Avec le temps géologique, l'accumulation continue de ces couches exerce une pression croissante sur les sédiments inférieurs. Sous l'effet de cette charge, les sédiments subissent des transformations physico-chimiques appelées lithification, qui correspondent à un processus de compactage et de cimentation. Cette évolution finit par transformer les dépôts meubles en roches sédimentaires cohérentes, telles que le grès, le calcaire ou l'argilite. 

La sédimentation peut avoir lieu dans divers milieux. Dans le milieu continental on peut distinguer des dépôts formés sur la terre ferme, soit sous l'action du vent (formations éoliennes), soit sous l'action du ruissellement, ou encore dans les sources calcaires (incrustations, tufs); puis, des dépôts formés par les cours d'eau ou par les lacs (alluvions, boues lacustres). Les dépôts d'estuaire ou de deltas prennent naissance à l'embouchure des cours d'eau; les dépôts lagunaires s'effectuent également à la limite du milieu continental et du milieu marin. La plus grande masse des sédiments est déposée dans le milieu marin, où l'on a distingué des sédiments littoraux et des sédiments de mer profonde, que Murray a divisés en sédiments terrigènes et sédiments pélagiques. On peut également baser la classification des sédiments marins sur les diverses régions biologiques dans lesquelles ils se déposent, et l'on a distingué ainsi des formations intercotidales, formées dans les limites du balancement des marées, des formations néritiques (shalow-water deposits), bathyales (de 80 à 900 m), abyssales (au delà de 900 m de profondeur).

Les matériaux qui contribuent à la formation des sédiments peuvent provenir des sources suivantes : 

1° précipitation chimique des éléments renfermés en dissolution dans les eaux;

2° accumulation des parties squelettiques sécrétées par les organismes;

3° action des vagues sur les côtes;

4° apports par les fleuves et par les glaciers;

5° transport par les glaces flottantes, ou par les végétaux flottants, ou dans l'estomac des grands animaux marins; 

6° projections volcaniques, apport par les vents, chutes d'origine cosmique.

Précipitation chimique des éléments renfermés en dissolution dans les eaux.
Les roches protogènes d'origine chimique sont le résultat de la précipitation des éléments contenus en dissolution dans les eaux : carbonates, sulfates, chlorures des métaux alcalins et alcalino-terreux, etc. Sur les continents, les eaux douces sont plus ou moins riches en bicarbonate de calcium, qu'elles peuvent abandonner, avec dégagement d'anhydride carbonique, sous la forme de calcaire concrétionné. Dans les cavernes, les suintements d'eaux calcaires donnent naissance à des stalactites et à des stalagmites. Dans les sources calcaires et dans les ruisseaux qui en découlent se déposent, autour de corps étrangers, des concrétions en forme d'ellipsoïdes ou de sphères à couches concentriques, que l'on désigne, suivant leurs dimensions, sous les noms de dragées, de pisolithes, d'oolithes. Dans les lacs, le calcaire se précipite à l'état oolithique ou à l'état pulvérulent, constituant alors la craie lacustre on blanc des lacs. Dans le milieu marin, la précipitation du calcaire n'a guère lieu que dans des eaux peu profondes et très agitées, où se déposent des oolithes.

La précipitation du sulfate de calcium s'effectue dans des lagunes, ou l'évaporation est très intense. Dans les conditions ordinaires, il se dépose du gypse. Lorsque la pression du fond est au moins de 10 atmosphères, condition réalisée à une profondeur de 107 m, c'est, par contre, de l'aragonite, qui se précipite. Une évaporation encore plus intense, atteignant 93 % de la masse primitive, permet au sel gemme de se déposer. Puis c'est le tour des sels déliquescents, tels que la carnallite et la kiescrite, et, finalement, se déposent les borates, qui, quoique moins solubles que les sels déliquescents, se déposent après eux, puisqu'ils sont solubles dans leurs eaux-mères (Dieulafait).

