沉积岩的构造是指岩石各组成部分的空间分布和排列方式。
沉积岩的构造是沉积岩最显著的特征之一，尤其是原生构造，为研究岩相古地理等提供了重要依据。沉积岩的构造种类多样，成因复杂。既有生物成因的，又有非生物成因的；既有物理（机械）成因的，也有化学成因的；既有原生的，又有次生的。常见的沉积岩构造如表4-5所列。
表4-5 沉积的常见构造分类
（一）机械成因的构造
机械作用形成的构造主要有三种类型：层理构造、层面构造、变形构造。
1.层理构造
层理（bedding）是沉积岩中最常见的一种原生构造，它是通过成分、结构、颜色等在垂向上（垂直于沉积物表面的方向）的变化而显示的一种层状构造。沉积岩因层理而显出非均质性。根据沉积岩的层理特征，可以分析判断沉积介质的特征和沉积环境等。
有关层理的术语很多，但主要有（图4-9）：
图4-9 层理的组成单元及有关术语
A—细层；B—层系；C—层系组
◎细层：是层理的最小单位，厚度很小，几毫米至几厘米，甚至小于1mm，成分常常很均一。它是在一定条件下同时沉积的。
◎层系：由许多成分、结构、厚度和产状都相似的同类型细层组成。它是在相同沉积条件下形成的。
◎层系组：由若干个相似的层系组成。它是在相似沉积环境下生成的，其中间无明显的不连续。
层或岩层则是组成沉积地层的基本单位，其成分、结构、内部构造和颜色基本均一，上下由明显的层面与相邻层分开。它是在较大区域内生成条件基本一致的情况下形成的岩石地质体。层或岩层的厚度变化很大，它可以包括一个或若干个细层、层系甚至层系组。
层的厚度是重要的描述标志，也是沉积过程稳定程度的间接标志。根据单层厚度，层可分为下列几种：
块状层 ＞1m
厚层 1～0.5m
中厚层 0.5～0.1m
薄层 0.1～0.01m
微薄层（纹层） ＜0.01m
需要注意的是，层或岩层的厚度是指上下层面之间的距离，而层理的厚度则是层系上下界面之间的距离，二者是两个不同的概念。
（1）层理的基本类型
根据层理的形态，可将层理分为下列类型：
1）水平层理（horizontal bedding）：细层界面平直，彼此互相平行，并且均与层面一致（图4-10a）。细层可以由颜色差异、粒度变化、矿物成分不同、片状矿物定向排列等形式显示出来。水平层理在泥质岩、粉砂岩中极为常见。在这些细粒沉积岩中，水平层理一般是静水或微弱水流中缓慢沉积作用的标志。在砂质沉积中还可见到一种平行层理，它常与交错层理共生，顶面往往有平行的线理或拖曳印模。这种平行层理与细粒沉积中的水平层理形态相似，但成因不同，它是在急流水流状态下形成的，故称之为平行层理。
2）波状层理（wavy bedding）：细层界面呈波状起伏，但总方向平行层面（图4-10b）。层系界面或平行细层或切割细层。波形有对称的，也有不对称的，有规则的，也有不规则的。波状层理一般是由水介质的波浪运动而形成，也可由水介质的单向运动造成，后者形成不对称波状层理。在波浪和水流可以波及水底沉积的浅水区，如海滨、湖滨以及河漫滩等环境中，波状层理较为多见。波状起伏的规模则取决于介质的运动强度。
图4-10 层理的基本类型
3）交错层理（cross-bedding）：由一系列斜交层系界面的细层组成的一类层理构造（图4-10c）。交错层理由底积层、倾斜纹层和顶积层组成（图4-11）。顶积层常遭冲刷侵蚀而被破坏。
