2018, Vol. 37
2. 长安大学 地球科学与资源学院, 西安 710054
2. School of Earth Science and Resource, Chang'an University, Xi'an 710054, China
东昆仑造山带位于青藏高原北缘，北邻柴达木盆地，南邻巴彦喀拉，其西被阿尔金大型走滑断裂所截，是中央造山带的重要组成部分。近年来的研究成果显示，东昆仑造山带是经历了多期地质演化的复合型造山带，具有多岛洋、多旋回的构造特征(姜春发等, 1992, 2000；殷鸿福和张克信, 1997, 殷鸿福等，1998)。而晚泥盆世被认为是加里东造山旋回向海西造山旋回转换的关键阶段，记录了加里东期碰撞造山后的伸展型裂陷(陈守建等，2007)。自此东昆仑进入了新一轮的沉积-构造演化旋回，并普遍以牦牛山组伸展型磨拉石建造作为本次拉张裂陷下的沉积产物，代表了早古生代造山运动的结束和晚古生代构造旋回的启动(Pan，et al，1996；李荣社等，2008；陆露等，2010a；张耀玲等，2010)。
对牦牛山组的形成时代主要有两种认识：①20世纪80年代，在1:20万区域地质调查中，根据在阿木尼克、祁漫塔格及在肯得可克地区采集到的植物化石和鱼化石Bothriolempinae等(张雪亭等，2007；青海省地质矿产局，1997)认为，牦牛山组为晚泥盆世，有可能延至志留纪; ②张耀玲等(2010)、陆露等(2010a)采用LA-ICP-MS和SHRIMP锆石U-Pb定年方法，分析测试了东昆仑格尔木南水泥厂、锯齿山地区的牦牛山组下部碎屑岩中的流纹岩夹层和上部火山岩组合中的英安岩，获得了(423.2±1.8~399.6±2.8) Ma的年龄数据，据此将其形成时代限定为晚志留世-早泥盆世。这些事实表明牦牛山组的沉积相在不同地段存在差异。笔者在东昆仑东段青海省都兰县尕日当地区开展1:5万区域地质调查时，对出露于克合特地区的牦牛山组底部的英安岩夹层进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析与岩石地球化学分析，以期为系统研究东昆仑东段泥盆纪牦牛山组火山岩的成因、构造环境、形成时代及东昆仑构造演化提供新的年代学、地球化学方面的依据。
1 区域地质背景研究区(图 1)位于都兰县沟里乡东部克合特一带，大地构造单元属东昆北构造带，以昆中构造混杂岩带与昆南构造带相隔(姜春发等，1992；王国灿等, 1997, 1999；潘桂堂等, 2002, 2009；殷鸿福和张克信，2003；李荣社等，2008；刘战庆等, 2011a, 2011b)。东昆北构造带以广泛出露古元古代白沙河岩组、中元古代小庙岩组中深变质基底岩系为特征，并发育少量早古生代纳赤台群，经历了元古代－早古生代的构造变质作用，基底岩系变质程度可达高绿片岩相-麻粒岩相，局部达榴辉岩相(祁晓鹏等，2016a)。各地层多被早古生代－中生代侵入体吞蚀，局部被泥盆纪牦牛山组磨拉石建造不整合覆盖。昆中早古生代构造混杂岩带是一条多旋回复合的碰撞缝合带(王国灿等，1999；魏博，2015)，具有复杂的物质组成和构造变形，由岛弧型岩块、陆缘沉积岩岩块和强变形基质组成，为昆中弧后小洋盆拉伸-俯冲消减的产物(朱云海等，2002；祁晓鹏等，2016b)。昆南构造带以发育大面积晚古生代－早中生代沉积地层和早古生代－中生代花岗岩为主，局部分布有中元古代苦海岩群变质基底岩系、中元古代万宝沟群及少量中生代火山岩。
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1-第四纪；2-中三叠世酸性火山岩；3-早三叠世洪水川组；4-晚石炭—早二叠世浩特洛洼组；5-早石炭世哈拉郭勒组；6-早泥盆世牦牛山组；7-早古生代纳赤台岩群；8-中元古代苦海岩群；9-中元古代小庙岩组；10-古元古代白沙河岩组；11-中三叠世正长花岗岩；12-早三叠世花岗闪长岩；13-早三叠世二长花岗岩；14-晚二叠世石英闪长岩；15-中志留世二长花岗岩；16-中志留世英云闪长岩；17-中志留世花岗闪长岩；18-晚奥陶世花岗闪长岩；19-中奥陶世花岗闪长岩；20-灰岩岩块；21-白云岩岩块；22-变砂岩岩块；23-玄武岩岩块；24-辉长岩岩块；25-蛇纹岩岩块；26-糜棱岩；27-断层及产状；28-超动界线；29-脉动界线；30-角度不整合界线；34-层理；35-糜棱面理；36-片麻理；37-片理；38-采样位置 图 1 东昆仑东段拉龙地区地质简图 Fig.1 Simplified geological map of the Lalong area in eastern part of the Eastern Kunlun |
