В генезисе любых магматических образований необходимо различать два аспекта: 1) происхождение первичных магм, т.е. магм, отделившихся от частично расплавленного вещества мантии с потерей контроля последней над расплавом, и 2) их эволюция в процессе подъема и локализации в земной коре и на ее поверхности.

Главнейшими факторами, определяющими состав океанических толеитов СОХ, равно как и других генетических типов магматических пород, являются: 1) химический состав и минералогия плавящегося субстрата, 2) степень его плавления, 3) физико-химические условия плавления (температура, общее давление и давление летучих, а также состав последних) и, следова­тельно, глубина зарождения расплава, 4) глубинная эволюция магмы (наличие, глубина и размеры промежуточных очагов, особенности субли-квидусной кристаллизации, смешение магм).

На основе состава наиболее примитивных (высокомагнезиальных) толеитовых базальтов установлено, что их источник представляет со­бой лерцолит (или пиролит) в шпинелевой или плагиоклазовой фации, так как геохимия редких элементов не дает доказательств су­ществования граната в рестите (нет дефицита тяжелых РЗЭ). Наиболее примитивные базальтовые стек­ла, обнаруженные в СОХ, соде­ржат 11% МgO, имеют магнезиальность Mg# близкую к 70, высокие со­держания никеля (300 г/т) и высокомагнезиальный оливин во вкрапленниках (Fo₉₀). Подоб­ные базальта могут быть непос­редственными выплавками из мантии. Однако еще М.О’Хара высказал предположение о бо­лее магнезиальном пикритовом составе первичных магм СОХ, исходя из того, что первичная выплавка из перидотита мантии состава Ol+Орх+(Срх+Р1+Sр) на глубинах, соответствующих ге­нерации толеитов СОХ, должна иметь на ликвидусе одновреме­нно с оливином также и ортопироксен, которого нет в океани­ческих толеитах. В пользу базальтового со­става большинства первичных магм в первую очередь свиде­тельствуют геолого-петрографи­ческие факторы: обилие базаль­тов среди продуктов вулканизма СОХ при большой редкости пикритов; отсутствие стекол или афировых разностей базальтов с содержа­нием магния большим, чем 11%; котектический состав базальтов, что позволяет их считать непосредственными выплавками из мантийного вещества. Составы, близкие к магнезиальным толеитам (9,5% МgO), были получены экспериментально при частичном плавлении лерцолитов и плагиоклазовых лерцолитов при 10 кбарах и температурах 1250-1350°С. По данным Л.В. Дмитриева (1984), расплавы ТОР-1 и ТОР-2 равновесны с оливином Fo_91.5, характерным для гарцбургитов, т.е. они, согласно расчетам, также могли быть выплавлены из мантийных перидотитов. Разница между ними объясняется разными давлениями в момент последнего равновесия этих расплавов с мантией. При этом высокомагнезиальный, близкий к пикриту ТОР-1 образовался при степени плавления 10-20% и при давлении 10 кбар, а высокоглиноземи-стый ТОР-2 - при степени плавления 10-15% и давлении 6-8 кбар. Оба расплава содержат мало летучих, о чем говорят почти полное отсутствие воды во включениях и высокая температура их гомогенизации.

При части­чном плавлении лерцолитовой мантии в диапазоне давлений 5-10 кбар могут быть образованы жидкости, близкие по составу к океаническим толеитам, и неясно только, являются ли наблюдаемые расхождения в экспе­риментальных и природных составах настолько принципиальными, что­бы исключить равновесность последних с остаточным веществом мантии. Подтверждают возможность выплавления базальтов и расчеты И.Куширо (1984), согласно которым примитивные стекла океанических толеитов на­ходятся в равновесии с плагиоклазовыми лерцолитами мантии.

Таким образом, есть все основания ут­верждать, что выплавление высокомагнезиальной базальтовой магмы происходит на глубине соответствующей давлению 6 - 10 кбар при Т° около 1300° С.

