Sedimenty patří k nejrozšířenějším horninám, rozšířeným přibližně na 70 % zemského povrchu.
Pod pojem sedimenty zahrnujeme všechny horniny, které vznikly destrukcí jakékoliv horniny a opětovným usazením částic, vysrážením z roztoků činností chemickou nebo biogenní a činností organismů. K jejich tvorbě dochází při povrchové teplotě a tlaku.
Podle geneze se tak sedimenty dělí na:
sedimenty úlomkovité (klastické, mechanické)
sedimenty chemické
sedimenty organogenní
K sedimentům jsou často řazeny vulkanoklastické horniny, tvořené úlomkovitým materiálem, vyvrhovaným ze sopečných jícnů při vulkanické činnosti.
Horniny, které se vyvíjely na místě zvětrávání výchozích produktů a představují nepřemístěné produkty zvětrávání starších hornin, se nazývají horninami reziduálními. Sedimenty, jejichž vznik je podmíněn předchozím transportem, patří do kategorie hornin sedimentárních.
Základním zdrojem materiálu uplatňujícího se na vzniku sedimentů jsou preexistující horniny. Na rozdíl od původního prostředí, ve kterém vznikly, jsou tyto horniny v povrchových podmínkách obvykle nestabilní a ve snaze přizpůsobit se jim podléhají rozkladu. Na počátku geologické historie byly prakticky jediným materiálovým zdrojem sedimentů magmatity, které jsou s postupným vývojem Země stále více vytlačovány zbývajícími skupinami hornin.
Významným způsobem se na složení sedimentárních hornin uplatňuje materiál, tvořený drobnými úlomky meteoritů a částicemi kosmického prachu, pocházejícími z meziplanetárního prostoru.
Třetím podstatným zdrojem materiálu sedimentů jsou vulkanicko-klastické součásti vznikající jako produkt vulkanické činnosti. Nedílnou součástí tohoto zdroje je i řada dalších produktů vznikajících zejména při subakvatických erupcích. Tímto mechanismem vznikly četné sedimenty významně obohacené např. SiO2, MnO, Al2O3, Fe2O3 a dalšími prvky.
Z výše uvedené definice sedimentů vyplývá, že v procesu jejich vzniku lze rozlišit několik etap:
Jako zvětrávání se označují změny, které probíhají v horninách na zemském povrchu při normálních teplotách a tlacích působením atmosféry, vody, ledu, kolísající teploty a činností organismů.
Jde o určité přizpůsobování se hornin povrchovým podmínkám, zejména nízkým teplotám a tlakům, dostatku kyslíku a vody. Výsledkem uvedených procesů jsou četné zvětrávací produkty, které se již v daném prostředí jeví jako stabilní. Do kategorie zvětrávání se nezahrnují pochody vyvolané hydrotermálními roztoky.
Podle povahy rozlišujeme zvětrávání fyzikální (mechanické) a zvětrávání chemické.
Jako mechanické (fyzikální) zvětrávání se označuje zpravidla mechanický rozpad hornin na větší nebo menší úlomky až zrna jednotlivých nerostů, jenž je vyvolán tlakem nebo napětím ve zvětrávající hornině. Hlavními příčinami tohoto rozpadu jsou velké teplotní výkyvy spolu s inhomogenitou hornin a odlišnými fyzikálními vlastnostmi jejich horninotvorných minerálů. Fyzikální zvětrávání se projevuje rozpadem hornin, aniž by však docházelo k zásadnější změně jejich chemického složení.
K hlavním faktorům fyzikálního zvětrávání patří insolace, působení mrazu, pronikání kořenů rostlin a krystalizační účinky.