Accumulation des parties squelettiques sécrétées par les organismes.
Les roches protogènes d'origine organique résultent de l'accumulation des squelettes formés par les organismes, qui fixent des substances minérales empruntées par eux à l'eau de meron aux eaux douces. Les substances minérales, ainsi fixées par des animaux ou par des végétaux, sont, en première ligne, le calcaire et la silice, pais le phosphate de chaux. La cellulose sécrétée par beaucoup d'organismes ne forme qu'accessoirement des sédiments, si l'on fait abstraction de celle qui est produite par les végétaux terrestres et qui constitue la houille et les autres roches charbonneuses.

L'eau de mer ne renferme en dissolution qu'une quantité tout à fait minime de carbonate de calcium, aussi les animaux et les végétaux à squelette calcaire sont-ils obligés de transformer le sulfate en carbonate. Cette transformation est facilitée par la présence, dans les eaux, du carbonate d'ammonium, qui résulte de la décomposition de la matière organique et détermine, dans une solution de sulfate de calcium, la précipitalion du carbonate d'ammonium. Comme les eaux chaudes renferment en dissolution une bien plus grande quantité de sels ammoniacaux que les eaux froides, on conçoit aisément que, sous les latitudes tropicales, les organismes sécrètent de bien plus grandes quantités de calcaire, Murray a constaté que les coquilles et les squelettes calcaires sont beaucoup plus épais dans les eaux chaudes que dans les eaux froides. Dans les latitudes élevées et dans les grandes profondeurs, les squelettes sont beaucoup plus minces et font souvent entièrement défaut. C'est le cas en particulier pour les Ptéropodes. On peut conclure du fait que certains dépôts paléozoïques des régions boréales sont très riches en squelettes calcaires que les pôles étaient moins froids qu'aujourd'hui.

Les organismes à squelette siliceux (Spongiaires, Radiolaires, Diatomées) sont, par contre, beaucoup plus abondants dans les eaux froides que dans les eaux chaudes. Cela tient à ce que dans les eaux froides la salure est moins élevée et que, par suite, les particules argileuses charriées par les fleuves, auxquelles certains organismes peuvent emprunter de la silice pour sécréter leur squelette, restent plus longtemps en suspension (Murray). Dans les eaux à salure normale ou sursalées, par contre, cette est rapidement précipitée, et ce n'est donc que sur le fond que les animaux trouvent l'argile oui leur est nécessaire. Comme, d'autre part, l'argile est très défavorable an développement des organismes qui sécrètent du calcaire, au peut admettre que les êtres à squelettes calcaires et ceux à squelettes siliceux sont favorisés par des conditions d'existence qui sont antagonistes les unes des autres (Murray).

Ce sont, en ce qui concerne leur genre de vie, deux catégories d'organismes à squelette calcaire ou siliceux qui contribuent à la formation des sédiments organogènes. Les uns vivent dans la haute mer et sont entièrement indépendants du fond, ils sont de petite taille, généralement translucides et errent au gré des courants. On les désigne sous le nom d'organismes pélagiques, ils constituent ce que l'on appelle le plancton. Les autres, par contre, habitent le fond des mers, sur lequel ils vivent fixés ou rampants, toujours doués de moyens de locomotion peu puissants; ils constituent ce que l'on a appelé le benthos. De là une division des sédiments organogènes en planctogénes et benthogènes.

Sédiments benthogènes.
Parmi les sédiments benthogènes, il faut citer en première ligne les récifs, constitués par des colonies de Zoanthaires, d'Hydrozoaires, de Bryozoaires, de Lithothamnium. Ces récifs jouent un rôle considérable à toutes les périodes géologiques. D'autres organismes benthoniques, foraient de véritables prairies, tels sont les Crinoïdes, les Algues siphonées du groupe des Verticillées, et l'accumulation de leurs débris forme à elle seule des sédiments importants, comme les calcaires à entroques, les calcaires à Gyroporelles du Trias. Certains sédiments benthogènes sont constitués par des entassements de coquilles de Lamellibranches, généralement brisées; on les désigne alors sous le nom de lumachelles. Les calcaires à Fusulines, à Alvéolines, à Nummulites, et autres calcaires à Foraminifères, sont presque exclusivement formés par l'accumulation de squelettes de Foraminifères benthoniques, de même que certaines craies. Enfin, il existe des sédiments qui sont presque entièrement formés de spicules de Spongiaires siliceux, ce sont les spongolithes de Cayeux.

