西昆仑北缘库斯拉甫一带寒武纪中酸性岩浆活动及地质意义

黄建国, 杨瑞东, 杨 剑, 崔春龙, 侯兰杰

(1. 贵州大学 资源与环境工程学院, 贵州 贵阳 550025; 2. 西南科技大学 环境与资源学院, 四川 绵阳 621010)

0 引 言

西昆仑北缘中酸性岩体分布广泛，从元古代到中生代均有出露，其中加里东期岩体的存在已被大量同位素年龄[1‒4]所证实，在以往的研究中，前人对该期岩体进行了露头尺度的描述。2007年至 2010年笔者在参与库斯拉甫一带5万区域地质矿产调查的过程中，据野外地质调查和获得的同位素年龄及岩石的地球化学特征，认为加里东期中酸性岩体可进一步细分为寒武纪(约 512 Ma)及晚奥陶—早志留世(约434 Ma)两期。本研究拟报道库斯拉甫一带寒武纪岩体形成的年龄、岩石学、矿物学和地球化学等特征，探讨岩体产出的大地构造环境，提出早古生代西昆仑北缘库斯拉甫一带可能的岩浆-构造事件。

1 地质背景和岩石学特征

库斯拉甫一带寒武纪中酸性岩体位于西昆仑北缘和塔里木盆地西南缘结合部位西侧，两者以盖孜-库斯拉甫区域性大断裂(图1中的F1)(又称铁克里克断裂[5‒6])为界，该断裂对沉积盆地演化、岩浆活动、变质作用及成矿等方面多具控制作用。断裂南西侧为多时代中酸性岩浆岩(ηγPt、δoЄ、δoS 和 ηγT)、基性脉岩(βμN)及前震旦纪(Ch和 JxS)结晶基底-古生界(O和C)海槽型变质岩的分布区；断裂北东侧为一套台地型正常沉积的泥盆系(D)、石炭-二叠系(C-P)、侏罗系(J)和白垩系(K)的碎屑岩夹碳酸盐岩建造，局部为含煤建造和膏岩层建造[7‒8]。库斯拉甫一带寒武纪中酸性岩体以马拉喀喀奇阔岩体及云吉于孜岩体为代表(图1)，前者东西宽3 km，南北长5 km，面积15 km2，后者东西宽12 km，南北长14 km，面积大于100 km2，呈岩基状产出。云吉于孜岩体侵位围岩为长城系(Ch)赛图拉岩组和蓟县系桑株塔格群(JxS)，两岩体均被未分石炭系(C)不整合覆盖，岩石特征相似，主体类型为早序次浅灰-麻灰色似斑状中粒石英(二长)闪长岩(图2a, 图2b)，中有晚序次灰白色似斑状细粒花岗岩(图 2c)，在多个部位呈岩株或岩脉状侵位(图2a)。

图1 西昆仑北缘库斯拉甫一带地质简图(实测)Fig.1 Geological sketch map of the Kusilafu area in the Northern Margin of Western Kunlun (field survey)

从宏观上看，早序次闪长岩似斑状特征明显，长石斑晶以靠岩体边缘为多，由边缘往中心减少。斜长石斑晶较自形，含量约为5%～15%，大小2 cm ×1.2 cm ～ 2.5 cm × 1.5 cm。基质具中-细粒粒状结构，主要矿物为半自形粒状斜长石，含量 30%～40%，钾长岩含量7%～10%，角闪石10%～15%，石英10%～15%，黑云母3%～5%，粒径一般在0.2～0.8 cm。副矿物主要有榍石、磷灰石、锆石和磁铁矿等。花岗岩的形成序次明显较闪长岩略晚，以含少量斑晶细粒二长花岗岩常见，斑晶靠边缘比较密集，主要为斜长石，含量可达10%～20%，晶体长1～2 cm，宽0.8～1 cm，厚0.5～0.8 cm。基质具细粒花岗结构，矿物结晶粒度由边缘往中心从细粒变化为中粒。基质的矿物组成以浅色半自形长石及他形石英为主，占矿物总量的80%～90%，长石含量在岩体边缘为55%～60%，其中钾长石(微斜长石和条纹长石)含量 15%～25%，斜长石(更长石)含量35%～45%，部分斜长石出现钠长石净化边，石英含量20%～30%，从边缘往中心逐渐增高。暗色矿物较少，分布不均匀，含量 5%～10%，多为黑云母，少量为角闪石，副矿物有钛铁矿、石榴子石和锆石等。

