北京寒武系第二統昌平組凝塊石特征及成因

白瑩，羅平，徐旺林，王珊，龔驥遙

1.中國石油勘探開發研究院，北京 100083

2.中國石油渤海鉆探工程有限公司第二鉆井分公司，河北廊坊 065007

0 引言

微生物巖是一種與微生物席密切相關的沉積記錄，包括由微生物席內新陳代謝活動產生的有機—無機礦物，以及由微生物席捕獲、粘結席外界顆粒形成的特殊沉積構造，可根據相關宏觀特征進一步分為疊層石、凝塊石、樹形石、均一石、核形石和紋理石[1?6]。其中疊層石是分布最廣且研究最為詳細的類型，而凝塊石（Thrombolite）一詞則緣自20世紀60年代。1967年，Aitken首先將加拿大南部落基山地區寒武統—下奧陶統地層中具有聚集狀凝塊（Clot）結構的巖石命名為凝塊石（Thrombolite），并指出其與疊層石相比缺乏連續狀紋層構造[7?8]。Riding則進一步認為凝塊石主要由顏色、結構迥異的凝塊和基質構成，亦可包含除凝塊之外其它組分[1?4]。整體來說，凝塊石具有廣闊的時空展布范圍。就分布時代而言，凝塊石多分布在晚新元古代至早奧陶世的生物建隆中，之后受后生動物分化影響，其分布豐度銳減并多局限在與極端環境相關的地層中，如志留紀早期、泥盆紀末期、侏羅紀早期等生物大滅絕之后，以及第三紀鹽度事件期間；就產出環境而言，凝塊石可分布于局限港灣、開闊潮下帶、淡水湖、超鹽湖、堿水湖以及熱泉等環境[1?10]。

凝塊石成分復雜，分布寬泛，緣自其本身的成因多樣性，同時也從側面說明凝塊石的研究存在著不小的難度。鑒于凝塊石的整體展布不及疊層石廣泛，加之經常和其他類型的微生物巖呈共生—過渡關系，難以區別開來，因此前人多將凝塊石放入微生物巖組合中進行描述。如Feldmann和Planavsky認為現代巴哈馬的疊層石—凝塊石組合緣自被后生動物破壞的疊層石，同時還包括準同生礦化、次生膠結和局部碳酸鹽溶解作用的影響[9?10]，Duprazet al.[11]則認為真核生物的繁殖才是破壞疊層石的主要元兇；Tanget al.[12-13]通過分析華北地臺前寒武紀疊層石—凝塊石組合，認為疊層石與凝塊石分別由絲狀細菌和球形細菌構建而成；Ridinget al.[1?4]則認為絲狀菌可瓦解疊層結構并促進凝塊組構的發育。綜上我們可以看到，相關組合研究多集中在“凝塊石—疊層石組合”方面，而對于成分更復雜、非均質性更強的凝塊石，卻鮮有研究思路和相關實例。

寒武紀生命大爆發（Cambrian explosion）后，微生物巖受微生物和后生生物的綜合影響，其結構與組成明顯復雜于前寒武紀微生物巖。近幾年來，有學者提出引用“微生物席生態系統礦化作用”的概念和理論進行進一步的研究。目前與微生物席相關的研究實例和培育實驗，主要為復雜微生物巖的形成提供了四點新思路，包括：1）微生物席內存在球狀原生白云石，可視為溝通普通沉積作用和微生物活動的橋梁[14?21]；2）與薄微生物席相比，厚微生物席自下而上存在著明顯的分異性，主要表現為微生物群落以及相關新陳代謝方式的變化[14?21]；3）薄微生物席可形成疊層結構清晰的疊層石，而厚微生物席中，生物成因的多孔狀微組構可粘附方解石/白云石沉淀物，進而形成凝塊并構成粗糙紋層狀至不規則狀的微生物巖[14?21]；4）球狀—絲狀藍細菌或其他可進行有氧光合作用的生物，其單獨或協調活動可促進席內礦化作用和碳酸鹽沉淀[22?25]，如活躍的有氧光合作用消耗CO2，導致pH值升高，導致結晶較差的Mg?Si泡狀細胞胞外有機質沉淀，以及藍細菌和胞外有機質降解，可經硫酸還原菌（SRB）誘導成核[26?35]。在以上理論指導下，梅冥相等[15]曾對位于遼東半島本溪田師傅剖面和大連金州灣剖面的長山組凝塊石進行剖析，為微生物席內復雜的鈣化和沉積現象提供了典型實例。然而若將微生物席內部視為一種獨特的微環境，將微生物席內沉積看做一個年輕的沉積學分支[16?17]，那么在研究微生物席與復雜的微生物巖時，其與大沉積環境的互動也應被考慮進去。

