張玉生

(山西省地質調查院，太原 030001)

0 引言

山西漢諾壩玄武巖分布于華北陸塊區(qū)中北部晉冀蒙交界處，中國東部中新生代濱太平洋構造巖漿巖帶，為內蒙古和林格爾—涼城—岱海玄武巖的南延部分。前人對該玄武巖進行了詳細研究，認為堿性玄武巖是地幔柱成因，拉斑玄武巖是地幔橄欖巖部分熔融和分離結晶的結果[1]，是巖石圈減薄、底蝕的熔融物質與少量上涌的軟流圈物質混合后的產物[2-3]。本文除重點論述山西漢諾壩玄武巖地質特征外，還引用了內蒙古豐鎮(zhèn)和河北陽原漢諾壩玄武巖的部分資料，運用板塊俯沖作用誘發(fā)形成地幔柱，二者熔漿相互混合的理論，探討山西漢諾壩玄武巖的成因。

1 地質特征和形成時代

1.1 地質特征

山西漢諾壩玄武巖主要分布于左云—右玉、大同鎮(zhèn)川堡、天鎮(zhèn)和廣靈地區(qū)(圖1)。右玉玄武巖出露面積最大，約380 km2，可劃分為4個火山洼地。玄武巖與下伏前寒武系、薊縣系、白堊系呈角度不整合接觸，局部與始新統(tǒng)蔚縣組、中新統(tǒng)保德組呈平行不整合接觸，上覆地層最老為上新統(tǒng)靜樂組，部分為更新統(tǒng)離石組和馬蘭組。右玉玄武巖沉積夾層為中新統(tǒng)保德組紫紅色黏土和砂(礫)層； 鎮(zhèn)川堡玄武巖夾層為紅、黃色黏土交互； 天鎮(zhèn)玄武巖夾層為始新統(tǒng)蔚縣組灰(綠)色黏土，夾少量紫色含砂黏土[4-6]。表明火山噴發(fā)層位由東向西逐漸抬升，與河北張家口漢諾壩玄武巖對比，確定為漢諾壩玄武巖。

1.漢諾壩玄武巖； 2.閣老山玄武巖; 3.冊田玄武巖; 4.省會城市; 5.地級市; 6.縣城; 7.鄉(xiāng)鎮(zhèn); 8.省界

圖1新生代漢諾壩玄武巖分布簡圖(據1∶250萬華北地質圖改編)

Fig.1SchematicmapofthedistributionofCenozoicHannuobabasalts(basedon1∶2500000NorthChinageologicalmap)

玄武巖剖面主要有7條，分別為廣靈縣鳳凰山、天鎮(zhèn)縣吉地山、天鎮(zhèn)縣孤峰山、大同市西寺村、左云縣雙山峽、左云縣漢圪瘩和右玉縣狼窩溝。其厚度分別為19.51 m、12.06 m、30.78 m、51.42 m、100 m、330 m和197 m，揭示由東向西，火山巖層逐漸增厚，火山活動逐漸增強。

1.2 形成時代

張文慧等[7]對內蒙古豐鎮(zhèn)地區(qū)4條新生代玄武巖剖面進行了K-Ar法年代學研究，將玄武巖分為3個噴發(fā)旋回： 約33 Ma(東部白音鄉(xiāng))，22.8～22.1 Ma和12.2～9.4 Ma； 王慧芬等[8]測得河北陽原新生代玄武巖K-Ar法年齡為29.3～32.2 Ma，說明漢諾壩玄武巖噴發(fā)于漸新世—中新世。區(qū)域上，右玉和鎮(zhèn)川堡玄武巖與內蒙古豐鎮(zhèn)玄武巖相連，天鎮(zhèn)和陽原玄武巖實為同一火山洼地，結合沉積夾層特征，由東向西，漢諾壩玄武巖噴發(fā)時代可能由早到晚。

2 巖石學及巖石地球化學特征

2.1 巖石學特征

山西漢諾壩玄武巖以灰色-灰黑色氣孔狀、致密塊狀熔巖和火山角礫巖為主，主要巖石類型如下。

(1)氣孔狀玄武巖。玻晶交織結構，氣孔構造，主要由玻屑、晶屑、玻璃質、氣孔和杏仁體組成。晶屑大小為0.05 mm×0.2 mm～1.5 mm×3 mm，成分為橄欖石、輝石和斜長石。玻屑呈棱角狀和不規(guī)則狀，大小為0.5～3 mm。玻璃質氣孔豐富，呈圓狀和次圓狀，大小為0.05～0.75 mm，多數(shù)為0.1～0.5 mm。

