На ранних стадиях изучения дна океанов, когда были получены первые данные по составу базальтов, считалось, что все базальты СОХ одинаковы. По мере накопления данных стало выясняться, что различия существуют. Например выяснилась зависимость содержания титана в базальтах от скорости спрединга. Базальты быстроспрединговых хребтов являются более титанистыми и эту эмпирическую зависимость можно использовать при изучении древних океанических базальтов обнажающихся в складчатых поясах континентов. Установлено, что различия в составе базальтов связаны как с гетерогенностью мантии, т.е. её составом так и с различными условиями плавления (степенью плавления). В целом, главнейшие черты базальтов океанов оказались достаточно устойчивыми. Все базальты СОХ относятся к толеитовой петрохимической серии.  От среднемирового толеита они отличаются низкими содержаниями щелочей, особенно калия, а недифференцированные или слабо дифференцированные разности – высоким содержанием MgO и CaO. Содержание глинозёма в среднем близко к среднемировому базальту. Разные авторы приводят свои значения среднего состава базальтов СОХ, например, состав по Ведеполю (окислы в вес.%, элементы примеси в г/т:

SiO₂ – 49.14, TiO₂ – 1.17, Al₂O₃ – 15.64, Fe₂O₃ - 2.64, FeO – 6.66, MnO - 0.16, MgO – 8.22, CaO – 11.84, Na₂O – 2.40, K₂O – 0.2, P₂O₅ – 0.12, Cr – 317, Ni – 144, Co – 45, V – 252, Rb – 5, Ba – 48, Sr – 134, Nb – 11.2, Zr – 85, Y – 29, Th – 0.75, La 5.5, Ce – 15.6, Nd – 11.8, Sm – 3.05, Eu – 1.11, Gd – 4.60, b – 0.61, Dy – 5.95, Er – 3.38, Yb – 3.29, Lu – 0.4.

       Среди базальтов СОХ давольношироко распространены близкие к первичным магмам , находящимся в равновесии с мантийными перидотитами, базальтовые стёкла (в них исключена возможность аккумуляции кристаллов оливина) с магнезиальностью равной 70 и более. Магнезиальность обозначается Mg# и вычисляется в молекулярных процентах как отношение (MgO/(MgO+FeO*))*100. Наиболее примитивные, т.е. недифференцированные базальты содержат 10-11 мас.% MgO и 14-15мас.% Al2O3. Значения отношения FeO*/MgO, также являющееся показателем степени дифференцированности магм, в примитивных базальтах равно 0.7 – 0.9, но чаще всего лежит в интервале 1.1 – 1.5, что свидетельствует о широком развитии фракционирования в магматических камерах СОХ. К наиболее дифференцированным разностям относятся т.н. ферробазальты.

По сравнению с толеитовыми базальтами всех прочих геодинамических обстановок толеиты СОХ обеднены крупноионными литофильными элементами (LILE) к числу которых относятся K, Cs, Rb, Ba, Pb, Sr, La, Ce. Важность этих элементов заключается в том, что все они, за исключением Sr, являются некогерентными, т.е. не замещают основные элементы в кристаллической решётке породообразующих минералов и, следовательно накапливаются в расплаве. Содержание этих элементов в стёклах примитивных недифференцированных базальтов, где такого накопления не успело произойти, отражает состав плавящегося субстрата – т.е. мантийных перидотитов. Оведение Sr отличается от остальных элементов этой группы тем, что он является когерентным элементом и замещает Са в структуре плагиоклазов. Поэтому по мере кристаллизации плагиоклаза остаточный расплав прогрессивно обедняется Sr, также как Ni, Cr и другими когерентными элементами. Некогерентные элементы легко подвижны в процессах метаморфизма и гидротермальных изменений пород, поэтому для анализа необходимо использовать лишь свежие стёкла.          

