2020, Vol. 63
2. 自然资源部深地动力学重点实验室, 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
3. 中国地质科学院地球深部探测中心, 北京 100037;
4. 中石化地球物理有限公司中南分公司, 湖南湘潭 411104
, LI QiuSheng2
, DENG XiaoJuan1, LI JingYuan4, XIONG XiaoSong3, LU ZhanWu2, LI WenHui2, WANG XiaoRan2, WU QingYu2, SHI JinHu1
2. Key Laboratory of Deep-Earth Dynamics of Ministry of Natural Resources, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Deep Earth Exploration Center, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. Southcentral Branch of Sinopec Geophysical Co., Ltd, Hunan Xiangtan 411104, China
大陆碰撞，不仅是形成超级大陆最重要的方式，也是大规模金属矿产成矿的重要环境.青藏高原大陆碰撞成矿理论框架已初步构建(侯增谦等, 2004, 2006a, b，2008；Hou and Hong, 2015)，成功地指导了冈底斯成矿带斑岩型矿床的找矿突破，颠覆了国际上“碰撞难以成大矿”的认知(侯增谦等，2008; 李秋生等，2018).然而，进一步应用于研究印度—欧亚板块碰撞侧翼的三江成矿带的成因，并试图总结找矿规律时，显露出某些局限性，其根本的原因在于用正向碰撞挤压、地壳缩短垂向增厚再伸展的“冈底斯模式”不能完全代表青藏高原东南缘的岩石圈变形和动力学机制过程.由于侧向作用力以及东侧扬子克拉通的阻挡，使青藏高原东南缘处于与冈底斯显著不同的构造环境，其岩石圈变形除了地壳增厚还伴有挤出和剪切作用(Zhang and Gao, 2019)，动力学过程更为复杂.前人根据地质观测和模拟结果提出了“侧向滑移-挤出”模型(许志琴等, 2006a, b; Wu and Gao, 2019)和“地壳流”模型(Clark and Royden, 2000; Beaumont et al., 2001; Zhao et al., 2013)，然而，它们究竟能在多大程度上反映青藏高原侧向碰撞带岩石圈的变形行为，一直缺乏高分辨率的地球物理观测数据的检验.
在深地资源勘查开采国家专项“青藏高原碰撞造山成矿系统深部结构与成矿过程”项目资助下，2016年10月至2017年1月，中国地质科学院地质研究所实施了侧向碰撞带的深反射地震剖面探测，该剖面横过金顶、北衙矿区，满覆盖长度220 km(图 1)，所获得的地壳精细结构使我们有机会观察整个岩石圈(而不仅仅是出露地表的岩石)变形特征，从而追溯曾经发生的动力学过程及其与成矿的关系.
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图 1 青藏高原侧向碰撞带深地震反射测线位置图 底图为地形图，红色线条表示断裂带；黑色线条表示地震测线，红色五角星表示大炮炮点位置，编号S1—S5表示5个超级大炮位置，D1—D10表示10个500 kg大炮位置. Fig. 1 Location map of deep seismic reflection profile in the lateral collision zone of the Qinghai-Tibet Plateau The base map is a topographic map, and the red line shows the fault zone. The black line shows the seismic profile, the red star indicates the position of large-shot, and the letters S1—S5 show the positions of the five super shots and D1—D10 indicate the positions of 10 large-shot of 500 kg. |
深反射地震探测方法用多次覆盖技术压制干扰，改善剖面的信噪比(陆基孟，1993).由于采样点密集，反射信号高度相关，经过叠加和偏移成像的地壳结构图像被公认具有各种深部地球物理探测技术最高的分辨率(王海燕等, 2006, 2010).然而，当由于地形地物、近地表条件等诸多因素的限制，难以在剖面上实施密集的地震波激发时，多次覆盖技术的应用就会受到一定的限制.一些学者根据反射地震理论和特点，采用大能量激发地震波、长排列接收方法，得到低覆盖次数或单次覆盖深地震反射剖面，用来研究地壳骨架结构.Klemperer等(1986)采用单次覆盖深地震反射剖面获得了美国内华达州深达莫霍面的地壳结构图像.Fuis等(1995)采用低覆盖次数剖面获得了双程走时(以下简称TWT)12 s以上的地壳结构图像，揭示了北极阿拉斯加地壳尺度的地下结构和构造图像.刘保金等(2011)利用单次覆盖深地震反射剖面获得了三河—平谷8.0级地震区的下地壳、莫霍面及深部断裂图像，李洪强等利用大别山—秦岭结合部位和横过雅鲁藏布江缝合带的深地震反射探测剖面大炮数据获得了测线所经地区反射莫霍面的图像和来自地幔的反射波组(李洪强等, 2013, 2014, 2016；Li et al., 2018).上述实例表明，大炮单次覆盖剖面能给出研究区地壳骨架结构，某种程度上起到类似超深钻的“标定”作用.
