与暴露在 地球 表面的 花岗石 相比，玄武岩风化速度相对更快。这是因为玄武岩在较高温度下结晶的矿物的含量更高，且形成玄武岩的 岩浆 所含水蒸汽更贫瘠，所以玄武岩中的矿物在地表温度以及较潮湿的环境中相对不稳定，在表生作用的影响下更易于风化。大多数玄武岩的钾含量低，玄武岩风化后一部分将会转化为富含钙的 黏土 （ 蒙脱石 ），而不是富钾粘土（ 伊来石 ），进一步风化后，特别是在热带气候中，会将蒙脱石转化为 高岭石 或 水铝石 ；一部分则形成 氧化铁 ，使岩石染成 棕色 至锈红色 。玄武岩最终风化产物是水铝矿与氧化铁的 混合物 ，产生了独特的 热带 土壤——铝铁土或 红土 。如 峨眉山 玄武岩 在某些地带存在红土化现象，有时可构成很好的 铝矾土 层 。
在 地壳 深处，高温高压环境会将玄武岩转化为对应的 变质岩 。玄武岩是变质区域内的重要岩石，因为它们可以提供影响该区域的 变质作用 条件的重要信息。根据变质作用的温度和压力，玄武岩对应的变质岩可能包括 绿片岩 或榴 辉石 等 。
参与地球演化
构成大洋中脊的玄武岩中存在的大量还原性二价 亚铁 离子和二价锰离子为细菌提供了潜在的能量来源， 铁细菌 和 硫细菌 可依附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某些生命起源的相关过程 。
玄武岩固碳过程是地球 二氧化碳 循环重要的重要环节，在地球演化历史过程中扮演着不可忽视的作用。玄武岩在 化学 风化的过程会释放出易溶于水的钙离子，与大气中的 CO 2 结合可形成CaCO 3 被带到海洋封变成 碳酸盐岩 沉积封存起来 。
资源应用
玄武岩广泛地分布于 地壳 ，资源储藏量非常丰富，其本身具有独特的天然属性及优异性能，是一种人类赖以生存和发展的基础 物质资源 。
玄武岩结构致密，压缩强度很大，抗风化能力强，具有耐磨性好、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 粘结力强等独特天然属性及优异性能，被广泛用于制备混凝土 建筑材料 、建筑装饰材料以及生产 玄武岩纤维 、 岩棉 、 铸石 、鳞片等工业产品 。
自20世纪90年代起，玄武岩纤维逐渐成为工业发展热点，但玄武岩连续纤维和玄武岩鳞片的发展尚属于起步阶段，玄武岩连续纤维大型规模化、产业化发展技术 待突破。玄武岩作为 放射性废物 固化 用基础材料，也处于基础研发阶段，前景良好。可以预计，随着科学技术的发展及人类社会的进步，将有越来越多基于玄武岩的新材料出现，玄武岩的应用有着广阔的发展前景 。2024年6月4日， 嫦娥六号探测器 完成 月背 “挖土”后，举起了一面大小300mm×200mm的五星红旗，该五星红旗由超细 玄武岩纤维 织成，重量只有11.3克。
除此之外，玄武岩地区蕴含藏丰富的矿产资源。玄武岩的 气孔 中可充填自然铜 、钻矿、 冰洲石 、 玛瑙 等贵重的金属和非金属矿产，中国东部的玄武岩中还有 刚玉 巨晶，出产 蓝宝石 和 红宝石 。有些 铜矿 和玄武岩密切相关，如中国台湾 金瓜石 的自然铜即产于玄武岩的气孔中，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。当玄武岩的 柱状 节理 发育时，常构成集水和透水体，也可成为油气的通道。另外玄武岩还可成为一些油气田的底层和 盖层 ，如下 辽河 地区的某些含油段的底层就是玄武岩 。