Под диагенезом (греч. диагенезис — перерождение) понимается изменение осадков, их превращение и перерождение в осадочные горные породы. Как было сообщено, осадки Мирового океана образуются в разных климатических и гидродинамических условиях. Первичный рыхлый морской осадок как правило воображает многокомпонентную совокупность, в состав которой смогут входить: иловые частицы; химически осажденные соединения; органические вещества; реликтовые (остаточные) воды, заполняющие поры. Помимо этого, в определенных условиях вероятны примеси пирокластического материала. В целом морской осадок есть разнородной смесью реакционноспособных соединений.
|
| Рис.10. 11. Схема диагенеза (по Н.М. Страхову) |
Наряду с этим равновесие отсутствует как между разнородными частицами осадка, так и у частиц осадка с придонными водами океана. Уже в самой начальной стадии существования осадка начинается сотрудничество отдельных его частей между собой, с остаточными средой и иловыми водами их накопления.
Согласно данным Н.М. Страхова, в преобразовании осадков в горные породы участвуют многие факторы (рис. 10.11).
1. Высокая влажность осадков, имеющая огромное значение в перераспределении отдельных элементов в осадке и обусловливающая диффузное перемещение вещества в вертикальном и горизонтальном направлениях, что содействует сотрудничеству разных составляющих и образованию новых диагенетических минералов.
2. Наличие бессчётных бактерий, основная масса которых сосредоточена в верхних первых сантиметрах осадков. Бактерии играются разную роль в преобразовании вещества. В одних случаях они разлагают органические соединения и углеводороды, создают новые реактивы и изменяют химизм среды. В следствии деятельности разных бактерий происходят сложные процессы — окисление закисных соединений и чаще, напротив, перевод окисных соединений в закисные. В других случаях бактерии служат основным источником накопления органического вещества в верхней части слоя.
3. Иловые растворы воды, пропитывающие осадок, значительно отличаются от состава наддонной воды океана более высокой минерализацией, уменьшенным содержанием сульфатного иона, присутствием железа, других элементов и марганца. Различие состава иловых растворов и придонной океанской воды приводит к обмену веществ между ними. При громадной концентрации последовательности веществ в иловых растворах в осадке образуются новые диагенетические минералы.
4. Органическое вещество, громадное скопление которого в осадке приводит к дефициту кислорода, появление углекислого газа и сероводорода, т. е. формирует восстановительные условия.
5. Окислительно-восстановительный потенциал зависит от содержания органического вещества и от гранулометрического состава осадка. В мелководных территориях, где преобладают отлично водопроницаемые пески с отсутствием либо ничтожным содержанием органического вещества, создаются окислительные условия среды, наблюдающиеся и в глубине осадка. В этом случае вероятны единичные новообразования гидроксидов железа либо бурых корок около зерен песка. В более глубоководных узких илах, богатых бактериями и органическим веществом, окислительные либо нейтральные условия создаются только в самой верхней части осадка мощностью около 10-15 (20) см, с которой связано образование марганца и гидроксидов железа, ниже находится восстановительная территория, где допустимо образование серного колчедана (пирита). В следствии сложные и долгие процессы диагенеза приводят, в итоге, к превращению осадков в горные породы.
К главным трансформациям осадков при диагенезе смогут быть отнесены:
1. уплотнение и Обезвоживание, появляющиеся под давлением накопившихся новых слоев осадка.
2. Цементация, происходящая из-за наличия разных химических соединений, заполняющих пустоты и поры и цементирующих частицы осадка. Цементирующими веществами значительно чаще являются кремнезем, оксиды железа, карбонаты и другие, что во многих случаях находит отражение в заглавиях горных пород, к примеру железистый песчаник, известковистый песчаник и т. п.
3. перекристаллизация и Кристаллизация, в особенности проявляющиеся в мелкозернистых и иловых хемогенных и органогенных осадках, складывающихся из легко растворимых минералов. Это может приводить к переходу опала в халцедон, а после этого кварц. Из аморфных гелей образуются кристаллические формы глинистых и других минералов. Весьма стремительная кристаллизация характерна для органической базы коралловых рифов, преобразующейся в кристаллические известняки.
