氢 水以至少两种形式溶解于硅酸盐熔体和火山玻璃中———水分子和羟基。由于这两种物相的比例随含水总量、温度和熔体化学组成的变化而变化，因此蒸气相和熔体中氢同位素的总体分配就与这些变量呈复杂的函数关系。Dobson et al.(1989)确定，水蒸气和溶解于长英质火山玻璃中的水之间发生分馏的温度范围为530～850℃之间。在该条件下，火山玻璃中溶解的总水量低于0.2%，所有水以羟基的形式存在。测得的氢同位素分馏系数介于1.051～1.035之间，大于多数含水矿物－水系统中观察到的分馏系数，这说明火山玻璃内羟基具有很强的氢键。
Kyser ＆ O'Neil(1984)，Poreda(1985)和Poreda et al.(1986)得出了MORB、OIB和BAB玻璃质的氢同位素组成和含水量数据。MORB玻璃质的δD值范围为－90‰～－40‰，而与金伯利岩和橄榄岩中金云母和角闪石(参见图3.4)所报道的δD值难以区分。Kyser ＆ O'Neil(1984)证实，新鲜的海相玄武岩玻璃的D/H比和含水量可通过如下几种方式发生改变:①脱气作用;②在岩浆温度下加入海水;③低温水合作用。根据未蚀变玄武岩的D/H比，推断多数玄武岩的原始δD值为－80‰±5‰。
据文献报道，脱气作用最有利于流纹质岩浆的形成，其中富水岩浆(约2%)的δD值为－50‰;在岩浆喷发阶段的晚期，剩余含水量约占0.1%，其δD值降低到－120‰左右(Taylor et al.，1983;Taylor，1986)。这一过程中，可以确定的参数有:蒸气和熔体之间15‰～35‰的同位素分馏值(Taylor，1986)以及系统损失的水量(瑞利分馏)。大气水热液改造作用与脱气作用效应正好相反，其δD值随含水量的增加而降低。
碳 多位研究者估算，熔浆中CO2和溶解碳之间的同位素分馏在2‰～4‰之间［Holloway ＆ Blank(1994)进行了总结］，相对于熔浆，蒸气更富集13C。这种分馏可用于解释玻璃质和火山气体中的CO2的同位素组成，也可用于估算未脱气玄武岩熔浆的原始碳浓度。
据报道，玄武质玻璃的δ13C值介于－30‰～－3‰之间，这显示了逐步升温过程中，不同温度下萃取的碳同位素的差异(Pineau et al.，1976;Pineau ＆ Javoy，1983;DesMarais ＆ Moore，1984;Mattey et al.，1984)。在600℃以下，可萃取“低温”碳组分，而超过600℃则释放“高温”部分的碳。对于这两种不同类型碳的来源，有两种不同的解释。Pineau et al.(1976)和Pineau ＆ Javoy(1983)认为，观察到的碳同位素的整体变化范围代表了原生溶解碳，这些溶解碳在CO2的多阶段脱气过程中越来越亏损13C，DesMarais ＆ Moore(1984)和Mattey et al.(1984)提出，“低温”碳来源于地表的混染。对于MORB玻璃，“高温”碳同位素组成与地幔的碳同位素组成一致。岛弧环境中的玻璃的δ13C值较低，这可能是两种不同来源的碳化合物混合所致:类MORB碳和远海俯冲沉积物中的有机碳(Mattey et al.，1984)。
氮 由于玄武质玻璃中的氮含量较低，对大气污染和地表物质(如有机物)的影响十分敏感，因此，其氮同位素的测定异常复杂。Exley et al.(1987)，Marty ＆ Humbert(1997)和Marty ＆ Zimmermann(1999)对玄武质玻璃中的氮同位素进行了测定。最近，Marty及其同事研究指出，MORB和OIB玻璃中的δ15N值为－4‰±1‰(见图3.6)。影响氮同位素组成的主要因素似乎是岩浆脱气和地表物质的同化作用。
硫 岩浆系统中硫的特性极其复杂，硫能够以四种形式赋存于硫酸盐和硫化物中:岩浆中以不混溶的硫化物熔体存在、存在于单独的气相中、存在于各种硫化物中、存在于硫酸盐矿物中。MORB玻璃和海底夏威夷玄武岩的硫同位素组成范围非常小，其δ34S值接近于零(Sakai et al.，1982，1984)。在陆相玄武岩中，δ34S值的变化范围较大，且倾向于向正值变化;这与岩浆脱气过程中含硫相的丢失有关。这一过程对硫同位素组成的影响取决于岩浆中硫酸盐与硫化物的比例，其与氧逸度成正比(Sakaietal.，1982)。岛弧火山岩尤其富集34S，其δ34S值高达+20‰(Ueda ＆ Sakai，1984;Harmon ＆ Hoefs，1986)，被认为是俯冲期间海洋硫酸盐循环所致。