Под диагенезом (греч. "диагенезис" - перерождение) понимается изменение осадков, их перерождение и превращение в осадочные горные породы. Как было сказано, осадки Мирового океана образуются в различных климатических и гидродинамических условиях. Первичный рыхлый морской осадок в большинстве случаев представляет многокомпонентную систему, в состав которой могут входить: иловые частицы; химически осажденные соединения; органические вещества; реликтовые (остаточные) воды, заполняющие поры. Кроме того, в определенных условиях возможны примеси пирокластического материала. В целом морской осадок является разнородной смесью реакционноспособных соединений.
|
| Рис.10. 11. Схема диагенеза (по Н.М. Страхову) |
При этом равновесие отсутствует как между разнородными частицами осадка, так и у частиц осадка с придонными водами океана. Уже в самой начальной стадии существования осадка начинается взаимодействие отдельных его частей друг с другом, с остаточными иловыми водами и средой их накопления.
По 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 способствует взаимодействию различных составляющих и образованию новых диагенетических минералов.
2. Наличие многочисленных бактерий, главная масса которых сосредоточена в верхних первых сантиметрах осадков. Бактерии играют различную роль в преобразовании вещества. В одних случаях они разлагают углеводороды и органические соединения, создают новые реактивы и изменяют химизм среды. В результате деятельности различных бактерий происходят сложные процессы - окисление закисных соединений и чаще, наоборот, перевод окисных соединений в закисные. В других случаях бактерии служат главным источником накопления органического вещества в верхней части слоя.
3. Иловые растворы воды, пропитывающие осадок, существенно отличаются от состава наддонной воды океана более высокой минерализацией, уменьшенным содержанием сульфатного иона, присутствием железа, марганца и других элементов. Различие состава иловых растворов и придонной океанской воды вызывает обмен веществ между ними. При большой концентрации ряда веществ в иловых растворах в осадке образуются новые диагенетические минералы.
4. Органическое вещество, большое скопление которого в осадке вызывает дефицит кислорода, появление углекислого газа и сероводорода, т. е. создает восстановительные условия.
5. Окислительно-восстановительный потенциал зависит от содержания органического вещества и от гранулометрического состава осадка. В мелководных зонах, где преобладают хорошо водопроницаемые пески с отсутствием или ничтожным содержанием органического вещества, создаются окислительные условия среды, наблюдающиеся и в глубине осадка. В этом случае возможны единичные новообразования гидроксидов железа или бурых корок вокруг зерен песка. В более глубоководных тонких илах, богатых органическим веществом и бактериями, окислительные или нейтральные условия создаются лишь в самой верхней части осадка мощностью около 10-15 (20) см, с которой связано образование гидроксидов железа и марганца, ниже располагается восстановительная зона, где возможно образование серного колчедана (пирита). В результате сложные и длительные процессы диагенеза приводят, в конце концов, к превращению осадков в горные породы.
К главным изменениям осадков при диагенезе могут быть отнесены:
1. Обезвоживание и уплотнение, возникающие под давлением накопившихся новых слоев осадка.
2. Цементация, происходящая из-за наличия различных химических соединений, заполняющих поры и пустоты и цементирующих частицы осадка. Цементирующими веществами чаще всего являются кремнезем, оксиды железа, карбонаты и другие, что в ряде случаев находит отражение в названиях горных пород, например железистый песчаник, известковистый песчаник и т. п.
3. Кристаллизация и перекристаллизация, особенно проявляющиеся в мелкозернистых и иловых хемогенных и органогенных осадках, состоящих из легко растворимых минералов. Это может приводить к переходу опала в халцедон, а затем кварц. Из аморфных гелей образуются кристаллические формы глинистых и других минералов. Очень быстрая кристаллизация характерна для органической основы коралловых рифов, преобразующейся в кристаллические известняки.
