這說明新生代玄武巖巖漿的發生與低速層頂面位置直接相關，巖漿庫是由低速層內少量的局部熔漿向頂部分凝集中而形成。
由于從50-80kin深處的上地幔巖漿，攜帶比它比重大得多的橄欖巖包體噴出地表，是一個快速上升的過程，巖漿必定具有極大的上侵能力，深達巖石圈底部的斷裂是張性的
在考察自然界巖漿組分的化學變異趨勢時，要注意多種控制因素的重疊，尤其在出現“反常”現象時更為重要。例如，FeaO-~、Ala03是一個典型的例子。另外，要注意的是，當控制因素引起同步結果時，則組分的化學變異趨勢被加強
沿著這些達巖石圈深度的裂谷，幔源的玄武巖巖漿大量地、頻繁地噴出地表，大陸邊緣解體，逐漸向過渡型、大洋型地殼轉化。
本區新生代堿性玄武巖中橄欖石斑晶成分多在FO，0一Foso范圍內(基質橄欖石下限可擴大列Foso)拉斑系玄武巖多為F040-Fo。
漢諾壩的富斜方二輝巖包體的稀土分配型式和稀土總量都與上述二類包體相似。它不具有殘余堆積相輝石巖輕稀土強烈虧損及稀土總量很低的特點，而是比一般二輝橄欖巖包體稀土，尤其是中等稀土和某些重稀土富集，但較從玄武質巖漿中分離的輝石巖包體的稀土貧乏。
本區輝石巨晶與寄主玄武巖的Ka。數值絕大多數變動于0．29―0．38之間，其中巨晶輝石W0．18為本區較富Fe的類型，它與其寄主玄武巖WOO、W019之間的KD值很高，推測它不是上述玄武巖的液相線礦物，可能是偶然的捕虜晶。
中石榴石的化學分析結果，并計算了它們的端員組分。反映出巨晶的端員組分很相近似，由于石榴石巨晶中鉻的含量極低，因此不含鈣鉻榴石(Ura)，其它端員組分為鎂鋁榴石、鐵鋁榴石、鈣鋁榴石)、鈣鐵榴石，樣品中西山及西山系電子探針分析數據，我們未換算出Fes、，因此其And為零、錳鋁榴石。
揚子斷塊區東段的地質歷史，明顯可分為兩大發育階段，即前震旦紀斷塊基底地槽發展階段和震旦紀以后的斷塊蓋層(地臺)發展階段。
一般來說，渤海-下遼河裂谷玄武巖具有高的M值和較低的。初始比，說明這種大陸裂谷玄武巖的巖漿原始性較高，低壓巖漿分異和地殼混染較弱。
我們這里討論的是指原生(Primary)巖漿。地質學、巖石學和高溫高壓下巖石熔融實驗已表明，原生玄武巖巖漿來源于上地幔
原生巖漿是指。從固體源產生的原生熔體(Primary玄武巖巖漿的起源近年來關于原生巖漿的鑒別和它們形成的物理化學條件，特別是關于原生玄武巖巖漿的形成
對于標準分子來說，自東向西顯示了降低的趨勢，它們是巖漿中總堿(KaO+Na，O)含量的反映，這個變異趨勢是與這樣一種傳統觀點相違背的
馮家麟等(1982)研究了漢諾壩地區包體中斜方輝石的反應邊后指出，該反應邊厚約1-2mm，可分2-3個帶，從外至內分別為粒狀磁鐵礦及橄欖石集合體、粒狀橄欖石集合體、近于垂直接觸邊的棒狀橄欖石帶。
霞石玄武巖-橄欖霞石巖：顏色為黑灰、深灰或灰褐色，致密塊狀、氣孔狀，常有杏仁狀構造。斑狀結構，基質具填間結構和交織結構。
高溫高壓實驗表明，礦物組合穩定的溫壓范圍隨總組成的變化而改變。人工合成的CaO―MgO，Al~03―SiCb系統和模型上地幔巖(Pyrohte)的高溫高壓實驗表明
這些巨晶往往具有被熔蝕的渾圓外貌，并在普淚輝石及石榴石巨晶上常發育有厚零點幾毫米至幾毫米的反應邊。
巨晶的結晶對熔體演化趨勢有一定的影響，但與低壓下相比并不十分明顯。巨晶由于個體粗大，部分可用作寶石，因此對其形成條件的研究不僅具有理論意義，而且具有一定的經濟價值。
寄主玄武巖中Fe：03和FeO的變異趨勢表現出相反的習性，說明隨著霞石標準分子的減少直至出現紫蘇輝石標準分子，Fea03/FeO比值增加，反映了氧逸度的升高。不同壓力下橄欖巖熔融實驗表明
相應地，寄主玄武巖巖漿的某些氧化物平均含量按其估算的熔融程度投于從中可以看出，隨熔融程度的升高，相對難熔的組分MgO、CaO升高，易熔組分Na20、1C真O、SiO真、AI：03減少。
不論從構造的發育，還是從巖漿的分布和巖石學的研究來看，在東北地區，郯廬斷裂的北延部分以及大興安嶺是二個新生代時期拉張作用比較劇烈的部位。
在巖石學的描述中已證明，從巖石和礦物的結構特征，顯微斑晶礦物組合，礦物之間的相關系及它們的結晶順序來看，寄主玄武巖的結晶作用發生在地表和近地表的低壓條件下。
Leemah(1978)的實驗表明，熔漿中Ab組分的增加導致熔漿中MgO溶解度的減小(在固定溫度下)。另外，隨壓力的增加熔漿中A13+從4次配位變為6次配位，導致熔漿粘度減小，同樣引起熔漿中MgO溶解度的減校
巖漿演化系列的特征我們選擇東北地區所見到的巖漿化學組成變化范圍非常大的遼寧寬甸黃椅山火山錐為例，來進行討論。
堿性橄欖玄武巖 顯微斑狀結構，基質為間粒―間隱結構。斑晶為自形的橄欖石，一般0，20mmo鈦普通輝石有時亦呈現斑晶(例如汪清)