(2)杏仁狀玄武巖?；液谏?，斑狀結構，塊狀構造。斑晶為斜長石及少量輝石，基質由火山玻璃組成，均質全消光。杏仁含量約15%，多呈不規(guī)則狀及近圓粒狀，充填方解石，杏仁體互不相聯(lián)，粒徑為0.1～1 mm。

(3)玻璃質橄欖玄武巖。灰黑色，斑狀結構，塊狀構造。斑晶以橄欖石為主，含量約10%，橄欖石呈粒狀，粒徑為0.1～1 mm，可見少量斜長石。基質含量為80%～90%，以火山玻璃和斜長石為主。斜長石多構成不規(guī)則格架，部分呈束狀或放射狀雜亂分布，空隙被輝石和玻璃質充填。

(4)氣孔狀橄欖玄武巖。褐色，斑狀結構，基質為間粒-間隱結構，氣孔構造。氣孔含量為10%～80%，多數(shù)呈不規(guī)則狀，部分呈近圓粒狀，大小為0.5～7 mm，被方解石和沸石充填，稱為氣孔杏仁狀橄欖玄武巖。斑晶含量為5%～15%，以橄欖石為主，粒狀，可見不完整的六邊形斷面，部分橄欖石邊部具伊丁石化，其次為斜長石，呈板狀?；|含量為50%～85%，主要成分為長條狀微晶斜長石和玻璃質，斜長石構成不規(guī)則格架，空隙充填黑褐色火山玻璃、輝石、磁鐵礦和伊丁石等。

(5)伊丁石化輝石橄欖玄武巖。斑狀結構，基質為輝綠結構、間粒結構，塊狀構造。斑晶由橄欖石和斜長石組成，半自形晶，大小為0.3～5 mm，多數(shù)為0.25～1 mm，均勻分布在基質中，含量為5%～10%?；|由細板條狀自形斜長石和微細粒橄欖石、(含鈦)輝石和金屬礦物組成，大小為0.05～0.1 mm。伊丁石化橄欖石呈半自形-自形晶，褐紅色，內部殘留少量無色橄欖石。

(6)橄欖粗玄巖。斑狀結構，基質為粗玄結構，杏仁構造。斑晶主要為橄欖石和少量輝石，偶見斜長石?；|為細晶粗玄結構，由板條狀斜長石構成交錯狀三角形格架，三角空隙充填輝石、橄欖石和金屬礦物，屬拉斑玄武巖系列。

(7)浮巖?；疑⒆霞t色，氣孔構造，氣孔多呈橢圓形-近圓形，孔徑1～3 mm，含量約80%。浮巖與火山彈混雜堆積于火山口附近。

2.2 巖石地球化學特征

2.2.1 主量元素

山西漢諾壩玄武巖主量元素含量見表1。SiO2含量為43.24%～51.22%，屬超基性-基性巖類。在玄武巖TAS分類命名圖解(圖2)中，廣靈、天鎮(zhèn)和鎮(zhèn)川堡玄武巖均落入玄武巖區(qū)，右玉玄武巖落入玄武巖和粗面玄武巖區(qū)。粗面玄武巖有4個夏威夷巖和2個鉀質粗面玄武巖，除廣靈玄武巖均為亞堿性玄武巖外，其他各火山洼地的玄武巖分屬亞堿性與堿性玄武巖系列。

Pc.苦橄玄武巖； B.玄武巖； O1.玄武安山巖； O2.安山巖； O3.英安巖； R.流紋巖； T.粗面巖(粗面英安巖)； S1.粗面玄武巖； S2.玄武粗安巖； S3.粗安巖； U1.堿玄巖(碧玄巖)； U2.響巖質堿玄巖； U3.堿玄質響巖； Ph.響巖； F.副長石巖； Ir..Irvine分界線，上方為堿性系列，下方為亞堿性系列

圖2玄武巖TAS分類命名圖解[9]

Fig.2ClassificationdiagramofTASofbasalts[9]

