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石灰岩は炭酸塩堆積岩の一種で、石灰の主な原料です。主に炭酸カルシウムCaCO 3の異なる結晶形である方解石とアラゴナイトという鉱物 で構成されています。石灰岩は、溶解したカルシウムを含む水からこれらの鉱物が沈殿することによって形成されます。これは生物学的プロセスと非生物学的プロセスの両方で起こり得ますが、過去 5 億 4000 万年の間は、海でのサンゴや貝の堆積などの生物学的プロセスの方が重要であったと考えられます。[ 1 ] [ 2 ]石灰岩には化石が含まれていることが多く、科学者は古代の環境や生命の進化に関する情報を得ることができます。[ 3 ]
堆積岩の約 20% ～ 25% は炭酸塩岩であり、そのほとんどは石灰岩です。[ 4 ] [ 3 ]残りの炭酸塩岩は主にドロマイトであり、これはドロマイトに非常に近い岩石で、鉱物ドロマイトCaMg(CO3 ) 2を高い割合で含んでいます。マグネシウム石灰岩は、ドロマイト、ドロマイトを多く含む石灰岩 (ドロマイト質石灰岩)、またはマグネシウムをかなりの割合で含むその他の石灰岩など、さまざまな意味で使われる、時代遅れで定義が曖昧な用語です。[ 5 ]石灰岩のほとんどは、大陸棚やプラットフォームなどの浅い海洋環境で形成されましたが、少量は他の多くの環境でも形成されました。ドロマイトの多くは、石灰岩の化学的変化によって形成された二次ドロマイトです。[ 6 ] [ 7 ]石灰岩は地球の表面の広い範囲に露出しており、石灰岩は雨水にわずかに溶けるため、これらの露出部はしばしば浸食されてカルスト地形になります。ほとんどの洞窟系は石灰岩の岩盤にあります。
石灰岩には、セメント（コンクリートの必須成分）の製造に使用される石灰の化学原料、道路の基礎の骨材、歯磨き粉や塗料などの製品の白色顔料または充填剤、土壌改良剤、ロックガーデンの装飾品としてなど、数多くの用途があります。石灰岩層には、世界の石油貯留層の約30%が含まれています。[ 3 ]
石灰岩は主に炭酸カルシウム（CaCO 3）の異なる結晶形である方解石とアラゴナイトという鉱物で構成されています。ドロマイト（CaMg(CO 3 ) 2）は石灰岩ではまれな鉱物であり、菱鉄鉱やその他の炭酸塩鉱物はまれです。しかし、石灰岩中の方解石には数パーセントのマグネシウムが含まれていることがよくあります。石灰岩中の方解石は、マグネシウム含有量が4%の組成で低マグネシウム方解石と高マグネシウム方解石に分けられます。高マグネシウム方解石は方解石の鉱物構造を保持しており、これはドロマイトとは異なります。アラゴナイトは通常、有意なマグネシウムを含みません。[ 8 ]それ以外のほとんどの石灰岩は化学的にかなり純粋であり、砕屑堆積物（主に細粒の石英と粘土鉱物）は組成の5%未満[ 9 ]から10% [ 10 ]を占めています。有機物は通常、石灰岩の約0.2％を占め、1％を超えることはまれである。[ 11 ]
石灰岩には、チャートや珪質の骨格片（海綿骨片、珪藻、放散虫など）の形で、さまざまな量のシリカが含まれていることが多い。[ 12 ]また、石灰岩には化石もよく見られる。[ 3 ]
石灰岩は一般的に白から灰色です。有機物が異常に多い石灰岩はほぼ黒色になることがあり、微量の鉄やマンガンによってオフホワイトから黄色、赤に変色することもあります。石灰岩の密度は多孔度によって決まり、最も密度の高い石灰岩では0.1%、チョークでは40%まで変化します。それに伴い、密度は1.5～2.7 g/cm³の範囲になります。モース硬度が2～4と比較的柔らかいものの、密度の高い石灰岩は最大180 MPaの圧縮強度を持つことがあります。[ 13 ]比較のために、コンクリートの圧縮強度は通常約40 MPaです。[ 14 ]
石灰岩は鉱物組成の変動は少ないものの、質感の多様性が非常に大きい。[ 15 ]しかし、ほとんどの石灰岩は炭酸塩泥基質中の砂粒から構成されている。石灰岩は生物起源であることが多く、通常は形成された場所の近くに堆積した堆積物から構成されているため、石灰岩の分類は通常、粒の種類と泥の含有量に基づいて行われる。[ 9 ]
石灰岩の粒子のほとんどは、サンゴや有孔虫などの海洋生物の骨格の断片です。[ 16 ]これらの生物はアラゴナイトや方解石でできた構造を分泌し、死ぬときにこれらの構造を残します。石灰岩を構成するその他の炭酸塩粒子は、オオイド、ペロイド、石灰砕屑物（内部砕屑物と外部砕屑物）です。[ 17 ]
