2、模铸化石：是生物遗体在地层或围岩中留下的印模和复铸物，如植物叶子的印痕、贝壳等化石。
3、遗物化石：是指古生物的卵（蛋）、粪便，以及人类祖先使用的工具等
4、化学化石：也称分子化石，是保存在岩层中古代生物的有机成分经分解后形成的各种有机物。
5、活化石：是指现存的一些古老生物种类，进化缓速度慢，呈现迟滞现象。如银杏、大熊猫、扬子鳄等。
由物理、化学和生物沉积作用共同实现的物质的迁移和聚集过程称为复合（或复杂）沉积作用。在复合沉积作用中，先在沉积盆地内，通过各种作用（物理、化学、生物或它们的复合作用）生成某种游移性的中间产物，它们在动力作用下或多或少地被搬运，最后以机械方式沉积或静止下来。这些中间产物的形成和沉积有赖于特定的环境条件，这使它们常常带有极浓重的环境色彩，因而在环境研究中成为重点关注的对象。
由于复合沉积作用都要通过机械方式才最后完成，所以由复合沉积作用形成的沉积物在结构面貌上就与陆源碎屑沉积物相似。例如，中间产物也可像陆源碎屑那样划分成不同的粒度级别，含较多粉砂级以上中间产物的沉积物也可表现出不同的分选程度或支撑类型等。这种相似性最先由Folk（1962）在研究石灰岩时正式确立，并很快得到普遍承认。自此，对碳酸盐沉积物的研究就进入到了一个全新的发展阶段，研究也从古代沉积物扩展到现代沉积物。现在，人们对复合沉积作用中的许多问题，特别是对许多中间产物的形成机制、与环境条件的关系等已有相当深入的了解，其研究成果对其他与化学或生物化学沉积作用有关的沉积物（如硅质、铁质、磷质沉积物等）的研究也有很大启发，有些理论已被直接运用到这些沉积物中。下面就以碳酸盐沉积物为例，介绍复合沉积作用形成的主要中间产物和由它们堆积形成的沉积物的结构特征。
根据结构，复合沉积作用形成的中间产物可按粒度分为两大类，一类是泥级大小的细微质点，称泥晶；另一类是粉砂或以上级别的较粗粒实体，称自生颗粒。
泥晶又称微晶（micrite），是指呈机械性运移和沉积的泥级碳酸盐质点。Folk（1962）认为，刚沉积的泥晶（如现代海洋中正在沉积的泥晶）的粒度一般不超过4μm，大体与“泥”的粒度相当。泥晶可以是单个的晶体，也可以是由更细小的晶体与其他物质（如有机质）共同构成的小集合体。由于在风化条件下碳酸盐矿物易被溶解，所以这种碳酸盐泥晶不会是陆源碎屑成因而只能是盆内或自生成因。一般说来，碳酸盐泥晶可由化学沉淀，其他自生颗粒的机械磨蚀和生物体内超微硬体在软体腐烂后自行散落形成。在泥晶沉积中，除了用电子显微镜识别出的由生物超微硬体（如颗石藻体内的圆盘、圆环形钙板）形成的泥晶外，一般很难确切鉴别它们的具体来源。由于泥晶过于细小，普通偏光显微镜下只能观察它们集合体的集合偏光现象。若泥晶中混入杂质（有机质、粘土、铁质等等）较少，整个泥晶可呈半透明的浅灰色；若混入杂质较多，颜色则会加深，但均看不出闪突起，也没有消光位，高级白干涉色与单偏光镜下的颜色也相似；若混入有机质过多，整个泥晶就会变得不透明。作为一种微小的游移性固态质点，泥晶沉积只能是低能或静水条件的产物。
自生颗粒是复合沉积作用中最典型、最有特色的形成物，需要作详细介绍。
1.自生颗粒
