内蒙古察哈尔右翼后旗元山洼A型花岗岩年代学及地球化学特征

陈岩滨， 夏立元， 王 耀， 陆兆和

(1.安徽省地质调查院(安徽省地质科学研究所)，安徽 合肥 230001; 2.中国冶金地质总局 山东正元地质勘查院，山东 济南 250000)

A型花岗岩作为一种具有特殊地球化学性质的花岗岩类，前人对其进行了大量的研究和分类工作[1-11]，如根据不相容元素比值特征，分为A1和A2型花岗岩[10]；根据碱质、铝质等地球化学性质和矿物学特征，又分为碱质和铝质A型花岗岩[11]。晚古生代时期，华北板块北缘进入后碰撞阶段，区内发生大规模的岩浆侵位活动，形成大面积的高钾钙碱性I型、强过铝质S型和碱质A型花岗岩类[12]。其中，带有特定过程印记的A型花岗质岩浆事件对探讨研究华北板块北缘伸展拉张体制转换和演变具有重要地质意义。近年来，在同为后碰撞环境的东南沿海和北京燕山等地先后发现有A1、A2型花岗岩共存的现象[13-15]，这在A型花岗岩成因研究方面提出了新的问题。另外，A型花岗岩，尤其是铝质A型花岗岩和高分异花岗岩在矿物学、地球化学等诸多方面极为相似，较难区分。虽然前人在这方面开展了大量的工作和总结[1-6,16]，提出了若干划分方案与标准，但在实际应用过程中，由于地质环境的复杂性和地球化学结果的多解性，仍面临较多困难。

在内蒙古察哈尔右翼后旗开展1∶5万区域矿产地质调查过程中，笔者发现元山洼—罗珠村一带有大面积二长花岗岩出露。本次工作测制了元山洼岩体剖面，系统采集了岩石样品，并开展了岩相学、主微量稀土元素地球化学和锆石U-Pb年代学分析，探讨了该岩体的地球化学特征、侵位时代、岩石成因和构造意义，尤其是后碰撞环境不同阶段和区域深大断裂对岩浆事件的影响，为A型花岗岩成岩过程和华北板块北缘地壳演化研究提供依据。

1 地质概况

研究区位于华北板块北缘狼山—阴山陆块与狼山—白云鄂博裂谷过渡带(图1-a)，附近有乌兰哈达—高勿素深大断裂通过。地表为大面积新生代地层，局部出露新太古代结晶基底色尔腾山岩群东五分子岩组、元古代盖层蓟县纪哈拉霍疙特组和震旦纪什那干组，零星出露白垩纪白女羊盘组火山岩(图1-b)。岩浆岩主要为中二叠世石英二长岩、晚三叠世二长花岗岩和黑云母二长岩、早白垩世花岗斑岩，以及少量古元古代片麻状花岗岩。区内中新世汉诺坝组玄武岩广泛分布，呈裂隙式—中心式火山喷溢，形成火山口、熔岩台地等火山地貌。

图1 内蒙古察哈尔右翼后旗大地构造位置图(a)(1) 内蒙古地质矿产勘查院，内蒙古自治区1∶500 000大地构造图说明书，2012。和元山洼岩体地质简图(b)Fig.1 The location of studied area in geotectonic map(a) and simplied geological map(b) of Yuanshanwa Pluton in Chahar Right Back Banner

2 岩石学特征

元山洼岩体岩性主要为二长花岗岩，以岩基形式产于罗珠村—三股村一带，另有部分二长花岗岩呈岩枝、岩脉侵入于东五分子岩组和什那干组地层，总出露面积约32.3 km2。岩体内部含有大量不规则透镜状、条带状捕掳体，形态和规模变化较大，岩性以色尔腾山岩群点力素泰岩组大理岩为主，与岩体接触带发生矽卡岩化。岩体内部脉岩也较发育，主要为花岗斑岩、石英斑岩等早白垩世酸性侵入岩，以NNE向和NW向为主，与区域构造应力场方向相近或一致。

岩体新鲜面呈肉红—灰红色，由边缘到中心，粒径由细变粗；细粒、中粒和粗粒部分各占出露面积的约53%、37%和10%；局部见似斑状结构，反映岩体内部经历有不同的侵位冷凝过程。半自形粒状结构，块状构造(图2-a)。主要矿物为石英(25%～30%)、碱性长石(40%～50%)和斜长石(20%～25%)，含少量黑云母等暗色矿物(图2-c—图2-d)。不同地段矿物含量变化较大。石英为他形粒状，具溶蚀边结构。长石发生不同程度泥化绢云母化，镜下表面浑浊。碱性长石主要为正长石，其次为微斜长石，半自形板状—他形粒状，具格子双晶；斜长石以更长石为主，半自形板柱状，聚片双晶发育。局部碱性长石周围发育斜长石环带，呈环斑结构，环带宽度可达2～3 mm(图2-b)。

a.中粗粒二长花岗岩；b.似斑状二长花岗岩；c.中粒二长花岗岩显微镜下特征(P7-2,正交偏光)；d.细粒二长花岗岩显微镜下特征(P7-6,正交偏光)；Q.石英；Kfs.碱性长石；Pl.斜长石；Bt.黑云母；Ser.绢云母图2 元山洼二长花岗岩野外和显微镜下特征Fig.2 Field and microscopic characteristics of monzonitic granite in Yuanshanwa

