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| 堆積岩 | |
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| 構成 | |
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| 炭酸カルシウム：無機結晶方解石または有機石灰質物質 |
石灰岩（炭酸カルシウム CaCO 3 ）は炭酸 塩堆積岩の一種で、石灰という物質の主な供給源です。石灰岩は主に方解石とアラゴナイトという鉱物で構成されており、これらは CaCO 3の異なる結晶形態です。石灰岩は、これらの鉱物が溶解したカルシウムを含む水から沈殿して形成されます。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ますが、海中のサンゴや貝殻の蓄積などの生物学的プロセスは、過去 5 億 4000 万年間でより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ることが多く、科学者に古代の環境や生命の進化に関する情報を提供します。[3]
堆積岩の約20%から25%は炭酸塩岩で、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、これは近縁の岩石で、鉱物ドロマイトCaMg(CO 3 ) 2を高濃度に含んでいます。マグネシウム石灰岩は、ドロマイト、ドロマイトを多量に含む石灰岩（ドロマイト石灰岩）、マグネシウムを多量に含むその他の石灰岩など、さまざまな意味で使われる、古くて定義の曖昧な用語です。[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、他の多くの環境でも少量形成されました。ドロマイトの多くは二次ドロマイトで、石灰岩の化学的変質によって形成されました。[6] [7]石灰岩は地球の表面の広い範囲で露出しており、石灰岩は雨水にわずかに溶けるため、これらの露出部分は侵食されてカルスト地形になることがよくあります。ほとんどの洞窟システムは石灰岩の岩盤で発見されています。
石灰岩には、セメント（コンクリートの必須成分）の原料となる石灰の化学原料、道路の路盤の骨材、歯磨き粉や塗料などの製品の白色顔料や充填剤、土壌改良剤、ロックガーデンの装飾材など、さまざまな用途があります。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]
説明
石灰岩は主に炭酸カルシウム( CaCO 3 )の異なる結晶形態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 ) は石灰岩では珍しい鉱物で、菱鉄鉱や他の炭酸塩鉱物もまれです。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%の時点で境界線が引かれ、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、ドロマイトとは異なる方解石鉱物構造を保持しています。アラゴナイトには通常、有意なマグネシウムは含まれていません。[8]ほとんどの石灰岩は化学的にかなり純粋で、砕屑性堆積物(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％を超えることはめったにありません。[11]
石灰岩には、チャートや珪質骨格片（海綿骨、珪藻類、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よくあります。 [12]石灰岩には化石もよく見られます。[3]
石灰岩は一般的に白色から灰色である。異常に有機物が豊富な石灰岩はほぼ黒色になるが、微量の鉄やマンガンは灰白色から黄色、赤色を与える。石灰岩の密度は多孔度に依存し、最も密度の高い石灰岩では0.1%、白亜質では40%である。密度は1.5～2.7 g/cm 3の範囲である。モース硬度は2～4と比較的柔らかいが、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る。[13]比較すると、コンクリートの圧縮強度は通常約40 MPaである。[14]
石灰岩は鉱物組成にほとんど変化がないが、質感には大きな多様性がある。[15]しかし、ほとんどの石灰岩は炭酸塩泥マトリックス中の砂粒からなる。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で構成されているため、石灰岩の分類は通常、粒子の種類と泥の含有量に基づいて行われる。[9]
穀物
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破片です。[16]これらの生物はアラゴナイトや方解石でできた構造物を分泌し、死ぬとこれらの構造物を残します。石灰岩を構成する他の炭酸塩粒子には、ウーイド、ペロイド、ライムクラスト（イントラクラストとエクストラクラスト）があります。[17]