骨格粒子は、それを生成した生物と、それが生成された環境を反映した組成を持っています。[ 18 ]マグネシウム含有量の少ない方解石骨格粒子は、有節腕足動物、浮遊性有孔虫、および円石に典型的です。マグネシウム含有量の多い方解石骨格粒子は、底生有孔虫、棘皮動物、および石灰藻に典型的です。アラゴナイト骨格粒子は、軟体動物、石灰質緑藻、ストロマトポロイド、サンゴ、および管状虫に典型的です。骨格粒子はまた、特定の地質時代と環境を反映しています。例えば、サンゴの粒は高エネルギー環境（強い流れや乱流が特徴）でより多く見られるのに対し、コケムシの粒は低エネルギー環境（静かな水が特徴）でより多く見られる。[ 19 ]
オオイド（オオライトとも呼ばれる）は、中心の石英粒または炭酸塩鉱物の破片の周りに方解石またはアラゴナイトの層が 1 つ以上ある砂粒サイズ（直径 2 mm 未満）の粒子です。これらは、炭酸カルシウムがオオイドに直接沈殿することによって形成されると考えられます。ピソライトはオオイドに似ていますが、 直径が 2 mm より大きく、形状がより不規則な傾向があります。オオイドが大部分を占める石灰岩は、オオライトまたはオオライト石灰岩と呼ばれます。オオイドは、バハマプラットフォームなどの高エネルギー環境で形成され、オオライトは通常、強い流れでの堆積に関連する斜交層理やその他の特徴を示します。 [ 20 ] [ 21 ]
オンコリスには卵状構造が見られるが、内部構造は層状ではなく放射状であり、通常の海洋環境で藻類によって形成されたことを示している。[ 20 ]
ペロイドは、さまざまなプロセスによって生成されたと考えられる、構造のない微結晶炭酸塩の粒子です。[ 22 ]多くは海洋生物によって生成された糞粒であると考えられています。その他は、内生（穿孔性）藻類[ 23 ]や他の微生物[ 24 ]、または軟体動物の殻の分解によって生成される可能性があります。[ 25 ]薄片以外では石灰岩のサンプルで見つけるのは難しく、炭酸塩堆積物の圧縮によって破壊されるためか、古代の石灰岩ではあまり一般的ではありません。[ 23 ]
石灰岩片は、既存の石灰岩または部分的に固化した炭酸塩堆積物の破片です。内部破片は、石灰岩中に堆積した場所の近くで発生した石灰岩片であり、外部破片は堆積域の外からやってきます。内部破片には、有機物または鉱物セメントで固められたペロイドの集合体であるグレープストーンが含まれます。外部破片はまれで、通常は他の砕屑性堆積物とともに存在し、地殻変動が活発な地域または混濁流の一部として堆積したことを示しています。[ 26 ]
ほとんどの石灰岩の粒子は炭酸塩泥のマトリックスに埋め込まれています。これは通常、古代の炭酸塩岩の最大部分です。[ 23 ]長さが5 μm (0.20 mils)未満の個々の結晶からなる泥はミクライトと呼ばれます。[ 27 ]新鮮な炭酸塩泥では、ミクライトは主に小さなアラゴナイト針であり、海水から直接沈殿したり、[ 28 ]藻類によって分泌されたり、[ 29 ]高エネルギー環境で炭酸塩粒子が摩耗することによって生成されたりします。[ 30 ]これは堆積後数百万年以内に方解石に変化します。ミクライトのさらなる再結晶化により、直径5 ～ 15 μm (0.20 ～ 0.59 mils)の粒子を持つマイクロスパーが生成されます。 [ 28 ]
石灰岩には、 20～100 μm (0.79～3.94 mils)の大きさの大きな方解石の結晶が含まれていることが多く、これらはスパリー方解石またはスパライトと呼ばれます。スパライトは、粒径が20 μm (0.79 mils)を超えることと、ルーペや薄片で白または透明な結晶として目立つことから、ミクライトと区別されます。スパライトは、内部構造がなく、特徴的な結晶形状を持つことから、炭酸塩粒子と区別されます。[ 31 ]
地質学者は、セメントとして堆積したスパライトと、ミクライトまたは炭酸塩粒子の再結晶化によって形成されたスパライトを区別することに注意を払っている。スパライトセメントは粒子間の空隙に堆積した可能性が高く、炭酸塩泥を除去する高エネルギーの堆積環境を示唆している。再結晶化したスパライトは堆積環境の診断にはならない。[ 31 ]
石灰岩の露頭は、その柔らかさ（方解石とアラゴナイトはどちらもモース硬度が4未満で、一般的なケイ酸塩鉱物よりはるかに低い）と、希塩酸を1滴垂らすと激しく泡立つことから、野外で識別できます。ドロマイトも柔らかいですが、希塩酸との反応は弱く、通常は二価鉄の存在により特徴的な鈍い黄褐色に風化します。これは、ドロマイトが風化するにつれて放出され、酸化されます。[ 9 ]不純物（粘土、砂、有機物残骸、酸化鉄、その他の物質など）は、特に風化した表面で、石灰岩にさまざまな色を呈させます。