Insolace se nejvýrazněji projevuje v horkých aridních oblastech (obrázek 1) s nedostatečně vyvinutým rostlinným krytem (zejména na pouštích). Na dezintegraci hornin má zde prvořadý vliv teplota, jejímž hlavním zdrojem je sluneční záření. Základní příčinou rozpadu hornin je rozdílná schopnost jednotlivých minerálů dodanou tepelnou energii sorbovat. Změna teploty horniny vyvolává nestejnoměrné změny v objemu jednotlivých minerálů, majících odlišný koeficient tepelné roztažnosti. Důsledkem tohoto procesu může být vznik trhlin v povrchové vrstvě horniny. Při přímém ozáření horniny sluncem mohou být změny v objemu jednotlivých minerálů ještě výraznější, neboť minerály tmavé barvy se zahřívají podstatně více než minerály světlé. Vzhledem k tomu, že horniny jsou špatnými vodiči tepla, postihují tyto změny jen povrchovou vrstvu horniny. Pravidelnými denními i sezónními změnami teploty tak může docházet k odprýskávání či odlupování tenkých slupek či vrstviček horniny od zvětrávajícího povrchu. Popsaný jev bývá označován jako tzv. deskvamace.
Mechanické působení zmrzlé vody se uplatňuje především v oblastech s dostatečnými srážkami a občasnými teplotami klesajícími pod 0 °C. Mechanické zvětrávání je vyvoláno přechodem vody ze skupenství kapalného do skupenství pevného. Voda přítomná v pórech, trhlinách či v dutinách horniny při zmrznutí zvětšuje svůj objem zhruba o 9 %, což vede k jejich mechanickému namáhání a mrazovému tříštění horniny - gelivaci (obrázek 2). Podle některých výpočtů může led působit na stěny pórů, trhlin a dutin silou dosahující teoreticky hodnoty až kolem 200 MPa. Podmínkou intenzivních účinků tohoto druhu zvětrávání je úplné vyplnění horninových pórů vodou.
Z biologických příčin mechanického rozpadu je nejvýznamnější pronikání kořenů rostlin do skalního podloží, které je nejčastější v podmínkách humidního klimatu. Současně se svým růstem zvětšují rostliny svůj kořenový systém, který postupně prorůstá drobnými puklinami a trhlinami v hornině a tyto mechanicky rozšiřuje. Destrukční účinky se mohu násobit kývavými pohyby, které se na kořeny přenášejí z kmenů stromovitých rostlin. Současně s mechanickým působením podporuje kořenový systém v omezené míře i zvětrávání chemické, neboť v bezprostřední blízkosti rostlinných kořenů dochází v důsledku vzájemné látkové výměny mezi rostlinou a okolím k vylučování slabých organických kyselin, které horninu postupně naleptávají. V menším rozsahu se na procesech mechanické destrukce hornin podílejí také vrtaví živočichové, jako jsou někteří mlži, gastropodi, larvy hmyzu nebo červů.
Krystalizační účinky se projevují nejčastěji v podmínkách aridního klimatu a na fyzikálním zvětrávání se uplatňují obdobným způsobem jako led. Hlavní roli zde mají soli krystalizující z mineralizovaných roztoků obsažených v pórech zvětrávaných hornin. Při krystalizaci z přesycených roztoků dochází zpravidla k výraznému zvětšení objemu narůstajících krystalů. Vlivem tohoto tlaku, popř. tlaku vyvolaného hydratací (např. anhydritu aj. solí), se hornina může postupně rozpadat.
Mechanický rozpad je hlavním faktorem vyvolávajícím rozrušování hornin v aridním nebo polárním klimatu. Nejvýraznější projevy mechanického zvětrávání bývají proto patrné především v oblastech pouštních a periglaciálních. V humidním klimatu bývá mechanický rozpad obvykle doprovázený různě výraznými projevy chemického zvětrávání. Mezi fyzikálním a chemickým zvětráváním nelze vymezit ostrou hranici. Fyzikální zvětrávání vždy napomáhá účinnějšímu zvětrávání chemickému a oba druhy zvětrávání se tak vzájemně podmiňují a doplňují.