牦牛山组角度不整合于古元古代白沙河岩组及中志留世岩体之上(图 1b)，底部发育厚约50 m的灰紫色复成分砾岩，部分地段被后期构造改造而呈断层接触。下部岩性以复成分砾岩、砂砾岩为主，夹灰绿色安山岩、灰色英安岩等；上部以灰绿色安山岩、粗面岩等为主。底部砾岩砾石分选性极差，磨圆度多为次圆状或次棱角状，表现为成熟度低，近源快速堆积的特点，砾岩中发育有交错层理及叠瓦状砾石排列，具有扇三角洲相沉积特征，为一套典型的磨拉石建造。
2 牦牛山组英安岩岩石学特征牦牛山组英安岩呈灰色，块状构造，斑状结构(图 2a)，基质为显微晶质粒状结构(图 2b)。斑晶为0.3~1.5 mm，斑晶成分主要为石英(9%~10%)、斜长石(2%)、钾长石(1%~2%)。基质成分为斜长石(69%~70%)、石英(11%~12%)、钾长石(4%~5%)、黑云母(1%)、角闪石(1%)。岩石中石英呈它形粒状，表面洁净，斜长石呈半自形板状，局部绢云母化、钠黝帘石化。钾长石呈它形粒状，表面多高岭土化。
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图 2 英安岩斑状结构特征(a)和显微镜结构照片(b，+) Fig.2 Photo of porphyritic texture (a) and microphotograph of the dacite(b, +) |
采用LA-ICP-MS方法对英安岩中的锆石进行了U-Pb同位素测试。锆石挑选在廊坊诚信地质科技有限公司选矿室完成，阴极发光图像(CL)在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室的扫描电镜加载阴极发光仪上完成，在此基础上选择合适的锆石颗粒进行锆石U-Pb年龄测试。锆石的U-Pb同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上完成，测试数据处理采用GLITTER程序，并用Andersen软件对测试数据进行铅校正，年龄计算及协和图绘制采用ISOPLOT软件完成。详细的分析流程见文献袁洪林等(2003)和Yuan等(2004)。
3.2 岩石地球化学本次共采集4件地球化学样品，分析测试在核工业203研究所分析测试中心完成，主量元素在AxiosX射线光谱仪上分析，总量误差范围为2%，微量元素测定在XSERIES2型ICP-MS上完成，测试误差小于5%。
4 同位素定年同位素分析样品(D3555-1TW)采自牦牛山组底部英安岩夹层(N35°37′30″，E98°42′23″)。样品中的锆石大部分以透明-浅黄色短柱状为主。矿物粒度多为100~200 μm，晶体长宽比为1:1~1:3。在阴极发光图像(CL)上(图 3)，多数锆石显示韵律环带，具有典型岩浆锆石的结构特点，部分锆石具有明显的残留核，可能为继承锆石或捕获锆石。
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图 3 牦牛山组英安岩(D3555-1TW)锆石CL图像及206Pb/238U年龄 Fig.3 CL images and 206Pb/238U ages of zircon grains for dacite (D3555-1TW) from the Maoniushan Formation |
选取26颗锆石进行U-Pb同位素定年分析，由表 1可见，样品中1颗变质锆石206Pb/238U表面年龄为1627 Ma，应记录东昆北构造带基底岩石年龄信息，与昆北小庙岩组构造热事件一致(陈有炘等，2011)。14颗锆石U含量为102.42×10-6~449.86×10-6(均值为247.48×10-6)，Th含量43.04×10-6~86.14×10-6(均值为59.13×10-6)，Th/U值为0.07~0.13(均值为0.1)，而又别于典型的岩浆锆石(Th/U＞0.4;吴元保和郑永飞，2004)。这些锆石阴极发光图像总体发黑，环带结构不完整或不发育，它形不规则状晶形且在内部可见退晶质化现象，锆石边部可见薄亮色增生变。以上特征显示该类锆石具捕获锆石或继承锆石特点，其206Pb/238U加权年龄分别为(940.7±8.4) Ma和(1045±110) Ma(图 4)，可能代表了源岩年龄。