炭酸塩岩の露頭の構成は、希塩酸で表面をエッチングすることで現地で推定できます。これにより方解石とアラゴナイトがエッチングされ、シリカやドロマイトの粒子が残ります。後者は菱面体形状で識別できます。[ 9 ]
方解石、石英、ドロマイト、または重晶石の結晶が岩石中の小さな空洞（晶洞）を覆っていることがある。晶洞は二次的な多孔質の一種で、方解石の溶解度を高める環境の変化によって既存の石灰岩中に形成される。[ 32 ]
密度の高い塊状の石灰岩は、「大理石」と表現されることがあります。例えば、イタリアの有名なポルトロ「大理石」は、実際には密度の高い黒色の石灰岩です。 [ 33 ]真の大理石は、造山運動に伴う広域変成作用中に石灰岩が再結晶化することによって生成されます。粗い結晶構造と、元の石灰岩に含まれるシリカと粘土から特徴的な鉱物が形成されることで、密度の高い石灰岩とは区別されます。[ 34 ]
石灰岩として総称される炭酸塩岩の種類を識別するために、フォーク分類とダナム分類という2つの主要な分類体系が用いられている。
ロバート・L・フォークは、炭酸塩岩中の粒子と間隙物質の詳細な組成を最優先とする分類システムを開発した。[ 35 ]組成に基づくと、主な構成要素は、アロケム（粒子）、マトリックス（主にミクライト）、セメント（スパライト）の3つである。フォークシステムでは2部構成の名称が用いられ、1つ目は粒子、2つ目はセメントを指す。例えば、主に卵状粒子からなり、結晶質のマトリックスを持つ石灰岩は、オオスパライトと呼ばれる。フォーク方式を用いる際には、各試料に含まれる成分を容易に特定できるため、偏光顕微鏡があると便利である。[ 36 ]
ロバート・J・ダナムは1962年に石灰岩の分類システムを発表した。このシステムは炭酸塩岩の堆積構造に焦点を当てている。ダナムは、粗粒砕屑物の相対的な割合に基づいて岩石を4つの主要なグループに分類している。この分類は、粒子が元々互いに接触していたため自立していたかどうか、あるいは岩石が骨格形成生物や藻類マットの存在によって特徴づけられるかどうかといった基準に基づいている。フォークの分類とは異なり、ダナムは岩石の本来の多孔性を扱っている。ダナムの分類は、試料中の粒子ではなく組織に基づいているため、手持ち試料にはより有用である。[ 37 ]
ライト（1992）によって改訂された分類が提案された。これは、分類体系にいくつかの続成作用パターンを追加したものである。[ 38 ]
トラバーチンとは、淡水環境、特に滝、カスケード、温泉で形成された炭酸カルシウムの堆積物を指す用語。このような堆積物は通常、塊状で密度が高く、縞模様があります。堆積物が非常に多孔質でスポンジ状の質感を持つ場合、通常はトゥファと呼ばれます。洞窟内の過飽和天水（地下水）によって堆積した二次方解石も、トラバーチンと呼ばれることがあります。これにより、鍾乳石や石筍などの洞窟生成物が生成されます。 [ 39 ]
コキーナは、サンゴ、貝殻、その他の化石破片が摩耗してできた、固結度の低い石灰岩です。固結度が高い場合は、コキナイトと呼ばれます。 [ 40 ]
チョークは、有孔虫などの浮遊性微生物の殻で構成された、柔らかく土のようなきめ細かい石灰岩であり、 泥灰岩は炭酸塩とケイ酸塩の堆積物の土のような混合物である。 [ 40 ]
石灰岩は、溶解したカルシウムを含む水から方解石またはアラゴナイトが沈殿することによって形成され、これは生物学的プロセスと非生物学的プロセスの両方で起こり得る。[ 41 ]炭酸カルシウム（ CaCO3 ）の溶解度は、水中の溶解二酸化炭素（CO2 ）の量によって大きく左右される。これは次の反応式にまとめられる。
温度の上昇または圧力の低下は、溶解したCO 2の量を減らし、CaCO 3を沈殿させる傾向がある。塩分濃度の低下もCaCO 3の溶解度を低下させ、淡水では海水に比べて数桁低下する。[ 42 ]
地球の海洋の表層付近の水は、CaCO 3で6 倍以上過飽和状態にある。[ 43 ]これらの水からCaCO 3が急速に沈殿しないのは、溶解したマグネシウムイオンが方解石結晶の核生成を妨害し、沈殿に必要な最初のステップを妨げているためと考えられる。アラゴナイトの沈殿は、水中に自然に存在する有機リン酸塩の存在によって抑制される可能性がある。オオイドは純粋に無機的なプロセスによって形成される可能性が高いが、海洋におけるCaCO 3の沈殿の大部分は生物活動の結果である。[ 44 ]この多くは炭酸塩プラットフォーム上で起こる。