根據圖3,除鎮(zhèn)川堡1個點投影在拉斑玄武巖區(qū)，右玉玄武巖1個點投影在堿性玄武巖和拉斑玄武巖分界線上，其余各點均投影在堿性玄武巖區(qū)(本文堿性和亞堿性系列劃分，對無微量元素分析結果的樣品以圖2為準，對有微量元素分析結果的樣品以圖3為準)。由東向西，廣靈—天鎮(zhèn)—鎮(zhèn)川堡—右玉堿性玄武巖的樣品數(shù)量逐漸增加，亞堿性玄武巖的樣品數(shù)量逐漸減少。

圖3 玄武巖Nb/Y-Zr/P2O5判別圖解[10]

在堿性玄武巖Ab′-An-Or判別圖解(圖4)中，東部天鎮(zhèn)、廣靈和右玉堿性(粗面)玄武巖均為鉀質系列，鎮(zhèn)川堡堿性玄武巖分屬鈉質和鉀質系列，而右玉玄武巖分布于鈉質和鉀質系列兩側，說明由東向西，玄武巖由鉀質向鈉質演化。

Ab′=Ab+5/3×Ne

在亞堿性玄武巖FAM分類圖解(圖5)中，亞堿性玄武巖具有富鐵的演化趨勢，從天鎮(zhèn)—鎮(zhèn)川堡—右玉，玄武巖向富鐵鎂演化。根據火山噴發(fā)旋回及韻律，每一期初始噴發(fā)的玄武巖均為拉斑玄武巖，后期轉變?yōu)閴A性玄武巖。

TH.拉斑玄武巖系列； CA.鈣堿性玄武巖系列

根據堿性玄武巖FeO(T)/MgO、SiO2對標準礦物石英及霞石變異圖(圖6)，隨分異作用的進行，山西漢諾壩堿性玄武巖標準礦物石英無明顯增加，但標準礦物霞石明顯減少。結合內蒙古豐鎮(zhèn)漢諾壩玄武巖數(shù)據，研究顯示由東向西標準礦物石英明顯增加，具有跨越(Straddle)BⅠ型演化趨勢。

圖6堿性玄武巖FeO(T)/MgO、SiO2對標準礦物石英及霞石變異圖[9]

Fig.6CompositionsofFeO(T)/MgOandSiO2vs.Ne-normandQ-normofalkalinebasalts[9]

2.2.2 微量元素

在亞堿性玄武巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖7(a))中，鎮(zhèn)川堡拉斑玄武巖具Nb、Ta負異常(槽)，與右玉鈣堿性玄武巖呈雙峰式，均顯示Ba、Nd正異常和Rb、Th負異常； 而右玉鈣堿性玄武巖Ta呈正異常，可能受堿性玄武巖混染，巖石具有島弧玄武巖的特征。在堿性玄武巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖7(b))中，曲線呈“隆起”狀，右玉夏威夷巖的豐度比其他堿性玄武巖的豐度略高，各類曲線近于平行，Ba、Sr、Ta和Zr、Hf呈正異常，Rb、Th、Ce和Tm呈負異常，Nb、Ti異常不明顯，類似洋島玄武巖(OIB)的地球化學特征。

(a) 亞堿性玄武巖 (b) 堿性玄武巖

圖7山西漢諾壩玄武巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖

Fib.7Primitive-mantlenormalizedspiderdiagramoftraceelementsinHannuobabasaltsofShanxi

山西漢諾壩玄武巖微量元素含量見表2。廣靈堿性玄武巖Nb/La值為1.32～1.33，La/Ce值為0.53～0.56； 鎮(zhèn)川堡堿性玄武巖Nb/La值為0.72，La/Ce值為0.57； 鎮(zhèn)川堡拉斑玄武巖Nb/La值為0.52，La/Ce值為0.50； 右玉堿性玄武巖Nb/La值為1.13～1.50，La/Ce值為0.50～0.53； 右玉鈣堿性玄武巖Nb/La值為1.12，La/Ce值為0.50。由此可知，相對于亞堿性玄武巖，堿性玄武巖Nb/La值和La/Ce值偏高，且比值變化不大，表明這些強不相容元素比值在玄武巖巖漿演化中不受部分熔融和結晶分異的影響。相對于亞堿性玄武巖，堿性玄武巖Zr、Th和Nb豐度高，說明堿性玄武巖漿與亞堿性玄武巖漿的性質存在差異，可能代表源區(qū)組成的不同。

