Не только мел, но и мергели, а также многие разновидности тонкозернистых известняков сложены мельчайшим детритом карбонатстроящих организмов. По характерным их остаткам легко установить время образования карбонатных отложений и возраст всей толщи пород. Именно в известняках палеонтологи нашли и определили большую часть ископаемых моллюсков, кораллов, мшанок и др., обнаружили древние карбонатные банки и отмели, огромные рифовые массивы. В частности, выяснилось, что рифовые острова и атоллы протягивались в раннепермское время и в позднем карбоне вдоль восточного края Русской плиты, от Тимана до Башкирии и далее на юг, в Прикаспийскую впадину, т. е. как современный Большой Барьерный риф Австралии. Последний возник у края шельфа в Коралловом море и состоит из тысяч островков и рифов кораллового происхождения, вытянутых с севера на юг на расстояние более 2000 км. Еще больший по протяженности барьерный риф позднеюрско-раннемелового возраста распадается на отдельные кольцевые комплексы шириной 150–200 км. Он выявлен с помощью геофизических методов и бурения под шельфом и континентальным склоном атлантической окраины Северной Америки, от Ньюфаундленда до Багамской банки и далее по северному контуру Мексиканского залива до полуострова Юкатан. Здесь при бурении на глубине нескольких тысяч метров в районе банки Кампече были открыты гигантские месторождения нефти. Залежи находятся в высокопористых рифовых известняках. Высота некоторых из них превышает 1000 м.
Крупные месторождения нефти, приуроченные к древним погребенным рифовым массивам, были обнаружены во многих районах мира. Однако пальма первенства в этом отношении принадлежит Персидскому заливу, где в рифах, да и вообще в известняках, сосредоточены огромные запасы углеводородного сырья (около 21 млрд т нефти и 11,5 трлн м3 газа).
Значение карбонатных пород, известняков и доломитов как коллекторов нефти и газа очень велико. Во многих крупных нефтегазоносных бассейнах в них заключено более половины запасов углеводородов. Объясняется это хорошими емкостными возможностями благодаря большому количеству пор или каверн, унаследованных от первичной структуры рифа или возникших при выщелачивании карбоната кальция во время погружения в осадочные бассейны.
Карбонат кальция обладает повышенной растворимостью в холодных водах. Поэтому организмы, строящие из него скелет или раковины, слабо распространены в Высоких широтах и не живут в глубоководных зонах океана, где температура воды не превышает 4–8 °C. Более того, карбонатные раковины и различные минеральные компоненты карбонатного планктона, обитающего в поверхностном водном слое морей и океанов, опускаясь после отмирания на дно, постепенно растворяются. Существует так называемая критическая глубина карбонатонакопления, т. е. тот уровень, ниже которого не способны проникнуть остатки карбонатного планктона, так как по пути на дно они должны полностью раствориться. В современную эпоху она соответствует в океане 4500 м. В другие геологические эпохи этот условный уровень поднимался или опускался. Скелетные остатки из арагонита растворяются быстрее, чем кальцитовые раковинки. Поэтому критическая глубина растворения арагонита на 800-1000 м выше приведенного выше значения.
Таким образом, абиссальные котловины и желоба в океане с глубинами более 4500 м лишены карбонатных осадков. Зонами развития последних являются районы континентальных окраин (шельф — континентальный склон — подножие) и области срединно-океанических поднятий. Многие подводные горы, представляющие собой потухшие щитовые вулканы, также перекрыты шапкой карбонатных отложений мощностью от нескольких сот до полутора тысяч метров. Среди них много древних атоллов, погрузившихся в морские пучины.
Не все карбонатные породы можно отнести к разряду биогенных, т. е. сложенных остатками организмов. Встречаются и хемогенные известняки, например оолитовые породы. Как и песчаники, они сложены зернами примерно одинаковой величины (от 0,2–0,5 до 1–2 мм), между которыми в порах располагается тонкоотмученный карбонат кальция, играющий роль цемента. Строение зерен необычно. Они представляют собой шарики или сфероиды с ядром и рядом концентрических оболочек вокруг него. В качестве ядра могут выступать мелкие зерна кварца или других минералов, комочки глинистого вещества, обломки раковин или другие форменные элементы. Оболочки сложены карбонатом кальция и часто имеют радиально-лучистое строение: отдельные кристаллы образуют игольчатой формы сростки, ориентированные поперек самой оболочки, от центра зерна к его поверхности. В шлифах на срезе в скрещенных николях оолиты напоминают глаз с хрусталиком посредине.