Chemické zvětrávání zahrnuje procesy, které způsobují změnu horninového materiálu na rozhraní mezi atmosférou a litosférou. Při tomto typu zvětrávání dochází k úplné změně fyzikálních a chemických vlastností horniny, doprovázené vznikem nových minerálů o nižší specifické hmotnosti a současně nastává výrazné zvětšení její porózity.
Chemicky účinné látky mohou být původu atmofilního, biogenního, popř. se uvolňují ze samotných zvětrávaných hornin. Patří k nim zejména voda, oxid uhličitý a atmosférický kyslík. Bakteriálním rozkladem organických bílkovin v půdách se může vytvářet sirovodík, popř. amoniak. Rozkladem sulfidů (hlavně pyritu) vzniká volná kyselina sírová, patřící v rámci chemického zvětrávání k mimořádně silným rozkladným činitelům. Relativně silnou kyselinou je též kyselina uhličitá uplatňující se při zvětrávání řady silikátů. Z celkového množství CO2 rozpuštěného ve vodě je však na kyselinu uhličitou hydratizováno asi jen 1 %, zbývající množství CO2 je jen plynem rozpuštěným ve vodě a tyto roztoky se jeví pouze jako slabě kyselé. Na chemickém zvětrávání se určitým podílem uplatňují i tzv. huminové kyseliny, vznikající rozkladem odumřelých organismů, zejména rostlin.
Hlavním činitelem chemického zvětrávání je voda. Chemickou aktivitu vody ovlivňuje její teplota. Čím vyšší je teplota vody, tím vyšší je současně stupeň její disociace na vodíkové kationy [H+] a hydroxylovou skupinu [OH-]. V podmínkách arktického klimatu s průměrnou teplotou 10 °C tak bude účinnost chemického zvětrávání zhruba 20x slabší než v tropickém podnebí s průměrnou teplotou kolem 30 °C.
Rozkladný účinek vody zvyšuje přítomnost CO2. Ve vodě nasycené oxidem uhličitým se vzrůstá koncentrace [H+] asi 300x ve srovnání s vodou, která CO2 neobsahuje. Na chemickém zvětrávání minerálů a hornin se však podílí pouze část CO2, zbývající množství bývá vázáno ve formě karbonátů nebo bikarbonátů.
K nejdůležitějším procesům chemického zvětrávání patří rozpouštění doprovázené často vyluhováním, oxidace, hydrolýza a hydratace.
Rychlost rozkladu jednotlivých horninotvorných minerálů při chemickém zvětrávání je různá a závisí na postavení daného nerostu v tzv. Goldichově schématu (obrázek 3). Toto schéma odpovídá v zásadních rysech Bowenově reakčnímu schématu. Minerály, které vykrystalovaly z magmatu dříve (za vyšších teplot), jsou vůči chemickému zvětrávání méně odolné než minerály, které vykrystalovaly později (za teplot relativně nižších).
Kromě minerálního složení zvětrávaných hornin je intenzita chemického zvětrávání závislá rovněž na klimatických podmínkách a jejich změnách. V současnosti v našich zeměpisných šířkách probíhá jen slabé chemické zvětrávání, které se projevuje částečnou přeměnou živců na jílové minerály (zvl. illit) a částečným rozpouštěním strukturních mřížek tmavých horninotvorných minerálů s následným uvolňováním Fe(3+) a Fe(2+).
Zůstává-li materiál uvolněný zvětráváním na místě svého vzniku, označujeme jej jako eluvium. Při jeho nesoudržnosti však stačí často jen malý sklon terénu k tomu, aby se dostal do pohybu a nastal jeho transport. Transport se uskutečňuje jak ve stacionárním, tak i v dynamickém (pohybujícím se) prostředí. Ve stacionárních podmínkách má při transportu rozhodující úlohu materiálu gravitace. V pohybujícím se prostředí je největší množství materiálu transportováno proudící vodou, menší množství zvětralin je přenášeno větrem nebo ledem.