Folk（1962）最早将自生颗粒称为异化粒（allochem，异常化学颗粒），我国也有人称为粒屑，在不会引起误解的情况下，通常就简称为颗粒（grain）。自生颗粒是指在沉积盆地以内由化学、生物、机械或它们的复合作用形成的粒度不小于粉砂级的游移矿物集合体（极少数也可以是单晶体）。同一自生颗粒的构成矿物通常都是相同或相近的，也可以含有有机质、粘土等杂质，少数也可含有陆源碎屑。自生颗粒的种类非常多，按它们在沉积以前所经历的特征形成作用，大致可分为磨蚀颗粒和加积凝聚颗粒两大类。磨蚀颗粒的特征形成作用主要是机械破碎和磨蚀，粒度有减小趋势；加积凝聚颗粒的特征形成作用是加积或粘合，粒度曾经历过一个增大过程。磨蚀颗粒有两种，即生物碎屑和内碎屑；加积凝聚颗粒比较复杂，主要有鲕粒、团粒、凝块石和核形石等。
1）生物碎屑
生物碎屑（bioclast）可简称为生屑，又称化石颗粒或骨粒，指粒度大于泥级的游移性生物硬体。生物碎屑种类繁多，形态、大小变化很大。为了能借助生物种类与环境的关系来研究沉积环境，常需要鉴别生物的种类，鉴别依据包括生屑的外形、生物显微构造（孔、管、刺、腔等等）、壳体厚薄、大小和由生屑内部构成矿物显示的显微结构。当生屑破碎严重、原有形态、显微构造等难以辨认时，壳体的显微结构就是鉴别的关键（表13-2）。大多数生屑只有一种显微结构，也有些生屑具有两种显微结构，如有些有孔虫壳体的外层为隐粒结构，内层为层纤或玻纤结构；少数腕足和双壳除平行片状结构或多晶结构外还有柱状结构等。生物和它生活的环境可看成是一个合谐的统一体，由水体盐度和深度等构成的生态环境对生物种类及其繁盛程度有较严格的控制作用。反过来，可以利用沉积物中生屑的种类和繁盛程度推测它们的沉积环境条件。但是，由于生屑可以被动力搬运到它生活区以外的地方，所以只有区分了原地生物和异地生物后才能按原地生物的生态环境推测当时的沉积环境。区分原地生物和异地生物的依据是生屑所受物理改造的程度，其中主要是生屑的自形程度。自形程度也称破碎程度，指生物固有整体生长形态或活体中主要靠软组织联结的各单位硬体生长形态的完整程度。大体上可分成自形、半自形和他形3个级别（图13-16）。一般地说，生屑愈自形，属于原地生物的可能性就愈大。在实际的生物碎屑沉积物中，绝对原地生屑是很少见的，多少都会被搬运。只要不是被风暴流、浊流等远距离搬运，在一般的环境研究中，生物固有的生态习性通常都有重要的指示性意义。
表13-2 常见生物碎屑的显微结构
2）内碎屑
内碎屑（intraclast）是指先沉积的碳酸盐沉积物在固结或半固结状态下（通常未埋藏或浅埋藏）、在沉积盆地以内经机械破碎形成的一种自生颗粒，破碎营力主要来自流水、波浪等的冲刷、扰动或击打。当沉积物发育有泥裂或被钻泥生物挖掘过时，破碎将更容易发生。
按自然粒级划分标准，大小在砾级、砂级和粉砂级的内碎屑分别称为砾屑、砂屑和粉屑。当然也会有泥级大小的泥屑，只是泥屑已难以辨认而被归于泥晶范畴。
内碎屑的外形变化很大，大体上与先成沉积物的固结程度和粒度（或破碎程度）有关。固结程度较低的内碎屑粒度往往较粗（中粗砾级以上），常呈半塑性、不规则的拖曳状外形，沉积后的挤压还可使相邻内碎屑发生局部粘连或融合。固结程度较高的内碎屑常具较刚性的外貌，其中粒度较粗者（如砾屑）多为板状、饼状，少数为粒状；粒度较细者（如砂屑、粉屑）则多为粒状（图13-17）。内碎屑构成矿物（碳酸盐矿物）的易磨性、易溶性和结构的相对松散性还常常使之具有较好的磨圆度（很少棱角状）。