炭酸塩泥の起源[ 30 ]、およびそれがミクライトに変換される過程[ 45 ]は、引き続き研究の対象となっている。現代の炭酸塩泥は、長さ約5μm （0.20ミル）のアラゴナイト針状結晶が主成分である。このような形状と組成の針状結晶は、ペニチルスなどの石灰質藻類によって生成されるため、これが泥の妥当な発生源であると考えられる[ 46 ] 。もう1つの可能性は、水からの直接沈殿である。浅い水域では、分散したミクライトを含む白い筋が水面に現れる「白濁」と呼ばれる現象が発生する。これが新たに沈殿したアラゴナイトなのか、単に底からかき混ぜられた物質なのかは不明であるが、白濁はシアノバクテリアや微細藻類のブルームの一部としてアラゴナイトが生物学的に沈殿することによって生じるという証拠がいくつかある。[ 47 ]しかし、現代の炭酸塩泥の安定同位体比はこれらのメカニズムのいずれとも一致しないようで、高エネルギー環境における炭酸塩粒子の摩耗が3番目の可能性として提案されている。[ 30 ]
石灰岩の形成は、地球の歴史の最後の 5億4000 万年である顕生代を通じて、生物学的プロセスによって支配されてきた可能性が高い。石灰岩は、5億4000 万年前より前の先カンブリア時代に微生物によって堆積された可能性があるが、無機プロセスの方がおそらくより重要であり、現代の海洋よりも炭酸カルシウムが過飽和状態にある海洋で起こった可能性が高い。[ 48 ]
続成作用とは、堆積物が圧縮されて固い岩石に変化する過程のことです。炭酸塩堆積物の続成作用では、化学的および組織的に大きな変化が生じます。例えば、アラゴナイトは低マグネシウム方解石に変化します。続成作用は、一部の石灰岩に見られる直径1～10 mm（0.039～0.394インチ）の同心円状の層状粒子であるピソリスの起源であると考えられます。ピソリスは表面的にはオオイドに似ていますが、異物の核はなく、互いに密着しており、堆積物の最初の堆積後に形成されたことを示す他の兆候も示しています。[ 49 ]
珪化は続成作用の初期段階で、低いpHと温度で起こり、化石の保存に寄与する。[ 50 ]珪化は次の反応によって起こる。[ 50 ]
化石はチャートとして非常に精巧な状態で保存されることが多い。[ 50 ] [ 51 ]
炭酸塩堆積物では、通常、堆積後100万年以内にセメント化が急速に進行します。堆積物がまだ水中にある間にセメント化が起こり、硬質基盤が形成されます。堆積環境から海が後退した後、雨水が堆積層に浸透するとセメント化は加速し、多くの場合、わずか数千年で起こります。雨水が地下水と混ざると、アラゴナイトと高マグネシウム方解石が低カルシウム方解石に変化します。雨水は大陸棚下の堆積物に100 km (60 マイル)以上浸透することがあるため、厚い炭酸塩堆積物のセメント化は海が後退する前から始まる可能性があります。 [ 52 ]
炭酸塩堆積物がより新しい堆積物の下にますます深く埋没するにつれて、堆積物の化学的および機械的圧縮が増加します。化学的圧縮は、堆積物の圧力溶解によって起こります。このプロセスは、粒子間の接触点から鉱物を溶解し、それを間隙空間に再沈着させ、石灰岩の多孔度を初期の40%から80%の高い値から10%未満に減少させます。[ 53 ]圧力溶解は、石灰岩内のシリカに富む堆積物が蓄積する不規則な表面である特徴的なスタイロライトを生成します。これらは、石灰岩層のかなりの部分の溶解と損失を反映している可能性があります。1 km (0.62 マイル)を超える深さでは、埋没セメンテーションが石化プロセスを完了します。埋没セメンテーションはスタイロライトを生成しません。[ 54 ]
上層の地層が侵食されて石灰岩が地表に近づくと、続成作用の最終段階が起こります。この段階では、地層に浸透した雨水によってセメントの一部が溶解し、二次的な空隙が生じます。これには、石灰岩内部の結晶で覆われた空洞である晶洞の形成が含まれる場合があります。[ 54 ]