3 分析测试

样品均为新鲜未风化的二长花岗岩，全岩地球化学样品5件，岩体边部到中心不同粒径二长花岗岩均有控制；锆石U-Pb测年样品1件(P7-3)，岩性为粗粒二长花岗岩(岩体中心部位)。

在河北省地质实验测试中心(国土资源部保定矿产资源监督检测中心)进行岩体全岩元素地球化学分析。首先将样品破碎至200目，然后主量元素利用 AFS-3000原子荧光分光光度计和PGS-2二米光栅光谱仪(XRF)进行测试，分析精度为5%；微量稀土元素利用电感耦合等离子体质谱仪Agilent7500a ICP-MS进行测试，分析精度为5%～10%。

从样品中挑选锆石后，在合肥工业大学资源与环境工程学院洁净室进行制靶，在该学院电子探针(EPMA)实验室利用XM-Z09013TPCL进行阴极发光电子图像(CL)拍摄。锆石U-Pb测年在中国科学技术大学激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)实验室完成，激光剥蚀系统为德国Microlas公司生产的Geolas系统，以He作为剥蚀载气，测试质谱仪为Agilent7500a。实验采用的激光波长为193 nm，激光脉冲频率为 5 Hz，剥蚀孔径为32 μm，脉冲输出能量为100 MJ，剥蚀方式为单点剥蚀，剥蚀时间为90 s，背景时间为 25 s。测试年龄计算以标准锆石91500(推荐年龄值为1 062.4 Ma)作为外标，元素Zr91作为内标。每测定10个样品点前后重复测量锆石标样91500两次。利用ICPMSDataCal9.6软件进行数据处理，普通铅校正采用Anderson程序计算，加权平均年龄及谐和图的绘制使用Isoplot3.0软件完成。

4 结果分析

4.1 全岩元素分析

元山洼二长花岗岩岩体全岩元素地球化学分析结果如表1。主量元素方面，二长花岗岩SiO2含量为72.99%～75.82%，整体集中且偏高；Na2O、K2O含量为3.40%～4.17%、4.31%～4.99%，K2O/Na2O比值介于1.14～1.27，属高钾钙碱性系列(图3-a)。Al2O3含量为12.20%～13.80%，A/CNK值、A/NK值分别为1.00～1.08、1.08～1.20，在A/CNK-A/NK图解中落在弱过铝质范围内(图3-b)。FeOT、MgO、CaO、TiO2含量较低，FeOT/MgO比值为2.42～3.98；P2O5含量极低且与SiO2呈线性负相关，表现出高分异特征。另外，极低的P2O5、A/CNK<1.10和白云母、堇青石的缺乏也排除了岩体为S型花岗岩的可能。

图3 元山洼二长花岗岩全岩元素地球化学图解(a底图据参考文献[17];b底图据参考文献[18](图例同a)；c图原始地幔标准化值据参考文献[19];d图球粒陨石标准化值据参考文献[19])Fig.3 Geochemical diagram of whole rock elements of monzogranite in Yuanshanwa

表1 元山洼二长花岗岩主量、微量、稀土元素分析结果Table 1 Major,minor and REE elements analysis results of the Yuanshanwa monzogranite

微量元素方面，二长花岗岩Sr含量为35×10-6～146×10-6，Y含量为7.42×10-6～9.53×10-6，Yb含量为1.00×10-6～1.37×10-6，Ga含量为20.3×10-6～21.6×10-6，Nb含量为23.9×10-6～29.4×10-6，F含量为532×10-6～874×10-6，(Zr+Nb+Ce+Y)为289×10-6～322×10-6，Y/Nb值为0.26～0.36，整体富集Rb、K、Ga、F和Th、U、Zr、Hf、LREE等高场强元素(HSFE)，亏损Zn、Sr、Ba、Ce和Nb、Ta、P、Ti、HREE、Y等(图3-c)。Nb、Ta、Ti的亏损反映了岩体源区为早期岛弧或年轻地壳[19]，而F的富集则与岩体较高程度的结晶分异有关。