2 测试方法

样品主要采自塔(县)-莎(车)公路旁的马拉喀喀奇阔岩体和云吉于孜岩体中，位置分别为76°8′23″E，37°55′59″N 及 76°7′59″E，37°56′26″N。全岩主元素、微量元素、稀土元素和锆石U-Pb年龄的分析测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)进行，主元素分析测试采用传统常规湿化学方法，并赋之以原子吸收光谱法，元素分析误差小于2%。微量和稀土元素的分析测试利用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定，分析精密度和准度详见Liu et al.[9]。

从闪长岩(马拉喀喀奇阔岩体, δoЄ, 采样位置:76°8′23″E, 37°55′59″N)样品中分选出锆石，在双目镜下挑出无色透明无裂痕的颗粒，用环氧树脂固定并抛光至锆石颗粒一半露出，然后进行阴极发光(CL)内部结构及LA-ICPMS原位微量元素和同位素分析测试。用FEG quanta 400热点电场发射环境扫描电子显微镜进行锆石 CL显微图像分析。锆石的同位素组成利用Agilent 7500a型ICP-MS进行测定，激光剥蚀系统为德国 Micro2Las 公司生产的 GeoLas 2005，测试使用的标准锆石是 91500，激光束斑直径为30 mm，激光剥蚀样品的深度为20～40 mm。分析精密度和准确度详见Hu et al.[10]。对分析数据的离线处理采用软件 ICPMSDataCal，详见 Liu et al.[11‒12]，数据处理及成图采用SQUID 1.0和Isoplot软件[13]。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

选取的锆石为浅黄色-无色透明，多呈长柱状，长宽比为 2∶1，自形程度较好，粒度多在 100～300 μm。锆石的阴极发光(CL)图像内部结构清楚，生长振荡环带结构、核幔结构较发育(图3)，核部的年龄和幔部的年龄较为一致。研究表明，一般认为岩浆成因的锆石具有较高的 Th、U含量，且 Th/U值通常大于 0.4；变质锆石 Th、U含量相对较低，且 Th/U 值小于 0.1[14‒16]。所测锆石的 Th含量为125.79～862.44 μg/g，平均 360.64 μg/g；U 含量为341.55～1511.37 μg/g，平均 855.83 μg/g，Th/U 比值为0.27～0.58，平均0.41(表1)。大多数测点具有一致的206Pb/238U和207Pb/235U表观年龄，Th、U具有较为明显的正相关性，表明测年锆石颗粒具有岩浆成因的特征。

本次共计测定 25个分析点(表 1)，22颗锆石206Pb/238U年龄相对集中，范围为484～533 Ma(图4)，而 3个测点(11、17和 23)年龄和谐性差，表明 Pb丢失严重，故在作图中予以剔除。利用Isoplot软件制作锆石 U-Pb年龄谐和图(图 5)，从图上看206Pb/238U年龄偏低的点，明显有Pb丢失，故采用有效点的算术平均来计算年龄(图 5)，平均年龄为(512±4) Ma (SMWD=1.5)，因此，马拉喀喀奇阔杂岩体的早期闪长岩系列的侵位成岩年龄为(512±4)Ma。

图2 马拉喀喀奇阔岩体野外照片Fig.2 Field photographs of the Malakakaqikuo rock mass (δoЄ)

图3 马拉喀喀奇阔岩体(δoЄ)锆石部分CL图像Fig.3 CL images of zircon from Malakakaqikuo rock mass (δoЄ)

表1 马拉喀喀奇阔岩体锆石的LA-ICPMS U-Th-Pb同位素分析结果Table 1 LA-ICPMS U-Th-Pb isotopic data for zircons from diorite of the Malakakaqikuo rock mass

图4 马拉喀喀其阔闪长岩(δoЄ)锆石年龄分布直方图Fig.4 Zircon ageʼs distribution histogram of the Malakakaqikuo diorite(δoЄ)