在北京市門頭溝區，下葦甸地區的眾多寒武系剖面作為典型教學剖面，其相關巖相組合、沉積環境以及地層劃分對比特征得到了較為充分的研究。在該地區第二統昌平組底部，發育于含燧石角礫白云巖之上的一套豹斑灰巖可與周口店地區黃院東山梁239高地的下寒武統府君山組豹斑灰巖相對應[18?19]。然而經過實地踏勘，筆者發現該套豹斑灰巖含有大量微生物成分，實則為一套沉積在高能環境下的凝塊石，若單純套用經典豹斑灰巖的相關定義，恐怕不妥。因此，筆者選取下葦甸地區丁家灘剖面，重點探討了第二統昌平組凝塊石的特點和成因，最后以該段巖層為例，對凝塊石和豹斑灰巖的區別進行探討，力求為“寒武紀生命大爆發（Cambrian explosion）”之后的凝塊石研究提供一個典型的分析實例，有助于恢復“奧陶世生物大輻射事件（Ordovician radiation）”之前的古地理環境，重塑“后生動物先驅階段（Pioneer metazoan stage）”的地球演化史[22]。

1 地質概況

華北地臺在青白口系景兒峪組沉積之后，經過近4億年的剝蝕作用形成了一個“巨型不整合面”，與此同時華北地臺北緣拉張形成古亞洲洋，之后的海侵事件導致不整合面上沉積了分布廣泛的昌平組碳酸鹽巖[23?25]。昌平組富含三葉蟲、腕足類、軟舌螺等化石，自下而上可包括3個三葉蟲帶：Megapala?eolenus，fengyangensis,Redlichiasp.。由于三葉蟲和牙形石等年代指向性化石具明顯穿時性，因此華北地臺的寒武系地層系統多建立在巖石地層學的基礎上，即組大致與階對等，且地層普遍存在著跨統現象。在寒武系四分框架中，昌平組大致位于第二統第四階下部[36?40]，底界年齡約515 Ma，而頂界年齡分歧較大，多集中在509 Ma左右[21?30]。

丁家灘剖面（40°0'1.07″N，116°02'13.35″E）位于北京市門頭溝區109國道邊，西距下葦甸公路服務站約2 km，主要出露元古宙—古生代地層。其中昌平組厚約30 m，整體對應一個三級層序，包括海侵體系域（TST）、早期高位體系域（EHST）和晚期高位體系域（LHST）[19]（圖1），其底部以I型層序界面與下伏景兒峪組相隔，發育一套底礫巖；下部TST厚約8 m，主要由潮間帶凝塊石和疊層石組成，見流水波痕；中部EHST厚約15 m，整體砂屑含量較高，見大量生物潛穴和生物擾動構造，主要由沉積在潮下高能環境的凝塊石和核形石組成，可構成3個旋回；上部LHST厚約7 m，主要由疊層石構成，大致對應潮間—潮上帶，指示沉積環境整體變淺。昌平組頂部厚達數厘米至數十厘米的古喀斯特角礫透鏡體/層指示長時間暴露，代表I型層序界面[19,24]。

圖1 北京西郊丁家灘剖面位置及寒武系第二統昌平組層序地層劃分示意圖（修改自文獻[24]）Fig.1 Dingjiatan Section Location and sequence stratigraphic division of the Cambrian Changping Formation,Series 2,western Beijing（modified from reference[24]）

2 凝塊石類型與特征

昌平組TST和EHST中可見多套層狀凝塊石（圖2a），可與層狀疊層石共生（圖2b，c），其單層厚度多為米級，整體起伏較小，橫向延伸可達數米至數十米，一般與周邊宿主巖石（多為產自高能環境的砂屑灰巖，或泥質含量很高的泥質灰巖，部分可具疊層構造）具有明顯的巖性差異，巨觀上符合“生物層（Biostrome）”的定義[4]。宏觀上可見明顯的暗色凝塊和淺色基質。筆者從凝塊的形態出發，將凝塊石分為斑狀凝塊石、帶狀凝塊石和網狀凝塊石3類。其中斑狀凝塊石可歸為Riding分類中的粗粒黏結凝塊石（Coarse agglutinated thrombolites），而帶狀凝塊石和網狀凝塊石屬于次生凝塊石（Post?depositional thrombolites）[1?4]。