图4-11 交错层理的构成及其在削顶前后的形态
B—底积层；F—倾斜纹层；T—顶积层；X-Y—侵蚀面
依据层系界面的形态和性质，将交错层理分为以下几种类型（图4-12）：
图4-12 交错层理的术语与类型
（据Mekce＆Weir,1953）
◎板状交错层理：层系之间的界面为平面，而且互相平行。
◎楔状交错层理：层系之间的界面为平面，但不互相平行。
◎槽状交错层理：层系的下界面为槽状，细层或与之平行，或以一定角度与之切交，层系界面呈弧状相交。
上述三类交错层理，反映了水流强度逐渐递增的序列。
◎羽状交错层理：又称“人”字形交错层理或鱼骨状交错层理，在两个相邻层系中细层的倾向方向相反。这类层理是在有周期性反向水流的环境中形成的，一般认为是潮汐沉积的标志。
4）粒序层理（graded bedding）：又称递变层理，系指层内从底到顶粒度由粗向细逐渐变化的一种层理。
粒序层理有两种基本类型（图4-13），其一是岩层的所有组分都显示粒度递变，层内下部不含细粒泥质，由水流强度逐渐减弱沉积而成；其二是岩层中仅有碎屑颗粒显示粒度递变，岩层内从底至顶均含有细粒泥质，是浊流沉积的产物。
图4-13 粒序层理的两种基本类型
（据F.J.Petijohn,1957，有修改）
粒序层理通常由砂、泥依次沉积组成，具有清晰的底界面，单层厚度一般只有几厘米，达1 m者偶见。除粒序特征外，往往无其他内部构造。
5）块状层理（massive bedding）：肉眼观察岩层，不见任何内部构造。其实，真正无内部构造的沉积层很少。块状层理是沉积物的快速堆积产物。有时由于强烈的生物扰动作用，沉积物原生层理等内部构造遭受破坏，也可使岩层呈块状层理。
6）压扁层理（flaser bedding）：又称脉状层理，是指层系界面呈波状起伏，波谷内夹有泥质压扁体的一种层理（图4-14）。这种层理以砂质交错沉积层系为主，所夹泥质沉积物次之。
图4-14 压扁层理、波状层理和透镜状层理形态立体图
（据Prothero＆Schwab,1996）
若以泥质层系为主，砂质交错沉积层系呈透镜状断续地夹在泥质沉积层系中者，称为透镜状层理。
压扁层理或透镜状层理是在沉积环境有泥、砂供应，水流强度有间歇性变化，砂与泥质相间沉积的条件下形成的。流动水体作用为主时期，出现压扁层理；平静水体为主时期，则形成透镜状层理。
砂质交错沉积层系和泥质层系呈波状交互，称波状层理。它是在分别有利于砂或泥质沉积和保存的交替水动力条件下产生的。
（2）层理的成因
在沉积学研究中，人们把野外观察和水槽实验结合起来对层理形成机理进行了研究，结果表明：不同类型的层理是一定的底形在时间和空间上遵循一定的水动力学规律运动形成的。所谓底形（bedform），是指床沙表面上因水体流动而形成的各种几何形态，故亦称床沙形态。
底形的发育状况取决于沉积物的粒度、水介质的流动速度、深度、性质等因素。图4-15表示了在水槽实验中，当水流速度逐渐增大时，粒度一定的床沙依次出现的底形。
图4-15 当流动强度增大时，疏松颗粒床沙上的底形发育顺序
（据Simons et al.,1965）