图13-16 薄片中生物碎屑的自形程度（大小未完全按比例）
由于只有固结相对迅速的沉积物才不至于在水动力作用下完全被分散，所以内碎屑多由泥晶或主要由泥晶构成，在砾屑或较粗砂屑内部也可含陆源粉砂或任何类型的自生颗粒并常有粘土杂质混入。有时内碎屑也可单纯由藻纹层或被胶结在一起的自生颗粒构成。有些主要由泥晶构成的内碎屑因长期处于氧化条件还可在表面形成红色氧化圈。内碎屑内部成分和结构上的差异显然是由先成沉积物的多样性造成的，是内碎屑形成的前期历史的反映。
图13-17 常见内碎屑的几种形态
内碎屑形成后可以在原地或近原地沉积，也可被搬运到较远的异地沉积，其中粒度较粗的砾屑大多搬运不远，易沉积在原地及其附近或水动力高低转换频繁的潮汐水道内，也可被风暴流、浊流等搬运到半深海或深海中。砂屑或粉屑粒度较细，搬运距离常常较远，沉积范围很广。
3）鲕粒
鲕粒（ooid）是由核心和核外包壳构成的形同鱼子的颗粒，以球或椭球形为主，有时可多少承袭核心的形态，表面一般光滑，大小通常在砂或粗粉砂级范围。
鲕粒核心是成鲕的基础，包壳就紧紧包覆在它的表面上。许多物质都可成为鲕粒核心，如陆源碎屑、生物碎屑、内碎屑、藻团或化学沉淀的泥晶或凝胶体等等。有时鲕核非常细小而不易分辨。两个以上较小鲕粒或较小鲕粒与藻团等等聚合在一起可作为一个更大鲕粒的核心，这种鲕称为复鲕（compound ooid）（图13-18）。少数情况下，鲕核部位是一个空洞（可能是由成鲕后的选择性溶解造成的），这种鲕称为负鲕（negative ooid）。
鲕粒包壳是鲕粒的本质所在，是成鲕过程的记录。按包壳的结构，鲕粒可分成放射鲕和同心鲕两种基本类型。放射鲕（radial ooid）的包壳由针（纤）状、叶片状、柱状方解石（偶而为白云石、现代鲕粒为文石）垂直核心表面紧密排列而成，有时还间杂有呈放射状排列的泥晶。放射鲕的粒径不超过0.6mm（Poncet，1984），最细小的放射鲕可达细粉砂级。同心鲕（concentric ooid）包壳由不透明到半透明的泥晶质同心圈层或间互出现的不透明圈层和透明圈层构成。单一圈层的厚度大致在几到几十微来之间，不同鲕粒包壳中的圈层数可相差很大，多则几十圈以上，少则1～2圈。同心鲕的粒径大多在0.2～2mm之间，超过2mm时可称豆粒（pisoid），但这个界线并不十分严格。
大多数鲕粒的核心都位于鲕粒的中心部位，这时可按包壳厚度与核心半径的相对大小将鲕粒分为真鲕（或正常鲕）和表鲕（或薄皮鲕）两类，包壳厚度大于核心半径时为真鲕（true ooid），包壳厚度小于核心半径时为表鲕（superficial ooid）。因此，鲕粒就有放射状真鲕、同心状表鲕等等的不同。另有少数同心鲕的核心可明显偏离鲕粒的中心，这种鲕称为偏心鲕（eccentric ooid）。通常，偏心鲕也可看成是真鲕（图13-18）。