本文报道2016年青藏高原侧向碰撞带深地震反射探测中得到的15个大炮数据的单次覆盖剖面结果，并讨论其揭示的地壳骨架结构的地球动力学意义，以期获得青藏高原侧向碰撞带的岩石圈动力学及其成矿效应的新认识.
1 数据采集及原始记录分析青藏高原侧向碰撞带深地震反射剖面位于云南省西部，跨思茅地块与扬子克拉通西缘结合部位.测线方向为NW-SE.NW端起自兰坪—思茅地块北部的营盘镇附近，向东穿过金沙江—红河断裂带，SE段进入扬子克拉通西缘，终止于大姚县三台乡附近，满覆盖长度220 km.测线海拔高程在2000~3600 m之间，总体地势呈西北高东南低.
为确保足够的低频能量穿透青藏高原东南缘厚度较大的地壳并反射回地表的接收器，采取了在每间隔240 m和1200 m分别用48 kg和150 kg药量激发的设计基础上，每间隔24000 m额外加放一个500 kg药量大炮(编号D1—D10)的技术方案.同时，由于深反射地震剖面与同测线的宽角反射与折射剖面探测同期施工，利用全排列(不少于2100道)记录了5个大吨位爆破(炮间距50 km)，药量分别为3000 kg, 2700 kg, 2700 kg, 2300 kg, 2000 kg(编号S1—S5).两种类型的大炮共计15个(表 1).
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表 1 大炮信息一览表 Table 1 List of large-shot information |
大炮采用组合井激发，井深50 m.在炮点位置和接收排列选择上，主要考虑炮点位置布设相对均匀，及各个大炮之间单次剖面可以互相衔接.采用全排列≥2100道接收，检波点间距40 m，采样间隔4 ms，记录长度60 s.
深地震反射测线位置如图 1所示.炮点S1，位于反射大炮测线最西端(澜沧江江边)，距测线垂直距离约3.5 km；D1、D2、D3、D4、D5、D6及S2、S3大炮位于思茅地块，D7、D8、D9、D10及S4、S5大炮位于扬子克拉通西缘.
总体来看，大炮原始记录中-深部反射能量强，低频信息丰富(频带在4~22 Hz)(图 2).图 2中左上角为D1大炮的原始记录，右上角为S2大炮的原始记录，左下角为S4大炮的原始记录及其中深层(TWT7.0~17.0 s)频谱分析图，右下角为D9大炮的原始记录及其中深层(TWT7.0~17.0 s)频谱分析图.图中箭头所指为依稀可辨的Moho反射波组，但由于背景干扰没有压制，信噪比不是很高，信号特征不够突出.特别是同相轴横向可追踪距离较短.
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图 2 大炮原始记录 横坐标为CDP号，间隔20 m；纵坐标为双程走时(TWT)，单位: s；下图中左上角小图分别为对应记录中深层(TWT7.0~17.0 s)频谱分析图. Fig. 2 The original record of large-shot The abscissa is CDP number with a space of 20 m; the ordinate is two-way travel time, unit is second; In the figure below, the diagram in the upper left corner shows the spectrum of the middle-deep layer (TWT7.0~17.0 s) in the corresponding record. |
前人研究表明，大炮激发药量大，下传能量充分，中深层反射能量强，信噪比较高.对地壳内部中深层的强波阻抗界面，大炮记录的反射波组连续性较好，特别是远炮检距检波点记录，含有丰富的地质信息，对近炮检距资料是重要的补充，因此我们对15个大炮数据进行针对性处理.