当水流速度很小，无力搬运沉积物时，沉积底面应当是平整的。随着水流强度的增加，沉积物开始运动，床沙表面出现小规模的起伏不平，称为波纹（ripple），其波长一般小于30cm，不会大于60cm。水流强度继续增大，则出现沙丘（dune），其波长大于60cm，有时可达数米。
当水流强度的增加超过一定限度时，已形成的底形逐渐被削平，沉积底面复趋平整，这就是上平底。当水流强度再增大，在高速水流下，床沙表面则形成反沙丘（antidune），其形态受水体自由表面的控制，即反沙丘的波状起伏与水面的波状起伏是同相位的。这时，反沙丘的下游面遭受侵蚀，而上游面却接受沉积（沉积颗粒由上游其他反沙丘的下游面被侵蚀而提供），沙丘移动方向与水流方向相反，故称反沙丘或逆行沙丘。当水流流速达到更高时，则床沙表面出现冲槽和冲坑。
同时，水槽实验的结果还表明，各种底形的形成，不仅与水流速度有关，而且与水的深度有密切的关系，图4-16反映了各种底形与水流速度及深度的关系。图中的Fr称为佛劳德数（Froude number）：
岩石学（第二版）
图4-16 水流速度（v）、水流深度（D）与底形之间的关系
（据西蒙斯等，1962；转引自赖内克，1973）
式中：v为水流速度；g为重力加速度；h为水的深度。从式中可以看出，Fr的大小与水流速度及深度有关。佛劳德数是一个能反映水流状态的数值，并可用其判断各种底形的形成。佛劳德数的临界值大约为1，当Fr<1时，为稳定水流，代表的是一种水深流缓的流动状态，又称下部流动体制，可形成下平底、波纹、沙丘等底形；当Fr>1时，为高速水流，代表的是一种水浅急流的流动状态，又称上部流动体制，可形成上平底、驻波、反沙丘、冲槽及冲坑等；当Fr=1时，为过渡类型。
层理的形成正是底形移动的结果。Hams＆ Fahnestock（1965）曾将河道中底形的水力学参数及其与层理类型和颗粒搬运方式的关系归纳成图4-17。它说明在一定粒度条件下，充分发育的层理类型明确地反映了流动体制的状况，因此其是判断成因的良好标志。
图4-17 底形水力学参数及其与沉积构造和颗粒搬运方式的关系
（据Hams＆Fahnestock,1965）
2.层面构造
沉积岩的层面构造多种多样，具有重要的成因意义。常见的层面构造有波痕、泥裂、雨痕、雹痕、晶痕、冲刷面、流痕、槽模、沟模等。
（1）波痕
运动介质（流水、波浪、风）在沉积物表面形成的一种有规律的波状起伏构造。它由一系列近于平行的、呈线性延长的波峰和波谷组成，波痕的延长方向一般垂直于介质的运动方向。有时可见两组波痕相互交叉而成蜂巢状或菱形。
1）波痕的形态要素和形态指数
波痕的形态要素有（图4-18）：
波峰 波痕的最高部位
波谷 波痕的最低部位
波长（L） 相邻波峰（或波谷）之间的水平距离
波高（H） 波峰顶点到波谷底点之间的高差
缓坡水平投影（L1）
陡坡水平投影（L2）
常用的波痕形态指数有：
波痕指数（RI） RI=L/H
不对称指数（RSI） RSI=L1/L2
图4-18 波痕的形态要素
2）波痕的成因分类
根据成因，波痕可以分为三类。
◎流水波痕：由单向水流形成，波痕陡坡倾向指示流向。波痕指数RI>5，大多数为8～15，一般不对称，不对称指数RSI>2.5。随着水流强度的增大，波脊由直线形变为弯曲形以至新月形。流水波痕见于河流环境及有底流的水盆地。