现在多数人都认为，所有鲕粒都具有大致相同的形成机理，都是环境水体的扰动使裸露的核心或还处在成长过程中的鲕粒悬浮起来，同时围绕它们进行快速化学沉淀的结果，因而核心、扰动水体和 CaCO3过饱和就是成鲕的3个前提。成鲕过程中，水体扰动和由此导致的核心或鲕粒的悬浮总是间断性的，反复的，并总会伴随相互间的碰撞和磨蚀，但快速的化学沉淀除可抵消磨蚀损耗以外，仍然可使包壳逐渐加积增厚。在磨蚀和加积的共同控制下，鲕粒逐渐长大，表面也基本保持光滑，外形也逐渐向规则球状趋近。据对现代鲕粒的观察，在鲕粒表面沉淀的针状文石在碰撞不太剧烈或水溶液不含或少含杂质时可呈放射状形成放射鲕，而在碰撞较强或水溶液还同时富含其他杂质时将呈切线状，晶体也不能长得很大，只能形成同心鲕。由此推测，放射鲕应形成于相对低能或间歇性高能环境，故也称低能鲕；同心鲕则形成于相对高能环境，故也称高能鲕。这两种鲕从不共生说明它们形成的环境条件确有较大差别。
图13-18 常见鲕粒的内部结构
自然界中最有利于成鲕的动力是潮汐，其次是波浪，单纯的定向水流则不利于鲕粒形成。因此，水不能太深（太深水动力太小），也不能太浅（太浅不利于充分悬浮）。在自然界中，鲕粒常常形成在潮下浅滩或较封闭的浅湖环境。通常情况下，成鲕环境的扰动能量会大体稳定，其中可作为鲕粒核心的颗粒可以从外部带进，也可以是该环境自身的产物。那些带进或形成较早、或粒度较小的核心被扰起接受沉淀的机会会更多，核外包壳就更厚。一旦鲕粒长大到超过了环境的扰动能量水平或机械磨蚀与化学加积达到平衡，它们就会停止生长。这样，在成鲕环境中沉积的鲕粒虽然鲕核大小，包壳厚度各不相同，有些是真鲕，有些是表鲕，但它们的粒度往往是均匀的，并总是与环境的扰动能量水平相当。当然，鲕粒也可被横向水流搬运到别的环境中，如潮汐通道、浅滩和浅湖附近的湖等等，这时鲕粒粒度可以均匀，也可以不均匀并常与其他颗粒或泥晶共生。
因为在高温热泉、锅炉和实验室的烧杯中都可形成鲕粒，所以鲕粒的无机成因是不容置疑的。但是鲕粒是否有有机成因却仍有不同看法。有些人认为鲕粒包壳中的同一不透明圈层的厚度很不均匀，局部位置可减薄断开或呈瘤状、丛生状增厚，带有藻菌类非均匀生长繁殖的特点；圈层内常含有有机质，用稀盐酸或醋酸将其中的CaCO3溶解后可发现许多形同藻菌类的有机体。这种鲕可能是有机成因的，并称其为藻鲕（algal ooid）。相反的意见认为，包壳圈层的这种不均匀形态和其中的有机质只是无机加积之后才由碰撞、磨蚀或藻菌类钻孔等附加上去的。孰是孰非，一时还难以置评。
4）团粒
团粒（pellet）也称球粒，指大小在粉砂左右，主要由生物凝聚作用形成的泥晶质颗粒，常常成群出现，粒度均匀。典型的团粒有两种，即藻团粒和粪团粒（或简称粪粒）（图13-19）。藻团粒（algal pellet）是由藻菌类相互粘结形成的较细小的藻团同时叠加有机械翻滚形成的。其外形为球或近球状，内部色暗，可含隐约的藻迹或完全均一，边缘透明度稍高而无截然边界。相邻团粒常显示若即若离的粘连习性。粪团粒（fecal pellet）是某些无脊椎动物（如蠕虫、腹足类等）的排泄物，有机质含量极高，不透明，常呈纺缍状，横断面圆形，纵断面椭圆形，边缘清楚截然。
图13-19 藻团粒（a）和粪团粒（b）
在古代碳酸盐沉积物中，貌似团粒的颗粒是很常见的，其中有些可能是粉砂级内碎屑（粉屑）或完全泥晶化的生物碎屑。若难以确切鉴别，也可称之为似团粒（peloid）或假团粒（pseudopeloid）。