3.2 地球化学特征

研究区寒武纪早序次闪长岩主元素见表 2。从中可以看出, SiO2含量为 55.08%～58.9%，平均56.54%; K2O含量为 1.95%～3.47%，平均 2.53%;Na2O含量为1.63%～2.85%，平均2.17%; K2O、Na2O含量比较接近，K2O＋Na2O含量为 3.81%～5.50%;CaO含量为5.92%～8.65%，平均7.38%; 里特曼指数δ为1.20～2.39，平均1.74，小于3.3[18]，属钙碱系列。从岩石的矿物含量、Q-A-P图解(图6)及主元素含量特征来看，该岩石属于钙碱性似斑状石英二长闪长岩。其Al2O3含量为16.05%～16.88%，平均为16.46%; 铝饱和指数A/CNK为1.28～1.57，平均1.41，属铝过饱和范畴。晚序次花岗岩的 SiO2含量为 65.24%～73.54%，平均 70.99%; K2O含量为3.85%～6.82%，平均5.55%; Na2O含量为1.30%～2.53%，平均1.96%; K2O的含量明显高于Na2O; CaO含量为 2.37%～5.95%，平均 3.16%; 里特曼指数 δ为1.18～3.93，平均2.13，小于3.3[18]，属钙碱系列。Al2O3为11.58%～17.51%，平均13.31%，从岩石的矿物含量、Q-A-P图解(图6)及主元素的含量特征来看，该岩石属于钙碱性似斑状二长花岗岩。铝饱和指数A/CNK为0.86～1.56，平均1.27，属铝过饱和范畴。

寒武纪岩体的稀土元素含量及分布模式分别见表 2及图 7。从中可以看出，其元素特征可分为两类，第一类以早序次闪长岩为主(样号为Y-2、27、3 8和 H-1, 图中虚线)，稀土元素含量较低(ΣREE为 121～312 μg/g，平均 202 μg/g)、δEu 值(0.56～0.88，平均 0.73)相对较大、分布模式曲线整体分布于图下部。第二类以晚序次花岗岩为主(样号为Y-1、15、19、H-2、59和Ⅱ80, 图中实线)，稀土元素含量较高(ΣREE 为 153～843 μg/g，平均 392μg/g)、δEu 值(0.25～0.57，平均 0.40)很小，分布模式曲线整体分布在图上部，呈明显的“V”字型。两类岩石分布模式曲线均向右倾斜，轻稀土元素分馏明显，重稀土元素分馏不明显(图7)，其中闪长岩和花岗岩的(La/Yb)N分别为 11.7～18.9(平均 15.1)和9.60～22.8(平均 13.38)。

图5 马拉喀喀其阔闪长岩(δoЄ)锆石U-Pb年龄谐和图Fig.5 U-Pb zircon concordia diagram of the Malakakaqikuo diorite (δoЄ)

表 2 寒武纪岩体(δoЄ、γЄ)主元素(%)、微量元素(μg/g)分析结果Table 2 Analytical results of major elements (%), trace elements (μg/g) of Cambrian rock mass (δoЄ and γЄ)

图6 寒武纪岩体(δoЄ、γЄ)Q-A-P分类图解Fig.6 Q-A-P nomenclature diagram of Cambrian rock mass(δoЄ and γЄ)

图7 寒武纪岩体(δoЄ、γЄ)稀土分布模式Fig.7 REE distribution diagram of Cambrian rock mass (δoЄ and γЄ)球粒陨石标准化值据Boynton[17]

在寒武纪岩体微量元素蛛网图(图8)上，所有样品的元素丰度均高于原始地幔值，岩石强烈的富集Rb和Ba，(Rb/Yb)N＞1，显示强不相容元素富集型。早序次闪长岩显示出Nb、Sr、P和Ti亏损及La和Zr富集(图8a)，与后序次花岗岩相比，微量元素丰度较高，并以富Ba为特征，负Th不明显。晚序次花岗岩在Ba、Nb、Sr、P和Ti等处呈明显的谷，在Th、La、Nd、Sm和Y处呈明显的峰(图8b)，显示出S型花岗岩[19]及岩浆源以壳源为主的特征[20]。

图8 寒武纪岩体(δoЄ and γЄ)微量元素原始地幔标准化蛛网图Fig.8 Mantle-normalized trace element diagram of Cambrian rock mass (δoЄ and γЄ) (a: diorite; b: granite)(a)早序次闪长岩; (b)晚序次花岗岩