◎浪成波痕：由波浪作用形成。大多数的波痕指数RI为6～8，对称者居多，其不对称指数RSI≈1。也有不对称的，不对称指数RSI为1.1～3.8。浪成波痕一般峰尖谷圆，在海、湖的浅水带颇为常见。
◎风成波痕：由风的作用而形成。波痕指数较大，RI为10～70，波痕不对称，波峰与波谷均圆滑。据研究，风成波痕指数与粒度、风速成正比。不对称指数与粒度成正比，与风速成反比。因而，在较粗粒砂中，风成波痕较陡。波痕指数RI为10～15。在风成波痕中，较粗的颗粒集中在波峰部位，较细的颗粒向波谷聚集，这恰与流水波痕相反。风成波痕常见于沙漠及湖海滨岸带。
（2）泥裂
未固结的细粒沉积物（泥质、粉砂及细粒碳酸盐沉积）露出水面，遭曝晒而干固收缩，形成多角形裂缝，称为泥裂（图4-19）。泥裂纹在平面上呈直线状或曲线状，纵切面上呈“V”字形，上宽下窄，可切穿表层或整个岩层，常为上覆沉积物充填。泥裂多见于干涸的沼泽、湖泊、河漫滩、潟湖滨岸、潮坪及浅滩地带，是一种浅水标志。泥裂的“V”字形特征，可作为地层顶底面的鉴别依据。
（3）雨痕和雹痕
雨痕（图4-20）是由雨滴落于松软的泥质沉积物表面上之后，在沉积物表面上所形成的圆形或椭圆形凹穴。雨滴若直落，雨痕圆形；若斜落，雨痕呈椭圆形。
雹痕与雨痕相似，但较大而深，边缘略微高起，粗糙，形状不规则。
它们若被上覆沉积物充填，则在上覆岩层底面上可形成雨痕或雹痕的印模。雨痕和雹痕主要出现在干旱或半干旱环境的陆相细粒沉积物中。
图4-19 泥裂及其形成示意图
（据施罗克，1948）
图4-20 雨痕
（据Kendal,2005）
（4）晶痕
在松软的泥质、细粒碳酸盐沉积物中若含有石盐或石膏等晶体，由于成岩作用，泥质或细粒碳酸盐沉积物失水、压缩，其体积收缩远较晶体显著，使晶体突出在沉积物表面，并可嵌入到上覆岩层中去。之后，晶体溶解消失，即形成晶痕。如果晶痕被其他沉积物充填，或原矿物晶体为其他成分交代，则形成晶体假象（图4-21）。
石盐和石膏的晶痕是干旱炎热的高盐度环境的标志，如盐湖、咸化潟湖、萨布哈（Sabkha）等。
（5）冲刷面
当地壳上升或水流速度加大时，水流对已沉积的沉积物发生再冲刷，在沉积层顶部甚至内部造成凹凸不平的侵蚀面，称为冲刷面（图4-22）。冲刷面可以切穿下伏的若干个岩层，其上覆岩层的底部往往含有下伏岩层的粗碎屑，自下而上粒度变细，圆度增加。如果间断时间较长，冲刷面上有时还存在一些残余的铁质或泥质堆积物，若下伏地层为碳酸盐岩，则可见冲刷面下有喀斯特现象或其他氧化作用和水流作用的标志。冲刷面不仅是一种环境标志，而且在地层分析或沉积模式分析中具有极大意义，故在野外应仔细观察。
图4-21 石盐晶体（山西大同）
图4-22 底冲刷构造
（据Kendall,2005）
（6）流痕
流痕（rill mark）系指沉积层表面存在的一种树枝状水流痕迹（图4-23）。流痕常出现在潮间泥坪、湖滨及河漫滩的泥质沉积层顶面。流痕不是稳定水流的产物，它的存在是一种非水下环境的标志。在其上覆岩层的底面上，常保留有流痕印模。
（7）槽模
当泥质沉积层表面被底流冲刷所产生的槽状冲蚀痕迹被上覆砂质沉积物充填后，在砂质层的底面上即保存槽状冲蚀痕迹的印模，称为槽模（flute cast）（图4-24）。
图4-23 海滩上的流痕