続成作用には、マグネシウムを豊富に含む流体による石灰岩からドロマイトへの変換が含まれる場合がある。石灰岩がドロマイトに置換されたことを示す証拠は数多くあり、層理面を横切る明確な置換境界も存在する。[ 55 ]ドロマイト化のプロセスは依然として活発な研究分野であるが、[ 56 ]考えられるメカニズムとしては、高温環境における濃縮塩水への曝露（蒸発還流）や、デルタや河口環境における希釈海水への曝露（ドラグ・ドロマイト化）などが挙げられる。[ 57 ]しかし、ドラグ・ドロマイト化はドロマイト化のメカニズムとしては支持されなくなっており、[ 58 ] 2004年のレビュー論文では「神話」と率直に述べられている。[ 56 ]通常の海水でも、潮の満ち引き（潮汐ポンプ作用）のように岩石を定期的に洗い流すと、方解石をドロマイトに変換することができる。[ 55 ]ドロマイト化が始まると急速に進行するため、方解石とドロマイトが混在する炭酸塩岩はほとんど残らない。炭酸塩岩は、ほぼすべて方解石/アラゴナイトか、ほぼすべてドロマイトになる傾向がある。[ 57 ]
堆積岩の約 20% ～ 25% は炭酸塩岩であり、[ 3 ]そのほとんどは石灰岩です。[ 17 ] [ 3 ]石灰岩は 27 億年前の堆積層にも見られます。[ 59 ]しかし、炭酸塩岩の組成は地質記録において時間的に不均一な分布を示します。現代の炭酸塩の約 95% は高マグネシウム方解石とアラゴナイトで構成されています。[ 60 ]炭酸塩泥中のアラゴナイト針は、数百万年以内に低マグネシウム方解石に変化します。これは炭酸カルシウムの最も安定した形態です。[ 28 ]先カンブリア時代と古生代の古代の炭酸塩層にはドロマイトが豊富に含まれていますが、中生代と新生代の炭酸塩層は石灰岩が優勢です。現代のドロマイトは非常にまれです。現代の海洋ではアラゴナイトの沈殿が促進されるのに対し、古生代および新生代中期から後期の海洋では方解石の沈殿が促進されたという証拠がある。これは、当時の海水中のMg/Ca比が低かったことを示している可能性がある。[ 61 ]このマグネシウムの枯渇は、海底拡大がより速く、海水からマグネシウムが除去された結果である可能性がある。現代の海洋と中生代の海洋は「アラゴナイトの海」と表現されてきた。[ 62 ]
ほとんどの石灰岩は、大陸棚や大陸台地などの浅い海洋環境で形成されました。このような環境は海洋盆地の約 5% を占めるにすぎませんが、石灰岩は大陸斜面や深海環境ではほとんど保存されません。堆積に最適な環境は温暖な水で、有機物の生産性が高く、溶存二酸化炭素の濃度が低いため炭酸カルシウムの飽和度が高くなります。現代の石灰岩の堆積物は、シリカに富む堆積物がほとんどない地域にほぼ必ず存在し、これはほとんどの石灰岩の比較的純度の高さに反映されています。サンゴ礁の生物は泥水や汽水によって破壊され、炭酸塩の粒子ははるかに硬いケイ酸塩の粒子によってすり潰されます。[ 63 ]砕屑性堆積岩とは異なり、石灰岩は堆積場所またはその近辺に由来する堆積物からほぼ完全に生成されます。[ 64 ]
石灰岩層は厚さが急激に変化する傾向がある。石灰岩層にある大きな丘状の構造は古代の礁と解釈され、地質記録に現れると生物礁と呼ばれる。多くは化石が豊富だが、現代の礁に見られるような連結した有機的な骨格はほとんどない。化石の残骸は、豊富な泥質基質に埋め込まれた別々の断片として存在する。堆積物の多くは潮間帯または潮上帯で発生したことを示しており、堆積物が棚やプラットフォームの利用可能な空間を急速に満たすことを示唆している。 [ 65 ]また、堆積は棚やプラットフォームの海側の縁辺部でも促進される。そこには栄養分が豊富な深層海水が湧昇し、有機物の生産性を高める。ここでは礁がよく見られるが、礁がない場合は代わりにオオイドの浅瀬が見られる。より細かい堆積物は海岸近くに堆積する。[ 66 ]
深海石灰岩が不足しているのは、海洋地殻の急速な沈み込みが一因ではあるが、それ以上に深海での炭酸カルシウムの溶解の結果である。炭酸カルシウムの溶解度は圧力とともに増加し、さらに二酸化炭素濃度が高くなるとさらに増加する。二酸化炭素は、暗い深海で光合成によって除去されない、深海に沈降する腐敗した有機物によって生成される。その結果、炭酸カルシウムで飽和した水から炭酸カルシウムで飽和していない水へのかなり急激な変化、すなわちリソクラインが、方解石補償深度である4,000～7,000m （13,000～23,000フィート）で発生する。この深度より下では、有孔虫の殻やその他の骨格粒子が急速に溶解し、海底の堆積物は、有孔虫やココリスの残骸が豊富な炭酸塩軟泥（グロビゲリナ軟泥）から炭酸塩を含まない珪質泥へと急激に変化する。[ 67 ]
まれに、タービダイトやその他のシリカに富む堆積物が、底生（深海）炭酸塩堆積物を埋没させて保存することがあります。古代の底生石灰岩は微結晶質で、地質構造によって識別されます。化石は通常、有孔虫とココリスです。ジュラ紀以前の底生石灰岩は知られていませんが、これはおそらく炭酸塩殻を持つプランクトンがまだ進化していなかったためでしょう。[ 68 ]