骨格粒子の組成は、それを生成した生物と、それが生成された環境を反映しています。[18]低マグネシウムの方解石骨格粒子は、関節のある腕足動物、プランクトン性（浮遊性）有孔虫、円石に典型的です。高マグネシウムの方解石骨格粒子は、底生（海底に生息する）有孔虫、棘皮動物、サンゴ状藻類に典型的です。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、チューブワームに典型的です。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、サンゴ粒は高エネルギー環境（強い流れと乱流が特徴）でより一般的であるのに対し、コケムシ粒は低エネルギー環境（静かな水が特徴）でより一般的です。[19]
ウーイド（ウーリスとも呼ばれる）は、砂粒（直径2mm未満）で、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1層以上からなる。これらは、炭酸カルシウムがウーイドに直接沈殿して形成されたものと考えられる。ピソリスはウーイドに似ているが、直径が2mmより大きく、より不規則な形状になる傾向がある。主にウーイドで構成される石灰岩は、ウーライトまたはウーライト質石灰岩と呼ばれる。ウーイドはバハマ台地などの高エネルギー環境で形成され、ウーライトは通常、強い流れでの堆積に関連する交叉層理やその他の特徴を示す。[20] [21]
オンコリスはウーイドに似ていますが、層状ではなく放射状の内部構造を示しており、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ます。[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思われる、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便ペレットであると考えられています。他のものは、岩石内（穿孔）藻類[23]や他の微生物[24]によって、または軟体動物の殻の分解によって生成された可能性があります。[25]薄い切片を除いて、石灰岩のサンプルで確認することは困難であり、炭酸塩堆積物の圧縮によって破壊されるため、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石化した炭酸塩堆積物の破片です。石灰岩内岩片は、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、外岩片は堆積地域の外から来ます。内岩片には、有機物または鉱物セメントによって一緒にセメントされたペロイドのクラスターであるグレープストーンが含まれます。外岩片はまれであり、通常は他の砕屑性堆積物を伴い、地殻変動が活発な地域での堆積、または濁流の一部としての堆積を示します。[26]
泥
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の部分です。[23]長さが 5 μm (0.20 ミル) 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の針であり、海水から直接沈殿するか、[28]藻類によって分泌されるか、[29]高エネルギー環境で炭酸塩粒子が摩耗して生成されます。[30]これは堆積後数百万年以内に方解石に変換されます。ミクライトがさらに再結晶すると、直径が 5 ～ 15 μm (0.20 ～ 0.59 ミル) 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、0.02～0.1 mm（0.79～3.94 ミル）の大きさの方解石の大きな結晶が含まれることが多く、これらはスパー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 ミル）を超えていることと、手持ちの望遠鏡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している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注意深く区別しています。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いため、炭酸塩泥を除去した高エネルギー堆積環境を示唆しています。再結晶したスパライトは堆積環境の診断にはなりません。[31]
その他の特徴
石灰岩の露頭は、その柔らかさ（方解石とアラゴナイトのモース硬度はどちらも4未満で、一般的なケイ酸塩鉱物よりはるかに低い）と、希塩酸を一滴落とすと石灰岩が激しく泡立つことで現場で認識されます。ドロマイトも柔らかいですが、希塩酸とはほとんど反応せず、通常は鉄(III)を含むため特徴的な鈍い黄褐色に風化します。ドロマイトが風化すると、鉄が放出され酸化されます。[9]不純物（粘土、砂、有機残留物、酸化鉄、その他の物質など）により、特に風化した表面 で石灰岩が異なる色を示すようになります。
炭酸塩岩の露頭の構成は、現場で表面を希塩酸でエッチングすることで推定できます。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。ドロマイトは菱面体の形状で識別できます。[9]