4. Образование конкреций. В ходе диагенеза формируются разные новообразования, отличающиеся друг от друга по форме и составу нахождения. Кое-какие из них бывают рассеяны по всей толще осадка, к примеру глауконит, пирит, другие минералы и сидерит. Но довольно часто новообразования концентрируются около каких-либо центров и образуют конкреции шаровидной, почковидной, лапчатой, вытянутой формы. Размеры их от нескольких миллиметров до громадных конкреционных линз, протягивающихся на пара метров. При большой концентрации фосфорных, железистых и других конкреций они становятся объектом промышленных разработок.
Всю совокупность сложных процессов образования осадков (седиментогенез) и осадочных горных пород (диагенез) Н.М. Страхов внес предложение именовать литогенезом (греч. литос — камень), являющимся объектом изучения науки литология.
|
| Рис. 10.12. Диаграмма объёмной массы и изменения пористости глин в зависимости от глубины их погружения (по Н.Б. Вассоевичу) |
К последиагенетическим трансформациям осадочных горных пород относятся: катагенез (греч. ката — вниз); метагенез (греч мета — по окончании); гипергенез (выветривание). Одним из наиболее значимых факторов, определяющим последиагенетические трансформации горных пород, есть характер и различная направленность тектонических перемещений земной коры.
Под катагенезом понимаются процессы, протекающие при прогибании территории, в то время, когда горные породы оказываются загружёнными на большие глубины, где испытывают влияние повышенных температур и давлений, и минерализованных подземных вод. Чем больше давление и температура вышележащих слоев, тем больше происходят изменение и уплотнение осадочных горных пород. Особенно громадное уплотнение отмечается в глинах. При прогибании до 4,5-5,0 км пористость глин изменяется от 49-50 % (изначальная) до 5 % и менее (рис. 10.12) и они преобразовываются в аргиллиты. Большие давление и температура, и наличие минерализованных вод содействуют процессам растворения, образованию новых вторичных минералов, частичной перекристаллизации вещества. Значительные преобразования претерпевает органическое вещество.
В условиях катагенеза образуется каменный уголь высокой степени преобразования (углефикации), содержащий до 82-90 % углерода и уголь-свыше 95 %. Со поздними стадиями и средними катагенеза Н. Б. Вассоевич и другие исследователи связывают образование нефти и газа за счет планктонных животных и растительных организмов. Кое-какие углеводороды в рассеянном виде образуются из органического вещества еще в осадках на дне водоемов при их последующем диагенезе и захоронении. Подтверждаются слова В.И. Вернадского о том, что нефть зарождается в самом живом веществе.
|
| Рис. 10.13. Структуры, благоприятные для скопления нефти и газа |
Установлено, что больше всего микронефти находится в горных породах, формировавшихся в восстановительной обстановке и содержащих сапропелевое вещество. Такие породы, обогащенные сапропелевым веществом, именуются, быть может, нефтематеринскими. Это в основном глинистые и алевритоглинистые породы, местами мергелистые и др. Образование фактически нефти и ее больших скоплений допустимо при большом тектоническом прогибании земной коры, сопровождающемся накоплением новых замечательных осадков, захороняющих прошлые. В позднем катагенезе, в то время, когда нефтематеринские породы оказываются на глубинах 3 — 4 км, в условиях повышенных температур и давлений (80-150 o) происходят миграция и выжимание углеводородов в отлично проницаемые песчаные либо трещиноватые горные породы, именуемые коллекторами (лат. коллектор — собирающий). Такая миграция происходит до встречи с влагонепроницаемыми породами, под которыми при благоприятных условиях накапливается нефть, формируются залежи. Места скопления нефти именуются ловушками. Они смогут появляться при разных условиях залегания горных пород: в свободной части антиклинальных складок, при моноклинальном залегании и др. Кое-какие из них продемонстрированы на рис. 10.13. Углеводородные газы появляются из того же органического вещества, сопутствуя и завершая образование нефти. Они кроме этого мигрируют в коллекторе и накапливаются в ловушках.