团粒粒度细小，通常沉积在低能环境中。粪团粒也可在较高能颗粒沉积物内部聚集成一窝，这可能是营钻营生活的生物留下的原地排泄物。
5）凝块石
由低等蓝绿藻等生物相互粘结形成的无定形颗粒称凝块石（clot），内部主要为泥晶质，有机质含量较高，色暗，常有藻迹显示或比较均一，边缘通常清晰截然，粒度可大可小。较大凝块石可含由透明方解石构成的斑块（藻体腐烂后又被方解石充填形成），偶而还粘结有零星的其他颗粒（如生物碎屑）（图13-20）。在沉积环境中，最初的凝块石可能就是一个随机粘结成的藻团，其粒度和形态主要取决于该环境藻体的繁盛程度和水动力状况。由于太强的水动力对粘结不利，因而粒度大的凝块石（如粗砾级）常与较低能环境有成因联系并多沉积在原地，而粒度相对细小（如砂级）的凝块石则可沉积在从潮间到潮下较深水的各种环境中（Pratt and James，1982）。前述藻团粒实际就是凝块石中一种较特殊的类型。
图13-20 凝块石
6）核形石
核形石（oncolite）又称藻灰结核或藻包粒，指由核心和核外藻包壳构成的同心状颗粒。核形石大小变化很大，最大可达十几厘米或更大，以1到几厘米最常见。较大核形石的形态常常不很规则，较小核形石则多呈球状或近球状。
核形石的核心通常是泥晶团、骨骼藻团、生物碎屑等。形成包壳的藻体大多是非骨骼的藻菌类，也可以是微管状骨骼蓝藻或红藻，如葛万藻、表附藻等等（结壳藻类）。藻菌类形成的包壳常由类似于藻叠层中的富藻和贫藻纹层的圈层构成，故有人也称之为球状叠层石，这时包壳中的圈层常常厚薄不均或有“起皱”或波曲现象。在断面中，包壳可以是包覆在整个核心表面上的完整圆形，也可以是只在局部位置包覆的弧形，因而整个包壳的构成样式可有许多变化，如同心圆状、花瓣状、双向弧瓣状等等。微管状藻类形成的包壳较简单，通常只有一圈，但厚度常常也不均匀（图13-21）。
图13-21 核形石形态及其包壳
包壳的构成样式反映了核形石的形成过程。由于常见核形石粒度较大，悬浮较为困难，所以藻类的包覆很可能是伴随核心或仍在成长过程中的核形石在沉积物—水界面上往复滚动或翻转进行的。藻类生长通常都有趋光性，当滚动或翻转频率较高时，核外各向包覆的机会大体均等，易形成同心圆状；若滚动或翻转是间歇性的，则在滚动或翻转的间歇期，只有核心的向光部分才会被包覆，每滚动或翻转一次，被包覆部位都会改变，结果就会形成花瓣状；若包覆过程只发生在一次翻转之前和之后，就会形成双向弧瓣状。显然，若滚动或翻转频率呈阶段改变，其包覆样式还会更加复杂。现在认为，这类核形石可能主要形成在潮间到潮下极浅水环境并通常沉积在原地。
2.复合沉积作用形成的沉积物的结构
在复合沉积作用中，最终沉积下来的基本单位是泥晶和自生颗粒，因此所形成的沉积物的结构就被分成两种基本类型，即泥晶结构和自生颗粒结构。
泥晶结构是主要由泥晶堆积而成的结构，也可称泥状结构。泥晶结构与陆源碎屑沉积物中提到的泥状结构（以粘土矿物为主）只是构成矿物不同而已。“泥”在这里仅仅是一种结构术语。