2.2.3 稀土元素

山西漢諾壩玄武巖稀土元素含量見表2。廣靈玄武巖稀土元素(不含Y)總量(ΣREE含量)為(77.79～83.11)×10-6，鎮(zhèn)川堡玄武巖稀土元素總量為(175.27～177.03)×10-6，右玉玄武巖稀土元素總量為(90.02～169.29)×10-6。由此可知，同一火山洼地玄武巖的稀土元素總量接近，不同火山洼地玄武巖稀土元素總量存在差異。山西漢諾壩玄武巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(圖8)均向右緩傾，輕稀土元素富集程度為中等—較高，重稀土元素分餾程度偏低，輕、重稀土元素分餾程度中等，Eu異常不明顯。亞堿性玄武巖重稀土元素比堿性玄武巖較平坦，說明2種玄武巖源區(qū)不同。堿性玄武巖稀土元素配分曲線近于平行，夏威夷巖比其他堿性玄武巖豐度略高，與洋島玄武巖(OIB)相似。右玉和廣靈玄武巖稀土元素配分曲線略具扇形。

(a) 亞堿性玄武巖 (b) 堿性玄武巖

圖8山西漢諾壩玄武巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線

Fig.8ChondritenormalizedREEpatternsofHannuobabasaltsinShanxi

堿性玄武巖和亞堿性玄武巖均富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強元素和重稀土元素。由東向西，亞堿性玄武巖的稀土和微量元素豐度降低，堿性玄武巖的稀土和微量元素豐度升高。

3 巖漿演化及巖石成因探討

3.1 山西漢諾壩玄武巖原生巖漿存在的可能性

鄧晉福等[11]綜合已有成果，確定原生玄武巖巖漿的3個標志為： ①含有橄欖巖包體； ② Mg/(Mg+Fe2+)=0.68(0.62)～0.72； ③w(NiO)>0.03%。山西漢諾壩玄武巖47個樣品中，Mg/(Mg+Fe2+)≥0.68的樣品有14個，Mg/(Mg+Fe2+)≥0.62的樣品有34個。馬金龍等[3]研究認為陽原玄武巖含大量橄欖巖和輝石巖包體。鄧晉福等[11]認為中國東部許多新生代玄武巖，包括堿性橄欖玄武巖、碧玄巖、霞石巖、白榴石玄武巖、橄欖拉斑玄武巖和苦橄質玄武巖等，均為原生玄武質巖漿。由此推斷，山西漢諾壩部分玄武巖為原生巖漿。

3.2 巖漿結晶分離和混合作用

鄧晉福等[11]認為具有巖漿包體與不平衡斑晶組合，巖石化學成分變異呈直線趨勢，稀土元素配分曲線呈扇形，是巖漿混合作用的反映，含高壓巨晶的玄武巖為巖漿結晶分離作用的體現(xiàn)。漢諾壩玄武巖含單斜輝石和橄欖石斑晶，隨MgO含量降低，Ni含量明顯下降 (圖9)。玄武巖隨CaO含量降低，CaO/Al2O3值逐漸減小(圖10)，顯示有巖漿混合作用和巖漿結晶分離作用發(fā)生。右玉和廣靈堿性玄武巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線略具扇形，也表明山西漢諾壩玄武巖形成時存在巖漿混合作用。