Под метагенезом понимаются предстоящие преобразования горных пород, родные к начальным стадиям метаморфизма. Они протекают, в то время, когда горные породы выясняются на большей глубине и при более больших температурах. Согласно данным Н.В. Логвиненко, метагенез в геосинклинальных областях происходит при мощности осадочной толщи более 7 — 8 км, вызывающей большое давление при температуре 200 — 300o и наличии минерализованных растворов. В этих условиях протекают процессы растворения, перекристаллизации, сотрудничества циркулирующих минералов и растворов, в следствии происходит метасоматоз — процесс замещения одних горных пород и минералов вторыми. В стадии метагенеза образуются глинистые сланцы, кремнистые сланцы, кварцитовидные песчаники и др.
Подводя итог направляться отметить большую продолжительность катагенетических и метагенетических процессов во времени. Тут рассмотрены диагенез, катагенез и метагенез применительно к морским осадкам, но такие же явления имеют место и в других осадках, выясняющихся в соответствующих условиях.
Под гипергенезом понимаются трансформации, происходящие с горными породами, немного поднятыми к поверхности в следствии тектонических перемещений. В этом случае они подвергаются интенсивным процессам выветривания, либо гипергенеза, результаты и направленность которых изложены в гл. 4.
ПОНЯТИЕ О ФАЦИЯХ
Исходя из рассмотрения генетических типов осадков в океанах, морях, озёрах и реках устанавливается определенная закономерность их распределения в зависимости от физико-географических условий — рельефа дна водоемов, температуры и подвижности воды, степени удаленности от континента, характера распределения разных других факторов и организмов. В одно да и то же время в различных условиях формируются разные по составу и генезису типы осадков. Так, к примеру, в пределах области шельфа гумидных областей, при большом поступлении осадочного материала с континента будут откладываться в основном терригенные осадки. Одновременно с этим в тропических территориях при малом поступлении терригенного материала в мелководной области шельфа развиваются коралловые рифы. В один момент в абиссальной части океана, удаленной от берега, смогут накапливаться органогенные (планктогенные) и полигенные осадки. Приведенные эти показывают, что существует тесная и многосторонняя сообщение осадкообразования со средой.
Следовательно, изучая осадок, его состав, закономерности площадного развития и включенную в него фауну, возможно вернуть условия и время его образования, а это, со своей стороны, имеет громадное значение для восстановления древних и анализа отложений палеогеографических обстановок их формирования в разные этапы геологического развития. В первый раз на это было обращено внимание в первой половине XIX в. швейцарским геологом А. Гресли при изучении Юрских гор Швейцарии, установившим закономерную смену состава отложений одновозрастных горизонтов. Им было введено понятие фация (лат. фациес — лицо, вид). Под фациями А. Гресли осознавал отложения различного состава, имеющие однообразный возраст и замещающие друг друга по площади (по горизонтали). На данный момент понятие о фациях пользуется общим признанием. Большая часть исследователей уверены в том, что фация — это горные породы (осадки), появившиеся в определенной физико-географической обстановке и отличающиеся от условий и состава образования смежных одновозрастных пород. Пара в противном случае трактуется понятие фация В.Т. Фроловым (1984). Но в любых ситуациях подчеркивается четкая связь нескольких сторон: 1) на данный момент состав породы (осадка) и соответствующие ей органические остатки; 2) физико-географическая ситуация седиментации; 3) геологический возраст — принадлежность фации определенному стратиграфическому горизонту, фации смогут рассматриваться лишь в конкретных стратиграфических границах.