4. Образование конкреций. В процессе диагенеза формируются различные новообразования, отличающиеся друг от друга по составу и форме нахождения. Некоторые из них бывают рассеяны по всей толще осадка, например глауконит, пирит, сидерит и другие минералы. Но часто новообразования концентрируются вокруг каких-либо центров и образуют конкреции шаровидной, почковидной, лапчатой, вытянутой формы. Размеры их от нескольких миллиметров до больших конкреционных линз, протягивающихся на несколько метров. При значительной 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 предложил называть литогенезом (греч. "литос" - камень), являющимся объектом изучения науки "литология".
|
| Рис. 10.12. Диаграмма изменения пористости и объемной массы глин в зависимости от глубины их погружения (по Н.Б. Вассоевичу) |
К последиагенетическим изменениям осадочных горных пород относятся: катагенез (греч. "ката" - вниз); метагенез (греч" "мета" - после); гипергенез (выветривание). Одним из важнейших факторов, определяющим последиагенетические изменения горных пород, является различная направленность и характер тектонических движений земной коры.
Под катагенезом понимаются процессы, протекающие при прогибании территории, когда горные породы оказываются погруженными на значительные глубины, где испытывают влияние повышенных давлений и температур, а также минерализованных подземных вод. Чем больше температура и давление вышележащих слоев, тем больше происходят уплотнение и изменение осадочных горных пород. Особенно большое уплотнение наблюдается 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 превращаются в аргиллиты. Высокие температура и давление, и наличие минерализованных вод способствуют процессам растворения, образованию новых вторичных минералов, частичной перекристаллизации вещества. Существенные преобразования претерпевает органическое вещество.
В условиях катагенеза образуется каменный уголь высокой степени преобразования (углефикации), содержащий до 82-90 % углерода и антрацит-свыше 95 %. Со средними и поздними стадиями катагенеза Н. Б. Вассоевич и другие исследователи связывают образование нефти и газа за счет планктонных животных и растительных организмов. Некоторые углеводороды в рассеянном виде образуются из органического вещества еще в осадках на дне водоемов при их захоронении и последующем диагенезе. 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, называются, возможно, нефтематеринскими. Это преимущественно глинистые и алевритоглинистые породы, местами мергелистые и др. Образование собственно нефти и ее крупных скоплений возможно при значительном тектоническом прогибании земной коры, сопровождающемся накоплением новых мощных осадков, захороняющих прежние. В позднем катагенезе, когда нефтематеринские породы оказываются на глубинах 3 - 4 км, в условиях повышенных давлений и температур (80-150 o) происходят выжимание и миграция углеводородов в хорошо проницаемые песчаные или трещиноватые горные породы, называемые коллекторами (лат. "коллектор" - собирающий). Такая миграция происходит до встречи с водонепроницаемыми породами, под которыми при благоприятных условиях накапливается нефть, формируются залежи. Места скопления нефти называются ловушками. Они могут возникать при различных условиях залегания горных пород: в свободной части антиклинальных складок, при моноклинальном залегании и др. Некоторые из них показаны на рис. 10.13. Углеводородные газы возникают из того же органического вещества, сопутствуя и завершая образование нефти. Они также мигрируют в коллекторе и накапливаются в ловушках.
Под метагенезом понимаются дальнейшие преобразования горных пород, близкие к начальным стадиям метаморфизма. Они протекают, когда горные породы оказываются на большей глубине и при более высоких температурах. По данным Н.В. Логвиненко, метагенез в геосинклинальных областях происходит при мощности осадочной толщи свыше 7 - 8 км, вызывающей высокое давление при температуре 200 - 300o и наличии минерализованных растворов. В этих условиях протекают процессы растворения, перекристаллизации, взаимодействия циркулирующих растворов и минералов, в результате происходит метасоматоз - процесс замещения одних минералов и горных пород другими. В стадии метагенеза образуются глинистые сланцы, кремнистые сланцы, кварцитовидные песчаники и др.
В заключение следует отметить значительную длительность катагенетических и метагенетических процессов во времени. Здесь рассмотрены диагенез, катагенез и метагенез применительно к морским осадкам, но такие же явления имеют место и в других осадках, оказывающихся в соответствующих условиях.
Под гипергенезом понимаются изменения, происходящие с горными породами, приподнятыми к поверхности в результате тектонических движений. В этом случае они подвергаются интенсивным процессам выветривания, или гипергенеза, направленность и результаты которых изложены в гл. 4.