圖2 北京西郊寒武系第二統昌平組生物層與凝塊石Fig.2 Biostromes and thrombolites in the Cambrian Changping Formation,Series 2,western Beijing

2.1 斑狀凝塊石

斑狀凝塊石主要見于EHST，為昌平組最常見的凝塊石。宏觀上其風化面主要呈黃色、紅褐色，斑紋結構不甚清晰（圖3a），新鮮面可見其由淺色基質和不規則暗色凝塊組成（圖3b）。其中基質多以灰質為主，主要由微晶方解石構成；而白云質凝塊多呈雜亂狀分布，大小介于0.5 cm×0.8 cm至3 cm×7 cm，含量約占整體巖石的30%～50%，鏡下見大量細晶—粉晶白云石（圖3c），可包含兩種顯微凝塊結構。

第一種顯微凝塊包含大量顆粒物質，如砂屑、三葉蟲碎片和鮞粒，可見少量泥晶物質（圖3d）。這些彌散狀暗色泥晶可能為微生物及胞外聚合物（EPS）降解的殘余物質，或誘導碳酸鹽礦物沉淀的產物（多由微生物鈣化機制引起的局部pH值和CO2-3濃度升高導致），也可能包含被捕獲的泥晶物質[1?4]。砂屑主要由泥晶物質構成，與周圍的彌散狀暗色泥晶類似，可能由微生物參與建造的微晶灰巖碎片改造而成。其整體磨圓度較高，指示其經歷過搬運和外界流水改造。三葉蟲碎片大多比較完整，可通過泥晶/微亮晶膠結物與其他顆粒相互粘連。這種膠結物不具明顯世代關系，多與黃鐵礦伴生，可能和與微生物有關的硫化物氧化反應，以及呼吸作用所產生的碳酸鹽溶解作用有關[15]。碎片周圍亦可見放射纖維狀結殼，可代表富有機質環境中生物成因的產物，如脂肪類有機質影響下的晶體定向生長現象[1?4,15]。若從微環境的角度考慮，砂屑和三葉蟲碎片可被看作是捕入厚微生物席中的外界顆粒，并在席內發生了一系列沉淀—膠結作用。

圖3 斑狀凝塊石特征Fig.3 Characteristics of porphyritic thrombolites

鮞粒（直徑多<0.2 cm）主要包括三種：1）饅頭狀鮞粒（圖3d），多為偏心結構。核心多位于平直端一側，主要由彌散狀云霧泥晶構成，可能代表微生物活動的副產物[41?42]；凸起端一側圈層局部可見黑色小顆粒，可能為微生物鉆孔活動的殘余物質[43?45]，因此與砂屑相比，該種鮞粒亦可被理解為受微生物改造的微生物成因微晶灰巖碎片。鮞粒凸起端上部可見馬牙狀膠結物，而平直端則幾乎不發育，加之平直端多依靠在三葉蟲碎片或者其他顆粒上，指示饅頭狀鮞粒可能具有附著性質[46]。2）同心圓狀鮞粒，多呈零星狀分布，一般具有核心，多和饅頭狀鮞粒共生。整體圈層數目較少，部分甚至與皮殼結構、皮殼粒（Cortoid）類似。外部一般發育較厚的富有機質暗色泥晶套，可與芙蓉統鳳山組發育的底棲有核放射鮞相互對照[47]。3）放射狀鮞粒（圖3e），多呈聚集狀，大多具有放射狀結構，可能指示其初始成分為低能環境下的文石。參照Gerdes的現代微生物席培養實驗[46]，以及梅冥相基于北京西郊寒武系芙蓉統鳳山組生物層的研究成果[37]，可認為這三種低能鮞粒均形成于厚微生物席內部，因此有悖于整體高能大環境。它們的存在也代表了席內的復雜鈣化作用，更反應了席內的非均質性和多樣性，從而導致凝塊石具有復雜的內部組成[41,47?49]。