岩石の小さな空洞（空洞）には方解石、石英、ドロマイト、重晶石の結晶が並ぶことがあります。空洞は二次的な多孔性の一種で、環境の変化によって方解石の溶解度が増し、既存の石灰岩に形成されます。[32]
密度が高く塊状の石灰岩は「大理石」と呼ばれることもあります。たとえば、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い石灰岩です。 [33]真の大理石は、造山運動（造山運動）に伴う地域的変成作用中に石灰岩が再結晶化して生成されます。粗い結晶組織と、元の石灰岩に含まれるシリカと粘土から独特の鉱物が形成される点で、密度の高い石灰岩と区別されます。[34]
分類
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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、フォーク分類法とダナム分類法という 2 つの主要な分類法が使用されています。
フォーク分類
ロバート・L・フォークは、炭酸塩岩の粒子と間隙物質の詳細な組成に主眼を置いた分類システムを開発した。[35]組成に基づいて、3つの主な成分がある。アロケム（粒子）、マトリックス（主にミクライト）、セメント（スパーライト）である。フォークのシステムでは、2つの部分からなる名前が使用され、最初の部分は粒子を指し、2番目の部分はセメントを指します。たとえば、主にウーイドで構成され、結晶マトリックスを持つ石灰岩は、ウースパライトと呼ばれます。フォークのスキームを使用するときは、各サンプルに存在する成分を特定しやすいため、岩石顕微鏡があると便利です。[36]
ダナム分類
ロバート・J・ダナムは1962年に石灰岩のシステムを発表した。これは炭酸塩岩の堆積構造に焦点を当てている。ダナムは岩石を粗い砕屑粒子の相対的割合に基づいて4つの主なグループに分類し、粒子がもともと相互に接触していて自立していたかどうか、または岩石がフレームビルダーと藻類マットの存在によって特徴付けられるかどうかなどの基準に基づいている。フォークの体系とは異なり、ダナムは岩石の元々の多孔性を扱っている。ダナムの体系はサンプルの粒子ではなくテクスチャに基づいているため、手作業のサンプルにはより有用である。[37]
ライト（1992）は改訂された分類法を提案した。この分類法では、いくつかの続成作用のパターンが分類体系に追加されている。[38]
その他の説明用語
![](https://img-server.japedia.wiki/wikipedia/commons/thumb/5/52/Chalk_("Upper_Chalk"_Formation,_Upper_Cretaceous;_White_Cliffs_of_Dover,_England,_southern_Britain).jpg/500px-Chalk_("Upper_Chalk"_Formation,_Upper_Cretaceous;_White_Cliffs_of_Dover,_England,_southern_Britain).jpg)
トラバーチンは、淡水環境、特に滝、小川、温泉で形成される炭酸カルシウムの堆積物を指す用語です。このような堆積物は通常、塊状で密度が高く、縞状になっています。堆積物が多孔質でスポンジのような質感になっている場合は、通常、トゥファと呼ばれます。洞窟内の過飽和の 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。トラバーチンは、石筍や鍾乳石などの洞窟生成物を生み出します。 [39]
コキナは、サンゴ、貝殻、その他の化石の破片が擦り切れて固まった状態の石灰岩です。固まった状態が良好な場合はコキナイトと呼ばれます。 [40]
白亜質は、有孔虫などのプランクトン性微生物の死骸から構成される、柔らかく土っぽいきめの細かい石灰岩であり、一方、 泥灰岩は炭酸塩とケイ酸塩の堆積物の土質混合物である。 [40]
形成
石灰岩は、カルシウムが溶解した水から方解石やアラゴナイトが沈殿して形成されます。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ます。 [41]炭酸カルシウム（ CaCO 3 ）の溶解度は、主に水中の溶解二酸化炭素（CO 2 ）の量によって制御されます。これは次の反応で要約されます。
- CaCO 3 + H 2 O + CO 2 → Ca 2+ + 2HCO−3
温度の上昇や圧力の低下は、溶解したCO 2の量を減らし、CaCO 3を沈殿させる傾向があります。塩分濃度の低下もCaCO 3の溶解度を減少させ、淡水と海水ではその差は数桁大きくなります。[42]
地球の海洋の表層水は、CaCO 3で 6 倍以上過飽和状態にあります。[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形成(沈殿に必要な最初のステップ)を妨害するためと考えられます。アラゴナイトの沈殿は、水中に天然に存在する有機リン酸塩によって抑制される可能性があります。ウーイドはおそらく完全に無機的なプロセスによって形成されますが、海洋におけるCaCO 3沈殿の大部分は生物活動の結果です。[44]この多くは炭酸塩プラットフォームで発生します。