（据Kendall,2005）
图4-24 槽模构造
（据Kendal,2005）
槽模呈丘状，大小不一，长几厘米至几十厘米，宽0.5cm至几厘米，高数毫米至几厘米。上游端突起高，向下游端缓倾，逐渐接近底面。有时累累相接，呈叠覆状。槽模长轴方向与底流方向一致。
槽状冲蚀痕迹和槽模常见于浊流沉积物中，是识别浊流沉积物的一种特征标志。
（8）沟模
当泥质沉积层表面被水流携带的“工具”（如骨骼、介壳、砾石、砂粒、树枝等）刻划所产生的沟状痕，由上覆砂质沉积物充填之后，在砂质层底面上则保存沟状痕的印模，称为沟模（groove cast）（图4-25）。沟模微突起，呈平行排列的直线形小脊，脊为尖形或弧形，一般高几毫米，少数达1～2cm。沟模疏密程度及数量不等，但其长轴平行于水流方向。
图4-25 沟模
（据Kendal,2005）
沟痕和沟模一般见于浊流沉积物中，但也可产于浅水沉积物中。尤其是在受水位变化影响的地区，如潮坪、洪泛平原都有机会出现。
3.变形构造
变形构造是在沉积物沉积的同时或稍后，沉积物尚处于塑性状态时，经变形所形成的构造。沉积物的变形主要与自身的某种不稳定性以及重力作用、介质运动等有关。常见的变形构造有负荷印模、球－枕构造、包卷层理、滑坡构造、碎屑岩脉、盘状构造等。
（1）负荷印模
负荷印模（load cast）又称重荷模，常见于泥质层之上的砂质层底面上。它是由饱含水分的软泥沉积物在可塑性状态下，接受上覆砂质沉积物负荷不均衡所造成的（图4-26）。负荷印模常呈圆形或不规则的瘤状凸起，排列杂乱，大小不等。
负荷印模常见于浊积岩中，在浅海、潮坪及河流环境中也可出现。
（2）球－枕构造
球－枕构造（图4-27）常出现在覆盖于泥质层之上的砂质层中。砂层断成许多球状或枕状的块体，其直径自几厘米到几米，砂球和砂枕的内部有时不见构造，有时有弯曲变形的层理。这种构造主要发育在砂质层的下部。
关于球－枕构造的成因，有人认为由沉陷作用引起，也有人认为与滑坡作用有关。奎宁（1968）通过模拟实验证实，振动可以使泥质层之上的砂层断成块体，这些砂层块体沉陷到泥质层内可形成类似球－枕状的构造。
球－枕构造在浊积岩中、浅海环境中均可出现。
图4-26 负荷印模
（据Kendall,2005）
图4-27 球-枕构造
（据Kendal,2005）
（3）包卷层理
包卷层理（convolute bedding）系指一种呈复杂褶皱状的变形层理（图4-28）。层理的褶皱一般连续，谷宽缓而峰窄尖，常呈同斜倾卧状，厚度稳定，上下层面平整。在岩层中部或稍偏上部褶皱幅度最大，向上下层面幅度减小。这种构造常产生在2～25cm厚的粗粉砂、细砂层内。
目前，对包卷层理成因的认识尚不一致。有人认为与沉积层的差异液化有关，液化层的层间流动引起了原生层理的弯曲；也有人认为是差异负荷导致的一种变形构造；还有的人认为与底流的切向应力有关，是波痕或沙丘在切向应力作用下被拖曳而形成的一种变形构造。
包卷层理在浊积岩中多见，但在潮坪、河漫滩等地也很发育。
（4）滑坡构造
水下斜坡上未固结的沉积物，在重力作用下发生滑动而形成的变形构造，称为滑坡构造。滑动使原生层理强烈褶皱、变形、错断以至角砾化。滑坡构造可以发生在原厚度仅有几十厘米的一个薄层内，也可以产生在包括数层的一套几十米厚的沉积层中。既可在局部范围内出现，又可延续几千米至数万米。沉积层滑坡变形之后，厚度呈现参差不齐。滑坡构造常出现在粉砂岩、粉砂质页岩及细砂岩中，在细粒石灰岩中也可见及。