第二種顯微凝塊主要由大量泥晶物質和部分顆粒共同組成。鏡下團狀泥晶物質可具不明顯包殼（圖3f），亦可見與團狀泥晶物質整體外形相似的單個綠藻節片，細節上呈藕片狀—管孔狀（圖3g），這可能說明團狀泥晶物質來源于綠藻節片的直接降解，但不排除微生物及EPS的降解作用及誘導沉淀作用。若從整體來看，可見厚微生物席的互動形式和組成成分有變復雜的趨勢[16?17]。顆粒多集中分布，主要包括砂屑和生物碎片，一般由大量泥晶物質粘結而成（圖3h）。富含破碎狀泥晶物質的砂屑與破碎狀生物碎片共生進一步指示了微生物作用和動蕩水體共存的現象。

2.2 帶狀凝塊石

帶狀凝塊石主要見于昌平組TST下部，多與疊層石存在著側向或垂向漸變關系（圖4a）。宏觀上風化面一般呈淺灰色，新鮮面呈灰色，見大量鉆孔結構，以及深色帶狀凝塊和淺色基質。其中云質帶狀凝塊大多介于0.6 cm×0.1 cm至2 cm×7 cm，含量約占整體巖石的40%～60%，而基質和疊層結構多由灰質組成。部分帶狀凝塊自邊緣向上翹起，與泥裂構造較為相似，指示潮間帶間歇性暴露特點[50]；有時亦可呈撕裂狀（圖4b），凝塊之間及附近多發育凹凸不平的沖刷面和水流波痕，以及少量毫米級核形石和砂屑（圖4c），代表了潮間帶往復性強水動力特征[51]。

顯微鏡下可見基質中發育彌散狀泥晶顯微疊層結構（圖4d），垂直紋層分布的鉆孔多被大量生屑、砂屑及顯微凝塊結構充填（圖4e），也可逐漸過渡為含大量生屑、砂屑的粗粒顯微疊層結構。后者中可見兩種顯微凝塊結構：第一種主要由彌散狀泥晶構成，可逐漸過渡為微生物紋層（圖4f）；第二種主要由團塊狀泥晶和包殼顆粒組成，多具粘連呈席的趨勢（圖4g）。組成帶狀凝塊的顯微凝塊結構與鉆孔中的顯微凝塊結構類似，主要以生物碎片為格架，內部被大量泥晶、饅頭狀鮞粒以及生屑充填（圖4h），為典型厚微生物席內產物。

圖4 帶狀凝塊石特征Fig.4 Characteristics of striped thrombolites

2.3 網狀凝塊石

網狀凝塊石主要見于昌平組TST上部。宏觀上其風化面呈中灰色，新鮮面主要呈深灰色，可見深色凝塊主要呈不規則網格狀，網格大小0.7 cm×1.0 cm至3 cm×4 cm，主要表現為暗色凝塊被封閉在淺色基質之間，其中凝塊含量約占整體巖石的60%～80%，多為云質，而基質則可呈灰質—云質（圖5a）。鏡下見深色凝塊主要由顯微凝塊結構組成，多與不規則洞穴伴生，疑似大生物挖掘、擾動痕跡（圖5b）。其中洞穴內部見大量生屑、砂屑、泥晶物質以及顯微凝塊結構，與帶狀凝塊石較為類似，具有明顯的厚席特征。

基質中可見少量顯微凝塊結構，主要由核形石雛形、砂屑、生屑、泥晶物質組成（圖5c）。泥晶物質中可見管狀葛萬菌（Girvanella）和阿哲菌（Izhella）。這些具有光合作用的藍細菌整體保存完好，結構清晰，為藍細菌鞘活體鈣化作用的產物[52]。其中單體葛萬菌呈管狀，直徑大多集中在20μm左右，管壁多由暗色泥晶物質組成，內部則由亮晶方解石/白云石充填，見黃鐵礦化菌絲與粒狀黃鐵礦與之伴生，可能指示硫酸還原菌（SRB）的活動（圖5d）；阿哲菌集合體多呈西蘭花狀共生，單體多由泥晶物質構成，中心可被亮晶方解石/白云石充填，橫切面可呈空心花朵狀（圖5e），和腎形菌（Renalcis）相比其菌壁更厚，且菌壁并不分層[53?54]。另外，核形石雛形的圈層中可見窗格狀孔隙，多分布在絲狀菌（葛萬菌?）纏繞而成的網狀體中（圖5f），可能為光合作用產生的氧氣氣泡殘留[49]。掃描電鏡顯示核形石內部發育大量直徑為20～30μm的藍細菌菌絲（圖5e）。其中內部呈放射狀的微米級球狀白云石與粒狀白云石共生（圖5f），可能與中度嗜鹽好氧細菌作用有關[55]。