Фациальный анализ имеет особенно громадное значение для ископаемых фаций горных пород, появившихся в той либо другой физико-географической обстановке в разные этапы геологической истории. Хорошо как мы знаем, что на протяжении геологического времени ситуация осадконакопления много раз изменялась, что было связано либо с колебаниями уровня Мирового океана, либо с вертикальными тектоническими перемещениями земной коры, что, конечно, сопровождалось трансформациями в горизонтальном и вертикальном направлениях органических остатков и состава осадков в них. В этих обстоятельствах особенно принципиально важно изучение и выявление зональности и фациальной изменчивости одновозрастных отложений для корреляции (лат. корреляцио — соотношение, связь) геологических разрезов, определения бывших палеогеографических обстановок и условий осадконакопления и, так, выяснения происхождения пород. Корреляция разрезов есть главным материалом для составления фациальных профилей и обобщающих карт фаций.
При изучении ископаемых фаций употребляется способ актуализма (лат. актуалис — современное, настоящее) как способ познания прошлого методом изучения современных процессов. Указанный принцип был сформулирован британским ученым Ч. Лайелем как настоящее — ключ к познанию прошлого и во многих случаях используется при геологических изучениях. Но по мере накопления новых геологических данных по разным континентам становилось ясным, что не все физико-географические либо палеогеографические обстановки смогут быть трактованы на основании сопоставления с современными процессами. Наряду с этим, чем древнее изучаемые горные породы, тем больше отклонений и меньше возможность интерпретации их лишь с позиций отечественных дней. Н. М. Страхов, исходя из представлений о необратимом и направленном ходе развития Почвы, существенно уточнил и углубил способ актуализма применительно к осадочным горным породам, создав сравнительно-исторический способ, обширно применяемый в геологических изучениях.
Среди современных и ископаемых фаций различают три большие группы фаций: 1) морские; 2) континентальные; 3) переходные. Любая из этих групп возможно поделена на последовательность макро- и микрофаций.
Всемирный океан занимает 71,8% поверхности Почвы. К планетарным формам рельефа относятся: подводная окраина материков — шельф, материковый склон с подножьем, ложе океана, глубоководные желоба, срединно-океанские хребты, подводные вулканы. Абразионная работа моря приводит к образованию волноприбойных ниш и отступание берега. При наличии прибрежных течений образуются пляжи, косы, пересыпи (томболо), примкнувшие намывные террасы. Средняя соленость морской воды 3,5%. Среди органического мира выделяются бентос, нектон и планктон. В морях и океанах распространены разные типы осадков: терригенные; органогенные; вулканогенные; хемогенные; полигенные. Все генетические типы осадков в собственном распространении подчиняются климатической, вертикальной и циркум-континентальной зональностям.
Генетические типы донных осадков. Вещественный состав донных закономерности и осадков их распределения в разных территориях океана связаны с: 1) рельефом дна и глубиной океанов; 2) гидродинамической обстановкой (беспокойства, отливы и приливы, поверхностные и глубинные течения); 3) характером поставляемого осадочного материала; 4) биологической продуктивностью; 5) эксплозивной деятельностью вулканов. По генезису выделяются следующие главные группы осадков: 1) терригенные (от лат. терра — почва); 2) органогенные (биогенные); 3) полигенные (красная глубоководная глина); 4) вулканогенные; 5) хемогенные (рис. 10.8). Закономерности распределения указанных групп донных их соотношения и осадков в разных территориях морей и океанов определяются, согласно данным А. П. Лисицына: 1) климатической зональностью; 2) вертикальной зональностью, которая связана с трансформацией глубин; 3) циркумконтинентальной зональностью — степенью удаленности от континента либо больших островов.
Терригенные осадки образуются из обломочного либо пелитового материала, приносимого с континентов разными экзогенными факторами, указанными при характеристике баланса осадочного материала, и особенно обширно развиты в гумидных территориях (умеренные и экваториальные пояса). Солиднейшая часть терригенных осадков, приносимых с суши, откладывается в пределах подводной окраины материков — в области шельфа, континентального его подножья и склона.