       Содержания высокозаряженных элементов с высокой валентностью (HFSE) – Zr, Hf, U, Th, Nb, Ta, Ti, Y, P, M -и H-REE наиболее низки в примитивных недифференцированных базальтах и увеличиваются параллельно с увеличением содержания К. Вследствие их устойчивости к вторичным изменениям они широко используются для идентификации тех или иных разновидностей базальтов. Для этих целей используются так называемые дискриминантные (или классификационные) диаграммы, построенные на основе обообщения огромного числа анализов по базальтам, представляющим различные современные геодинамические обстановки. Наиболее примитивные базальты характеризуются высокими содержаниями таких когерентных элементов, как Ni (>200г/т) и Cr (>500 г/т), а содержания V и Co закономерно возрастают в более дифференцированных разностях.

Базальты СОХ в целом обладают низкими содержаниями редкоземельных элементов. По уровню содержания лёгких лантаноидов они подразделяются на три группы: N-MORB, E-MORB и T-MORB – нормальные, обеднённые LREE, обогащённые и промежуточные (рис.). Распределение редкоземельных элементов изображается на графиках, где по оси X располагаются редкоземельные элементы (лантаноиды) в порядке возрастания атомного номера, а по оси Y нормированное содержание каждого элемента в логарифмическом масштабе. Нормирование производится по метеориту (хондритовые метеориты типа С1) путём деления содержания каждого элемента породы на содержание этого же элемента в хондрите. Например  La – в породе 5.5, в хондрите 0.237, 5.5 / 0.237 = 23.2. Базальты N-MORB характеризуются наиболее низким содержанием лёгких лантаноидов (La, Ce, Nd) (Рис.), при содержании средних и тяжёлых на уровне 10 хондритовых норм. E-MORB наоборот, максимально, среди базальтов СОХ обогащены LREE, тогда как содержания средних и тяжёлых лантаноидов во всех разновидностях примерно одинаковы. Толеиты СОХ обеднены Nd по отношению к Sm и Rb по отношению к Sr, имея, соответственно, более низкие Rb/Sr и более высокие Sm/Nd отношения по сравнению с таковыми в хондритовом резервуаре Земли в целом. Это, наряду с их обеднённостью крупноионными литофильными элементами, говорит об истощённом источнике их магматизма, потерявшем указанные выше элементы в процессе более ранних стадий магмообразования.

Летучие компоненты, их состав и режим. Состав летучих компонентов определяется по данным химических анализов пород путём изучения газов, законсервированных в интрателлурических фазах, а также косвенно на основании изучения минеральных парагенезисов и их изменения в процессе эволюции расплава. Все имеющиеся данные однозначно свидетельствуют о небольших содержаниях летучих компонентов в расплавах океанических толеитовых базальтов при относительно восстановленном их характере. Степеь восстановленности – окисленности определяется величиной f_О2 – которая называется фугитивность (активность) кислорода. Для удобства конкретные величины сравнивают с известными значениями рассчитанными для разных равновесий в широком диапазоне температур. Используются такие равновесия как СО – СО₂, Ni – NiO, железо – вюстит, кварц – фаялит – магнетит и т.д. Суть этих равновесий, называемых буферными, состоит в том, что фугитивность кислорода остаётся неизменной, характерной для конкретной реакции, пока не исчерпается одна из фаз. К примеру, равновесие СО – СО₂ характеризует очень восстановительные условия, т.е. низкую активность кислорода (окислителя), а равновесие магнентит – гематит, наоборот – очень высокую. Фугитивность кислорода в базальтах сох лежит в интервале буферных реакций железо-вюстит – кварц – фаялит – магнетит. При изучении афировых базальтов из разных участков СОХ установлен существенно водородный тип флюидов. Содержание воды в закалённых стёкловатых базальтах ВТП не превышают 0.1 – 0.7 % и коррелируются с калием. Во включениях стекла с газом в оливинах и плагиоклазах из базальтов САХ показало ничтожные величины содержания воды 0.02%, что на порядок ниже содержания СО₂ в тех же включениях (0.2 – 0.4%). Таким образом, можно сделать вывод, что толеитовые расплавы СОХ недосыщены водой и другими летучими компонентами, т.е. являются сухими.