炭酸塩泥の起源[30]とそれがミクライトに変化する過程[45]は、現在も研究が続けられている。現代の炭酸塩泥は、長さ約5μm（0.20ミル）のアラゴナイト針で構成されている。この形状と組成の針はペニシラスなどの石灰質藻類によって生成されるため、泥の供給源として考えられる。[46]もう1つの可能性は、水からの直接沈殿である。浅瀬ではホワイティングと呼ばれる現象が発生し、分散したミクライトを含む白い筋が水面に現れる。これが新しく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だが、ホワイティングはシアノバクテリアや微細藻類の大量発生によるアラゴナイトの生物学的沈殿によって引き起こされるという証拠がある。[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矛盾しているようであり、高エネルギー環境での炭酸塩粒子の摩耗が第3の可能性として提唱されている。[30]
石灰岩の形成は、地球の歴史の最後の5億4000万年間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いた可能性が高い。石灰岩は5億4000万年前より前の先カンブリア代に微生物によって堆積した可能性があるが、無機プロセスの方がおそらく重要であり、現代の海よりも炭酸カルシウムが過剰に飽和した海で発生した可能性が高い。[48]
続成作用
続成作用とは、堆積物が圧縮されて固い岩石に変わる過程である。炭酸塩堆積物の続成作用の間に、重大な化学的および組織的変化が起こる。例えば、アラゴナイトは低マグネシウムの方解石に変わる。続成作用は、石灰岩の一部に見られる直径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可能性が高い。ピソリスは表面的にはウーイドに似ているが、異物の核がなく、しっかりと組み合わさっており、堆積物が最初に堆積した後に形成されたことを示す他の兆候を示している。[49]
珪化は続成作用の初期段階、低pHおよび低温度で起こり、化石の保存に寄与する。[50]珪化は次のような反応によって起こる：[50]
化石はチャートとして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、堆積後100万年未満でセメント化が急速に進む。堆積物がまだ水中にある間にセメント化が起こり、ハードグラウンドを形成することもある。堆積環境から海が後退すると、雨水が堆積層に浸透するため、セメント化は加速し、多くの場合、わずか数千年以内に進行する。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は低カルシウム方解石に変化する。雨水は大陸棚の下の堆積物に100km（60マイル）以上浸透するため、雨水による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る。[52]
炭酸塩堆積物が若い堆積物の下に深く埋もれるにつれて、堆積物の化学的および機械的圧縮が増加する。化学的圧縮は堆積物の圧力溶解によって起こる。このプロセスにより、粒子間の接触点から鉱物が溶解し、それを細孔空間に再堆積し、石灰岩の多孔度を当初の高い値である 40% ～ 80% から 10% 未満に低下させる。[53]圧力溶解により、石灰岩内に特徴的なスタイロライト、つまりシリカを豊富に含む堆積物が蓄積する不規則な表面が生成される。これは、石灰岩層のかなりの部分が溶解および失われたことを反映している可能性がある。1 km (0.62 マイル) を超える深さでは、埋没セメント化により石化プロセスが完了します。埋没セメント化ではスタイロライトは生成されません。[54]
上部の層が侵食され、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。雨水が層に浸透してセメントの一部が溶解し、二次的な多孔性が生じます。これには、石灰岩内の結晶で覆われた空洞である空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のドロマイトへの変化が含まれる可能性がある。石灰岩がドロマイトに置き換わったことを示すかなりの証拠があり、その中には層理を横切る明確な置換境界も含まれる。[55]ドロマイト化のプロセスは依然として活発に研究されているが、[56]考えられるメカニズムとしては、高温環境での濃縮塩水への曝露（蒸発還流）や、デルタや河口環境での希釈海水への曝露（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不評を買っており、[58] 2004 年のあるレビュー論文では、これを「神話」と率直に表現している。[56]通常の海水は、潮の満ち引き（潮汐ポンプ）などによって海水が岩石に定期的に流し込まれる場合、方解石をドロマイトに変える能力がある。[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、ほとんどが方解石/アラゴナイトか、ほとんどがドロマイトになる傾向がある。[57]