Sédiments planctogènes.
Les sédiments planctogènes jouent à l'époque actuelle un rôle bien plus important que dans les formations géologiques. Il existe, en effet, fort peu de roches qui sont constituées exclusivement par des squelettes d'organismes pélagiques, tandis que dans les océans actuels les sédiments formés essentiellement de débris calcaires ou siliceux provenant du plancton couvrent une surface que l'on a évaluée à près de la moitié (44 %) de la surface totale occupée par les mers. Les organismes qui forment le plancton tombent, après leur mort, comme une pluie très lente, au fond de la mer. Leurs parties molles se décomposent, les squelettes siliceux atteignent le fond et y constituent un sédiment siliceux; les squelettes calcaires, par contre, sont dissous, lorsqu'ils traversent une colonne d'eau d'une très grande épaisseur, on ne les retrouve sur le fond qu'à des profondeurs qui ne dépassent guère 5000 m; ils constituent la vase à Globigérines. Dans les fonds inférieurs à 2700 m environ, on rencontre, à côté des squelettes de Foraminifères planctoniques, des coquilles de Ptéropodes, qui caractérisent la vase à Ptéropodes. Ces sédiments renferment jusqu'à 98 %, de calcaire. On ne les rencontre que dans les régions tropicales. La vase à Radiolaires occupe des fonds qui varient de 4000 à 8000 m, elle n'est qu'un faciès de la vase rouge abyssale, beaucoup plus riche en argile ferrugineuse, qui provient de l'altération de poussières volcaniques et cosmiques (micrométéorites). La vase à Diatomées est presque exclusivement localisée dans les régions froides et en particulier dans les mers australes. L'assimilation de la craie blanche à la boue à Globigérines, des tripolis à la vase à Diatomées, des phtanites à la vase à Radiolaires a été reconnue erronée (J. Walther).

Roches deutérogènes.
Les roches deutogènes ou détritiques ont été divisées, d'après la grosseur des éléments, en roches pséphitiques, à gros éléments (conglomérats, brèches), roches psammitiques, à éléments moyens (sables, grès), et roches pélitiques, à éléments très fins, susceptibles de rester un certain temps en suspension dans les eaux (argiles, boues calcaires, marnes). Un certain nombre d'entre elles est essentiellement minérogène, tels sont les conglomérats littoraux, les conglomérats d'incursion marine, les sables siliceux les grès siliceux les argiles de la zone des boues terrigenes, transformees ultérieurement en schistes argileux, les vases rouges abyssales. D'autres sont exclusivement organogènes, comme les brèches coralliennes, les boues coralliennes, qui en se consolidant donnent naissance à des calcaires compacts on lithographiques. La craie blanche est quelquefois formée exclusivement d'une accumulation de squelettes triturés d'organismes benthoniques, tels que Lamellibranches (prismes d'Inocérames), Bryozoaires, Echinides, etc. (Cayeux). 

D'autres roches deutogènes ont une origine mixte, c.-à-d. qu'elles se composent à la fois d'éléments minéraux et d'éléments d'origine organique. Les sables coquiliers, les craies marneuses, les grès calcarifères, les gaizes, les schistes à Radiolaires rentrent dans cette catégorie, ainsi que les marnes, constituées par un mélange d', d'origine minérale, et de calcaire, qui provient de la trituration de squelettes d'animaux ou de végétaux. On peut encore mentionner ici les argiles bleues, riches en matière organique et en acide sulfhydrique ou en sulfure de fer, comme celle qui constitue, d'après Androussov, le fond de la mer Noire, à partir de 200 m de profondeur. Beaucoup d'argiles ou de marnes pyriteuses possèdent, parmi les sédiments anciens, une origine analogue. (Emile Haug).

Aspects divers de la sédimentation.
La stratigraphie repose en grande partie sur l'étude des successions sédimentaires. Le principe de superposition indique que, dans une série non renversée, les couches les plus anciennes se trouvent généralement à la base et les plus récentes au sommet. Le principe de continuité latérale permet de corréler des couches présentant une extension géographique importante. Le principe de succession faunique repose sur l'évolution et la succession des assemblages biologiques. Ces principes sont complétés par les méthodes radiométriques, magnétostratigraphiques, chimiostratigraphiques et cyclostratigraphiques.

