Вапняки органогенні (біогенні). Біогенний спосіб накопичення вапняків (кальциту) в даний час переважає, ймовірно така ж тенденція мала місце протягом всього фанерозою. Такого роду породи являють собою скам'янілі продукти життєдіяльності тварин і рослин. Серед них розрізняють біогерми - прижиттєві скупчення прикріплених організмів, що знаходяться в стані зростання - корали, мшанкові і водоростеві - строматолітових вапняки.
Виділяють ще біоценози - прижиттєві скупчення організмів, що мешкають разом на певній ділянці дна басейну. Біоценози и- вельми різноманітні гірські породи, вони дають зазвичай цельнораковінние вапняки.
Ще частіше зустрічаються вапняки, що представляють собою результат спільного поховання уламкового детриту раніше померлих тварин. Такі скупчення отримали назви танато- і тафоценозов. Вони складені скам'янілими залишками самих різних видів - наприклад, брахіопод, пеліціпод, криноидей, фораменіфер і ін.
Якщо переважаючою групи організмів виділити не можна, то можуть розглядатися, наприклад, брахіоподових-коралові, форамініфери-водоростевому вапняки або просто органогенні вапняки.
В результаті тонкого перетирання скелетних залишків заворушеннями в прибережній зоні утворюються мікрозернисті вапняки, часто важко відмітні від порід хімічного походження.
Специфічною різновидом органогенних вапняків є письмовий крейда. Ця гірська порода складена в основному слабосцементірованние залишками дрібних організмів, в основному коколітофорід. З цим пов'язані його фізичні властивості: невелика твердість (менше 1), велика пористість (около40% - як у глин), значна природна вологість (близько 30%).
Частина афанітовой і мікрозернисті вапняків сформувалася органогенних, а інша частина хемогенним шляхом, часто це важко визначити в діагенетіческой перетворень-поклику породах.
Хемогенние вапняки. До цієї групи відносять вапнякові породи, що сформувалися хемогенним способом на стадіях накопичення опадів або раннього діагенеза. Поширення хемогенних карбонатних порід істотно менше, ніж органогенних. Зазвичай хемогенние вапняки мають зернисту або кристалічну структуру. Для цих порід характерні також оолітові і сферолітовие структури. Хемогенние породи часто асоціюють з органогенних.
Особливу підгрупу карбонатних хемогенних порід є вапняні напливи (наприклад, сталактити і сталагміти в печерах), які утворюються за рахунок випадання з просочуються розчинів кальциту або його різновиди арагонита. Ці утворення мають зазвичай голчастим-кристалічну структуру, причому кристали орієнтовані перпендикулярно кордонів наростання.
При заміщенні в ході діагенеза або катагенеза частини кальциту доломітом формуються доломітизовані вапняки.
Відкладення хімічних карбонатних опадів інтенсивно проявлялося в попередні античні часи геологічної історії і відбувається в менших масштабах в сучасних морях і океанах, а також на континентах в умовах арідного клімату, здебільшого в озерах.
Хемогенним шляхом НСО3 утворюються пелітоморфних вапняки, оолітові вапняки і численні карбонатні конкреції серед теригенних порід в мілководній області морів і океанів при виділенні з вод надлишку СО2 в атмосферу. Процес відбувається в рамках існуючого в акваторіях природної рівноваги:
При виділенні надлишку СО2 в атмосферу рівновагу зміщується в бік утворення нерозчинних у воді монокарбонатов (СаСО3 і ін.). Причинами зменшення вмісту СО2 може бути прогрівання води, що прискорює процес видалення з води надлишку СО2, а також хвилювання води і дрібні водорості, що забезпечують формування та поставку затравки - центрів кристалізації СаСО3 при взмучиванії мулу. При цьому карбонат кальцію осідає у вигляді дрібних кристаликів і, можливо, у вигляді грудок гелю СаСО3. Виділення СаСО3 триває і в початковій стадії діагенеза в самому осаді з концентрованих розчинів мулових вод.
При цьому гідрохімічний склад вод і термодинамічні умови басейну змінюються по сезонах року. Наслідком цього є періодичність виділення СаСО3 і їх перетворень з формуванням зональних кристалів, концентричних смуг в ооліти і т.п ..
Хімічному випадання кальциту сприяє жаркий посушливий клімат, а також обмеженість привноса в басейн осадконакопичення теригенно матеріалу.
Вапняки уламкові формуються в результаті руйнування і перемиваючи давніших вапняків і механічної обробки скелетів вапняних організмів. При цьому уламки порід і раковин піддаються інтенсивної механічної обробки в смузі прибою, в зоні заворушень і припливів-течій. Раковини подрібнюються також илоедов. Таким способом формується велика частина мілководних карбонатних опадів сучасних морів.
При похованні уламків поблизу джерел знесення без суттєвої механічної обробки виходять брекчии. Вапняки, що виникли в результаті механічної обробки раковин називаються органогенно-уламковими. Виділяються також вапнякові конгломерати і піски, інші види уламкових порід.
Вапняки змішаного або неясного походження відносяться до підгрупи найбільш поширених карбонатних порід. В таких породах можна виявити ділянки з органогенного структурою.