滑坡构造是识别水下斜坡的良好标志，在浊积岩中以及三角洲、生物礁和海底峡谷的前缘沉积物中颇为常见。
（5）碎屑岩脉
饱含水的砂或粉砂，在差异压力作用下，上冲注入附近沉积层裂隙中，因而形成碎屑岩脉（图4-29）或岩墙、岩床等。常见的碎屑岩脉一般规模不大，但也有延伸较远者。
图4-28 包卷层理（新疆柯坪，志留系）
图4-29 砂岩岩脉形成示意图
（据Л.B.PyxиH,1958）
（6）盘状构造
盘状构造（dish structure）系指砂岩或粉砂岩中的盘状纹理（图4-30）。盘状体的直径为1～50cm，边缘向上翘起，它们可互相重叠。Lowe＆ Lopiccolo（1974）认为这是在沉积物固结过程中，孔隙水向上流动形成的一种构造。
盘状构造主要出现在浊流沉积物、饱含孔隙水且快速堆积的砂质沉积物中。
（二）化学成因的构造
在沉积岩中，化学成因的构造也很常见，大致有三类：①溶解作用形成的构造（缝合线、溶洞和溶孔）；②凝聚作用形成的构造（结核和晶簇）；③溶解－凝聚作用形成的构造（叠锥和龟背石）。现择主要的简述。
1.缝合线
缝合线（stylolite）是碳酸盐岩中极为常见的构造，然而，在石英砂岩、硅质岩及盐岩中也可出现。缝合线是指在垂直碳酸盐岩等岩石层理的切面中出现的呈头盖骨接合缝式的锯齿状缝隙。在三维空间中，实际上是由许多参差不齐的小柱所组成的复杂曲面（图4-31）。小柱体的柱面上常有明显的滑动擦痕，缝合面上有薄膜状褐黄色的粘土和铁质等。
图4-30 盘状构造
（据Kendal,2005）
图4-31 缝合线（塔里木盆地，奥陶系）
缝合线形态多样，可呈微波状、锯齿状、陡峰状等。其起伏幅度，小者低于1mm，大者高于10cm，甚至高达1m。近平行于层理分布的多见，但也有斜交或垂直层理的。它既可以切穿化石、鲕粒等，又可以绕过它们。缝合线不但能切断岩石中的方解石脉，也可以被方解石脉所切割。
有关缝合线的成因假说颇多，其中以压溶说最为为流行。压溶说认为缝合线是由固结的岩石遭受压力并产生差异溶解而形成的。缝合线和缝合面上聚集的粘土物质和铁质则是压溶后留下的不溶残余物。
缝合线是碳酸盐岩中经常存在的一种微裂隙，对油、气、水的运移具有重要意义。
2.结核
结核（nodule）是一种成分、结构、颜色等与围岩有显著差异的矿物集合体。结核主要是成岩阶段物质重新分配的产物。
结核形态很多，有球状、椭球状、不规则团块状等。大小变化很大，小者仅几毫米，大者达数十厘米。其内部可为均质的，也可呈同心状、放射状、包卷状及网格状。有的有核心，有的无核心。结核在岩石中可以单个存在，也可呈串珠状成群出现。
沉积岩中最常见的结核，据成分可划分为：碳酸盐结核、硅质结核、磷酸盐结核、锰质结核、黄铁矿结核、白铁矿结核、石膏结核等。
3.叠锥
叠锥（图4-32）是由一系列漏斗状锥体套叠而成。常见于钙质岩石中，而且具叠锥构造的岩石常呈夹层出现在泥质岩系中。叠锥体一般垂直于层面分布，锥顶向下，锥底朝上。锥高1～10cm，少数可达20cm，锥顶角为30°～60°。叠锥由平行于锥轴的纤维状方解石组成，叠层间以泥质薄膜相隔。