発生
堆積岩の約20%から25%は炭酸塩岩で、[3]そのほとんどは石灰岩です。[17] [3]石灰岩は、27億年前の堆積層で発見されています。[59]しかし、炭酸塩岩の組成は、地質学的記録の中で時間とともに不均一に分布しています。現代の炭酸塩の約95%は、高マグネシウムの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の針は、数百万年以内に低マグネシウムの方解石に変換されます。これが炭酸カルシウムの最も安定した形態だからです。[28]先カンブリア代と古生代の古代の炭酸塩層には豊富なドロマイトが含まれていますが、中生代と新生代の炭酸塩層で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。現代の海はアラゴナイトの沈殿に適しており、古生代および中期から後期新生代の海は方解石の沈殿に適していたという証拠がある。これは、当時の海水中のマグネシウム/カルシウム比が低かったことを示しているのかもしれない。[61]このマグネシウムの枯渇は、海底の拡大がより急速で、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。現代の海と中生代の海は「アラゴナイトの海」と呼ばれてきた。[62]
石灰岩のほとんどは、大陸棚や大陸棚台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％に過ぎませんが、大陸斜面や深海環境では石灰岩がほとんど保存されていません。堆積に最適な環境は暖かい水で、これは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いためです。現代の石灰岩の堆積は、ほとんどの場合、シリカを豊富に含む堆積物が非常に少ない地域にあり、ほとんどの石灰岩の相対的な純度に反映されています。サンゴ礁の生物は泥や汽水の川の水によって破壊され、炭酸塩粒子ははるかに硬いケイ酸塩粒子によって粉砕されます。[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くで発生した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。石灰岩層の大きな丘のような特徴は、古代のサンゴ礁と解釈され、地質学的記録に現れるとバイオヘルムと呼ばれる。多くは化石が豊富だが、現代のサンゴ礁に見られるような有機的なつながりはほとんどない。化石の残骸は、十分な泥のマトリックスに埋め込まれた個別の破片として存在する。堆積物の多くは、潮間帯または潮上帯で発生した兆候を示しており、堆積物が棚やプラットフォームの利用可能な収容スペースを急速に埋めていることを示唆している。 [65]また、堆積は、有機物の生産性を高める栄養素が豊富な深海水の湧昇がある棚やプラットフォームの海側の縁でも好まれる。ここではサンゴ礁が一般的だが、サンゴ礁がない場合は、代わりにウー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]
深海石灰岩の不足は、海洋地殻の急速な沈み込みによるところが大きいが、深海での炭酸カルシウムの溶解によるところが大きい。炭酸カルシウムの溶解度は圧力によって上昇し、さらに二酸化炭素濃度が高ければさらに高くなる。二酸化炭素は、暗い深海で光合成によって除去されずに深海に沈降した有機物の腐敗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、つまりリソクラインへのかなり急激な変化が起こり、これは方解石補償深度4,000 ～ 7,000 m (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、有孔虫や円石の残骸が豊富な炭酸塩泥 (グロビゲリナ泥) から炭酸塩を欠く珪質泥へと急激に変化する。[67]
稀に、タービダイトやその他のシリカを多く含む堆積物が、底生（深海）炭酸塩堆積物を埋めて保存することがある。古代の底生石灰岩は微結晶で、地殻構造によって識別される。化石は典型的には有孔虫と円石である。ジュラ紀以前の底生石灰岩は知られていないが、これは炭酸塩殻プランクトンがまだ進化していなかったためと考えられる。[68]
石灰岩は淡水環境でも形成される。[69]これらの石灰岩は海洋石灰岩と似ているが、生物の多様性は低く、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著名な淡水堆積層の例である。[70]淡水石灰岩は典型的にはミクリティックである。淡水緑藻の一種であるシャロファイト（ストーンワート）の化石は、シャロファイトが炭酸塩を生成して捕捉するこれらの環境の特徴である。[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中に沈殿する最初の鉱物の一つである。[74]
石灰岩と生物