Доломітом називають породу, що складається на 95% і більше з мінералу доломіту. Зазвичай такого роду породи містять домішки кальциту, піриту, халцедону, кварцу і органічної речовини. У деяких доломітах зустрічаються вкрапленники ангідриту і гіпсу. У зернистих і мікрозернисті доломітах під мікроскопом спостерігається значна кількість правильних ромбоедричних кристалів. Походження доломіту, на відміну від вапняків, в основному хімічне. У сучасну епоху вони утворюються рідко на берегових мілинах деяких тропічних морів (Червоного моря, узбережжя Австралії, а також в опадах оз. Балхаш в Казахстані). Могутні товщі доломіту геологічного минулого утворювалися ймовірно шляхом безпосереднього хімічного випадання з морської води і в озерних басейнах в умовах арідного клімату.
Значна частина доломіту утворилася в період діагенеза при впливі морських і мулових вод на вапняні і вапняно-доломітові опади.
За макроскопическому вигляду доломіт нагадують вапняки і орієнтовно відрізняються від них за описаною вище реакції з 5% -ної соляної кіслотой.Прі визначенні карбонатності порід, або при вивченні діагностованих карбонатних мінералів проводять їх випробування 5-відсоткової соляної кислотою. При цьому кальцит з шипінням розчиняється в холодній кислоті в шматку, доломіт розчиняється в холодній кислоті тільки в порошку, а сидерит "шипить" в порошку, але при нагріванні кислоти.
Виділяються наступні підгрупи доломіту.
Уламкові доломіт. Серед уламкових доломіту розрізняються, також як і серед уламкових вапняків, конгломерати, брекчії, доломітові пісковики та інші уламкові породи. Складаються вони з окатанних або незграбних уламків доломіту, містять домішки теригенно матеріалу і зцементувати доломітовим або кальцитових цементом.
Уламкові доломіт поширені серед потужних доломітових товщ у вигляді пластів, лінз і з'явилися результатом перемиваючи доломітових порід в умовах пляжевого мілководдя. Брекчії іноді мають хімічне походження, як продукти внутріформаціонной кори вивітрювання.
Доломіти з органогенного структурою іноді містять помітні органічні залишки. Останні зазвичай складені пелітоморфних доломитом, а їх матрикс також представлений пелітоморфних або зернистим доломитом і кальцитом. Доломіти такого типу формуються як продукти доломітізація карбонатних опадів на стадіях седиментації або в процесі діагенеза. Відомі доломіт із залишками коралів, брахіопод, мшанок, пеліціпод і ін. Організмів.
Водоростеві доломіт складаються з великих караваеобразних тел - биогерм, дрібних округлих кулястих тіл, майже повністю складених водоростями синезеленими і зеленими, концентрує карбонат магнію. Тіла водоростей складені пелітоморфних доломитом. Цемент в породах доломітовий, іноді вони відрізняються високою пористістю і кавернозностью. Бувають водоростеві доломіт з розірваними або перевідкладеними водоростями, що відрізняються горизонтальній або горизонтально-хвилястою слоистостью.
Хемогенние доломіт - це пелітоморфних або мікрозернисті, часом оолітові породи, позбавлені органічних залишків, однорідні за структурою і складом, іноді з домішкою ангідриту і гіпсу. Пелітоморфних доломіт іноді містять прошарки гідрослюдистої і монморіллонітових глин.
Оолітові доломіт складаються з концентричних і радіально-променистих агрегатів, зцементованих пелітоморфних і зернистим доломитом.
Сідеріти розглядаються як діагенетіческіе освіти, що сформувалися в умовах низького окислювально-відновного потенціалу і істотної кількості Сорг. в осаді. Сидерит може бути неуважний в осадової породи, утворювати в них конкреції, виконувати порожнини і інкрустувати органогенні вапняки.
В даний час освіту сідеріта пов'язано з континентальними умовами. У прісних водоймах гумідних зони сидерит є основним мінералом, цементуючим уламкові породи і дає конкреції. У більш ранні епохи він накопичувався і в прибережно-морських умовах, утворюючи оолітові гідрогетит-шамозит-сідерітових руди. Великою кількістю сідерітових і сідерітсодержащіх конкрецій характеризуються позднепалеозойскому вугленосні формації.
Карбонатні породи змішаного складу - доломітові вапняки (5-50% доломіту), вапняні доломіт (50-95% доломіту), анкерітізірованние вапняки (від декількох до 30-50%) анкеріта утворюються шляхом доломітізація і анкерітізаціі вапняного мулу, рідше вапняків. Іноді породи такого типу виникають внаслідок раздоломічіванія доломіту при процесах вивітрювання. Макроскопічно перехідні породи важко відрізнити від доломіту і вапняків. Для цього необхідний комплекс додаткових досліджень.
Вуглисті вапняки - зазвичай чорного кольору, містять до 50% углистого матеріалу і зазвичай зустрічаються в розрізах спільно з вугільними пластами.
Мергелі - карбонатно-глинисті породи, тонкозернисті м'які, рідше камневидное і тверді білого, жовтувато-сірого і зеленувато-сірого кольору. Складені вони пелітоморфних або мікрозернисті кальцитом (рідко доломитом) і тонким глинистим матеріалом. Розподіл глинистої складової рівномірний, рідко вона утворює малопотужні прошарки. Глиниста речовина представлено монтморилонітом і слюдою. Іноді мергелі містять значну частку кремнезему (у вигляді опала). Нерідко мергелі містять глауконит (глауконітові мергелі), цеоліти, барит, пірит. Часто в мергелях містяться шари форамініфер. кокколітофорид і ін.