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表 1 牦牛山组英安岩（D3555-1TW）LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试结果 Table 1 LA-ICP-MS analytical results of U-Pb isotopes of zircon grains from dacite (D3555-lTW) of the Maoniushan Formation |
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图 4 牦牛山组英安岩(D3555-1TW)锆石U-Pb同位素年龄图 Fig.4 U-Pb isotopic age diagrams of zircon grains from dacite (D3555-1TW) of the Maoniushan Formation |
11颗锆石的U含量为74.82×10-6~1 006.9×10-6(均值为377.35×10-6)，Th为66.09×10-6~581.08×10-6(均值为245.23×10-6)，Th/U值为0.086 ~0.91(均值为0.53)(表 1)，为典型岩浆锆石特征，其206Pb/238U加权年龄为(412.5±8.6) Ma(MSWD=0.073)(图 4)，代表了英安岩的岩浆结晶年龄，时代为早泥盆世早期。
5 岩石地球化学 5.1 主量元素由本区牦牛山组英安岩及柴北缘牦牛山组发育的流纹岩主量分析结果(表 2)看出，岩石具高硅特征，其SiO2含量为68.49%~69.58%，平均为68.94%，在SiO2-Zr/TiO2×0.000 1图解(图 5a)中，所有样品点都落入流纹岩-英安岩区域内；其Al2O3含量为13.44%~13.76%，与柴北缘阿木尼克牦牛山组中的流纹岩(胡俊等，2016)，以及同时期东昆仑东段发育的酸性岩浆岩近于相同(刘彬等, 2012, 2013)；其Na2O+K2O含量为7.58%~9.17%，平均为8.50%，里特曼指数σ平均值为2.8，小于3.3，属高钾钙碱性岩石(图 5b)；其低TiO2(0.1%~0.4%，平均为0.25%)、低TFe2O3(1.06%~3.63%，平均为2.35%)及低MgO(0.63%~1.14%，平均为0.82%)的特点与酸性岩中Mg、Fe、Ti组分通常较低的普遍规律一致。
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表 2 牦牛山组英安岩主量元素和微量元素分析结果 Table 2 Analytical results of major elements and trace elements of dacites from the Maoniuhsan Formation |
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(a)底图据Winchester和Floyd(1976)；(b)底图据Irvine和Baragar(1971) 图 5 牦牛山组英安岩SiO2-Zr/TiO2×0.000 1图解(a)和AFM图解(b) Fig.5 The SiO2-Zr/TiO2 * 0.000 1 diagram(a) and AFM diagram(b)of dacites from the Maoniushan Formation |