При поступлении осадочного терригенного материала во всемирной океан во многих случаях происходит его механическая разделение, заключающаяся в приспособлении приносимых взвешенных и влекомых частиц к существующим динамическим условиям, расстояниям и глубинам от суши, рассортировке их по размерам зерен. Довольно часто она выражена в постепенной смене осадков — от неотёсанных песчано-гравийно-галечных в прибрежной (литоральной) мелководной части через песчаные и песчано-алевритовые в более глубоких частях шельфа (в сублиторальной либо неритовой территории), после этого алевритопелитовые в батиальной территории — до самых узких пелитовых в абиссальной (в ложе океана). Такая картина отмечается в умеренных гумидных территориях у приглубых берегов. На отмелых берегах с менее активной динамической средой, на пляже и подводном береговом склоне накапливаются разные по зернистости пески, сменяющиеся по мере повышения глубины песчано-алевритовыми, алевритовыми и алевритопелитовыми осадками.
Указанная в схеме механическая осадочная разделение осложняется многими факторами: 1) неровность рельефа в области шельфа (остатки субаэрального рельефа); 2) принос реками в разных климатических территориях неодинакового по составу осадочного материала; 3) воздействие течений; 4) гравитационные подводные процессы — оползни и мутьевые потоки. Большие подводные оползни появляются иногда на материковом склоне, в следствии чего в его нижней части и особенно в пределах материкового подножья образуются замечательные оползневые тела с холмисто-западинным рельефом.
Мутьевые (суспензионные) потоки являются замечательным динамическим причиной подводного перемещения осадочного материала. Это разжиженные иловые осадки, каковые устремляются вниз в виде придонных потоков по каньонам и подводным долинам, прорезающим материковые склоны, а местами и части шельфа (см. рис. 10.1). По мере перемещения мутьевые потоки создают донную и боковую эрозию, а ближе к низовой части каньонов начинается аккумуляция переносимых ими осадков, усиливающаяся на подножье материкового склона. В следствии у подножья склонов и в прилежащей части ложа океана образуются широкие конусы выноса и среди узких пелитовых либо органогенных осадков глубоководной части появляются менее упорядоченные алевритовые и песчаные илы континентального склона либо кроме того бровки шельфа с характерной градационной слоистостью (внизу более большие частицы, вверху более узкие). Отложения мутьевых потоков именуют турбидитами. Согласно данным В.П. Петелина и П.Л. Безрукова, такие отложения найдены и в глубоководных желобах — Курило-Камчатском, Японском и др.
Значительные отклонения от разделения осадочного материала, которые связаны с климатической зональностью, наблюдаются в следующих территориях: 1) приантарктической и частично северной полярной, где А.П. Лисицыным выделен ледовые осадки — и (особый) подтип; 2) экваториально-гумидной, с присущей ей поставкой своеобразного осадочного материала реками-гигантами.
Айсберговые (ледовые) осадки особенно обширно развиты в Приантарктической части Мирового океана. Ледники Антарктиды при собственном перемещении создают интенсивную экзарацию, и захват в придонной части разного обломочного материала, что выносится айсбергами и шельфовыми льдами на далекое расстояние от континента. При таянии айсбергов и постепенном перемещении обломочный материал, заключенный в них, выпадает на дно. Характерной изюминкой этих осадков есть широкое распространение в них валунно-дресвы и щебнистого материала, местами песчано-алевритового а также алевритопелитового. Айсберговые (ледовые) осадки окаймляют берега Антарктиды практически целым поясом шириной от 300 до 1200 км при средней ширине 500-700 км. Они развиты не только в пределах континентального склона и шельфа, но и в прилежащих частях ложа океана, где грубообломочный моренный материал накладывается по пути перемещения айсбергов на более узкие слабокремнистые осадки, а после этого на 60-65 o ю.ш. сменяются кремнистыми диатомовыми илами. Современные айсберговые осадки развиты кроме этого недалеко от Гренландии.