淡水環境でも石灰岩が形成される。[ 69 ]これらの石灰岩は海洋石灰岩と似ているが、生物の多様性が低く、泥灰岩に特徴的なシリカと粘土鉱物の割合が高い。グリーンリバー層は、多数の石灰岩層を含む顕著な淡水堆積層の例である。[ 70 ]淡水石灰岩は一般的にミクライト質である。シャジクモ類（シャジクモ）は淡水性緑藻の一種であり、これらの環境ではシャジクモ類が炭酸塩を生成および捕捉する。[ 71 ]
石灰岩は蒸発岩の堆積環境でも形成されることがある。[ 72 ] [ 73 ]方解石は海洋蒸発岩で最初に沈殿する鉱物の1つである。[ 74 ]
ほとんどの石灰岩はサンゴ礁付近の生物の活動によって形成されますが、サンゴ礁の形成に関与する生物は地質時代を通じて変化してきました。例えば、ストロマトライトは古代の石灰岩に見られる塚状の構造物で、炭酸塩堆積物を蓄積したシアノバクテリアのコロニーと解釈されていますが、ストロマトライトは新しい石灰岩にはまれです。[ 75 ]生物は、骨格の一部として直接的に、また光合成によって水から二酸化炭素を除去し、それによって炭酸カルシウムの溶解度を低下させることによって間接的に、石灰岩を沈殿させます。[ 71 ]
石灰岩は、他の堆積岩に見られるのと同じ範囲の堆積構造を示します。ただし、ラミネーションなどのより細かい構造は、生物の掘削活動（生物擾乱）によって破壊されることがよくあります。細かいラミネーションは、掘削生物がいないプラヤ湖で形成された石灰岩の特徴です。 [ 76 ]石灰岩には、湾曲した貝殻が凹面を下にして底に沈むときに形成されるジオペタル構造などの特徴的な構造もあります。これにより、後にスパライトで満たされる空隙が閉じ込められます。地質学者は、ジオペタル構造を使用して、堆積時にどちらの方向が上であったかを判断しますが、高度に変形した石灰岩層では、これは必ずしも明らかではありません。[ 77 ]
シアノバクテリアのHyella balani は石灰岩を貫通することができ、緑藻のEugamantia sacculataや菌類のOstracolaba implexaも同様である。[ 78 ]
微晶質泥丘は、内部構造を持たない微晶質方解石のほぼ円形のドームです。現代の例では、厚さが数百メートル、直径が 1 キロメートルにも達し、急な斜面 (傾斜角は約 50 度) があります。これらは、海流によって集められた泥質堆積物で構成され、タラシア草やマングローブによって安定化されている可能性があります。コケムシも堆積物を捕捉することで、マウンドの形成に寄与している可能性があります。[ 79 ]
泥丘は地質記録全体にわたって見られ、オルドビス紀初期以前は、深海と浅海の両方で主要な礁のタイプでした。これらの泥丘は微生物起源であると考えられます。骨格を形成する礁生物が出現した後、泥丘は主に深海に限定されました。[ 80 ]
有機礁は、低緯度の浅い水域（水深数メートル以下）で形成されます。これらは複雑で多様な構造で、化石記録全体にわたって見られます。有機礁の形成に関与する骨格形成生物は、地質時代によって特徴が異なります。アーケオキアトゥス類はカンブリア紀初期に出現し、カンブリア紀後期には海綿動物に取って代わられ、その後、ストロマトポロイド類、サンゴ類、藻類、コケムシ類、ルディスト類（二枚貝の一種）が出現しました。[ 81 ] [ 82 ] [ 83 ]有機礁の規模は地質時代によって変化しており、おそらくデボン紀中期に最も広範囲に及んでいたと考えられ、その面積は推定5,000,000 km 2 (1,900,000 sq mi)でした。これは現代の礁の約10倍の規模です。デボン紀のサンゴ礁は主にストロマトポロイドと板状サンゴによって形成されましたが、これらはデボン紀後期の大量絶滅によって壊滅的な被害を受けました。[ 84 ]
有機礁は一般的に複雑な内部構造を持つ。全身化石は通常豊富に存在するが、卵状体や間質化石は礁内ではまれである。礁の中心部は通常、塊状で層理がなく、中心部よりも体積の大きい崖錐に囲まれている。崖錐には豊富な内部化石が含まれており、通常は、2mmを超える粒子が10%以上、豊富な基質に埋め込まれた浮石、または、ほとんどが大きな粒子で基質が少ない粗粒石のいずれかである。崖錐は、礁から離れるにつれて浮遊性の細粒炭酸塩泥、そして非炭酸塩泥へと変化する。[ 81 ]