Les roches sédimentaires constituent ainsi des archives des variations du niveau marin. Une transgression correspond à une avancée de la mer sur les continents, tandis qu'une régression correspond à son retrait relatif. Ces phénomènes peuvent résulter de variations eustatiques du niveau marin, de mouvements tectoniques, de variations du volume des bassins ou de modifications du bilan hydrologique et glaciaire. Les successions sédimentaires enregistrent ces variations par des changements latéraux et verticaux de faciès.

Le concept de faciès est fondamental en sédimentologie. Un faciès correspond à un ensemble de caractéristiques lithologiques, texturales, structurales et biologiques permettant de définir les conditions de formation d'un dépôt. Des faciès différents peuvent se déposer simultanément dans des environnements voisins. Dans un système littoral, par exemple, des dépôts continentaux, deltaïques, lagunaires, tidaux et marins peuvent se juxtaposer. Les variations verticales de faciès dans une succession peuvent résulter de la migration des environnements de dépôt au cours du temps.

La notion d'association de faciès permet d'aller plus loin en reconstituant des systèmes sédimentaires complets. Un système fluvial peut comprendre des chenaux, des dépôts de berge, des plaines d'inondation et des paléosols. Un système deltaïque associe généralement des dépôts fluviaux, distributaires, interdistributaires, front deltaïque et prodelta. Les systèmes marins profonds peuvent présenter des dépôts turbiditiques, des coulées gravitaires et des sédiments fins de décantation.

Les courants de turbidité jouent un rôle majeur dans le transfert des sédiments vers les parties profondes des bassins marins. Il s'agit de courants gravitaires sous-marins chargés en particules. Ils peuvent être déclenchés par des glissements de terrain sous-marins, des tempêtes, des séismes ou des déstabilisations de sédiments. Leur dépôt produit souvent des turbidites caractérisées par une succession granulométrique appelée séquence de Bouma, dans laquelle la granulométrie et les structures sédimentaires varient verticalement.

Les environnements désertiques produisent des dépôts caractéristiques. Le vent transporte principalement les particules fines et sableuses, tandis que les systèmes alluviaux et les écoulements temporaires construisent des cônes alluviaux et des plaines d'épandage. Les dépôts éoliens peuvent produire d'importantes accumulations de sable présentant des stratifications entrecroisées. Les loess, constitués principalement de particules limoneuses transportées par le vent, peuvent couvrir de vastes superficies et enregistrer les conditions climatiques du Quaternaire.

Les environnements glaciaires produisent des sédiments souvent très mal classés, appelés tills lorsqu'ils sont déposés directement par la glace. Les glaciers peuvent transporter des blocs de très grande taille en association avec des particules extrêmement fines. Les dépôts glaciaires et fluvioglaciaires permettent de reconstituer l'extension passée des calottes et des glaciers. Ils jouent donc un rôle essentiel dans la reconstruction des paléoclimats.

Les environnements lacustres produisent une grande diversité de sédiments. Ils peuvent accumuler des argiles, des silts, des carbonates, des évaporites et de la matière organique. Les lacs constituent souvent d'excellents enregistreurs des variations climatiques, car leurs sédiments peuvent présenter une stratification fine et régulière. Certains lacs produisent des varves, c'est-à-dire des couples de couches saisonnières dont l'analyse peut fournir une chronologie particulièrement précise.

Les environnements marins constituent les plus vastes systèmes sédimentaires de la planète. Les marges continentales reçoivent d'importantes quantités de sédiments provenant des continents. Les plateformes continentales sont caractérisées par une forte interaction entre processus continentaux, marins et biologiques. Au-delà du talus continental, les sédiments peuvent être transférés vers les plaines abyssales par des courants gravitaires ou par décantation lente de particules fines.