Оолиты образуются в затишных участках лагун и заливов на мелководье, там, где воды пересыщены карбонатом кальция. Такие условия обычно складываются у побережий тропических и субтропических стран, где невелик вынос с суши обломочного материала. Песчинки или комочки глины под действием небольших волн или приливно-отливных течений перемещаются по дну, становясь в условиях избыточного испарения воды центрами кристаллизации карбоната кальция. Оболочки нарастают одна за другой, до тех пор пока оолитовое зерно не оказывается слишком тяжелым и перестает перекатываться по дну. Оолиты образуются в настоящее время в лагуне за островом Андрос (Багамские острова), в одной из неактивных лопастей дельты реки Ориноко, в других местах. В прошлом этот процесс был распространен шире Оолитовые известняки известны на Кавказе и в Крыму, описаны на Копетдаге и на востоке Русской плиты, во многих других районах.
Арагонитовые корки хемогенного происхождения покрывают базальты ложа и выступы коренных пород в глубоководных впадинах Красного моря. Это стяжения желтовато-коричневого цвета с бугорчатой поверхностью. В поле электронного сканирующего микроскопа видны сростки игольчатых кристаллов арагонита, направленные в одну сторону. Формирование подобных корок в Красном море, видимо, связано с наличием рассолов в глубоководных его впадинах. Впрочем, хемогенная садка карбонатов происходит и на побережье этого моря в небольших рассольных ямах и пересыхающих соляных озерах, заполняемых морской водой в периоды нагонных ветров. После испарения значительной части воды на дно выпадают карбонатные минералы — доломит и арагонит.
Доломит часто развивается по кальциту при погружении известняков в недра. При этом возникают вторичные пустоты.
Яшмы — реликты дна океанов
После растворения карбонатного детрита, опускающегося сквозь многокилометровую толщу воды на дно абиссальных котловин, остаются аморфные субстанции и частицы, захваченные при жизни организмами. Все это вместе с компонентами пеллетного транспорта (фекалии зоопланктона) составляют осадки специфического состава — красные глубоководные глины, занимающие ныне от 30 до 55 % площади дна в различных океанах. Основная масса в глинах — это частицы коллоидных и субколлоидных размеров, среди которых преобладают оксиды металлов (главным образом железа) и глинистые минералы. Алевритовая и крупнопелитовая фракции обычно сложены материалом эолового разноса (кварц, полевые шпаты, слюды), микростяжениями железа и марганца, а также аутигенными минералами — цеолитами, феррисмектитами и др. Аутигенные минералы — новообразования, возникшие в осадке in situ за счет разложения других составляющих или поступления вещества снизу вместе с поровой водой, отжимаемой из более глубоких слоев осадка. Микростяжения тоже новообразования, включающие в основном оксиды металлов. Наконец, самые крупные компоненты представлены зубами акул, костями рыб и железомарганцевыми конкрециями. Так как скорости накопления красных глубоководных глин очень низкие, они не образуют мощных осадочных тел, не в пример глинам, песчаникам и известнякам на континентах и в переходной зоне от этих последних к океанам.
В разрезе или по простиранию красные глины часто сменяются кремнистыми осадками, особенно широко распространенными в приполярных и экваториальных широтах Мирового океана. В поле оптического и электронного сканирующего микроскопов можно увидеть частицы, которыми сложены кремнистые илы. В большинстве случаев это мелкие (0,03-0,3 мм) скорлупки и раковинки, принадлежащие планктонным организмам с так называемой кремневой функцией, т. е. они строят скелетные элементы из кремнекислоты, в форме SiO2 — рентгеноаморфной фазы, известной как опал-А. В кремнистых илах высоких широт важнейшим компонентом являются панцири диатомей, в тропических же широтах — раковинки радиолярий. И те и другие относятся к фитопланктону, т. е. живут за счет фотосинтеза там, где фотический слой океана обогащен или постоянно пополняется питательными веществами-биогенами: нитратами, нитритами, фосфатами, кислородом и кремнекислотой. При наличии всего необходимого для жизни кремнестроящие организмы способны создавать огромные популяции, которые обычно наблюдаются в районах перемешивания поверхностных вод с глубинными, богатыми биогенами. После отмирания остатки диатомей, радиолярий и силикофлагеллят опускаются на дно.
Кремнезем в отличие от карбоната кальция более устойчив к растворению в морской воде. Поэтому детрит, сложенный опалом-А, проходя водную толщу океана, почти не разрушается. Как правило, скорости аккумуляции кремнистых морских осадков значительно выше, чем карбонатных. После захоронения под плащом более молодых отложений в кремнистых илах начинаются активные процессы трансформации и перераспределения вещества, приводящие к растворению или перекристаллизации многих органических остатков. При этом аморфная фаза (опал-А) переходит в кристаллическую (опал-КТ), а затем в халцедон и кварц. Все это сопровождается резким сокращением порового пространства и образованием прочных, отвердевших разностей — кремней и порцелланитов. Это уже породы, горизонты которых отличаются большой прочностью. Кремнистые осадки, залегающие среди глин или карбонатов, зачастую окаменевают первыми. Однако даже в этих условиях в них сохраняются отдельные раковинки или панцири кремнистых организмов, свидетельствующие об их биогенной природе.