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.

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.

Остатки диатомей и радиолярий встречаются и в очень древних отложениях, широко распространенных в Альпийском складчатом поясе. Радиолярии гораздо более древняя группа, чем диатомеи. Сложенные ими породы, радиоляриты и яшмы, часто соседствуют в разрезах с базальтами и пестрыми или красными сильно преобразованными сланцами. Отсутствие в тех же разрезах карбонатов и терригенных отложений, типичных для континентов и их окраин, дало повод думать, что древние кремнистые породы аналогичны современным радиоляриевым илам, т. е. они возникли в центральных глубоководных частях древнего океана.

Радиоляриты занимают промежуточное место в ряду от радиоляриевых илов к яшмам. Последние нацело перекристаллизованы в недрах, в условиях воздействия высоких температур и давлений. В них очень редки идентифицируемые органические остатки. Яшмы широко используются как поделочный камень, и мало кто знает, что это всего-навсего маленький реликт дна давно исчезнувших морей. И сложен он мельчайшими остатками организмов, обитавших на Земле в палеозойскую или мезозойскую эру. Основной минеральной фазой яшмы является халцедон или скрытокристаллический β-кварц.