Gravitační transport je jen omezeného rozsahu a vede ke vzniku různých typů svahových sedimentů. Gravitačním působením je materiál přenášen na převážně jen krátké vzdálenosti. V největší míře se tento typ transportu uplatňuje na horských svazích se strmějším sklonem reliéfu. Podle rychlosti přenosu zde lze rozlišit rychlé a pomalé pohyby. K rychlým pohybům patří především řícení skal a náhlé sesuvy, ve vodním prostředí jsou nejběžnější subakvatické skluzy, vyvolané např. rychlým ukládáním materiálu nebo seismickou činností. Účinkem těchto pohybů vznikají suťové kužely (obrázek 4, obrázek 5), u nichž na rozdíl od ostatních typů gravitačního transportu dochází ke třídění materiálu podle velikosti. Na mírnějších svazích bývají vlivem gravitačních účinků vyvinuta skalní moře (obrázek 6, obrázek 7), v nichž je již třídění podle velikosti s ohledem na menší úklon reliéfu již méně zřetelné.
Mezi pomalé pohyby patří pozvolné sesouvání, sjíždění zemin a soliflukce. Tyto jevy bývají často velkého plošného rozsahu. První dva druhy pohybů souvisí s nasáklivostí jílovito-písčitých svahových sutí, kdy se zemina při vysokém obsahu vody již nemůže vzhledem ke své vysoké hmotnosti udržet na svahu. Překročením pevnosti ve smyku v bazální části zeminy dochází k jejímu samovolnému sjíždění. Uvedené pohyby bývají typické pro období s výraznou srážkovou činností.
Soliflukční jevy souvisí s částečným rozmrzáním povrchových partií permafrostů, které se mohou měnit na kašovitou hmotu, sklouzávající po svém zmrzlém podloží. Tento druh pohybu bývá obvykle označován jako půdotok (soliflukce) a nastává i na relativně mírnějších svazích.
Při gravitačním transportu mohou být přemisťovány obrovské masy hornin a zemin. Ve většině případů však jde o transport poměrně krátký, s výjimkou skalního řícení a soliflukce bez výraznějších projevů opracování nebo třídění materiálu. Sedimenty vzniklé působením gravitace v součinnosti s prosakující vodou nebo promrzáním jsou charakteristické zejména pro období čtvrtohor.
Vodní prostředí, v němž jsou unášeny minerální částice a úlomky hornin, reprezentuje dešťová voda, voda z tajícího sněhu a ledovců, voda v potocích a řekách, popř. vodní proudy uvnitř vodních pánví všeho druhu (jezer, moří a oceánů). Ve všech těchto případech se způsob transportu řídí společnými zákonitostmi. Velikost transportovaného materiálu souvisí vždy s rychlostí vodního proudu. V závislosti na této rychlosti se vlastní transport se uskutečňuje v suspenzi, saltací nebo vlečením po dně (obrázek 8). Kromě rychlosti proudění ovlivňuje způsob transportu také velikost a tvar přenášeného materiálu.
Transport v suspenzi nastává při dostatečné turbulenci vodního prostředí. Tímto způsobem jsou přenášeny zejména částice malé, méně zakulacené a s menší hustotou. Unášená suspenze je ve vodě nerovnoměrně rozptýlena s maximálním množstvím suspendovaného písku v bezprostřední blízkosti dna, zatímco jílové částice bývají stejnoměrně rozptýleny v celém vodním profilu.
Transport saltací nastává v případě, kdy částice jsou již natolik velké, že nejsou schopny transportu v suspenzi, avšak menší než je nezbytné pro vlečení. Vlastní transport se uskutečňuje střídavým zvedáním částic vodním proudem, jejich přenosem na krátkou vzdálenost a opětovným ukládáním na dno. Ve vodním prostředí nastává tento druh transportu jen zřídka, mnohem významněji se uplatňuje při transportu větrem.