石灰岩は部分的に溶解性があり、特に酸性の場合には溶解性が高いため、多くの侵食地形を形成します。これには、石灰岩の舗装、ポットホール、セノーテ、洞窟、峡谷などが含まれます。このような侵食地形はカルストとして知られています。石灰岩は、ほとんどの火成岩よりも侵食に対する抵抗力は低いですが、他のほとんどの堆積岩よりも抵抗力があります。そのため、通常は丘陵地や低地に関連しており、他の堆積岩、特に粘土が存在する地域に見られます。[ 85 ] [ 86 ]
石灰岩の基盤岩の上にカルスト地形が広がっている地域では、地表水が石灰岩の割れ目を通って容易に下方に流れ込むため、目に見える地上の水源（池や小川）は少なくなる傾向があります。排水される過程で、土壌中の水と有機酸がゆっくりと（数千年または数百万年かけて）これらの割れ目を拡大し、炭酸カルシウムを溶解して溶液として運び去ります。ほとんどの洞窟系は石灰岩の基盤岩を貫通しています。地下水の冷却や異なる地下水の混合も、洞窟形成に適した条件を作り出します。[ 85 ]
海岸の石灰岩は、さまざまな方法で岩に穴を開ける生物によって侵食されることが多い。このプロセスは生物侵食として知られている。これは熱帯地方で最も一般的であり、化石記録全体を通して知られている。[ 87 ]
石灰岩の帯は、しばしば壮大な岩の露頭や島として地表から突き出ている。例としては、ジブラルタルの岩[88]、アイルランドのクレア州のバレン[ 89 ]、イングランドのノースヨークシャーのマルハム・コーブとワイト島[90]、ウェールズのグレート・オーム[ 91 ]、スウェーデンのゴットランド島近くのファーロー島[ 92 ] 、カナダ/アメリカ合衆国のナイアガラ断崖[93]、ユタ州のノッチ・ピーク[94]、ベトナムのハロン湾国立公園[ 95 ] 、中国の麗江と桂林市周辺の丘陵地帯[ 96 ]などがある。
フロリダキーズは、フロリダ南岸沖の島々で、主にウーライト石灰岩（ロウアーキーズ）とサンゴ礁の炭酸塩骨格（アッパーキーズ）で構成されており、サンゴ礁は間氷期に海面が現在よりも高かった時代にこの地域で繁栄した。[ 97 ]
独特な生息地は、薄い土壌に覆われた極めて平坦な石灰岩の広がりであるアルバールに見られます。ヨーロッパで最大のアルバールは、スウェーデンのエーランド島にあるストーラ・アルバレットです。[ 98 ]大量の石灰岩があるもう1つの地域は、スウェーデンのゴットランド島です。[ 99 ]北西ヨーロッパの巨大な採石場、例えばマウント・サン・ペーター（ベルギー/オランダ）の採石場は、100キロメートル以上に広がっています。[ 100 ]
石灰岩は、建設、農業、工業材料など、世界中でさまざまな用途に使用されている原材料です。[ 102 ]石灰岩は、特にヨーロッパと北アメリカでは建築によく使われています。エジプトのギザにあるギザの大ピラミッドとその関連施設など、世界中の多くのランドマークは石灰岩でできています。カナダのオンタリオ州キングストンでは、非常に多くの建物が石灰岩で建設され、現在も建設されているため、「石灰岩の街」というニックネームが付けられています。[ 103 ]熱と圧力によって変成した石灰岩は、大理石を生成し、多くの彫像、建物、石のテーブルトップに使用されています。[ 104 ]マルタ島では、グロビゲリナ石灰岩と呼ばれる石灰岩の一種が長い間、唯一入手可能な建築材料であり、現在でもあらゆる種類の建物や彫刻に非常によく使用されています。[ 105 ]
石灰岩は、レンガ、セメント、粉末/砕石、充填材など、さまざまな形に加工できます。[ 102 ]石灰岩は入手しやすく、ブロック状に切断したり、より複雑な彫刻を施したりするのも比較的簡単です。[ 101 ]古代アメリカの彫刻家は、石灰岩が加工しやすく、細かい部分に適しているため、石灰岩を高く評価していました。後期先古典期（紀元前200～100年頃）に遡ると、マヤ文明（古代メキシコ）は、これらの優れた彫刻特性のために、石灰岩を使用して洗練された彫刻を制作しました。マヤ人は、聖なる建物の天井（まぐさとして知られる）を装飾し、壁を彫刻された石灰岩のパネルで覆いました。これらの彫刻には政治的および社会的な物語が刻まれており、これは王のメッセージを民衆に伝えるのに役立ちました。[ 106 ]石灰岩は長持ちし、風雨にもよく耐えるため、多くの石灰岩の遺跡が残っている理由が説明できます。しかし、非常に重い（密度2.6 [ 107 ]）ため、高層建築には不向きであり、建築材料としては比較的高価である。