圖9 玄武巖Ni-MgO相關圖解

圖10 玄武巖CaO-CaO/Al2O3相關圖解

3.3 地殼混染

與大洋相比，大陸玄武巖漿向地表運移過程中，必然會經歷巨厚的地殼，可能受到地殼物質不同程度的混染，因此具有比大洋玄武巖更復雜的地球化學特征。大量證據表明，山西漢諾壩玄武巖基本未受或輕微受地殼物質的混染。由漢諾壩玄武巖極低的Rb/Ba值(0.04)、Rb/Sr值(0.03)和較高的Ti/Y值(568)可知，山西漢諾壩玄武巖在噴發(fā)過程中未受到地殼物質的混染[5]。漢諾壩玄武巖La/Nb值(除鎮(zhèn)川堡2件樣品La/Nb值分別為1.38和1.94外)為0.67～0.89，平均值為0.77，明顯低于中國東部大陸地殼的La/Nb平均值[5]，也表明玄武巖漿未受地殼物質的混染。微量元素和同位素特征類似于花崗巖類和沉積巖。因此，如果大陸玄武巖受到地殼物質的混染，則巖石地球化學和同位素特征應該相似或趨向一致，但這些特征并不明顯。上、下地殼的微量元素(表3)配分模式類似，除Ba、Sr外，微量元素豐度太低，顯然無法提供形成大陸玄武巖所需的物質[12]。由于Nd同位素受地殼混染影響較大，如果發(fā)生地殼物質混染，玄武巖應與地殼高豐度元素(Ba、Th、SiO2)呈正相關，但山西漢諾壩玄武巖該類元素豐度均較低。如果地殼混染造成玄武巖稀土元素及同位素富集，則漢諾壩玄武巖的巖石化學成分不會僅局限在玄武巖范圍，而應表現(xiàn)出更廣泛的成分范圍，如安山巖等。

表3 地殼中微量元素豐度[10]

因此，研究區(qū)同位素與微量元素的相關性及主量元素成分特征基本排除了漢諾壩玄武巖受地殼混染的可能性，至少大規(guī)模快速噴發(fā)的大陸玄武巖主體未受到地殼物質的強烈混染。

3.4 巖石成因

在干(無水)或含不飽和水的條件下，地幔橄欖巖壓力1～2 GPa(深度相當于35～70 km)，2%～10%熔融程度，可形成堿性玄武巖； 在過量(飽和)水條件下，熔融程度較高，形成橄欖拉斑玄武巖[11]。綜合質量平衡計算結果表明，原生夏威夷玄武巖巖漿代表約4%熔融程度，原生堿性玄武巖巖漿代表7%～8%熔融程度，原生苦橄(拉斑)玄武巖巖漿代表約20%熔融程度[11]。

研究表明，沒有受到地殼物質混染的由地幔柱產生的玄武質巖石，具有平坦的稀土元素配分型式，或輕稀土元素富集，缺乏Nb、Ta和Ti負異常，這些玄武巖在微量元素配分模式和微量元素濃度方面與洋島玄武巖(OIB)接近，是板內環(huán)境下軟流圈地幔產生熔體的典型特征。然而，具有相當均一成分(低87Sr/86Sr，高εNd)的軟流圈不可能演繹出如此復雜的大陸溢流玄武巖，依賴于構造條件的地幔柱玄武巖必然受到地幔巖石圈和板塊俯沖作用的影響。

地幔柱為干(無水)或含不飽和水的環(huán)境，熱力學計算結果表明，發(fā)生跨越BⅠ型演化趨勢的巖漿房位于莫霍面附近(25～40 km)[11]，這與邢作云等[13]的認識一致。結合玄武巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖7)和球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(圖8)，山西漢諾壩堿性玄武巖以地幔柱成因為主，而板塊俯沖富水和富含揮發(fā)分可使地幔巖石圈熔融形成拉斑玄武巖。

4 大地構造背景探討

在玄武巖Zr/Y-Nb/Y構造環(huán)境判別圖解(圖11)中，堿性玄武巖主要落入地幔柱源OIB區(qū)，右玉鈣堿性玄武巖落入大洋高μ(U/Pb)源玄武巖區(qū)，鎮(zhèn)川堡拉斑玄武巖落入非地幔柱源玄武巖區(qū)。在玄武巖Ta/Hf-Th/Hf構造環(huán)境判別圖解(圖12)中，大部分玄武巖樣品落入地幔熱柱玄武巖區(qū)，但鎮(zhèn)川堡拉斑玄武巖落入陸內裂谷及陸緣裂谷拉斑玄武巖區(qū)，廣靈堿性玄武巖落入陸內裂谷堿性玄武巖區(qū)，表明由東向西，構造環(huán)境由非地幔熱柱的陸(內)緣裂谷向地幔熱柱轉化，即由板塊俯沖向地幔柱轉變。

DEP.深部虧損地幔； PM.原始地幔； DM.淺部虧損地幔； N-MORB.正常洋脊玄武巖； EN.富集組分； UC.上部地殼； REC.再循環(huán)組分； HIMU.高μ(U/Pb)源； EM1、EM2.富集地幔源； OIB.洋島玄武巖； CB.與大陸巖石圈相互作用的非地幔柱源玄武巖； ΔNb線.地幔柱源與非地幔柱源分界線