K transportu vlečením po dně dochází při nedostatečné turbulenci vody a nízké rychlosti vodního proudu. Jednotlivé úlomky jsou strhávány vodou proudící v blízkosti dna. Jemné částice se přitom dostávají do suspenze, hrubší materiál, vlečený proudem, se pohybuje po dně. Zvláště snadno bývají tímto způsobem přenášeny částice zakulacené.
Při dlouhodobějším transportu proudící vodou dochází u přenášeného materiálu k postupnému obrušování - abrazi. Její intenzita závisí na složení úlomků, na jejich velikosti, tvaru, stavbě, na rychlosti pohybu a vzdálenosti, na kterou je materiál transportován. Maximální abraze nastává při vlečení po dně, menším stupněm abraze se vyznačuje transport saltací. U materiálu přenášeného v suspenzi k abrazi nedochází. S postupující abrazí se velikost transportovaných úlomků stále více zmenšuje a jejich tvar se zaobluje.
Proudící voda přináší do sedimentačních prostor nejen pevné částice, ale také velké množství látek v pravých a koloidních roztocích. Převážná část prvků je transportována ve formě vodnatých karbonátů, podstatně menší část v sulfátech a jen nepatrná část v chloridech.
Transport větrem je typický pro oblasti s málo vyvinutým rostlinným krytem nebo oblasti, kde rostlinný kryt zcela chybí, např. pouště, stepi (obrázek 9). Podobně jako při transportu ve vodním prostředí závisí i unášecí schopnost větru především na jeho rychlosti, která se ve výše uvedeném prostředí může pohybovat od 0 do 30 m/s a spadá zpravidla do intervalu 15-20 m/s.
Hlavní formou eolického transportu je saltace, vlečením mohou být transportována zrna až působením značně silného větru. Při nízké hustotě vzduchu má vítr menší unášecí schopnost než voda a přenáší obvykle částice do velikosti 1,0 mm. Při malé hustotě vzdušného prostředí na sebe unášené částice snadno narážejí a opracovávají se, takže u vátých sedimentů bývají abradována i menší zrna než při transportu ve vodním prostředí.
Eolický transport může mít za určitých podmínek mimořádně velký dosah. Při jeho výstupu do značných výšek může být vzdušnými proudy přenášen na vzdálenost několika set až tisíc km. Nejjemnější sopečný popel doprovázející vulkanické erupce (obrázek 10) se může podle dosavadních poznatků udržet ve vzduchu i několik měsíců.
S eolickým transportem souvisí vznik rozsáhlých návějí spraší (obrázek 11, obrázek 12), patřících k významným, celosvětově rozšířeným sedimentům (obrázek 13, obrázek 14). V pouštním prostředí nebo v povodí velkých řek (u nás např. Labe, Moravy) se vytvořily přesypy vátých písků (obrázek 15, obrázek 16, obrázek 17). Obdobně jako běžný klastický materiál mohou být větrem přemisťována pyroklastika nebo jemnozrnné evapority, jako je např. sůl, sádrovec, případně sedimenty solných jezer.
Eolická transportační činnost se negativně projevuje větrnou korozí. Nejčastěji se s ní setkáváme na pískovcových skalních stěnách, kde jejím účinkem vznikají mřížovité a prohlubňovité útvary označované jako skalní voštiny (obrázek 18, obrázek 19). Dalším, běžně rozšířeným produktem větrného ohlazu, jsou tzv. hrance (obrázek 20).
Transport kontinentálními nebo horskými ledovci je běžný v cirkumpolárních oblastech nebo ve vysokohorském prostředí (obrázek 21). V místech, kde firnový nebo ledový pokryv přesáhne zhruba 30 m mocnosti, může nastat jeho pohyb po svahu. Rychlost pohybu ledovců je proměnlivá. Zatímco u většiny alpských ledovců činí ročně asi 30-150 m, u himalájských dosahuje 700-1300 m. S pohybem ledovce bezprostředně souvisí transport úlomkovitého materiálu, který je ledovcem odlamován a který vytváří tzv. morénu.