图4-32 叠锥构造
（据Pettijohn,1949）
关于叠锥的成因尚不很清楚，一般认为是压溶作用的结果。压力来源于纤维状方解石的生长，方解石重结晶过程中，会产生圆锥形的剪切应力，因而形成圆锥形的滑动面。滑动面的夹角接近于方解石的解理夹角，沿滑动面则伴随有溶解作用。
4.鸟眼构造
在细粒碳酸盐岩中，见有一种微小的孔洞，其形状似鸟眼，一般高1～3mm，长、宽几毫米，大致平行于层理排列。孔洞常为亮晶方解石充填，这种构造称为鸟眼构造（图4-33）。因为它们常成群出现，故又叫窗格状构造。
图4-33 鸟眼构造（塔里木盆地，寒武系）
关于鸟眼构造的成因还不十分清楚。据有关资料，一般认为鸟眼构造的成因有以下几种：
（1）由露出水平面的细粒碳酸盐沉积物干固收缩而形成。
（2）由细粒碳酸盐沉积物中的藻类等有机质腐烂所留下的孔洞以及生成的气泡而造成。
（3）由细粒碳酸盐岩中的硬石膏等易溶盐类矿物的晶体、小眼球状集合体溶解或被交代而生成。
鸟眼构造常产生在潮上带及潮间带碳酸盐沉积物中，尤其是潮上带特别发育。在潮下带一般不会形成。
（三）生物成因的构造
生物通过生活活动对沉积构造的形成和改造均具有极其重要的作用。生物形成的特殊构造有：生物构造（如生物礁体，详见第五章）、生物层理（如层构造）、生物遗迹（如虫迹、虫孔）。
1.叠层构造
叠层构造是由蓝绿藻类分泌的粘液捕获粘结砂、粉砂、泥级颗粒及晶体而组成的一种纹层构造。纹层形态多变，有的平直，有的波状弯曲，或柱状环叠或半球状覆裹和球状包覆（图4-34，图4-35）。呈球状包覆的叠层石通常称为藻灰结核或核形石、藻球。叠层构造主要由两种不同的纹层相间组成。
◎富藻纹层：又称基本暗带，较薄（0.1mm左右）。纹层中藻体多，有机质高，色暗；碳酸盐沉积物少。
图4-34 叠层构造的各种形状
（据Pia,1927）
图4-35 藻灰结核（藻球）
◎富屑纹层：又称基本亮带，较厚（1mm左右）。纹层中藻体少，有机质低，色浅；碳酸盐沉积物多。
叠层构造即由这两种纹层交替重叠构成。常见于碳酸盐岩、磷质岩及铁质岩中。
现代碳酸盐叠层石在潮上带、潮间带和潮下浅水带均有分布，是识别相的良好标志。波状叠层石主要分布在潮上带的泥坪环境；分立的环柱状叠层石主要分布在潮间带；球状藻灰结核或藻球是在水底长期滚动而形成的，它是识别潮下浅水带的可靠标志。
2.虫迹和虫孔
虫迹（图4-36）是生物在未固结的沉积层表面留下的活动痕迹，属于一种层面构造虫迹在下层面上所形成的印模呈圆筒状或压扁的垄状小突起，呈弯曲状、树枝状或交叉状分布。虫孔（图4-37）是生物在未固结的沉积层内部觅食或穴居的孔道，一般属于岩石内部构造。在极浅海、潮坪及不稳定的陆缘带，虫孔一般简单，多垂直于层面，孔较深。在深海软泥中，虫孔一般杂乱，多平行于层面，孔较浅，在潮下浅海过渡区域，虫孔多为倾斜的或向垂直层面或向平行层面过渡。虫迹和虫孔是识别相的良好标志。
生物的钻孔活动对原生沉积构造具有极为强烈的破坏和改造作用。由生物扰动作用造成的各种构造，称为生物扰动构造（图4-37），它可使原来具有层理的岩石变为均质的无层理的岩石（图4-38）。
图4-36 虫迹（塔里木盆地，志留系）
图4-37 虫孔及生物扰动构造
（塔里木盆地，志留系）