Котектическая природа океанических базальтов выявляется при нанесении их фигуративных точек на экспериментально изученную си­стему Q-Срх-Ol-Pl, в которой наибольший интерес представляет грань Срх-Ol-Pl поскольку на долю кварца приходится не более 5% от общего количества нормативных минералов. На рис. 2.12 нанесено положение котектик для Рl₇₀, при железистости Ol и Срх около 20% и для Рl₄₀ при железистости темноцветных минералов, равной 40%. Видно, что влияние "сухого" и "водного" давлений на сме­щение эвтектик и котектик различно. Если сухое давление приводит к уве­личению оливинового компонента, то возрастание давления воды увели­чивает в расплаве содержание плагиоклаза. Эффект сухого давления также приводит к обогащению расплава плагиоклазовым компо­нентом, но при значительно больших его величинах, за счет резкого уве­личения полей диопсида и шпинели при давлении более 5 кбар и умень­шения поля плагиоклаза. Полностью оно исчезает при давлении около 20 кбар.

Базальты СОХ обнаруживают максимальные концентрации на сухой котектике Ol-Pl вблизи псевдоэвтектических точек, соответствующих давлениям от 4,5 до 9 кбар, близким к экспериментальным данным, приведен­ным выше. По-видимому, базальтовые расплавы, близкие к котектическим и эвтектическим, поступают на поверхность преимущественно с глубин от 15 до 30 км. Средние составы стекол из трех океанов (Тихого, Атланти­ческого и Индийского) совпадают со статистическим максимумом их фи­гуративных точек. Некоторые расхождения объясняются, очевидно, тем, что полученные значения давления могут соответствовать не только глу­бинам генерации базальтовых магм, но и глубинам формирования про­межуточных очагов, где расплав приходит в равновесие с окружающей мантией и поступает в дальнейшем на поверхность.

Данные по определению температур ликвидуса океанических толеитовых базальтов в подавляющем большинстве случаев очень близки к экспериментально установленным значениям ликвидусных температур для сухих базальтовых систем. В зависимости от степени их дифференцированности и соответственно магнезиальноcти, они варьируют от 1370-1350°С в пикритах и самых примитивных базальтах до 1270-1200°С в ме­нее магнезиальных разностях. Таким образом, связанные с океаниче­скими базальтами флюиды слабо воздействуют на температуры кристал­лизации, что свидетельствует о незначительной растворимости этих флюидов в базальтовой магме и соответственно об их способности к ран­нему отделению. Это подтверждается данными о существенной роли во­дорода в составе флюидов, вследствие чего они отличаются высокой лету­честью.

Гипотеза пикритового состава первичной магмы для базальтов СОХ получила развитие после работ М.О'Хары и ряда современных иссле­дователей. Согласно Г.Ирвину (1977), состав первичной магмы, равновес­ной с оливином мантийного остатка (Fo₉₁), содержит 15,8% МgO. Пос­кольку реститом от частичного плавления мантии должен являться гарцбургит, Е. Столпером были определены составы жидкостей в равновесии с оливином и ортопироксеном мантийных гарцбургитов при разных давлениях и произведено их сравнение с составами примитивных океанических толеитовых базальтов. По его данным, они не могут быть первичными выплав­ками, равновесными с мантийными ортопироксенами, но образо­вались путем фракцио­нирования ранних оли­вина и хромита из пикритовых жидкостей, которые генерирова­лись на глубинах, соот­ветствующих 25-30 кбар.

К близким выво­дам пришли И.Д. Ряб­чиков и др. (1980), которые на основании расчетов составов жид­кости, равновесной с остаточными минера­лами мантии показали, что при давлениях больше 10 кбар вблизи солидуса перидотитов могут быть устойчивы только высокомагнезиальные пикритовые расплавы. Условия их генерации определяются ими в 15 – 20 кбар при температурах 1450°С и степени плавления 10-15%. Для получения базальта из пикрита с МgO=14-16% требуется отсадка до 25% оливина. В качестве подтверждения этой точки зрения приводится наличие высокомагнезиальных расплавных включений в оливинах океанических толеитов. По расчетам коэффициента распределения Fe:Mg между оливином и расплавом, позволяющим определить их отношение в исходной магме, Д.Френсисом (1985) на основании изучения магматичес­ких пород Баффинова залива было показано, что, судя по составу оливина (Fo₉₃ и выше), первичный расплав содержал до 18% MgO при температурt ликвидуса 1275°С. Геологическое доказательство пикритового состава первичных магм некоторые исследователи видят в среднем пикритовом составе офиолитовых комплексов. Однако никогда неизвест­но точное количественное соотношение между отдельными членами этих комплексов, от которого зависит средний состав.