Осадки северной ледовой территории значительно отличаются от айсберговыхПриантарктиды. Грубообломочный материал, характерный ледовому разносу на севере, характеризуется сортированностью, наличием отлично окатанных, отполированных галек, подобно галечникам морских пляжей. По-видимому, основной грубообломочный гравийно-галечный материал ледники захватывали с морских пляжей, отмелей и галечных берегов. В ледовых территориях Севера, и поблизости от водосборов, где развита мерзлота, реки привносят в основном песчано-алевритовый и алевритовый материал. Согласно данным А. П. Лисицына, в Беринговом море, в северной части Атлантического океана, кроме этого обширно распространены песчано-алевритовые осадки.
Осадки экваториальной гумидной территории значительно отличаются от айсберговых. Для данной территории характерно развитие в пределах континентов замечательных кор выветривания с преобладанием глинистых минералов — монтмориллонита, каолинита и др. Исходя из этого реки тут выносят в основном узкий пелитовый материал. Примером тому есть вынос материала реками Амазонка, Ориноко, Брахмапутра и Ганг, Иравади, Нигер, Инд и др. В этих условиях конкретно недалеко от берегов от устьев рек протягиваются пелитовые осадки, практически не встречаемые на шельфах умеренных территорий. Заканчивая краткую чёрта терригенных осадков, направляться еще раз выделить сложность их распределения и состава в морях и океанах. Вместе с тем принципиально важно иметь в виду, что терригенные осадки составляют главной фон в самых разных частях Мирового океана, видясь в том либо другом количестве в других генетических типах морских осадков.
Органогенные (биогенные) осадки обширно распространены в Мировом океана и тесно связаны с природной зональностью, определяющей развитие той либо другой биогенной продукции. Среди органогенных планктогенных осадков выделяются два главных типа: 1) карбонатные, состоящие более чем на 30 % из СаСОз; 2) кремнистые — более чем на 30% из аморфного кремнезема.
Карбонатные планктогенные осадки имеют громаднейшее площадное распространение. В Тихом океане они составляют около 36 %, в Индийском — около 54 и в Атлантическом — около 68 %. По преобладанию захороненных остатков организмов карбонатные осадки подразделяются на фораминиферовые, кокколитофоридовые и птероподовые.
Фораминиферовые осадки складываются из раковин несложных одноклеточных организмов — фораминифер с известковым скелетом либо их обломков. Размеры раковин фораминифер от 50 до 1000 мкм. Планктогенные фораминиферы обитают в верхних слоях океанических вод с большим распространением до глубин 50-100 м. Отмирая, фораминиферы медлительно опускаются на дно, образуя разные по гранулометрическому составу осадки в зависимости от сохранности и размеров раковин. Это в большинстве случаев песчано-алевритовые либо алевритопелитовые карбонатные осадки, в которых количество СаСОз колеблется от 30 до 90 а также 99 %. При хорошей сохранности отмерших раковин фораминифер образуются в основном песчаные осадки, а на громадных глубинах, родных к критическим, алевритопелитовые и пелитовые. Они распространены в основном на глубинах от 3000 до 4500-4700 м. Ниже, в холодных недонасыщенныхСаСОз водах океана фораминиферовые илы растворяются, не достигая дна, и сменяются кремнистыми либо полигенными осадками. Глубины 4500-4700 м названы А.П. Лисицыным критическими для карбонатного осадконакопления. Планктогенные фораминиферовые осадки являются одним из главных видов осадков Мирового океана. Довольно малое значение имеют бентогенные осадки на глубинах шельфа, складывающиеся из бентосных фораминифер.
Кокколитофоридовые осадки образуются за счет скопления пластинок известковых водорослей кокколитофорид микроскопических размеров — от 5 до 50 мкм. Как правило образуются смешанные кокколитофоридово-фораминиферовые либо фораминиферово-кокколитофоридовые осадки с разным соотношением кокколитофорид и фораминифер.
Птероподовые и птероподово-фораминиферовые осадки складываются из остатков пелагических планктонных моллюсков — птеропод, обитающих в теплых тропических и экваториальных водах океанов, Средиземного и Красного морей до глубин первых сотен метров. Раковины птеропод складываются из арагонита (легко растворимой формы СаСОз), благодаря чего при отмирании они не попадают глубже 200-2200 м. Обычные птероподовые осадки видятся редко и занимают маленькие площади в виде отдельных пятен на подводных поднятиях. В большинстве же случаев распространены смешанные птероподово-фораминиферовые осадки.