不同于深反射地震近炮检距记录，可采用常规或改进的石油反射地震数据处理软件和流程处理.深地震反射大炮数据采集排列长(本次采集用≥2100道接收，排列长度达84 km)，射线路径复杂，远炮检距检波点记录的信噪比较低；因此，对于大炮数据处理，静校正和噪声压制是影响单次和低覆盖次数剖面数据处理的关键环节，同时还需要考虑动校正拉伸及反射系数稳定问题.本次大炮单次覆盖剖面处理，除了去野值、去线性干扰和带通滤波等预处理之外，还针对性地采用了以下处理步骤.
2.1 针对性静校正在地表一致性假设的前提下，大炮记录检波点静校正量可以通过同位置的小炮和中炮记录进行求取.本研究采用初至波走时层析反演静校正方法求取中炮、小炮的检波点静校正量，然后应用于大炮.炮点静校正求取采用高程静校正方法，将紧邻大炮点、高程又近似的中小炮炮点静校正量做一定的修正，作为大炮的炮点静校正量应用，最终实现检波点和大炮炮点在同一基准面上激发和接收.应用静校正后的单炮记录如图 3所示，原始记录初至波的一致性得到了提高，TWT2.0 s、TWT8.0 s深度处有效反射同相轴的连续性有所改善，信噪比有所提高.
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图 3 层析静校正前(左)、后(右)原始记录对比 Fig. 3 Comparison of original records before (left) and after (right) tomographic statics |
大炮叠加剖面只有单次覆盖，抗干扰能力较弱，单炮数据上的噪声不仅降低剖面信噪比还可能引起剖面上的构造假象.因此，采取有效技术压制原始大炮记录的噪声是数据处理的重要任务之一.原始大炮记录的噪声干扰主要包括低频干扰(1~4 Hz)、50 Hz工业干扰、异常振幅、线性干扰、面波干扰等.对于上述干扰，分别通过带通滤波、自动检测高能噪声减去法、分频压制、时间域倾角滤波和多域自适应面波衰减等方法去除或压制干扰波.
经上述步骤处理后的单炮如图 4所示.图 4a为D1大炮处理后的单炮记录，图 4b为S2大炮处理后的单炮记录，图 4c为S4大炮处理后的单炮记录及其中深层(TWT7.0~17.0 s)频谱分析图，图 4d为D9大炮处理后的单炮记录及其中深层(TWT7.0~17.0 s)频谱分析图.对比图 2，可见信噪比得到较明显提高，中-深层主要反射波组的横向可追踪性改善.对比S4和D9炮处理前后频谱(图 4中S4、D9左上角小图)，可见去噪处理后，低、高频干扰波被消除，中深层反射频带虽然变窄，但有效反射能量更强.
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图 4 处理后的单炮记录 横坐标为CDP号，间隔20 m；纵坐标为双程走时(TWT)，单位: s；下图中左上角小图分别为对应记录去噪后的中深层频谱分析图. Fig. 4 Single shot record after processing The abscissa is CDP number with a space of 20 m; the ordinate is two-way travel time, unit is second; In the figure below, the diagram in the upper left corner shows the spectrum of the middle-deep layer in the record after denoising. |
D1和S2(位置见图 1)记录显示，在D1远排列TWT15.8 s，存在一由3~4个同相轴构成的窄带局部较强反射，可以从CDP12163断续追踪到12864.该波组同样出现在S2炮点下方和近道，并可以连续追踪700多道(约16 km), 与邻区(四川盆地)的深反射剖面的Moho反射特征对比(王海燕等, 2006, 2010)，确认该波组为Moho反射.
S4炮反射信息丰富、信噪比较高，TWT7.5~8.5 s之间存在一组近水平强反射；TWT10.0~15.0 s存在2~3组斜反射，整体上明显向小道号(NW向)倾斜；特别是在TWT22.5~25.0 s之间，存在一组微向NW倾、近水平延展，可较连续追踪22 km(550道)的窄带(由3~4个同相轴组成)强反射.在该反射波组之前，TWT15.0~17.5 s之间，约TWT15.8 s处仍可识别能量较弱的Moho反射.
D9炮TWT9.0~17.5 s之间存在多组短的弧状反射.TWT15.5 s的Moho反射仍可识别和追踪，但是从CDP19839开始，在TWT17.5 s出现另一组较强窄带状局部强反射，向大号方向可追踪到CDP21340，延续约30 km.