圖5 網狀凝塊石特征Fig.5 Characteristics of reticular thrombolites

3 凝塊石成因

3.1 初始沉積組分受控于沉積大/微環境

露頭實測和鏡下觀察結果表明北京西郊寒武系第二統昌平組凝塊石灰巖主要發育在高能環境，這種沉積大環境導致凝塊石中含有大量砂屑和生屑成分；其次，TST凝塊石多發育在潮間帶，而EHST凝塊石多發育在潮下帶，這種水體逐漸加深的變化導致指示較淺沉積環境的蟲跡與疊層石僅僅發育在TST潮間帶凝塊石中。

另外，昌平組微生物巖中可發育兩種微生物席，對應兩種截然不同的沉積微環境：第一種為薄微生物席，多形成成層性較好的疊層石，其微生物群落較為單一，僅發育藻類，厭氧微生物和藍細菌等等[14,48?49]。薄微生物席具有捕獲粘結作用，可形成粒度較粗的疊層石，且被捕入席中的顆粒增加了微生物席的復雜性，有利于向厚微生物席轉化；第二種為厚微生物席，多形成微組分復雜的凝塊石。結合近年來針對形成凝塊石的微生物席培養試驗和現代實例，以及昌平組具體特點，可見這種厚微生物席具有如下特征：1）多由交織成網狀的微生物群落（如葛萬菌和阿哲菌）組成，席中微生物可形成多孔狀—不規則狀微組構（如彌散狀泥晶物質），并進一步形成粗糙紋層狀到高孔隙狀的不規則微生物巖（如凝塊石）[55?57]；2）其內部存在多種生物群落，自厭氧、化能

自養生物（如SRB）至喜氧、光能自氧生物（如藍細菌）均有涉及[10,14,55?57]；3）具有黏性并可捕捉各種類型顆粒（如三葉蟲碎片、砂屑等），亦可在內部形成新的礦物和顆粒（如形態各異的鮞粒及各種膠結物等）[55?57]。與薄層相比，很明顯厚席的沉積微環境對凝塊石的成分和基本特征影響更大一些，如斑狀凝塊石內部可見大量低能底棲鮞粒，這與高能大沉積環境明顯不符。

3.2 沉積大/微環境與初始沉積組分的互動決定最終沉積特征

以TST帶狀凝塊石為例，其多發育在潮間帶，鏡下可見帶狀凝塊具典型厚席特征。加之1）翹起的帶狀凝塊邊緣指示間歇性暴露環境；2）而撕裂狀的帶狀凝塊邊緣和指示強水動力條件的核型石、砂屑交互共生；3）凝塊間可見明顯沖刷痕跡。那么這些長條狀凝塊則可看做是被失水干裂以及暫時性流水分割成多塊的厚席，即沉積大環境可對尚未固結成巖的微生物沉積物進行宏觀尺度的改造。值得一提的是，若將水道內部發育的彌散狀包殼核形石仍看做是微生物席內的產物，那么厚席也許并不是像普通沉積物那樣被水道完全切割開來，而是更具有一種“藕斷絲連”的特征。

另外，現代巴哈馬凝塊石研究表明，凝塊石產生于微生物和后生動物共存的混合底棲生態系統。微生物和后生動物一方面通過捕獲和被捕獲的形式，直接參與微生物席的構成，另一方面通過鉆孔作用和挖掘改造作用，對原本形成的微生物巖進行改造[58?60]。在帶狀凝塊石和網狀凝塊石中可見大量垂直紋層的鉆孔結構和不規則的洞穴結構，這些鉆孔和洞穴內部中仍有顯微凝塊微組構發育，說明這兩種改造作用和微生物席的自身生長可同時進行。因此，微環境中各種生物與原始沉積物的互動，影響了昌平組凝塊石的微觀特征。