圖11玄武巖Zr/Y-Nb/Y構造環(huán)境判別圖解[14]

Fig.11Zr/Y-Nb/Yidentificationdiagramoftectonicsettingofbasalts[14]

Ⅰ.大洋板塊發(fā)散邊緣N-MORB 區(qū)； Ⅱ.板塊匯聚邊緣(Ⅱ1.大洋島弧玄武巖區(qū)； Ⅱ2.陸緣島弧及陸緣火山弧玄武巖區(qū))； Ⅲ.大洋板內洋島、海山玄武巖區(qū)及T-MORB、E-MORB區(qū)； Ⅳ.大陸板內(Ⅳ1.陸內裂谷及陸緣裂谷拉斑玄武巖區(qū)； Ⅳ2.陸內裂谷堿性玄武巖區(qū)； Ⅳ3.大陸拉張帶(初始裂谷)玄武巖區(qū))； Ⅴ.地幔熱柱玄武巖區(qū)

圖12玄武巖Ta/Hf-Th/Hf構造環(huán)境判別圖解[15]

Fig.12Ta/Hf-Th/Hfidentificationdiagramoftectonicsettingofbasalts[15]

邢作云等[13]認為大同地區(qū)(大同—繁峙)存在一個軟流圈上涌的地幔柱，其淺表涵蓋恒山—大同及其以北地區(qū)，該處莫霍面深40～42 km； 張旗等[16]認為43 Ma以后存在太平洋板塊對華北板塊的俯沖作用。因此，山西漢諾壩玄武巖應與太平洋板塊對華北板塊的俯沖有關?？梢?，山西漢諾壩堿性玄武巖大多數(shù)為地幔柱成因，鎮(zhèn)川堡拉斑玄武巖和右玉鈣堿性玄武巖為板塊俯沖的島弧玄武巖。

在板塊俯沖作用下，巖石圈地幔熔融形成富大離子親石元素及輕稀土元素的EM1地幔熔漿，即拉斑玄武巖。隨著板塊俯沖深度逐漸增加，壓力增強，熔融程度降低，此時巖石圈地?？赡苌筛痈昏F鎂的熔漿，與地幔柱混合形成向富鐵鎂演化的亞堿性玄武巖。隨巖漿結晶分異作用的進行，拉斑玄武巖SiO2含量幾乎不變，而FeO含量逐漸增加，稱為芬納趨勢[9]。板塊俯沖誘發(fā)軟流圈地幔上涌，形成地幔柱并與少量巖石圈地幔熔漿混合，形成大量鉀質堿性玄武巖。隨著地幔柱的上升，壓力逐漸減小，熔融分離程度提高而生成鈉質堿性玄武巖。

5 結論

(1)自東向西，山西新生代漢諾壩玄武巖，在火山噴發(fā)時代和規(guī)模、火山韻律和旋回、巖石地球化學及構造環(huán)境等方面均顯示規(guī)律性演化特征，具有板塊俯沖造山帶火山火成巖系列的發(fā)育和演化的極性。

(2)漢諾壩玄武巖富集大離子親石元素和輕稀土元素。亞堿性玄武巖具島弧玄武巖特征，與板塊俯沖作用有關； 堿性玄武巖類似于洋島玄武巖，由地幔柱和巖石圈地幔熔漿混合形成，是板塊俯沖作用誘發(fā)形成地幔柱。

(3)亞堿性玄武巖向堿性玄武巖的轉變，可能代表玄武巖以板塊俯沖成因為主向地幔柱成因為主的轉換。堿性玄武巖由鉀質向鈉質變化，反映地幔柱向淺的過程； 亞堿性玄武巖向富鐵鎂演化，反映板塊俯沖向深的過程。

致謝： 本文撰寫中，與王權教授級高級工程師、孫點亮教授級高級工程師、魏榮珠教授級高級工程師、李建榮高級工程師、米廣堯高級工程師進行有益討論，趙禎祥高級工程師審閱了全文，山西省地質調查院基礎調查研究中心提供了豐富的地質資料，審稿專家和譚桂麗、劉丹編輯提出了寶貴的修改意見，在此一并表示衷心感謝。