Таким образом, можно констатировать, что вопрос об исходной магме океанических толеитовых базальтов ос­тается открытым.

Вероятно, он является в значительной степени ритори­ческим, поскольку плавление может иметь место на разных глубинах, и по мере увеличения глубины генерации магнезиальность расплавов повыша­ется. Кроме того, на состав влияет и степень плавления. Если учесть еще и гетерогенность мантии, о чем в последнее время появляется все больше данных, то естественно, что в зависимости от всех этих факторов будут наблюдаться широкие вариации состава выплавок, равновесных с источ­ником. Это подтверждается вариациями состава стекол, которые нельзя объяснить дифференциацией единой первичной магмы. Наличие типов ТОР-1 и ТОР-2 уже говорит о том, что исходные магмы могут быть близ­ки как к пикритам, так и к базальтам. Несомненно одно, что эти выплавки возникают на глубинах, соответствующих плагиоклазовой и шпинелевой фациям перидотитов мантии.

Второй важный вопрос происхождения океанических толеитов СОХ - выяснение причин столь низкого содержания в них щелочей, особенно ка­лия, и легких литофильных элементов. Наиболее вероятным объяснением в настоящее время является их происхождение из истощенной этими эле­ментами мантии. Однако существуют и иные причины, которые могут усилить наблюдающийся эффект. Так, Д. Пресналл и др. низкое содержание легких литофильных элементов связывают с экстремальными условиями под СОХ: высокой степенью плавления при непрерывном подтоке новых порций мантийного вещества в результате конвекции и соответственно с разубоживанием расплавов при этом про­цессе. Резкое преобладание натрия над калием среди щелочей И.Д. Рябчи­ков объясняет максимальной растворимостью натрия на глубинах 15-20 кбар, соответствующих выплавлению исходных пикритовых магм.

Важную роль играет, очевидно, низкое содержание Н₂0 в области магмогенерации. Вода, как известно, является переносчиком легких литофи­льных элементов, в том числе К и родственных ему элементов. Одновре­менно ее присутствие понижает температуры ликвидуса. Так, исследова­ния базальтов впадины Хесса (ВТП) показали, что самыми высокими тем­пературами ликвидуса (1270-1225°С) обладают наиболее бедные щелоча­ми "сухие" базальты по сравнению с базальтами, содержащими больше щелочей и соответственно летучих компонентов, для которых температу­ра ликвидуса несколько ниже (1220-1200°С). Глубины плавления и, следовательно, состав первичной магмы не всегда поддаются определению. При наличии магматических очагов состав отс­таивающихся в них магм приходит в равновесие с существующими на данном уровне физико-химическими условиями. Все более ранние, свойственные им параметры полностью или частично стираются.

Появление разных типов океанических базальтов, перечисленных вы­ше, определяется условиями их генезиса. Так, если базальты типа N- МОВ образуются в наиболее сухих условиях при максимальных объемах выплавок (степени частичного плавления) за счет истощенной (деплетированной) мантии, то увеличение щелочности и появление Т- и Е-типов МО R В может быть связано с несколькими причинами: с их выплавлением из менее истощенной мантии, с уменьшением объема выплавок, с некото­рым ростом содержания летучих в зоне магмообразования. Также может иметь место смешение расплавов типа N-МОRВ с более глубинными пор­циями магмы, произошедшей из обогащенного легкими литофильными элементами источника.