Les océans jouent également un rôle essentiel dans le cycle du carbone. Le carbone atmosphérique est transféré vers les océans par dissolution du dioxyde de carbone et par l'activité biologique. Une partie du carbone est incorporée dans la matière organique ou dans les carbonates produits par les organismes. Lorsque ces matériaux se déposent et sont enfouis, une fraction du carbone est stockée à long terme dans les sédiments. Les roches carbonatées et les roches riches en matière organique constituent donc des réservoirs géologiques majeurs du carbone.

Les roches sédimentaires interviennent également dans le cycle du silicium. L'altération des silicates continentaux libère du silicium dissous qui peut être transporté vers les océans. Une partie est utilisée par des organismes producteurs de structures siliceuses, tandis qu'une autre peut être incorporée dans des phases minérales secondaires. Le silicium peut ensuite être enfoui sous forme de sédiments siliceux ou de minéraux argileux. La sédimentation constitue donc une étape importante dans le transfert du silicium entre l'atmosphère, l'hydrosphère, la biosphère et la lithosphère.

Le cycle du soufre est également étroitement associé aux environnements sédimentaires. La réduction bactérienne des sulfates dans les sédiments anoxiques produit du sulfure d'hydrogène, qui peut réagir avec le fer et contribuer à la formation de sulfures de fer. Ces processus jouent un rôle important dans la formation de certains minerais et dans la géochimie des sédiments. Les évaporites sulfates, comme le gypse et l'anhydrite, représentent parallèlement des réservoirs géologiques majeurs du soufre.

Les roches sédimentaires peuvent également conserver des signatures paléoclimatiques. Les variations isotopiques de l'oxygène et du carbone, la composition des assemblages fossiles, les minéraux argileux, les dépôts glaciaires, les évaporites et les paléosols fournissent différents indicateurs des climats anciens. Les isotopes stables constituent notamment des outils puissants pour reconstituer les variations de température, de productivité biologique ou de composition des réservoirs géochimiques.

Les paléosols, ou sols fossiles, constituent des horizons particulièrement intéressants dans les séries sédimentaires continentales. Ils témoignent d'une période durant laquelle la surface du dépôt reste suffisamment stable pour permettre le développement d'un sol. Leur composition minéralogique, leur structure, leur teneur en matière organique et leurs signatures isotopiques peuvent fournir des informations sur le climat, la végétation, le drainage et la composition atmosphérique passée.

Les roches sédimentaires jouent également un rôle majeur dans la tectonique des plaques. Les bassins sédimentaires se développent dans des contextes tectoniques variés : marges passives, marges actives, bassins d'avant-pays, bassins d'arrière-arc, bassins intracontinentaux et fossés d'effondrement. Leur subsidence crée l'espace nécessaire à l'accumulation de grandes épaisseurs de sédiments. Lorsque la tectonique modifie ensuite la géométrie du bassin, les séries sédimentaires peuvent être plissées, faillées, soulevées et finalement exposées à l'érosion.

Les bassins d'avant-pays illustrent particulièrement bien l'interaction entre tectonique et sédimentation. La formation d'une chaîne de montagnes produit une charge topographique qui déforme la lithosphère adjacente et provoque sa flexure. Cette dépression peut accueillir d'importantes quantités de sédiments provenant de l'érosion de la chaîne. Les séries ainsi constituées peuvent atteindre plusieurs kilomètres d'épaisseur.

Les roches sédimentaires peuvent ensuite être soumises au métamorphisme. Lorsque l'enfouissement devient suffisamment important, l'augmentation de la température et de la pression entraîne des transformations minéralogiques et structurales. Un grès peut ainsi évoluer vers un quartzite, une roche argileuse vers une ardoise puis vers des roches métamorphiques de degré croissant, tandis que certains calcaires peuvent évoluer vers des marbres. La sédimentation participe donc à un cycle lithologique global reliant les trois grandes familles de roches.

La relation entre sédimentation, érosion et tectonique constitue l'un des aspects fondamentaux du fonctionnement de la Terre. L'érosion détruit progressivement les reliefs et transfère de la matière vers les bassins. La tectonique produit simultanément de nouveaux reliefs par la convergence des plaques, le volcanisme et les mouvements verticaux de la lithosphère. Les roches sédimentaires enregistrent donc l'interaction entre les processus internes et externes de la planète.