Hlavní množství materiálu je transportováno v bazální části ledovce jako jeho spodní moréna, menší množství je uzavíráno v samotném ledu jako vnitřní moréna. Z nánosů, které se hromadí jako nápadné valy v čele ledovce, vzniká čelní moréna, na jeho bocích pak moréna boční (obrázek 22, obrázek 23). Při pevné konzistenci ledu nedochází ke třídění unášeného klastického materiálu. U spodních morén nastává intenzivní opracování skalního podkladu vlečenými horninami, které se současně drtí a obrušují na hranách. Měkčí horniny transportované ledovci se tak často vyznačují poměrně charakteristickým rýhováním (obrázek 24).
Nezpevněný, zrnitostně nevytříděný a petrograficky velmi různorodý materiál ledovcového původu bývá označován jako till, zpevněné horniny pak jako tillity. Ledovcového původu je i převážná část tzv. ledovcových souvků (obrázek 25) nebo bludných balvanů (obrázek 26).
Etapa transportu materiálu je zakončena jeho ukládáním. Sedimentace je složitý pochod, který je výsledkem jednoho nebo více procesů mechanické, biochemické i organické povahy.
Vlastní průběh sedimentace bývá ovlivňován řadou faktorů, které jsou zčásti lokálního dosahu a částečně mají význam regionální. K faktorům lokálního dosahu patří salinita vody, pH vody, oxidačně redukční potenciál, teplota vody a způsob jejího proudění. Regionální význam má charakter reliéfu, klimatu a organického života.
K sedimentaci dochází na nejrůznějších místech zemského povrchu: na souši, v jezerech a zejména pak v mořích a oceánech, které jsou z hlediska rozsahu a objemu ukládaného materiálu nejvýznamnější. Sedimentace ve vodním prostředí se uskutečňuje mechanicky, chemicky a biologicky.
Mechanická sedimentace je typická pro oblasti s nevyrovnaným, vertikálně vysoce členitým reliéfem a uplatňuje se zejména při sedimentaci klastických částic. Přenos materiálu se v tomto prostředí uskutečňuje zejména vlivem gravitace a vede k jeho výraznému velikostnímu třídění. Mechanická sedimentace závisí na hydrodynamických podmínkách vodního prostředí, jako je turbulence vody, její vlnění a proudění a je ovlivňována velikostí, sféricitou a hustotou ukládaných částic.
Chemická sedimentace představuje vysrážení látek z pravých nebo koloidních roztoků. Uskutečňuje se ve vodním prostředí, které se, na rozdíl od sedimentace mechanické, vyznačuje relativně plochým, vyrovnaným reliéfem. Chemickou sedimentaci přímo ovlivňují nebo se při ní uplatňují alkalita nebo acidita prostředí (pH), oxidačně redukční potenciál (Eh), chemické složení roztoku, obsah CO2 ve vodě, teplota a tlak.
Ve většině případů jde o faktory lokálního významu, jejichž uplatnění může být v různých částech pánve odlišné, všechny však ovlivňují stupeň rozpustnosti minerálních látek, který má rozhodující vliv na rozpouštění nebo vylučování chemických sloučenin.
Materiál, který je přinášený do sedimentačních prostor i materiál zde vzniklý podléhá po svém uložení řadě fyzikálních a chemických procesů. Souhrn těchto pochodů bývá nazýván jako diagenetický proces nebo diageneze. Uvedeným pojmem se označují všechny změny, které probíhají v sedimentu od jeho uložení do počátku metamorfózy. Výsledkem diagenetických změn je vznik pevné horniny. Diageneze je bezprostředně ovlivněna primárním složením sedimentu, charakterem sedimentačního prostředí (zejména salinitou vody), složením a aktivitou pórových vod, teplotou a tlakem.