自生颗粒结构是主要由自生颗粒堆积而成的结构，其中可含泥晶（称泥晶基质），也可以不含泥晶。按主要自生颗粒类型，自生颗粒结构还可细分为：①生物碎屑结构，主要由生物碎屑构成；②内碎屑结构，主要由内碎屑构成，再细分为砾屑结构、砂屑结构和粉屑结构；③鲕粒结构，主要由鲕粒构成，再细分为同心鲕粒结构和放射鲕粒结构；④团粒结构，主要由团粒构成；⑤凝块石结构，主要由凝块石构成，再细分为砾级、砂级、粉砂级凝块石结构；⑥核形石结构，主要由核形石构成。
自生颗粒结构与陆源碎屑结构可看成是两种对应的结构，但在内涵上，它们也有些差异。一般而言，自生颗粒结构最重要的内涵是它的颗粒类型和颗粒之间的支撑机制，有时定向性也很重要，而粒度、分选和磨圆度则相对次要。如有些结构本身就有较明确的粒度和分选含义，像砂屑结构、同心鲕粒结构、团粒结构等等。磨圆度对加积凝聚颗粒也没有什么意义，因为它们看上去的“圆度”实际还与加积或凝聚作用有关。当然，实际工作中最好根据情况作具体分析。另外，在自生颗粒结构中也存在结构退变，它是指像鲕粒、破碎较强的生屑等带有明显高能特征的颗粒同代表低能环境的泥晶基质共生在一起的现象，它同样可因水流的横向搬运或缩聚作用等造成。
标准化石
用来确定地层的地质年代的化石。标准化石所具备的条件是：延续的地质年代短，地理分布广，特征明显，多而容易找到。凡已灭绝的古生物类别，也就是它生存的那个时期的标准化石。如三叶虫是古生代的标准化石。但标准化石的标准性是相对的，随着化石资料的不断丰富和研究程度的深化，往往会变，所以要不断地研究其分布的稳定性。
微体化石
微化石。指需借助显微镜才能观察研究的个体微小的古生物或大生物体某些微小部分的化石。如在南非35亿年前斯威士兰古老堆积岩中发现的古细胞化石，呈椭圆形，平均直径为2.5微米，具有平滑的有机质膜。又如我国东北距今24亿年前鞍山群地层中的铁细菌化石；18亿年前五台山群的蓝藻化石，均属微体化石。这些化石是古老生命的真实记录，是有关生命起源的自然档案，是研究生命起源的可靠资料。
活化石
与化石不同的概念。是指地质历史上所发生的，至今不存着的动物和植物。例如我国的大熊猫、扬子鳄、水杉、银杏等就是著名的活化石。它们在地质历史的较老时期曾经非常繁盛、种类很多、分布很广，但到较新时期或现代则为衰退，而只有一两种孤独地生存在个别地区，并有日趋灭绝之势，这类生物也称为孓遗生物。但也有些种类，如舌形贝(海豆芽)，寒武纪出现，至今还广泛分布于各处海域，在我国的大连湾就很容易找到它，未见它将有灭绝的趋势，故它只是活化石，而不是孓遗生物。
叠层石
红藻、蓝藻及其他微小藻类的化石。在距今18亿至16亿年前的震旦纪原始海洋里，红藻、蓝藻、绿藻空前繁盛，给单调的海洋增添了新的景色。由于它们吸取周围海洋中的二氧化碳，从而提高了海水的碱度，引起海水中碳酸盐的沉积。同时，在藻类本身分泌的粘液中，也含碳酸盐。这样，大量海藻在海底一代复一代、一年复一年生活，经过漫长岁月，堆积成巨大的海藻礁。它有细微的层理结构，所以称叠层石。有些藻礁具有鲜艳的色彩，花纹美丽，光彩夺目，在建筑上可做高级的装饰材料。我国许多雄伟、壮丽的建筑物的墙壁和地面都是用这种叠层石(大理石)磨制、镶砌而成的。
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