根據以上分析，筆者建立了北京西郊寒武系第二統昌平組凝塊石沉積模式（圖6）：TST時期整體沉積環境為潮間帶，水體較淺，氧氣光照充足，有利于后生動物和微生物的快速生長，因此除卻微生物席對沉積物的捕獲、粘結及自身鈣化、石化作用外，席內微環境的鉆孔改造作用也十分常見。在TST下部，水體更淺的潮間帶上部，甚至可以看到失水干裂及暫時性流水將厚席分割成多塊。至EHST時期整體沉積環境為潮下帶，整體水體能量較高，因此和潮間帶相比其席內包含更多顆粒成分，這也能從側面說明該環境下厚微生物席整體粘性較大，加之過于渾濁動蕩的水體不利于生物/微生物的挖掘作業，遺跡不好保存，因此該環境下形成的斑狀凝塊石基本由微生物席內沉積直接構成。

圖6 北京西郊寒武系第二統昌平組凝塊石沉積模式圖Fig.6 Sedimentary model of the Cambrian Changping Formation,Series 2,western Beijing

4 討論

北京西郊寒武系第二統昌平組發育的凝塊石具有復雜的結構和成分，反映了“寒武紀微生物巖復蘇”以及“新元古代后疊層石衰退”這兩個獨特的地質現象[1?4]。依據本文及前人研究成果，筆者對豹斑灰巖和凝塊石的區別進行了進一步的探討。

豹斑灰巖和凝塊石均由不規則豹斑/凝塊和基質組成，因此在野外露頭鑒定中，二者很容易混淆。然而從成因上來看，凝塊石主要為沉積作用的直接產物；而豹斑灰巖則屬于成巖的范疇，一般多源自次生白云石的產生，其中無機成因可包括構造成因、不均勻白云石化成因以及溶蝕成因等等[18?21]，而有機成因則多將白云質豹斑歸于生物遺跡充填物的白云石化[61?62]。事實上昌平組以凝塊石為主的微生物巖亦發育了大量被白云石充填的潛穴，如若用有機成因來解釋，其和相應的豹斑灰巖相比，仍具有較為明顯的微觀差異：1）凝塊石中的潛穴可見十分清晰的微生物結構和顆粒構造，而豹斑灰巖的潛穴則多由粉—細白云石晶粒構成，基本不具特殊沉積結構/構造。這可能說明沉積作用是凝塊石的決定因素，而且白云石化很有可能發生極早，才可將相關結構、構造及時固定，避免后期成巖作用的再次改造；而豹斑灰巖則或多或少被解釋為淺埋藏環境下回流滲透白云石化的產物[18?21,61?62]；2）白云質凝塊主要由顯微凝塊構成，且相關SEM圖像中可見菌絲和疑似球狀原生白云石。其中網狀凝塊石基質可包含部分白云質成分，而基質中亦可見包含葛萬菌、阿哲菌等藍細菌的顯微凝塊結構。這可能說明與豹斑灰巖相比，白云質凝塊更可能緣自微生物，而并不是潛穴充填物的后期白云石化，加之潛穴之外的顯微凝塊結構亦包含大量白云石，即白云石局限于微生物及相關物質發育位置，以此區別于白云石局限于潛穴發育位置的豹斑灰巖。所以“微生物白云石化”可能是解釋白云質凝塊成因的最好模式，即席內微生物可通過新陳代謝活動，如SRB的誘導作用提高胞外微環境的Mg2+飽和度。加之細胞壁及EPS富含負電荷基團，可促進Mg2+克服機械和化學動力學，進入碳酸鹽晶格，最終形成白云石[58?59]。

5 結論

（1）北京西郊下葦甸地區下寒武統昌平組底部含燧石角礫白云巖之上發育的一套豹斑灰巖，實為發育在高能環境下的凝塊石灰巖。

（2）該套凝塊石灰巖主要發育在昌平組TST和EHST中，巨觀上主要表現為生物層，宏觀上按形態可分為斑狀凝塊石、帶狀凝塊石和網狀凝塊石3種，其分別發育在EHST的潮下帶，TST下部的潮間帶上部，TST上部的潮間帶下部，其成因多與厚微生物席相關，且分別具有不同的微觀結構。其中初始沉積組分受控于沉積大/微環境，而三者的互動決定了凝塊石灰巖的最終沉積特征。

（3）該套凝塊石灰巖的白云質凝塊并不局限于潛穴位置，其內部見大量保存完好微生物結構和疑似球狀原生白云石，因此這種白云質凝塊很可能與微生物白云石化密切相關，并以此區別于豹斑局限于生物遺跡位置，且其內部充填物為粉細晶白云石的豹斑灰巖。

致謝 感謝審稿專家提出的寶貴修改意見！