Diageneze je nejčastěji klasifikována jako mechanická a chemická. Zatímco mechanické změny převládají do hloubky 1000 - 1500 m, pod touto hranicí již probíhá diageneze chemická.
Mechanické zpevňování je vyvoláno kompakcí, při níž se objem sedimentu vlivem tlaku nadloží a změnami v uspořádání částic zmenšuje. Kompakce bývá v řadě případů doprovázena výrazným poklesem porózity sedimentu a snížením obsahu průlinové vody.
Chemické pochody způsobující zpevnění sedimentu mají mnohem komplikovanější charakter. K hlavním z nich patří redukční procesy, hydratace, dehydratace a rekrystalizace. V počátečním stadiu diageneze se na některých mohou významnou měrou podílet i organismy. Chemické pochody vedou ke vzniku autigenních (novotvořených) minerálů, které mají zásadní význam při zpevnění mnoha sedimentů tzv. tmelem. V závislosti na chemickém složení patří k jeho nejběžnějším typům tmel křemitý (křemen, opál nebo chalcedon), karbonátový (kalcit, méně často dolomit nebo siderit) nebo železitý (oxy-hydroxidy Fe typu limonitu). Lokálně může být tmel tvořen i sádrovcem, apatitem, barytem a dalšími nerosty. Podle relativního množství tmelu v sedimentu lze rozlišit tři základní strukturní typy: tmel dotykový (kontaktní), tmel obalový (povlakový, krustifikační) a tmel pórový tmel. Dotykový tmel (obrázek 27) je charakteristický pro jen velmi nedostatečně zpevněné sedimenty a nachází se pouze v místě dotyku jednotlivých úlomků. Obalový tmel (obrázek 28) povléká v podobě tenkého minerálního filmu jednotlivá zrna. Značná část pórů v sedimentu tak zůstává tmelem nevyplněna. Pórový tmel (obrázek 29) vyplňuje volné prostory mezi jednotlivými klastickými zrny, která jsou jím zcela uzavírána. Bývá vyvinut u dokonale zpevněných sedimentů.
U sedimentů, které nejsou dostatečně vytříděné, bývají prostory mezi relativně většími úlomky vyplněny jemnozrnnější hmotou, která se označuje jako základní hmota. Vzhledem k tomu, že rozlišení tmelu a základní hmoty je někdy značně komplikované, používá se při popisu zpevněných sedimentů často negenetický termín pojivo, označující souhrn tmelu i základní hmoty.
Stmelování částic původně nezpevněného sedimentu je v mnoha případech doprovázeno změnou jeho minerálního složení, fyzikálních vlastností, porózity, propustnosti a stavebních znaků.
Další z forem chemické diageneze doprovázené vznikem autigenních minerálů představuje diagenetická metasomatóza. Postupné změny pH, Eh, obsahu CO2, teploty a tlaku mění strukturně texturní znaky sedimentu i jeho fyzikální vlastnosti (pórovitost, propustnost nebo hustotu). Na procesech diagenetické metasomatózy se podílí především silicifikace a dolomitizace, v menší míře též sideritizace, fosfatizace a hematitizace. Projevy diagenetické metasomatózy bývají ve většině případů na hornině rozlišitelné jen mikroskopicky.
Nedílnou součástí chemické diageneze je i tzv. diagenetická rekrystalizace způsobující překrystalování drobných sedimentárních částic v hrubozrnnější agregáty. Jejími hlavními příčinami jsou zvýšený tlak, teplota a rozpustnost minerálních částic. Diagenetická rekrystalizace probíhá nejsnáze u jemnozrnných, látkově homogenních sedimentů s relativně dobrou rozpustností (karbonáty, evapority, sedimenty tvořené SiO2 nebo sedimenty jílové povahy). Rekrystalizace způsobuje porušení původních strukturních znaků horniny doprovázené dílčí až úplnou destrukci organických zbytků.