由本区牦牛山组英安岩的稀土元素分析结果(表 2)看出，其稀土元素总量较低，为109.96×10-6~129.51×10-6(均值为117.94×10-6)，LREE为96.48×10-6~112.68×10-6，HREE为13.48×10-6~16.83×10-6，LREE/HREE值为6.00~7.16，LaN/YbN值为5.71~7.39，LaN/SmN值为3.14~3.74，GdN/YbN值为1.39~1.75，表明其轻稀土元素较重稀土元素明显富集，轻重稀土元素分异明显，基本与柴北缘牦牛山组流纹岩一致。二者的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(图 6a)均为典型的右倾海鸥型，轻稀土富集、重稀土亏损，δEu分别为0.54~0.58与0.27~0.81，具有明显的负铕异常，暗示源区可能具有斜长石的残留或在成岩过程中存在斜长石的分离结晶作用(Rollison，1993)。微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 6b)显示，本区英安岩与柴北缘流纹岩均富集大离子亲石元素Cs、Rb、Th、U、K等，高场强重稀土元素Ba、Sr、Nb、Ta、P、Ti相对亏损，这些特点类似于地壳熔融产生的岩浆(刘一鸣等，2014)。Nb、Ta相对亏损和Ti、P的强烈亏损则表明成岩过程中有金红石、钛铁矿和磷灰石的分离结晶作用(Li et al., 2007；朱弟成等，2009)。
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(a)底图据Boynton(1984)；(b)底图据Sun和Mcdonough(1989) 图 6 牦牛山组英安岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns(a) and trace element spider diagrams(b)of dacites from the Maoniushan Formation |
牦牛山组在区域上主要分布于柴达木盆地周缘，依据该组上部细碎屑岩中采集到的生物化石确定牦牛山组的上限时代为晚泥盆世，但受地质条件的限制，以往化石主要来自牦牛山组上部层位，有一定的不确定因素。张耀玲等(2010)对分布于格尔木地区牦牛山组下部的磨拉石建造中的流纹岩夹层和上部火山岩组合中的英安岩进行了LA-ICP-MS和SHRIMP锆石U-Pb测年，限定牦牛山组时代为晚志留世－早泥盆世。
本文获得的东昆仑东段克合特地区牦牛山组底部英安岩夹层的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(412.5±8.6) Ma，表明东昆仑东段克合特一带牦牛山组形成于早泥盆世，其年龄代表牦牛山组形成时代的下限。而继承锆石的U-Pb年龄1627 Ma则代表了东昆北构造带基底可能为中元古界。结合以上资料，说明牦牛山组的沉积相的时空变化在东昆仑不同地段存在差异。研究表明，加里东造山旋回向海西造山旋回转换阶段，昆仑地区总体处于伸展背景下的拉张环境(徐强等，1998；尹福光等，2004；弓小平等，2004; 李德威，2005；陈国达等，2005)。因此，笔者认为在拉伸过程中，可能在不同地段的裂陷程度不一致，导致岩浆活动时间存在一定差异，但就整个东昆仑而言，其发育裂陷沉积应为晚志留世－早泥盆世。
6.2 岩石成因如前所述，本次研究获得的14颗继承锆石的U-Pb谐和年龄为(940.7±8.4) Ma和(1045±110) Ma，属新元古代早-中期。这些锆石数据集中于两个时间段：~940 Ma和~1045 Ma。其中，数据结果为~1045 Ma的继承锆石具有较低的Th/U值(0.093 ~0.133)和明显的核部构造(图 3，点3、7、16、19、21、24、25)，其继承核与边部具有明显的结构差异，且从继承核到边部普遍具有明显震荡环带，显示在深熔增生锆石或岩浆继承过程中的特征。由于分析点多位于核边部，因此, 将~1045 Ma的峰值年龄解释为原岩的结晶年龄。峰值年龄为~940 Ma的锆石样品，同样具有继承核的特征(图 3，点4、5、10、12、14、17、23)，具有低的Th/U值(0.072~0.114)。在继承核的边部出现晶棱圆化、港湾状结构等外形特征，且在核内部区域阴极发光强度较强、无明显分带，这些特征都表明其可能为热液溶蚀作用形成的变质锆石(吴元保和郑永飞，2004)。由于分析点多集中于继承核边部，因而峰值~1045 Ma代表了原岩的变质年龄或热液蚀变交代的时限。总体上来说，这两个峰值年龄记录了东昆仑东段在新元古代时期发生过的岩浆-热事件。