石灰岩のほとんどはサンゴ礁付近の生物の活動によって形成されるが、サンゴ礁の形成に関与する生物は地質学的時間とともに変化してきた。例えば、ストロマトライトは古代の石灰岩にある塚状の構造で、炭酸塩堆積物を蓄積したシアノバクテリアのコロニーであると解釈されているが、ストロマトライトは若い石灰岩ではまれである。[75]生物は骨格の一部として直接的に石灰岩を沈殿させるほか、光合成によって水中の二酸化炭素を除去して炭酸カルシウムの溶解度を低下させることで間接的に沈殿させる。[71]
石灰岩は、他の堆積岩に見られるものと同じ範囲の堆積構造を示す。しかし、ラミネーションなどのより微細な構造は、生物の掘削活動（生物撹乱）によって破壊されることが多い。微細なラミネーションは、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ある。 [76]石灰岩はまた、湾曲した貝殻が凹面を下にして底に沈降したときに形成されるジオペタル構造などの独特の特徴を示す。これにより、後にスパライトで埋められる空隙が閉じ込められる。地質学者は、堆積時にどの方向が上であったかを判断するためにジオペタル構造を使用するが、これは、大きく変形した石灰岩層では必ずしも明らかではない。[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る。緑藻の Eugamantia sacculataや菌類の Ostracolaba implexaも同様である。[78]
ミクリティック泥塚
ミクリサイト泥丘は、ミクリサイト方解石でできた円形に近いドーム状のもので、内部構造がない。現代の例では、厚さは数百メートル、幅は1キロメートルにもなり、傾斜は急峻である（傾斜角は約50度）。泥丘は、海流によって押し流され、タラシア草やマングローブによって安定化された泥質岩で構成されている可能性がある。また、苔虫類が堆積物を捕らえることで、泥丘の形成に寄与している可能性もある。[79]
泥丘は地質学的記録のいたるところで発見されており、オルドビス紀初期以前は、深海と浅海の両方で主要なサンゴ礁のタイプであった。これらの泥丘は微生物起源である可能性が高い。サンゴ礁の骨格を形成する生物の出現後、泥丘は主に深海に限定された。[80]
有機サンゴ礁
有機礁は低緯度で数メートル以下の浅瀬に形成される。複雑で多様な構造で、化石記録のいたるところに見られる。有機礁の形成に関与する骨組みを作る生物は、地質時代によって特徴的である。アーキオシアス類は前期カンブリア紀に出現し、後期カンブリア紀までに海綿動物に取って代わられ、その後はストロマトポロイド、サンゴ、藻類、コケムシ、二枚貝の一種が続いた。[81] [82] [83]有機礁の範囲は地質時代によって異なり、おそらく中期デボン紀に最も広かったと考えられ、その面積は5,000,000 km 2 (1,900,000 sq mi)と推定されている。これは現代の礁のおよそ10倍にあたる。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絶滅によって壊滅しました。[84]
有機質のサンゴ礁は、通常、複雑な内部構造をしている。サンゴ礁の全身化石は通常豊富だが、ウーイドや岩片間はまれである。サンゴ礁の中心部は通常、巨大で無層で、中心部よりも体積が大きい崖錐に囲まれている。崖錐には岩片間が豊富に含まれているが、通常は、豊富な基質に埋め込まれた2mm以上の粒子が10%以上ある浮石か、ほとんどが大きな粒子で基質がまばらなラッドストーンである。崖錐は、サンゴ礁から離れるにつれて、プランクトン性の細粒炭酸塩泥に変化し、その後、非炭酸塩泥になる。[81]
石灰岩の風景
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石灰岩は、特に酸に部分的に溶けるため、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弱いですが、他のほとんどの堆積岩よりも侵食に強いです。そのため、通常は丘陵や丘陵地と関連しており、粘土などの他の堆積岩がある地域で発生します。[85] [86]
石灰岩の基盤岩の上にあるカルスト地域では、地表水が石灰岩の割れ目から容易に下方に排水されるため、地上に目に見える水源（池や小川）が少ない傾向がある。排水中に、土壌から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）これらの亀裂を拡大し、炭酸カルシウムを溶解して溶液中に運び去る。ほとんどの洞窟システムは石灰岩の基盤岩を貫通している。地下水を冷却したり、異なる地下水を混ぜたりすることでも、洞窟の形成に適した条件が作り出される。[85]
海岸沿いの石灰岩は、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、化石記録を通じて知られている。[87]
石灰岩の帯は、しばしば壮観な岩の露頭や島となって地球の表面から現れます。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ォーレ島[92]、カナダ/アメリカのナイアガラ断崖[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[96]などがあります。