ПОНЯТИЕ О ФАЦИЯХ
Исходя из рассмотрения генетических типов осадков в океанах, морях, реках и озерах устанавливается определенная закономерность их распределения в зависимости от физико-географических условий - рельефа дна водоемов, подвижности и температуры воды, степени удаленности от континента, характера распределения различных организмов и других факторов. В одно и то же время в разных условиях формируются различные по генезису и составу типы осадков. Так, например, в пределах области шельфа гумидных областей, при значительном поступлении осадочного материала с континента будут откладываться преимущественно терригенные осадки. В то же время в тропических зонах при незначительном поступлении терригенного материала в мелководной области шельфа развиваются коралловые рифы. Одновременно в абиссальной части океана, удаленной от берега, могут накапливаться органогенные (планктогенные) и полигенные осадки. Приведенные данные указывают, что существует тесная и многосторонняя связь осадкообразования со средой.
Следовательно, изучая осадок, его состав, закономерности площадного развития и включенную в него фауну, можно восстановить условия и время его образования, а это, в свою очередь, имеет большое значение для анализа древних отложений и восстановления палеогеографических обстановок их формирования в различные этапы геологического развития. Впервые 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, облик). Под фациями А. Гресли понимал отложения разного состава, имеющие одинаковый возраст и замещающие друг друга по площади (по горизонтали). В настоящее время понятие о фациях пользуется всеобщим признанием. Значительная часть исследователей считают, что фация - это горные породы (осадки), возникшие в определенной физико-географической обстановке и отличающиеся от состава и условий образования смежных одновозрастных пород. Несколько иначе трактуется понятие "фация" В.Т. Фроловым (1984). Однако во всех случаях подчеркивается четкая взаимосвязь нескольких сторон: 1) литологический состав породы (осадка) и соответствующие ей органические остатки; 2) физико-географическая обстановка седиментации; 3) геологический возраст - принадлежность фации определенному стратиграфическому горизонту, фации могут рассматриваться только в конкретных стратиграфических границах.
Фациальный анализ имеет особенно большое значение для ископаемых фаций горных пород, образовавшихся в той или иной физико-географической обстановке в различные этапы геологической истории. Хорошо известно, что в ходе геологического времени обстановка осадконакопления неоднократно изменялась, что было связано или с колебаниями уровня Мирового океана, или с вертикальными тектоническими движениями земной коры, что, естественно, сопровождалось изменениями в горизонтальном и вертикальном направлениях состава осадков и органических остатков в них. В этих случаях особенно важно выявление и изучение фациальной изменчивости и зональности одновозрастных отложений для корреляции (лат. "корреляцио" - соотношение, взаимосвязь) геологических разрезов, определения бывших палеогеографических условий и обстановок осадконакопления и, таким образом, выяснения происхождения пород. Корреляция разрезов является основным материалом для составления фациальных профилей и обобщающих карт фаций.
При изучении ископаемых фаций используется метод актуализма (лат. "актуалис" - современное, настоящее) как метод познания прошлого путем изучения современных процессов. Указанный принцип был сформулирован английским ученым Ч. Лайелем как "настоящее - ключ к познанию прошлого" и в ряде случаев применяется при геологических исследованиях. Однако по мере накопления новых геологических данных по различным континентам становилось ясным, что не все физико-географические или палеогеографические обстановки могут быть интерпретированы на основании сопоставления с современными процессами. При этом, чем древнее изучаемые горные породы, тем больше отклонений и меньше возможность интерпретации их только с точки зрения наших дней. Н. М. Страхов, исходя из представлений "о необратимом и направленном процессе развития Земли, значительно уточнил и углубил метод актуализма применительно к осадочным горным породам, разработав сравнительно-исторический метод, широко используемый в геологических исследованиях.
Среди современных и ископаемых фаций различают три крупные группы фаций: 1) морские; 2) континентальные; 3) переходные. Каждая из этих групп может быть разделена на ряд макро- и микрофаций.
Мировой океан занимает 71,8% поверхности Земли. 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 вызывает образование 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, планктон и нектон. В океанах и морях распространены различные типы осадков: терригенные; органогенные; вулканогенные; хемогенные; полигенные. Все генетические типы осадков в своем распространении подчиняются климатической, вертикальной и циркум-континентальной зональностям.