Наличие магматических камер под срединными хребтами доказано химическим и минералогическим разнообразием базальтов, структурой офиолитовых комплексов и геофизическими данными. Магматические ка­меры существуют на разных глубинах, вплоть до приповерхностных (5-20 км). Предполагается, что это ряд прерывистых резервуаров, преимущест­венно эллипсоидальной формы, имеющих большие размеры при высоких скоростях спрединга, что подтверждается более интенсивной дифферен­циацией базальтов под быстро раскрывающимися хребтами, например ВТП. Эти камеры не стационарны, а периодически пополняются новыми порциями магмы. Вглубь они сменяются аномальной зоной разуплотненного вещества - астеносферным слоем, который поднят под срединными хребтами до глубин в первые десятки километров (см. рис. 2.4).

Дифференциация первичных магм обычно ограничивается составами базальтов, редко доходя до исландитов (определение). В случае пикритовых первичных расплавов необходимо допустить интенсивное фракционирование оливина и сопутствующей шпинели до 25%, когда остаточная жидкость приобре­тает базальтовый состав.

Информацию о дальнейшей эволюции базальтовых магм дает изуче­ние минералов-вкрапленников и их сопоставление с валовыми составами соответствующих базальтов. Такой анализ позволяет установить порядок кристаллизации и условия, существовавшие в период выделения вкрапле­нников из расплава. Поскольку большая часть вкрапленников относится к интрателлурическим, о чем говорят их отличный от основной массы сос­тав, явления резорбции и наличие гломеропорфировых сростков, анализ их парагенезисов дает информацию об условиях глубинной кристаллиза­ции. Широкое распространение в базальтах СОХ парагенезиса вкраплен­ников Ol+Р1 отражает их котектическую кристаллизацию, а наличие во вкрапленниках клинопироксена - достижение тройной эвтектической точки Ol-Р1-Срх. Базальты с этими тремя минералами во вкрапленниках встречаются гораздо реже.

Резкое обогащение базальтов вкрапленниками оливина или плагиоклаза, намного превышающими их котектические соотношения, может быть следствием кумулятивных процессов при гравитационном осажде­нии или всплывании минералов либо следствием изменения содержания летучих компонентов в магме, их накопления или потери. Так, при накоп­лении летучих, в особенности воды, в расплаве, расширяется поле кри­сталлизации оливина, которым обогащается парагенезис вкрапленников, а богатые вкрапленниками плагиоклаза базальты могут образоваться при "осушении" магмы - потерей ею летучих компонентов к началу интрателлурической кристаллизации. Состав интрателлурических фаз (Ol, Р1, Срх) свидетельствует, что кристаллизация базальтовых расплавов происходит на малых глубинах.

Низкие значения f_O2 (WM-QFM) для толеитовых базальтов СОХ обусловливают широкое распространение же­лезистого тренда дифференциации с образованием ферробазальтов. Этот тренд, известный под названием толеитового, характеризуется замедлен­ным темпом накопления кремнезема, с чем связано отсутствие значитель­ных количеств средних и кислых дифференциатов.

Кроме железистого тренда для серий СОХ характерен анортитовый тренд, выражающийся в появлении высокоглиноземистых базальтов двух типов: 1) низкощелочных с высококальциевым плагиоклазом, которые про­странственно ассоциируют с высокомагнезиальными оливиновыми базальтами, тем самым отражают раздельное фракционирование этих двух гла­вных минералов; 2) низкомагнезиальных несколько повышенной щелочнос­ти, что является результатом увеличения водного давления: подщелачива­ющая роль воды, по принципу кислотно-основного взаимодействия, уве­личивает глиноземистость расплавов (базальты впадины Хесса).

При наличии более кислых дифференциатов они представлены ти­пичными для толеитовых серий исландитами и редко встречающимися высокожелезистыми дацитами (тип I кислых пород).

Таким образом, главным фактором эволюции толеитовых базальтов является кристаллизационная дифференциация. Ее тренд связан с окисли­тельно-восстановительным режимом и кислотно-основными свойствами магм, в значительной степени зависящими от характера флюида. Второ­степенные факторы - это смешение, о чем говорит наличие ксенокристаллов, неравновесных с расплавом, и ликвация, доказательством чего служит наличие вариолитовых структур.