2.3 动校正去噪后的单炮记录要形成单次叠加剖面，需要动校正.由于参与大炮深地震反射剖面计算的大炮只有15个，导致共反射点面元的覆盖次数过低，多数只有单次覆盖，很难通过常规的共中心点道集速度谱方法求取叠加速度.本次处理中，采用小炮和中炮求取的叠加速度并结合常速度扫描方法，进行一定的时间和空间域的内插，得到研究区深地震测线范围的二维速度场，用该速度场可以对大炮共反射点数据进行动校正，可以得到大炮近垂直单次覆盖剖面.
2.4 叠后去噪与剖面显示用15个去噪后的单炮经动校正和叠加形成了单次叠加剖面.为了突出剖面的深部有效反射信息，进一步改善剖面的视觉效果，对单次覆盖剖面进行了叠后随机噪声衰减、叠后线性干扰压制等处理.叠加剖面采用固定基准面显示，基准面高程是4600 m.
最终得到了大炮单次叠加剖面并采用自动提取相干同相轴技术(李文辉等，2012；酆少英等，2017)，绘制成深地震反射剖面图(图 5).由于覆盖次数仅为一次，剖面主要反映地壳结构的格架特征，所有小、中、大炮的叠加剖面结果另文报道.图 5a为单次叠加剖面，图 5b是解释剖面.图 5a中黑色虚线为根据前人研究结果(张智等，2006；王帅军等，2015；李秋生等，2018)及本次宽角反射/折射探测得到的莫霍面形状；图 5b中白色虚线示意上地壳底部强反射及延续趋势，黑色实线示意Moho反射出现位置及延续趋势，黑色虚线示意莫霍面之下的反射出现位置及延续趋势.
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图 5 青藏高原侧向碰撞带单次叠加剖面及地壳骨架结构 (a)单次叠加剖面；(b)解释剖面. Fig. 5 Single stack section of the lateral collision zone on the Qinghai-Tibet Plateau (a) Single stack section; (b) Interpretation section. |
从整个剖面看，反射信息丰富，能量适中.垂向上，TWT16.0 s以上反射能量充分，TWT6.0~10.0 s之间存在一组在整个剖面上最为突出的强反射；TWT15.0~16.0 s之间存在局部较强的窄带状反射.TWT16.0~24.0 s之间反射性横向差异显著，小号段(CDP10000~17000)能量偏弱，但TWT21.0 s存在可识别的有效震相.大号段(CDP17000~22500)能量很强，存在两套有效反射：
(1) TWT15.0~16.0 s之间存在一组可断续追踪，由3~4个同相轴组成的窄带局部较强反射，属于典型的Moho反射；
(2) 在TWT22.0~24.0 s之间，存在一北西倾的能量较强的反射波组(CDP15000~17500)，这应是地幔内波阻抗差异的反映，体现了地幔内物质组成的不均匀性.
3.2 几何特征剖面上Moho反射自西向东分三段延展.在CDP10000处，Moho反射出现在约TWT15.8 s，至约CDP14000附近，向东向下倾伏至约CDP15600、TWT18.0 s处消失；在CDP15000~17500、TWT15.5 s之间，存在一段较为平缓的Moho反射；在CDP16800~21000之间，存在一西倾的宽缓弧状反射，继续向大号追踪，缓慢抬升到TWT14.0 s左右.按地壳平均速度6.0 km·s-1估算，北西段地壳厚度约为47.5 km，南东段地壳厚度约为42 km.不具有正向碰撞前缘的地壳厚度显著增大的特征.
TWT6.0~10.0 s之间强反射横向可连续追踪近100 km，推断为上、下地壳分界面(Tc)的反映，Tc大尺度向上挠曲并存在一系列正断层.Moho反射自西向东分三段阶梯状抬升，抬升高度约5.5 km，并分别在CDP156000和17500存在两处错断，断距约为3.0 km.