Od počátků vzniku sedimentární petrologie lze sledovat tendence, spočívající ve snaze o zařazení známých druhů sedimentů do jednotného klasifikačního schématu. V průběhu dalšího historického vývoje této vědní disciplíny tak byla vytvořena celá řada klasifikačních principů, z nichž nejstarší byly založeny výhradně na kvalitativních kritériích, jako jsou např. faktory sedimentace, látkové složení a zrnitost sedimentů, podíl organických částic nebo charakter sedimentačního prostředí.
První pokusy o vytvoření čistě kvantitativního systému sedimentů spadají zhruba do období padesátých let 20. století. Přestože od této doby do současnosti vzniklo několik stovek nejrůznějších návrhů klasifikačních schémat, nebyl doposud vypracován jednotný celosvětově platný systém, který by vycházel z důsledné kvantifikace sedimentárního materiálu.
Jeden z prvních návrhů kvantitativního sedimentárně petrografického systému vypracovali Füchtbauer a Müller (1970). Základem jejich klasifikace jsou tři binární řady s koncovými členy písek – jíl, písek – karbonát a karbonát – jíl, pro jejichž obsah byly vzmezeny jednotné hranice 10 – 25 – 50 – 75 – 90 % obsahu příslušné komponenty. Vlastní systematika je založena na klasifikačních trojúhelnících (obrázek 30), z nichž každý obsahuje 25 názvů. Tři z nich připadají na písek, jíl a karbonát, zbývajících 22 na smíšené druhy sedimentů.
Základem pro kvantitativní klasifikaci sedimentárních hornin v české literatuře se stal systém
J. Konty, jehož principy byly poprvé uveřejněny v roce 1969. Vychází z rozdělení sedimentů na tři hlavní kategorie označované jako reziduální horniny, vlastní sedimenty a vulkanoklastické sedimenty.
Reziduální horniny představují materiál nejsvrchnější části zemské kůry, který po mechanickém rozpadu a částečné chemické přeměně zůstal v původním prostoru zdrojové horniny, odkud nebyl transportován. Protože reziduální horniny jsou zdrojem mnoha dalších sedimentů a mají s nimi téměř shodné stavební komponenty, je jejich systém totožný se systematikou vlastních sedimentů (obrázek 31) .
Vlastní sedimenty (obrázek 32) reprezentují sedimenty klastické (úlomkovité) a cementační (tmelové). U klastických sedimentů převládají částice úlomkovitého charakteru, pro cementační sedimenty je charakteristická přítomnost tmelotvorných stavebních komponent, které mají schopnost se již při poměrně nízkých tlacích a v relativně krátké době spojovat a vytvořit zpevněný agregát.
Mezi klastickými a cementačními sedimenty neexistuje ostrá hranice, neboť velmi jemné klastické částice s velkým specifickým povrchem (např. jíl, křemen nebo slídy) mohou být dlouhodobějším působením tlaku pevně stmeleny. Různé klastické sedimenty se navíc v přírodních podmínkách často mísí s materiálem cementačního původu a vytvářejí smíšené horninové typy.
Pro klasifikaci a názvosloví klastických sedimentů mají prvořadý význam strukturní znaky, a to především velikost úlomků. Látkové složení těchto hornin je z klasifikačního hlediska až druhořadé, stupeň zpevnění má význam pouze pro název sedimentu.
Pro označování cementačních sedimentů je naopak rozhodující látkové složení. Strukturní znaky (včetně velikosti stavebních komponent) slouží až jako další klasifikační kritérium.
Vulkanoklastické sedimenty (pyroklastické horniny) jsou složeny z úlomků vulkanického materiálu vyvrženého při vulkanické činnosti a usazeného na souši nebo ve vodě. Přestože jsou vulkanoklastické horniny od sedimentů podstatně odlišné svým látkovým složením, hlavními strukturními znaky se blíží klastickým sedimentům (obrázek 33).