フロリダキーズは、フロリダ州南岸沖の島々で、主に卵形石灰岩（ローワーキーズ）と炭酸塩サンゴ礁の骨格（アッパーキーズ）で構成されており、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ました。[97]
非常に平坦な石灰岩の広がりと薄い土壌マントルを持つアルヴァールには、ユニークな生息地が見られます。ヨーロッパ最大のアルヴァールは、スウェーデンのエーランド島のストーラ・アルヴァールです。 [98]石灰岩が大量にある別の地域は、スウェーデンのゴットランド島です。[99]ヨーロッパ北西部の巨大な採石場、例えばサン・ピエール山（ベルギー/オランダ）の採石場は、100キロメートル以上にも及びます。[100]
用途
石灰岩は、建設、農業、工業材料など、さまざまな用途で世界中で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米の建築で非常に一般的です。エジプトのギザにある大ピラミッドとその関連施設を含む世界中の多くのランドマークは、石灰岩で作られています。カナダのオンタリオ州キングストンでは、多くの建物が石灰岩で建てられており、現在も建てられ続けているため、「石灰岩の街」という愛称で呼ばれています。[103]石灰岩は熱と圧力によって変成され、大理石になります。大理石は、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、グロビゲリーナ石灰岩と呼ばれる種類の石灰岩が長い間唯一の建築材料であり、現在でもあらゆる種類の建物や彫刻に非常に頻繁に使用されています。[105]
石灰岩は、レンガ、セメント、粉末/粉砕物、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、ブロックやより精巧な彫刻に切断するのが比較的簡単です。[101]古代アメリカの彫刻家は、石灰岩が加工しやすく、細かいディテールに適しているため、石灰岩を高く評価しました。後期先古典期（紀元前200～100年頃）まで遡ると、マヤ文明（古代メキシコ）は、これらの優れた彫刻特性を利用して、石灰岩を使用した洗練された彫刻を作成しました。マヤ人は神聖な建物の天井（まぐさ石として知られる）を装飾し、壁を彫刻された石灰岩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彫られており、これは王のメッセージを人々に伝えるのに役立ちました。[106]石灰岩は長持ちし、露出によく耐えるため、多くの石灰岩の遺跡が残っていることが説明できます。しかし、非常に重い（密度2.6 [107]）ため、高層建築物には実用的ではなく、建築材料としては比較的高価です。
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った。その時代、鉄道駅、銀行、その他の建造物は一部の地域で石灰岩で造られていた。高層ビルのファサードとして使用されているが、固いブロックではなく薄い板で覆われているだけである。米国では、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石灰岩の採石場として古くから知られている。ロンドンの有名な建物の多くはポートランド石灰岩で造られている。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、鉱山の広大な遺跡は現在オデッサのカタコンベを形成している。[108]
石灰岩は硬く、耐久性があり、簡単にアクセスできる表面に露出していることが多いため、中世にはその産地で非常に人気のある建築材料でもありました。ヨーロッパの中世の教会や城の多くは石灰岩で作られています。ビール石は南イングランドの中世の建物で人気のあった石灰岩の一種でした。[109]
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米国バージニア州シーダークリークの石灰岩採石場 -
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建築材料としての石灰岩 -
石灰岩は建築材料として世界中で使用されています。
石灰岩は、主に土壌処理、水質浄化、銅の製錬に使用される石灰の原料です。石灰は化学産業で使用さ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、酸性雨はこれら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が酸性雨によって深刻な被害を受けています。[111] [112]同様に、石灰岩の砂利は酸性雨の影響を受けやすい湖を保護するために使用されており、pH緩衝剤として機能しています。[113]酸性の洗浄剤は石灰岩を腐食させる可能性があるため、中性または弱アルカリ性の洗浄剤のみを使用して洗浄する必要があります。[114]
その他の用途としては、次のものがあります。