4 讨 论

4.1 两序次岩体的关系

从云吉于孜及马拉喀喀奇阔两岩体野外特征(图 2a)来看，早晚序次岩体岩石密切共生，均匀分布，早序次岩体在数量上占绝对优势，晚序次岩体以小岩脉穿插其中。早晚序次岩体岩石学特征具有杂岩体的一些变化规律，例如，岩石化学成分由中性向酸性变化(早序次岩体SiO2平均含量为56.54%，晚序次岩体为 70.99%)、碱度亦渐趋增高(早序次岩体里特曼指数δ平均为1.74，晚序次岩体为2.13)、岩石结构由粗而细变化(早序次闪长岩多为中粒，晚序次花岗岩主要为细粒)、矿物的结晶程度渐趋降低、岩石的稀土元素地球化学特征呈有规律变化(从早序次到晚序次稀土含量相对增加、δEu值相对变小)，以上特征[21]反映出两岩体均为一杂岩体。另外，后序次花岗岩的特征(岩石学、矿物学和地球化学)与研究区后期的志留纪石英闪长岩(δoS)及三叠纪二长花岗岩(ηγT)的特征差别很大，无法进行对比研究。据最近测试的云吉于孜岩体锆石U-Pb年龄，早序次石英二长闪长岩206Pb/238U平均年龄为515 Ma，而晚序次钾长花岗岩206Pb/238U平均年龄为510 Ma，这与早晚两序次岩体野外的地质特征及地球化学特征相一致，同时直接地证明了早晚序次岩体属于一杂岩体。

4.2 成因类型和源区

花岗岩的成因类型是研究大陆地壳组成和演化的岩石探针，指示岩石形成的构造背景，反演构造演化过程，因此，成因类型一旦被鉴别出来，就可以作为确定构造环境的依据。库斯拉甫一带寒武纪早序次岩体岩石类型以(二长)闪长岩为主，主矿物中角闪石含量较多，可达10%～15%，副矿物以榍石、磷灰石、锆石和磁铁矿为主，在Q-A-P图(图6)中的投影靠近 I型花岗岩的位置，Fe2O3/FeO比值为0.13～2.27，平均1.22，远大于0.4[22]，这些特征显示出 I型花岗岩类的特征，但岩石的铝饱和指数(A/CNK)为 1.28～1.57，平均 1.41，大于 1.1[22]，一般不符合 I型花岗岩的特征，这种情况可能与后序次花岗岩的均匀侵入有关，造成 Al2O3含量明显增高。而晚序次岩体的岩石学、矿物学及地球化学等特征与S型花岗岩类比较吻合，例如，岩石类型以(二长)花岗岩为主，主矿物中黑云母的含量较高，约5%～10%，副矿物以钛铁矿、石榴子石和锆石等为主，共生岩石中缺少火山物质，岩石的铝饱和指数(A/CNK)为 0.86～1.56，平均 1.27，远远大于 1.05[22]，多数Fe2O3/FeO比值小于0.4，在Q-A-P投影图中的位置靠近S型花岗岩的区域等。一般认为，I型花岗岩的源岩物质是未经风化作用的火成岩熔融而来，是活动大陆边缘的产物。而S型花岗岩是大陆-大陆碰撞褶皱带或克拉通之上韧性剪切带的产物，在这些地带，大规模的构造运动使地壳大大加厚，地温梯度升高，从而导致了陆壳变沉积岩的部分熔融作用[22]。寒武纪晚序次花岗岩具有高碱度、高钾含量和高稀土元素总量，Eu负异常的特征，表明岩浆应来自地壳的部分熔融[23]，进一步证明了属于S型花岗岩的范畴。

早序次闪长岩的 Rb/Sr和 Rb/Ba比值分别为0.31～1.36(平均 0.66)和 0.16～0.33(平均 0.27)，与原始地幔的相应值[24](分别为0.029和0.088)相比，其岩浆经历过较高程度的分异演化，但其分异演化的程度不如同期花岗岩。此外，岩石Nd/Th比值(1.21～3.69，平均为2.56)和Nb/Ta比值(5.85～15.39，平均为12.06)均较低，分别落入壳源岩石的范围[25](小于15和约为11.4)，显示该岩浆主要是壳源的。晚序次岩石的Rb/Sr和Rb/Ba比值分别为0.74～8.29(平均3.47)和0.17～0.33(平均0.28)，远远高于原始地幔的相应值[24](分别为0.029和0.088)，反映岩浆经历过很高程度的分异演化。另外，岩石Nd/Th比值(1.16～3.36，平均为2.17)和Nb/Ta比值(6.17～18.08，平均为10.4)均较低，分别落入壳源岩石的范围[25](小于15和约为11.4)，进一步证明该花岗岩岩浆是壳源的。