Генетические типы донных осадков. Вещественный состав донных осадков и закономерности их распределения в различных зонах океана связаны с: 1) глубиной океанов и рельефом дна; 2) гидродинамической обстановкой (волнения, приливы и отливы, поверхностные и глубинные течения); 3) характером поставляемого осадочного материала; 4) биологической продуктивностью; 5) эксплозивной деятельностью вулканов. По генезису выделяются следующие основные группы осадков: 1) терригенные (от лат. "терра" - земля); 2) органогенные (биогенные); 3) полигенные ("красная глубоководная глина"); 4) вулканогенные; 5) хемогенные (рис. 10.8). Закономерности распределения указанных групп донных осадков и их соотношения в различных зонах океанов и морей определяются, по данным А. П. Лисицына: 1) климатической зональностью; 2) вертикальной зональностью, связанной с изменением глубин; 3) циркумконтинентальной зональностью - степенью удаленности от континента или крупных островов.
Терригенные осадки образуются из обломочного или пелитового материала, приносимого с континентов различными экзогенными факторами, указанными при характеристике баланса осадочного материала, и особенно широко развиты в гумидных зонах (умеренные и экваториальные пояса). Наибольшая часть терригенных осадков, приносимых с суши, откладывается в пределах подводной окраины материков - в области шельфа, континентального склона и его подножья.
При поступлении осадочного терригенного материала в Мировой океан в ряде случаев происходит его механическая дифференциация, заключающаяся в приспособлении приносимых взвешенных и влекомых частиц к существующим динамическим условиям, глубинам и расстояниям от суши, рассортировке их по размерам зерен. Часто она выражена в постепенной смене осадков - от грубых песчано-гравийно-галечных в прибрежной (литоральной) мелководной части через песчаные и песчано-алевритовые в более глубоких частях шельфа (в сублиторальной или неритовой зоне), затем алевритопелитовые в батиальной зоне - до самых тонких пелитовых в абиссальной (в ложе океана). Такая картина наблюдается в умеренных гумидных зонах у приглубых берегов. На отмелых берегах с менее активной динамической средой, на пляже и подводном береговом склоне накапливаются различные по зернистости пески, сменяющиеся по мере увеличения глубины песчано-алевритовыми, алевритовыми и алевритопелитовыми осадками.
Указанная в схеме механическая осадочная дифференциация осложняется многими факторами: 1) неровность рельефа в области шельфа (остатки субаэрального рельефа); 2) принос реками в различных климатических зонах неодинакового по составу осадочного материала; 3) действие течений; 4) гравитационные подводные процессы - оползни и мутьевые потоки. Крупные подводные оползни возникают периодически на материковом склоне, в результате чего в его нижней части и особенно в пределах материкового подножья образуются мощные оползневые тела с холмисто-западинным рельефом.
Мутьевые (суспензионные) потоки являются мощным динамическим фактором подводного перемещения осадочного материала. Это разжиженные иловые осадки, которые устремляются вниз в виде придонных потоков по подводным долинам и каньонам, прорезающим материковые склоны, а местами и части шельфа (см. рис. 10.1). По мере движения мутьевые потоки производят донную и боковую эрозию, а ближе к низовой части каньонов начинается аккумуляция переносимых ими осадков, усиливающаяся на подножье материкового склона. В результате у подножья склонов и в прилежащей части ложа океана образуются обширные конусы выноса и среди тонких пелитовых или органогенных осадков глубоководной части появляются менее отсортированные алевритовые и песчаные илы континентального склона или даже бровки шельфа с характерной градационной слоистостью (внизу более крупные частицы, вверху более тонкие). Отложения мутьевых потоков называют турбидитами. По данным В.П. Петелина и П.Л. Безрукова, такие отложения обнаружены и в глубоководных желобах - Курило-Камчатском, Японском и др.
Существенные отклонения от дифференциации осадочного материала, связанные с климатической зональностью, наблюдаются в следующих зонах: 1) приантарктической и отчасти северной полярной, где А.П. Лисицыным выделен особый подтип - айсберговые (ледовые) осадки; 2) экваториально-гумидной, с присущей ей поставкой специфического осадочного материала реками-гигантами.