4 讨论与结论 4.1 大炮的作用在复杂构造地区, 直接照搬常规的石油地震勘探观测系统和采集参数用于深反射地震剖面数据采集往往是不可行的.在美国内华达盆岭省进行的大药量激发源的尝试，结论是如果使用得当，大药量激发源可以产生高分辨率、高信噪比的地震数据，而且对环境的影响微乎其微(Jarchow et al., 1990).在青藏高原及周缘地区，不仅地壳厚度巨大，介质的非完全弹性突出，地震波穿过巨厚的地壳之后被强烈衰减，而且地形起伏剧烈，近地表速度变化快，真正做到子波同相叠加存在一定难度.当标准的爆破当量不足以采集到下地壳的有效反射信息时，大药量的深井激发是有效的解决途径之一.例如，在青藏高原东北缘(西秦岭)的一个200 kg单炮记录上，来自Moho面的反射波震相被清晰地成像(Li et al., 2009)；卢占武等(2009)针对青藏高原腹地的巨厚地壳，用数个吨级大炮成功获得了Moho面的有效反射.
大炮的井深和药量设计以形成单次或低次覆盖剖面，获得有效Moho反射为原则.经验表明，每隔1个排列长度加放一个大炮是可行的，且大药量激发源产生的地震波有足够的能量下传至地壳底部甚至上地幔内部并返回地表接收器.大药量激发-接收系统不仅能获得Moho反射和地幔内部反射等关键的深部结构信息，而且，当常规的叠加剖面深层信噪比不令人满意时，还可以为中小炮叠加剖面处理提供参考.
4.2 岩石圈变形与块体接触关系剖面西段位于卷入三江造山带的兰坪—思茅地块.深反射大炮单次剖面显示，在西段Moho反射出现在TWT15.8 s，深度约47.5 km，与近南北走向穿过中甸地块和兰坪—思茅地块的宽角反射/折射地震剖面北段探测到的Moho深度50 km(张智等, 2006)是一致的.邻近的宽角反射剖面(Chen et al., 2015)、宽频带地震观测接收函数(Li et al., 2008；Bao et al., 2015)和环境噪声成像(Yao et al., 2008)的Moho也成像在这一深度.
相对于四川盆地东北部Moho反射出现在14.0 s(李秋生等，2011; Dong et al., 2013), 本次探测结果有大约1~2 s的延迟，与四川盆地中西部Moho反射出现在15.5 s(Gao et al., 2016)一致.这说明，剖面所经的兰坪—思茅地块、扬子克拉通西缘的地壳厚度，与处于碰撞正向的冈底斯带地壳增厚至少20 km(黎彤和李峰，1992；薛光琦等，2014)相比，未见明显增厚.
这一方面可能由于处于印度—欧亚板块碰撞的侧翼受正向挤压力较弱，同时，也由于兰坪—思茅地块与扬子克拉通地壳的相对刚性特征决定的.这反映在印度板块侧向挤压下，缩短增厚不是侧向碰撞带地壳变形的主要形式，而走滑移位、旋转、小断块抬升或下沉等方式可能作为岩石圈对深部动力作用的主要响应方式，Moho与深大断裂交汇处的错断(CDP 15600，CDP17500)反映了地壳底部-上地幔顶部的脆-韧性力学特征.
碰撞构造是压缩构造的最重要类型(Dewey et al., 1986)之一，50年的深反射地震探测使两个相向汇聚块体的碰撞模型越来越具体，已经发现的有下地壳或整个地壳俯冲(Zhao et al., 1996)、“楔状挤入(鳄鱼嘴)”(Clowes, 1996；Cook et al., 1999)、“面对面”碰撞(高锐等, 2001)、岩石圈剪切等(Louie et al., 1988).
圣安德列斯断层带在深反射地震剖面上表现为一个约3 km宽、近直立的切断平缓延展反射波组的透明反射带.尽管金沙江—红河断裂带下切整个地壳的细节反射特征还有待进一步补充，但是单炮单次覆盖剖面已经给出Moho被错断的证据，如果将金沙江—红河断裂带与剖面交点地表位置与深部Moho断点相连，则金沙江—红河断裂带以大角度东倾的产状下切到至少50 km深度，结合上陡下缓的样式，表明金沙江—红河断裂带具有大型走滑断裂典型特征.从下切深度、延伸长度和多期活动的特点来看该断裂可能是早期岩石圈缝合带受印度—欧亚板块碰撞的侧向挤压再活化的产物.
4.3 地壳骨架结构的动力学意义大炮单次剖面8.0~10.0 s的连续强反射波组(Tc)、在TWT14.0~16.0 s可断续追踪的窄带反射波组(Tm)与TWT20.0~22.0 s和TWT22.0~24.0 s存在的相向倾斜的地幔反射波组TL，共同构成了剖面岩石圈结构的骨架.
