Determinante per la formazione chimica del calcare è il prodotto di soluzione del CaCO₃

${\displaystyle {\ce {(1)\,\,\,[Ca^{2+}]\cdot [CO_{3}^{2-}]=\,L\,=4,9\cdot 10^{-9}}}}$

e gli stadi di dissociazione dell'acido carbonico:

${\displaystyle {\ce {(2)\,\,\,[H+]\cdot [HCO_{3}^{-}]/[H2CO3]\,=\,K_{1}\,=\,1,72\cdot 10^{-4}}}}$

${\displaystyle {\ce {(3)\,\,\,[H+]\cdot [CO_{3}^{2-}]/[HCO3^{-}]\,=\,K_{2}\,=\,4,84\cdot 10^{-11}}}}$

Alla diminuzione della concentrazione degli ioni di idrogeno, risulta aumentata secondo l'equazione (2) la concentrazione degli ioni di bicarbonato e secondo la (3) la concentrazione degli ioni di carbonato. Si perviene in tal modo alla precipitazione dovuta al superamento per eccesso del prodotto di solubilità del carbonato di calcio.

Un aumento della concentrazione degli ioni di idrogeno porta invece a una diminuzione della concentrazione di ioni di carbonato secondo l'equazione (3) e quindi a un superamento per difetto del prodotto di solubilità del carbonato di calcio, ossia a una soluzione rinforzata del carbonato di calcio. Le reazioni che si sviluppano alla formazione della calcite si possono riprodurre nel seguente schema di reazione:

${\displaystyle {\ce {H_{2}O\,+CO_{2}\leftrightarrows H_{2}CO_{3}\leftrightarrows H^{+}\,+HCO_{3}^{-}\leftrightarrows 2H^{+}CO_{3}^{2-}}}}$

${\displaystyle {\ce {CaCO_{3}\,+H^{+}\,+HCO_{3}^{-}\leftrightarrows Ca(HCO_{3})_{2}\leftrightarrows Ca^{2+}\,+2HCO_{3}^{-}}}}$

La formazione organogena del calcare deriva dal fatto che molti esseri viventi sono dotati di un guscio o scheletro calcareo. Dopo la morte di tali organismi, i resti dopo un percorso più o meno lungo vanno a fondo, deponendosi sul fondale marino. Dopo la decomposizione delle parti molli, le parti mineralizzate formano sedimenti che ricoprono aree sovente di notevole estensione. Ad esempio, le "melme" a globigerina coprono oggi il 37,4% del fondo del mare, che corrisponde al 25,2% dell'intera superficie terrestre.

Tra gli esempi fossili, le rocce calcaree del Muschelkalk ("calcare conchigliare" del Triassico della Germania) sono costituite in gran parte da resti di conchiglie di molluschi.

Esistono anche organismi che contribuiscono attivamente alla costruzione di strutture mineralizzate, come ad esempio i coralli, e danno luogo a vere e proprie scogliere organogene. In questo caso gli organismi vivi crescono sugli scheletri delle generazioni precedenti, formando con le loro strutture un intreccio nel quale i vuoti vengono progressivamente colmati da cementi e/o da sedimento. Un classico esempio di quest'ultimo tipo di organismi dal passato geologico sono le Rudiste, bivalvi vissuti nel Cretaceo che potevano dare luogo a biocostruzioni di notevole estensione.

Recenti studi ^[1][2] hanno suggerito per i sedimenti marini un'ulteriore sorgente di carbonato di calcio: i pesci teleostei, ossia i pesci con scheletro osseo. Questi sono in grado di produrre grandi quantità di carbonato di calcio nei loro intestini come una risposta osmoregolatrice alla continua ingestione di acqua di mare, ricca in calcio e magnesio, espulsi come rifiuti. Questo carbonato di calcio, più ricco in magnesio rispetto a quello planctonico, e quindi più solubile, viene stimato che possa costituire dal 3% al 15% della produzione totale di carbonato oceanico e contribuire fino a un quarto del bilancio del carbonato di calcio di origine marina; questi dati potrebbero spiegare l'abbondante distribuzione di carbonato nei primi 1000 metri superiori delle masse d'acqua marine.

Le rocce calcaree clastiche si producono per disgregazione e spostamento di agglomerati di CaCO₃ formatisi come spiegato nei paragrafi precedenti e già consolidati. Sono suddivise secondo granulometrie.