通常认为酸性火山岩的成因类型有两种，一是幔源基性岩浆广泛结晶分异与壳源同化混染的产物(Bacon and Druitt, 1988；Bonin，2004)，另一是幔源岩浆的热量促使地壳物质脱水发生重熔的产物(Roberts and Clemens, 1993；Tepper et al，1993；Guffanti et al，1996)。实验岩石学表明，由地壳部分熔融的产生的岩浆其MgO、Cr、Ni含量及Mg#普遍较低(＜45)(Rapp and Watson, 1995；Rapp et al，1999；Xiong et al，2005)；Rapp等(1999)认为如果源区中存在地幔橄榄岩，熔体Mg#、MgO会明显增加。本区牦牛山组英安岩Mg#值为32.8~43.58，平均为37.52，Cr(12×10-6~32.3×10-6)、Ni(8.12×10-6~17.4×10-6)、MgO(0.63×10-6~1.14×10-6)，表明牦牛山组英安岩的形成没有幔源物质的加入，指示英安岩可能不是幔源岩浆结晶分异形成或与壳源同化混染而成。英安岩的稀土配分曲线具有明显的负Eu异常的“谷”，形态近似于海鸥型可以看出，具有地壳稀土元素的特征(Wedepohl，1995)，结合岩石具有很高的SiO2、K2O以及K2O/Na2O，富集大离子亲石元素Rb、Ba以及Th、U、LREE等，显示它们可能来自于地壳物质部分熔融形成的壳源岩浆系列或指示岩浆分异演化程度较高(刘一鸣等，2014)。另外，本区与柴北缘样品的Rb/Sr值均大于0.24(分别为1.1~2.28和2.15~6.74)(胡俊等，2016；刘世宝等，2016)，表明原岩来自于壳源(Taylor and McLenna, 1995)，样品均具有较高Th含量和高的Th/Ce值(0.23~0.34、0.21~0.3)≥0.2(Kerrich et al., 1999)，结合Zr-Zr/Sm图解(图 7)，同样表明其母岩浆可能是大陆地壳部分熔融的产物。本区牦牛山组英安岩与柴北缘牦牛山组流纹岩(胡俊等，2016)的CaO/Na2O分别为0.36~0.67与0.47~2.47，实验岩石学表明，CaO/Na2O＞0.3的偏中性熔体通常由角闪岩部分熔融形成(Jung and Pfänder，2007)，由此判断本区乃至柴北缘阿木尼克山牦牛山组酸性岩的源区可能以角闪岩为主。此外，本区英安岩具有高硅、富钾、贫钙，亏损Eu、Ba、Sr、P、Ti的地球化学特征，这些特征表明在成岩过程中经历了分离结晶。
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底图据Alldgre和MINSTER(1978) 图 7 英安岩Zr-Zr/Sm图解 Fig.7 Zr-Zr/Sm diagram of dacites |
综上分析，笔者认为东昆仑东段克合特一带牦牛山组英安岩是地壳中角闪岩经部分熔融，并经历了一定的程度分离结晶形成。角闪岩的形成时限为(1045±110) Ma，后期经历热液交代作用时限为(940.7±8.4) Ma。
6.3 构造环境与意义已有研究表明，晚志留世－早泥盆世东昆仑主体已结束强烈的陆-陆碰撞，开始进入后碰撞的伸展阶段(Li et al., 2013；刘彬等, 2012, 2013；王冠等，2013；田广阔等，2016；陆露等，2010a；李瑞保等，2014)。此时地壳的快速隆升和伸展作用导致一系列岩浆活动，区域上东昆仑东段和勒冈那仁A型碱长花岗岩(425±6.7) Ma(Li et al., 2013)、东昆仑东段跃进山岩体中花岗闪长岩(407±3) Ma和辉长岩(406±3) Ma(刘彬等，2012)，东昆仑冰沟A型花岗岩(391±3) Ma(刘彬等，2013)，都是东昆仑地区于晚志留世－早泥盆世进入后碰撞-陆内伸展阶段的有利证据。东昆仑夏日哈木矿区正长花岗岩(391.1±1.4) Ma(王冠等，2010)、金水口地区大干沟花岗岩(392±2) Ma(田广阔等，2016)、纳赤台(408.5±2.3) Ma和东温泉地区同构造花岗斑岩(391.2±3.4) Ma(陆露等，2010b)是东昆仑造山带在加里东晚期陆内构造活动的产物。
