不同种类中性岩的成因模式及产出造背景存在一定的差异。这里仅简要介绍安山岩的成因及其构造环境。
大量资料表明，安山岩成分变化较大，通常不能用单一的成因过程来解释其形成机制。例如，低MgO和高MgO安山岩就可能分别代表了派生岩浆和地幔原生岩浆的产物。
许多学者用玄武质岩浆结晶分异作用来解释安山岩的形成过程。这一模式早在20世纪20年代末就由鲍文提出。玄武质岩浆通过橄榄石、辉石、角闪石、磁铁矿及斜长石等矿物的分异结晶，熔体成分就会向安山质岩浆演化。这一模式得到了野外、矿物学及地球化学等证据的有力支持。例如，野外常见安山岩与玄武岩共生，二者具有相似的微量元素及同位素比值等。
然而，单一的分异结晶过程很难解释安山岩的某些成分变化特点，故而提出了玄武质岩浆的结晶分异及同化作用相结合的模式（AFC模式）：即在玄武质岩浆结晶分异的过程中，存在岩浆对围岩的同化作用。这种情况，安山岩与玄武岩的微量元素及同位素比值也存在一定的差异。此外，在野外有时还可以观察到围岩的捕虏体，也表明了同化作用的存在。
上述两种模式产生的安山岩均是由派生岩浆形成的。一些学者认为，地幔岩石熔融也可以直接形成安山岩浆。这就要求对应的安山岩具有原生岩浆的地球化学特征，如高的MgO 、Cr及Ni含量，高镁安山岩就具有这样的地球化学属性。同位素的研究也表明，一些高镁安山岩的同位素组成，如Sr、Nd同位素等，与地幔同位素组成一致。此外，实验岩石学也表明，地幔岩石在含水条件下可以形成高镁的安山质熔体。
据研究，玄武质岩浆与流纹质岩浆通过岩浆混合作用也可以形成安山岩，这一模式得到了多种证据的支持（详见第九章）。例如，在野外，经常可以见到许多暗色微粒包体，在显微镜下可以看到矿物不平衡结构，如斜长石发育成分环带并可见熔蚀核。在地球化学上，包括全岩主量、微量及Sr－Nd等同位素，均存在两端元之间的直线变异图解。近年来锆石的Hf－O同位素研究，也为岩浆混合作用提供了有力的证据。
与玄武岩一样，安山岩也可出现在不同的构造环境中，除前述的俯冲带环境外，也有部分安山岩分布在大陆内部（如大陆裂谷）（Robyn，1979）及洋中脊（Byerly，1976；Byerset al.，1983）等环境，但总的来说，俯冲带仍是形成安山岩最重要的场所。
有关俯冲带安山岩的产生，讨论甚多，这里简要介绍多数人接受的模式。大洋壳主要是由拉斑玄武岩和等化学的侵入岩（辉长岩和辉绿岩）组成的，这些岩石和上覆的沉积物在进入到俯冲带之前是直接与海水接触的，因而大都遭受过海水的蚀变作用，形成含水的岩石（其中水可以呈非结构水存在于裂隙或孔隙中，也以结构水的形式存在于绿泥石、角闪石和蛇纹石等蚀变矿物中）。洋壳在消减过程中，冷的大洋板块将随消减深度的增加而增温并发生变质和脱水作用。当俯冲深度不大时，俯冲洋壳上部的沉积岩和火山岩将发生脱碳酸和脱水反应，产生CO2、H2O和CH4等流体，并上升进入上覆楔形地幔。在80～120km的深度，消减板块下部的蛇纹石和角闪石脱水，产生的流体上升进入上部的榴辉岩区或地幔楔形区。受流体影响的榴辉岩和地幔橄榄岩将发生两种变化，其一是流体携带的元素使其物质成分发生变化，如地幔楔中的橄榄岩可因流体交代转变成辉石岩，其二是流体的加入导致熔融温度降低，岩石密度降低，并进一步诱发部分熔融。无论是变质的洋壳物质和还是受流体交代的地幔楔物质，在部分熔融过程中都可产生安山质岩浆。