Айсберговые (ледовые) осадки особенно широко развиты в Приантарктической части Мирового океана. Ледники Антарктиды при своем движении производят интенсивную экзарацию, и захват в придонной части различного обломочного материала, который выносится шельфовыми льдами и айсбергами на далекое расстояние от континента. При постепенном перемещении и таянии айсбергов обломочный материал, заключенный в них, выпадает на дно. Характерной особенностью этих осадков является широкое распространение в них валунно-щебнистого материала и дресвы, местами песчано-алевритового и даже алевритопелитового. Айсберговые (ледовые) осадки окаймляют берега Антарктиды почти сплошным поясом шириной от 300 до 1200 км при средней ширине 500-700 км. Они развиты не только в пределах шельфа и континентального склона, но и в прилежащих частях ложа океана, где грубообломочный моренный материал накладывается по пути движения айсбергов на более тонкие слабокремнистые осадки, а затем на 60-65 o ю.ш. сменяются кремнистыми диатомовыми илами. Современные айсберговые осадки развиты также близ Гренландии.
Осадки северной ледовой зоны существенно отличаются от айсберговыхПриантарктиды. Грубообломочный материал, свойственный ледовому разносу на севере, характеризуется сортированностью, наличием хорошо окатанных, отполированных галек, подобно галечникам морских пляжей. По-видимому, основной грубообломочный гравийно-галечный материал ледники захватывали с морских пляжей, галечных берегов и отмелей. В ледовых зонах Севера, а также поблизости от водосборов, где развита мерзлота, реки привносят преимущественно песчано-алевритовый и алевритовый материал. По данным А. П. Лисицына, в Беринговом море, в северной части Атлантического океана, также широко распространены песчано-алевритовые осадки.
Осадки экваториальной гумидной зоны существенно отличаются от айсберговых. Для этой зоны характерно развитие в пределах континентов мощных кор выветривания с преобладанием глинистых минералов - монтмориллонита, каолинита и др. Поэтому реки здесь выносят преимущественно тончайший пелитовый материал. Примером тому является вынос материала реками Амазонка, Ориноко, Ганг и Брахмапутра, Иравади, Нигер, Инд и др. В этих условиях непосредственно близ берегов от устьев рек протягиваются пелитовые осадки, почти не встречаемые на шельфах умеренных зон. Заканчивая краткую характеристику терригенных осадков, следует еще раз подчеркнуть сложность их состава и распределения в океанах и морях. Вместе с тем важно иметь в виду, что терригенные осадки составляют основной фон в самых различных частях Мирового океана, встречаясь в том или ином количестве в других генетических типах морских осадков.
Органогенные (биогенные) осадки широко распространены в Мировом океана и тесно связаны с природной зональностью, определяющей развитие той или иной биогенной продукции. Среди органогенных планктогенных осадков выделяются два основных типа: 1) карбонатные, состоящие более чем на 30 % из СаСОз; 2) кремнистые - более чем на 30% из аморфного кремнезема.
Карбонатные планктогенные осадки имеют наибольшее 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 состоят из раковин простейших одноклеточных организмов - фораминифер с известковым скелетом или их обломков. Размеры раковин фораминифер от 50 до 1000 мкм. Планктогенные фораминиферы обитают в верхних слоях океанических вод с максимальным распространением до глубин 50-100 м. Отмирая, фораминиферы медленно опускаются на дно, образуя различные по гранулометрическому составу осадки в зависимости от размеров и сохранности раковин. Это главным образом песчано-алевритовые или алевритопелитовые карбонатные осадки, в которых количество СаСОз колеблется от 30 до 90 и даже 99 %. При хорошей сохранности отмерших раковин фораминифер образуются преимущественно песчаные осадки, а на больших глубинах, близких к критическим, алевритопелитовые и пелитовые. Они распространены преимущественно на глубинах от 3000 до 4500-4700 м. Ниже, в холодных недонасыщенныхСаСОз водах океана фораминиферовые илы растворяются, не достигая дна, и сменяются кремнистыми или полигенными осадками. Глубины 4500-4700 м названы А.П. Лисицыным критическими для карбонатного осадконакопления. Планктогенные фораминиферовые осадки являются одним из основных видов осадков Мирового океана. Относительно малое значение имеют бентогенные осадки на глубинах шельфа, состоящие из бентосных фораминифер.