Tc的连续性和强反射特征反映上、下两分的双层地壳结构.Tc可能是在流变学性质急剧变化的上、下地壳分界面上形成的大型构造滑脱拆离面或韧性剪切带，该拆离面在宽角反射剖面上表现为低速层(张智等，2006)和孤立的局部低速体串.它的存在导致上地壳的伸展变形(一系列正断和箕状盆地)与下地壳的压缩变形(整体微上拱)解耦.
Moho自西北向东南阶梯状抬升及其在区域断裂交汇处的错断反映下地壳的缩短变形并不是主要行为，各个断块的侧向滑移、掀斜、旋转等剪切变形可能是岩石圈变形的主导方式.
在兰坪—思茅地块下方的TWT21.0 s处和扬子克拉通西缘下方的TWT22.0~24.0 s分别存在着相向倾斜的强反射波组，可以解释为岩石圈地幔汇聚的图式.类似的单向或相向倾斜的地幔反射波组在华北克拉通东南部郯庐断裂下方和西北边缘银川盆地下方分别出现在TWT20.0~22.0 s和22.0~24.0 s(刘保金等, 2015, 2017).在世界各地的许多地区也都曾观察到，最常见的是在前寒武纪克拉通区域下方.有的则以次水平反射事件的形式出现在地幔的不同深度，其中一套似乎常常出现在75 km的深度(Brown，2013).在西北欧洲与北美洲Moho之下的地幔反射被解释为残留的古俯冲带(Balling，2000；Cook et al., 2004).
可见剖面下方存在两个重要的构造转换面：Moho调和了岩石圈地幔的汇聚与结晶地壳的侧向滑移或挠曲变形，而Tc代表的上、下地壳界面则完成了上地壳的早期逆冲和后期滑脱伸展变形的协调.
Liu等(2017)使用虚拟地震剖面法(virtual seismic profile), 揭示峨嵋山大火成岩省内带(位于扬子克拉通西缘，楚雄盆地东部，绿汁江断裂和小江断裂带之间)下方Moho面被地幔柱作用改造为局部高速，并推断为榴辉岩化壳幔过渡带.目前在满覆盖剖面控制范围内(终止在楚雄盆地西部)，未见Liu等(2017)描述的Moho结构异常.今后深反射地震剖面向东南延伸时，应给予高度关注.
4.4 结论(1) 大药量深井激发源的深层反射地震数据具有较高信噪比，针对青藏高原及周缘地区的厚地壳和复杂地形地质条件，能够采集到下地壳甚至Moho之下的有效反射信息，是值得总结和进一步优化的深反射地震探测技术之一.
(2) 大炮单次覆盖剖面TWT8.0~10.0 s间强反射波组的存在表明扬子克拉通(西缘)地壳为上、下两分的双层结构.上地壳的变形与下地壳解耦，Tc为大型滑脱构造的拆离面.
(3) Moho具有横向不连续，与深大断裂交汇处向上或向下的错断，反映刚性岩石圈的结构特征.其变形倾向于以侧向滑移、旋转、小断块抬升或下沉等方式为主.
(4) 大炮单次剖面揭示分别在兰坪—思茅地块下方TWT21.0 s存在向南东倾，在扬子克拉通西缘下方TWT22.0~24.0 s存在向NW倾的强反射波组，两者构成岩石圈地幔汇聚的动力学模式.该岩石圈地幔汇聚、地壳块体刚性挠曲、侧向滑移为主的岩石圈变形样式不同于正向碰撞挤压、地壳缩短垂向增厚为主的“冈底斯模式”.
高质量大炮数据的单次覆盖剖面，用于揭示地壳-上地幔结构骨架特征是有效的途径，对深地震反射剖面方法的发展是有益的补充.
致谢 本研究得到高锐院士和项目负责人侯增谦院士的支持，咨询专家许继峰教授提出了建设性意见；多次与曾普胜研究员进行了深入、有益的讨论；反射地震剖面数据采集由中石化地球物理有限公司中南分公司完成；项目的野外工作得到云南金顶锌业有限公司和云南北衙矿业有限公司的帮助，在此一并致谢.
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