石灰岩は19世紀後半から20世紀初頭にかけて最も人気がありました。その時代の鉄道駅、銀行、その他の建造物は、地域によっては石灰岩で造られています。一部の超高層ビルでは外壁材として使用されていますが、厚いブロックではなく、薄い板状の被覆材としてのみ使用されています。アメリカ合衆国では、インディアナ州、特にブルーミントン地域が、インディアナ石灰岩と呼ばれる高品質の採石石灰岩の産地として古くから知られています。ロンドンの多くの有名な建物はポートランド石灰岩で造られています。19世紀にウクライナのオデッサに建てられた家屋は、ほとんどが石灰岩で造られており、広大な鉱山跡は現在オデッサのカタコンベを形成しています。[ 108 ]
石灰岩は、硬くて耐久性があり、容易にアクセスできる地表露出部でよく見られるため、中世には産出地域で非常に人気のある建築材料でした。ヨーロッパの多くの中世の教会や城は石灰岩でできています。ビールストーンは、イングランド南部の中世の建物で人気のある石灰岩の一種でした。[ 109 ]
石灰岩は、主に土壌処理、水の浄化、銅の精錬に使われる石灰の製造原料です。石灰は化学工業で使われる重要な成分です。 [ 110 ]石灰岩と（程度は低いものの）大理石は酸性溶液に反応するため、酸性雨はこの石で作られた工芸品の保存にとって大きな問題となります。多くの石灰岩の彫像や建物の表面は、酸性雨によって深刻な損傷を受けています。[ 111 ] [ 112 ]同様に、石灰岩の砂利は、酸性雨に弱い湖を保護するために、 pH緩衝剤として使われてきました。[ 113 ]酸性洗浄剤は石灰岩を腐食させる可能性もあるため、中性または弱アルカリ性の洗浄剤のみで洗浄する必要があります。[ 114 ]
その他の用途としては、以下のようなものがあります。
多くの石灰岩層は多孔質で透水性があるため、重要な石油貯留層となっています。[ 124 ]北米の炭化水素埋蔵量の約20%は炭酸塩岩に存在します。炭酸塩貯留層は石油資源が豊富な中東で非常に一般的であり、[ 59 ]炭酸塩貯留層は世界の石油埋蔵量の約3分の1を占めています。[ 125 ]石灰岩層は、その多孔質性と透水性、そして化学的活性によって石灰岩への鉱石の沈殿が促進されるため、金属鉱石の一般的な供給源でもあります。ミズーリ州とノースウェスト準州の鉛亜鉛鉱床は、石灰岩中に存在する鉱床の例です。[ 59 ]
石灰石は、常に需要がある主要な工業原料です。この原料は、19 世紀以来、鉄鋼業界に不可欠なものでした。[ 126 ]企業は石灰石の不足に悩まされたことはありませんが、需要が継続的に増加しているため懸念事項となっています[ 127 ] 。そして、今日でも高い需要があります。[ 128 ] 19 世紀における供給に対する主な潜在的な脅威は、地域的な入手可能性とアクセス性でした。[ 126 ]アクセス性に関する 2 つの主な問題は、輸送と所有権でした。その他の問題は、環境規制による工場や設備の高額な資本コスト、およびゾーニングと採掘許可の要件でした。[ 104 ]これらの 2 つの主要な要因により、経済的要求に適した石灰石の代替品を設計するために、他の材料が適応および選択され、作られました。[ 126 ]
石灰石は重要な原材料として分類され、不足するリスクがあったため、産業界は新しい代替材料や技術システムを探すようになった。その結果、代替物質の生産量が増加したため、石灰石はもはや重要な原材料として分類されなくなった。例えば、ミネット鉱石は一般的な代替品である。 [ 126 ]
食品添加物としての粉末石灰石は一般的に安全と認められており[ 130 ]、石灰石は有害物質とはみなされていません。しかし、石灰石の粉塵は軽度の呼吸器および皮膚刺激物となる可能性があり、目に入った粉塵は角膜擦過傷を引き起こす可能性があります。石灰石には少量のシリカが含まれているため、石灰石の粉塵を吸入すると珪肺症や癌につながる可能性があります。[ 129 ]
米国労働安全衛生局（OSHA）は、職場における石灰石への曝露の法的制限（許容曝露限界）を、 8時間労働日における総曝露量15 mg/m 3 （0.0066 gr/cu ft）および呼吸器曝露量5 mg/m 3 （0.0022 gr/cu ft）に設定しています。米国国立労働安全衛生研究所（NIOSH）は、8時間労働日における総曝露量10 mg/m 3 （0.0044 gr/cu ft）および呼吸器曝露量5 mg/m 3 （0.0022 gr/cu ft）を推奨曝露限界（REL）として設定しています。[ 131 ]
風化した石灰岩から落書きを除去するのは、多孔質で浸透性のある素材であるため困難です。表面は脆いため、通常の研磨方法では表面が大きく損なわれる危険性があります。また、酸に弱い石であるため、悪影響を及ぼしかねない洗浄剤もあります。[ 132 ]