库斯拉甫寒武纪早晚两序次岩体之所以具有不同的地球化学特征，可能与岩体的形成深度及源区物质组成差异有关。早序次岩体的构造位置、I型花岗岩性质、以壳源为主的岩浆源及Eu亏损不强烈的特征，显示出源区有来自消减洋壳的可能性[26]。早序次岩体具有中高 Sr及低 Yb含量(Sr平均 309.25 μg/g, Yb 平均 2.08 μg/g)的特征[27]，以及形成压力可能大于0.8 GPa (熔体中的残留物为石榴子石+角闪石+单斜辉石±斜长石±钛铁矿[28])，表明其形成的深度较大，约为30 km[27]。而后序次岩体的低Sr和高Yb 含量(Sr平均 101.93 μg/g, Yb 平均 4.49 μg/g)特征，以及形成压力小于0.8 GPa (熔体中的残留物为斜长石+角闪石±斜方辉石±钛铁矿[28])，反映出形成在较浅的深度[27]。以上说明该区域寒武纪消减的洋壳并未达到石榴子石稳定区的深度(至少大于 40 km[27])。结合源区的构造位置、岩石的成因类型、形成深度及地球化学特征，初步认为早序次岩体的源区可能主要来自活动大陆边缘消减洋壳上部的地壳。

晚序次花岗岩与早序次闪长岩同属一杂岩体，且主元素、稀土元素和微量元素等特征均与早序次闪长岩具有一定的对比性。例如，两者岩石的里特曼指数δ均小于3.3，铝饱和指数A/CNK均大于1.1，均具中等Eu负异常(前者δEu平均为0.40，后者为0.73)，稀土分布模式曲线均向右倾斜，轻稀土元素均有明显分馏 (前者(La/Yb)N平均为13.38，后者为15.1)，微量元素蛛网图中在Nb、Sr、P和Ti处均表现为明显的谷，Th、La、Sm和Y处表现为明显的峰。这些特征反映出晚序次花岗岩与早序次石英闪长岩成因关系密切，可能是早序次石英闪长岩分离结晶的产物，两者均为早期地壳物质部分熔融的产物。

4.3 形成环境分析

西昆仑北缘寒武纪发生的中酸性岩浆活动已被广泛证实[1,3,4,29,30]，多数学者认为岩浆的形成与岛弧作用有关[1,31‒35]，也有部分学者认为岩浆的形成与裂解作用有关[4,36,37]，笔者通过系统研究，也倾向于区内寒武纪中酸性岩浆活动与岛弧作用有关，理由如下: (1)库地蛇绿岩所代表的洋盆发育时代被 6.9亿年和4.8亿年所限定[38]，即洋盆在震旦纪以后拉开，至早奥陶世前已经闭合，其中寒武纪时洋盆开始向南消减[29,34]，形成昆仑中带的第一期岛弧[39]，库斯拉甫一带512 Ma的钙碱性(二长)闪长岩正好位于当时岛弧位置，可与赛拉图北539 Ma (Rb-Sr等时线年龄[40])的闪长岩体相对应。(2)寒武纪两序次岩体在R2-R1图解中也显示为板块碰撞前的(岛弧)环境(图9)。(3)两序次岩体的元素蛛网图上表现出的特征与正常大陆弧花岗岩基本一致。(4)微量元素已经被广泛用来判定花岗岩的构造位置[41]，在 Rb-(Nb+Y)和Nb-Y判别图中(图10)，早序次闪长岩体均落入火山弧花岗岩区，而晚序次花岗岩体的位置跨越了火山弧花岗岩区、同碰撞造山和板内花岗岩交汇区(图10)。从区域地理位置来看，在区域上确实存在早古生代的俯冲消减带[31,33,42‒43]，这与火山弧的成因比较吻合。