胡俊等(2016)认为，柴北缘阿木尼克山牦牛山组酸性火山岩产于后碰撞环境，代表了古生代特提斯洋盆闭合的时间。研究区英安岩与柴北缘流纹岩样品在Rb-Yb+Ta(图 8a)、Ta-Yb(图 8b)、Rb-Y+Nb(图 9a)构造环境判别图解中绝大部分落入火山弧花岗岩、同碰撞和板内花岗岩交界线附近，说明英安岩和流纹岩既具有同碰撞花岗岩的特征，又有板内花岗岩的特征，这一区域被Pearce等(1984)圈定为后碰撞花岗岩叠加的区域，在Rb/Zr-SiO2图解(图 9b)中同样落入后碰撞区域内，在(Rb/10)-Hf-3×Ta、Rb/30-Hf-3×Ta构造环境判别图解(图 10)中样品均落入火山弧花岗岩、碰撞晚期-后碰撞花岗岩和板内花岗岩的交界线附近，表明两处酸性火山岩形成于构造体系转换环境。
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底图据Pearce等(1984) 图 8 牦牛山组英安岩Rb-Yb+Ta图解(a)和Yb-Ta图解(b) Fig.8 Rb-Yb+Ta diagram(a) and Yb-Ta diagram(b) of dacites from the Maoniushan Formation |
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(a)据Pearce(1996)；(b)据Harris等(1986) 图 9 牦牛山组英安岩Rb-Y+Nb图解(a)和Rb/Zr-SiO2图解(b) Fig.9 Rb-Y+Nb diagram(a) and Rb/Zr-SiO2 diagram(b) of dacites from the Maoniushan Formation |
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底图据Harris等(1986) 图 10 牦牛山组英安岩Rb/10-Hf-3×Ta图解(a)和Rb/30-Hf-3×Ta图解(b) Fig.10 Rb/10-Hf-3×Ta(a) and Rb/30-Hf-3×Ta triangle diagrams(b) of dacites from the Maoniushan Formation |
另外，研究区牦牛山组英安岩为高钾钙碱性火山岩，高钾钙碱性火山岩一般形成于后碰撞地壳挤压向伸展转化的环境中(侯增谦等，2006；邓晋福等，2004)，因此从而推断研究区英安岩应形成于后碰撞阶段向板内伸展转化的阶段。由于挤压体制向伸展体制的转化，使俯冲的板片断离产生局部的拉张构造环境，地壳减薄，导致幔源岩浆上涌并底侵地壳，致使地壳物质部分熔融，并经过后期分离结晶，形成较大规模的酸性岩浆。
长期以来，牦牛山组磨拉石建造被认为是柴达木周缘造山带加里东期造山作用结束与海西-印支期造山作用开启的沉积标志(杨经绥等，2004；朱云海等，2004；陈能松等，2008)。研究区牦牛山组底部英安岩锆石U-Pb年龄结果表明，牦牛山组底部磨拉石形成于早泥盆世。因此，在早泥盆世早期，东昆仑造山带进入盆山转换的关键阶段，受造山后俯冲板片的断离产生的拉张环境影响，东昆仑地区进入拉张环境而发生板内裂陷，沉积了牦牛山组下部一套磨拉石建造，而随着裂谷的进一步扩张，在陆内裂陷盆地中发育中酸性火山岩，形成了牦牛山组陆相火山岩建造。以上资料，预示着本区和柴达木北缘地区已进入海西-印支期造山运动。进入石炭纪后，由于地壳的进一步拉张并伴随着滨浅海及海陆交互相沉积，标志着东昆仑地区与柴北缘地区进入了古特提斯洋演化阶段。
7 结论(1) 东昆仑东段克合特地区牦牛山组底部英安岩形成于早泥盆世(412.5±8.6) Ma，代表东昆仑东段造山后火山-沉积盆地内牦牛山组形成时代。
(2) 本区牦牛山组英安岩与柴北缘牦牛山组流纹岩类似，均具有高SiO2、K2O及K2O/Na2O，富集大离子亲石元素Rb、Ba以及Th、U、LREE等，其形成于后碰撞阶段向板内伸展转化的阶段，可能是由于挤压体制向伸展体制的转化，地壳减薄，幔源玄武质岩浆大规模的底侵作用，致使地壳中角闪岩部分熔融形成较大规模的酸性火山岩。
(3) 牦牛山组磨拉石建造及底部酸性火山岩形成构造环境，表明早泥盆世时期，东昆仑同柴北缘地区加里东期构造演化已终结，转而进入海西-印支期构造旋回。
致谢: 蔡振峰、屈小项、魏伟、翟黎明等同志在野外工作中给予帮助，在此致谢！
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