- 生石灰（酸化カルシウム）、消石灰（水酸化カルシウム）、セメント、モルタルの製造原料となる。[59]
- 粉砕された石灰岩は酸性土壌を中和するための土壌改良剤として使用されます（農業用石灰）。[115]
- 砕いて骨材として利用され、多くの道路やアスファルトコンクリートの基礎として使われます。[59]
- 排気ガス脱硫試薬として二酸化硫黄と反応して大気汚染を抑制する。[116]
- ガラス製造、特にソーダ石灰ガラスの製造において。[ 117]
- 歯磨き粉、紙、プラスチック、塗料、タイル、その他の材料への添加物として、白色顔料および安価な充填剤として使用される。[118]
- 岩石粉塵として、地下炭鉱でのメタン爆発を抑制する。[119]
- 精製されたものはカルシウム源としてパンやシリアルに添加される。[120]
- 家禽類などの家畜飼料のカルシウム補給剤として（粉砕して）。[121]
- パイプの腐食を防ぎ、必須栄養素のレベルを回復するために、精製水の再ミネラル化とアルカリ度の増加を図る。[122]
- 高炉では、石灰石がシリカやその他の不純物と結合して鉄からそれらを取り除きます。[123]
- 石炭燃焼プラントや汚染された溶融金属の層から生成される有毒成分の除去に役立ちます。[110]
多くの石灰岩層は多孔質で浸透性があり、そのため重要な石油貯留層となっている。[124]北米の炭化水素埋蔵量の約20％は炭酸塩岩中に見つかっている。炭酸塩貯留層は石油が豊富な中東では非常に一般的であり、[59]炭酸塩貯留層には世界中の石油埋蔵量の約3分の1が含まれている。[125]石灰岩層は金属鉱石の一般的な供給源でもある。その多孔性と浸透性は化学活性と相まって石灰岩中の鉱石の堆積を促進するからである。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に含まれる鉱床の例である。[59]
希少性
石灰岩は、需要が絶えない主要な工業原料です。この原料は、19世紀以来、鉄鋼業界では欠かせない存在でした。 [126]企業にとって、石灰岩が不足したことは一度もありませんが、需要が増加し続けるにつれて懸念されるようになり、 [127]現在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、環境規制やゾーニングおよび採掘許可の要件による工場や施設への高い資本コストでした。[104]これら2つの主要な要因により、経済的需要に適した石灰岩の代替品を設計するために作成および形成された他の材料の適応と選択が行われました。[126]
石灰岩は重要な原材料として分類され、不足の潜在的なリスクがあったため、産業界は新たな代替材料や技術システムを探す必要に迫られました。これにより、代替物質の生産量が増加したため、石灰岩はもはや重要な原材料として分類されなくなりました。例えば、ミネット鉱石は一般的な代替品です。 [126]
労働安全衛生
| NFPA 704 安全スクエア | |
|---|---|
石灰岩 |
食品添加物としての粉末石灰岩は一般的に安全であると認識されており[130]、石灰岩は危険物とはみなされていません。しかし、石灰岩の粉塵は呼吸器や皮膚に軽度の刺激を与える可能性があり、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。石灰岩には少量のシリカが含まれているため、石灰岩の粉塵を吸入すると珪肺症や癌を引き起こす可能性があります。[129]
アメリカ合衆国
労働安全衛生局（ OSHA ）は、職場における石灰岩への暴露の法的限度（許容暴露限度）を、 8時間労働で総暴露15 mg/m 3（0.0066 gr/cu ft）、呼吸暴露5 mg/m 3 （0.0022 gr/cu ft）と定めている。国立労働安全衛生研究所（NIOSH）は、推奨暴露限度（REL）を、8時間労働で総暴露10 mg/m 3（0.0044 gr/cu ft）、呼吸暴露5 mg/m 3（0.0022 gr/cu ft）と定めている。[131]
落書き
風化した石灰岩は多孔質で浸透性のある素材なので、落書きを除去するのは困難です。表面は脆いので、通常の研磨方法では表面がひどく損なわれる危険があります。石灰岩は酸に敏感な石なので、悪影響が出るため一部の洗浄剤は使用できません。 [132]
ギャラリー
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黒海北部地域の石灰岩中の化石
参照
- サンゴ砂 – 暖かい海で形成された炭酸塩砂
- シャルマン・ソム
- 石灰岩を讃えて – WH オーデンの詩
- クルカール – レヴァント海岸の風成石英カルクリートの地方名
- 石灰岩 – 石灰岩を焼成する古い方法
- 砂岩 – 堆積岩の一種
- 石灰施用（土壌） – 土壌への鉱物の施用
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さらに読む
ウィキメディア・コモンズには、石灰岩に関連するメディアがあります。
- ボイントン、ロバート S. (1980)。石灰と石灰岩の化学と技術。ワイリー。ISBN 0-471-02771-5。