图 9 寒武纪岩体(δoЄ、γЄ)R2-R1图解Fig.9 R2-R1 diagram of Cambrian rock mass (δoЄ and γЄ)

图10 不同类型花岗岩Rb-(Nb+Y)和Nb-Y图解[41]Fig.10 Rb-(Y+Nb), Nb-Y diagrams of δoЄ and γЄ

另外，库斯拉甫一带寒武纪中酸性岩体岩石组合类型主要是石英(二长)闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩，南东约100 km寒武纪库地北岩体和新藏公路 128 km岩体组合类型分别为钾长花岗岩-二长花岗岩和石英闪长岩-花岗闪长岩-斜长花岗岩[44]，这套岩石组合的许多特征与美洲西海岸科迪勒拉-安第斯山系的花岗岩带相似，Hamilton et al.[45]根据板块构造原理认为后者为消减洋壳上部部分熔融的产物。可见，本区寒武纪中酸性岩体的岩石组合可能是消减洋壳上部早期地壳部分熔融的产物。

4.4 早古生代西昆仑北缘的岩浆活动-构造事件

区内早古生代岩浆活动与构造事件可能的模式为：(1)中元古代晚期形成前震旦纪结晶基底，以一套中深变质的角闪岩相变质岩为代表，岩性为混合岩化片麻岩、片岩和大理岩、石英岩等(以区内的长城系赛图拉岩组(Chst)和蓟县纪桑株塔格群(JxS)为代表)；(2)新元古代晚期，在已形成的大陆基底上破裂拉张，分布于莎车县、泽普县南部的新元古代板内基性火山岩(前人将该套地层命名为恰克马克力克群[23])、新元古代幔源AA型片麻状花岗岩和来自过渡型地幔的辉绿岩岩墙群等，构成了西昆仑新元古代大陆裂解事件群[36]，这些基性火山岩指示这次拉张作用，构造环境为板内拉斑玄武岩，是大陆裂开阶段的产物，昆仑洋或“原特提斯”[38,46]开始形成[36,38]。恰克马克力克群在玄武岩的下部发育了约60 m厚的碎屑岩，碎屑岩形成于河、湖环境，且在火山岩中还见到白云质灰岩条带，这些表明当时的大陆边缘以及水体相对较浅的沉积环境；(3)早寒武世末起，在活动大陆边缘(即西昆仑地块边缘)昆仑洋洋壳可能发生俯冲消减[30‒31]，洋壳的消减是由北向南进行的[29,34]；(4)晚寒武世，昆仑洋壳的俯冲消减达最大程度，因洋壳的俯冲消减而在西昆仑地块边缘形成增生岩浆弧，靠近俯冲消减带局部存在碰撞前的岛弧，北侧的塔里木板块南缘具被动边缘性质[36]，构造运动相对稳定。而区内早晚两序次岩浆侵位成岩均为增生在大陆边缘新的地壳产物；(5)中奥陶世—志留纪是洋壳消减的末期，形成库地-苏巴什蛇绿岩带[38,39,47,48]，为其洋壳残片[36]。西昆仑上泥盆统奇自拉夫组不整合于下伏长城纪及蓟县纪地层之上，代表造山后的磨拉石建造，并标志着进入了另一构造旋回。

5 结 论

(1)西昆仑北缘库斯拉甫一带寒武纪中酸性岩浆主要发生早晚两序次侵位成岩，两序次岩体构成一杂岩体。早序次以似斑状石英(二长)闪长岩为代表，锆石U-Pb年龄为(512±4) Ma，岩体侵位规模大，出露广泛，属于 I型花岗岩；晚序次以似斑状(二长)花岗岩为主，岩体侵位规模小，以岩株、岩脉状穿插其中，属于S型花岗岩。

(2)两序次岩浆侵位的环境均为岛弧，可能由昆仑洋的俯冲消减引起，不同之处在于早序次岩石产于活动大陆(西昆仑地块)边缘位置，而晚序次岩石形成在俯冲消减带上，岩石组合类型和源区反映出两序次岩体均为早期地壳物质部分熔融的产物。

新疆阿克陶县库斯拉甫 1∶5万区调项目为论文数据分析提供了资金支持; 两位审稿专家和编辑部老师在论文修改时给予了热情帮助和悉心指导，在此一并感谢。

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