Кокколитофоридовые осадки образуются за счет скопления пластинок известковых водорослей кокколитофорид микроскопических размеров - от 5 до 50 мкм. В большинстве случаев образуются смешанные кокколитофоридово-фораминиферовые или фораминиферово-кокколитофоридовые осадки с различным соотношением кокколитофорид и фораминифер.
Птероподовые и птероподово-фораминиферовые осадки состоят 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 состоят из арагонита (легко растворимой формы СаСОз), вследствие чего при отмирании они не проникают глубже 200-2200 м. Типичные птероподовые осадки встречаются редко и занимают небольшие 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 результате накопления кремнистых панцирей диатомовых водорослей (диатомей), имеющих наибольшее развитие в холодных, приполярных областях. Как видно на рис. 10.8, диатомовые осадки образуют огромный непрерывный пояс вокруг Антарктиды шириной до 300 и 1200 км. В этом поясе отмечается и наибольшее содержание кремнезема, достигающее 70-72 %. Малые размеры диатомей и их разрушение определяют гранулометрический состав. Это обычно алевритоглинистые и глинистые илы. В Северном полушарии диатомовые осадки не образуют сплошного пояса, а выражены лишь в виде отдельных ареалов в северной части Тихого океана, обычно с меньшим содержанием SiO2, которое только в пределах Охотского моря достигает 50 %. Особым подтипом являются так называемые этмодисковые диатомовые осадки экваториальной зоны, состоящие из крупных панцирей теплолюбивых диатомей - этмодискусов, встречающиеся в западной тропической части Тихого океана в виде отдельных пятен, залегающих ниже критических глубин 4500-4700 м и встреченных даже в глубоководном Марианском желобе.
Радиоляриевые осадки состоят из простейших планктонных организмов - радиолярий, скелетные части которых построены из кремнезема. Местами совместно с радиоляриями наблюдаются остатки теплолюбивых диатомей. Такие кремнистые осадки называются радиоляриево-диатомовыми или диатомово-радиоляриевыми (в зависимости от соотношения). В большинстве случаев это слабо кремнистые осадки, в которых содержание аморфного кремнезема редко превышает 30 %. Они образуют отдельные ареалы в зоне экваториальной дивергенции в Индийском и Тихом океанах, отличающейся высокими биомассами фито- и зоопланктона. По гранулометрическому составу (в зависимости от степени сохранности скелетов радиолярий и панцирей диатомей) - это алевритопелитовые или пелитовые илы. Радиоляриевые и радиоляриево-диатомовые осадки встречаются преимущественно на дне котловин ниже критических глубин карбонатного осадкообразования. В ряде мест радиоляриевые илы чередуются с красными глубоководными глинами. В экваториальных зонах местами развиты смешанные карбонатно-кремнистые осадки - диатомово-фораминиферовые или радиоляриево-фораминиферовые.
К бентогенным осадкам относятся органогенные рифы, обобщенно называемые коралловыми рифами, образующимися за счет кораллов и водорослей, извлекающих из морской воды СаСО3 для построения своих скелетных частей. Фактически это кораллово-водорослевые рифы, в биоценоз которых входят также различные моллюски, бентосные фораминиферы, иглокожие. Роль различных организмов биоценоза коралловых рифов в накоплении карбонатного материала, по данным А. П. Лисицына, различна. На первом месте стоят известковые водоросли (30-50 %), на втором - рифовые кораллы (10-30 %), далее - различные моллюски (10-20 %) и на четвертом-фораминиферы (1-10 %). Современные коралловые рифы распространены исключительно в тропических и субтропических водах Тихого 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. Максимальная биомасса сосредоточена в поверхностных слоях воды на глубине от 10 до 15 м, особенно это касается водорослей, для фотосинтеза которых требуется много света. Для развития коралловых рифов важны также прозрачность морской воды, насыщенной кислородом и известью, и нормальная или близкая к нормальной соленость (30-38).