Кремнистые планктогенные осадки — диатомовые и радиоляриевые. Диатомовые осадки образуются в следствии накопления кремнистых панцирей диатомовых водорослей (диатомей), имеющих громаднейшее развитие в холодных, приполярных областях. Как видно на рис. 10.8, диатомовые осадки образуют громадный постоянный пояс около Антарктиды шириной до 300 и 1200 км. В этом поясе отмечается и громаднейшее содержание кремнезема, достигающее 70-72 %. Малые их разрушение и размеры диатомей определяют гранулометрический состав. Это в большинстве случаев алевритоглинистые и глинистые илы. В Северном полушарии диатомовые осадки не образуют целого пояса, а выражены только в виде отдельных ареалов в северной части Тихого океана, в большинстве случаев с меньшим содержанием SiO2, которое лишь в пределах Охотского моря достигает 50 %. Особенным подтипом являются так именуемые этмодисковые диатомовые осадки экваториальной территории, складывающиеся из больших панцирей теплолюбивых диатомей — этмодискусов, видящиеся в западной тропической части Тихого океана в виде отдельных пятен, залегающих ниже критических глубин 4500-4700 м и встреченных кроме того в глубоководном Марианском желобе.
Радиоляриевые осадки складываются из несложных планктонных организмов — радиолярий, скелетные части которых выстроены из кремнезема. Местами совместно с радиоляриями наблюдаются остатки теплолюбивых диатомей. Такие кремнистые осадки именуются радиоляриево-диатомовыми либо диатомово-радиоляриевыми (в зависимости от соотношения). Как правило это слабо кремнистые осадки, в которых содержание аморфного кремнезема редко превышает 30 %. Они образуют отдельные ареалы в зоне экваториальной дивергенции в Индийском и Негромком океанах, отличающейся высокими биомассами фито- и зоопланктона. По гранулометрическому составу (в зависимости от степени панцирей скелетов диатомей и сохранности радиолярий) — это алевритопелитовые либо пелитовые илы. Радиоляриевые и радиоляриево-диатомовые осадки видятся в основном на дне котловин ниже критических глубин карбонатного осадкообразования. В ряде мест радиоляриевые илы чередуются с красными глубоководными глинами. В экваториальных территориях местами развиты смешанные карбонатно-кремнистые осадки — диатомово-фораминиферовые либо радиоляриево-фораминиферовые.
К бентогенным осадкам относятся органогенные рифы, обобщенно именуемые коралловыми рифами, образующимися за счет кораллов и водорослей, извлекающих из морской воды СаСО3 для построения собственных скелетных частей. Практически это кораллово-водорослевые рифы, в биоценоз которых входят кроме этого разные моллюски, бентосные фораминиферы, иглокожие. Роль разных организмов биоценоза коралловых рифов в накоплении карбонатного материала, согласно данным А. П. Лисицына, разна. На первом месте стоят известковые водоросли (30-50 %), на втором — рифовые кораллы (10-30 %), потом — разные моллюски (10-20 %) и на четвертом-фораминиферы (1-10 %). Современные коралловые рифы распространены только в тропических и субтропических водах Негромкого и Индийского океанов, в Карибском море. Критическими температурами, при которых кораллы не развиваются, являются, с одной стороны, 18-19 o, с другой — 34 — 35 oС. Наилучшие условия для развития биоценоза коралловых рифов наблюдаются при среднегодовой температуре воды 23 — 25 oС. Нижний предел глубины для рифообразующих организмов от 50 — 60 до 70 — 80 м. Большая биомасса сосредоточена в поверхностных слоях воды на глубине от 10 до 15 м, в особенности это относится водорослей, для фотосинтеза которых требуется довольно много света. Для развития коралловых рифов серьёзны кроме этого прозрачность морской воды, насыщенной известью и кислородом, и обычная либо близкая к обычной соленость (30-38).