稀土元素方面，∑REE(不含Y)介于115.76×10-6～205.17×10-6，LREE/HREE、LaN/YbN比值分别为21.61～29.69、16.75～40.31，强烈富集LREE，亏损HREE。稀土元素配分图(图3-d)总体呈右倾趋势，但HREE段相对平坦并因Tb-Er的亏损而出现“翘尾”现象，与东南沿海外北山[13]、乌山[20]等晚白垩世铝质A型花岗岩以及内蒙古乌兰五台晚三叠世铝质A型花岗岩[21]类似，而与内蒙古乌拉特中旗早二叠世乌梁斯太碱质A型花岗岩[22]具较大出入。具弱—中等的Nd正异常和强—中等的Eu负异常(δEu值介于0.52～0.75)。另外，岩体稀土元素四分组程度TE1,3均<1，表现为“W”型四分组效应[23]。

4.2 锆石U-Pb测年结果

二长花岗岩锆石在透射光下呈无色透明状，颗粒晶形变化较大，多为自形—半自形的短柱状，四方双锥发育，完整颗粒长轴60～160 μm，短轴45～100 μm，长宽比值介于1∶1～2∶1。阴极发光图像显示锆石内部具有弱分带或震荡环带结构，表现为岩浆锆石特征(图4)。

图4 元山洼二长花岗岩(P7-3)锆石阴极发光及测年点位图Fig.4 CL images and dating spots of zircons from Yuanshanwa monzogranite(P7-3)

此次共测试分析锆石32颗，获得谐和年龄29个，其U-Pb测年结果见表2。锆石Th含量为95.9×10-6～1 526.0×10-6，U含量72.5×10-6～990.1×10-6，Th/U比值为0.9～2.6。部分锆石Th、U含量偏高，可能为高分异岩浆晚期结晶的产物[24]。锆石谐和年龄集中在244～221 Ma，其加权平均年龄为(232.1±2.6) Ma(图5)，说明岩体侵位结晶于晚三叠世。

图5 元山洼二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图和年龄分布图Fig.5 Zircon U-Pb concordia and age distribution diagrams for the Yuanshanwa monzogranite

5 讨论

5.1 元山洼岩体类型

A型花岗岩属高温花岗岩，总体表现为非造山、无水、碱性、铝质等特征[1]。其中，铝质A型花岗岩特征的暗色矿物主要为钙质—钠质—铁质角闪石系列、亚固相云母系列，副矿物为锰铝榴石、富钍锆石，另含萤石、含稀土氟化物等其他矿物[6]。地球化学方面[1-10]表现为高硅富碱，FeOT>1%，富REE、F、Zr、Zn、Nb、Ce、Ga，(Zr+Nb+Ce+Y)>350×10-6，FeOT/MgO(>16)、K2O/Na2O、10 000 Ga/Al(>2.6)等比值较高，而Al2O3、MgO、CaO、Sr、Ba、Co、Ni、Cr等含量偏低；轻重稀土分异不明显，总体呈右倾V字型或海鸥型，具四分组效应和较强的Eu负异常。

高分异花岗岩以华南中生代花岗岩和喜马拉雅淡色花岗岩为代表[16]，结晶温度较低，多与花岗细晶岩、伟晶岩伴生。随着分异演化，铝质、挥发分增加，出现锰铝榴石、白云母、锂云母、电气石、萤石、黄玉和磷灰石、锆石等特征矿物。地球化学方面[16]呈铝过饱和特征，FeOT<1%，Cr、Ni、Co、Zn、Sr、Ba、Zr、Ga、REE含量较低，而Li、Rb、Cs含量偏高；具显著负Eu异常和四分组效应。

两相比较，可以发现铝质A型花岗岩和高分异花岗岩在矿物学、地球化学方面较难区分，如在以10 000 Ga/Al为横坐标的一系列图解中高分异花岗岩和A型花岗岩会相互重叠[16,24]。目前普遍认为两者最大的区别在于A型花岗岩属高温花岗岩，而高分异花岗岩形成温度则较低[16]。

地球化学分析结果显示，元山洼二长花岗岩高硅富钾、Nb、Ga、Zr，10 000 Ga/Al比值为2.78～3.25。在Na2O-K2O、Nb-SiO2、Zr-SiO2、Ce-SiO2图解和以10 000 Ga/Al为横坐标的一系列图解中均落在A型花岗岩范围(图6)。但由于其Zn、Ce、Y、Nb含量较低，使(Zr+Nb+Ce+Y)低于350×10-6，加之FeOT/MgO、(Na2O+K2O)/CaO比值偏低，导致部分岩体投点落在I型花岗岩或高分异花岗岩范围内。

针对上述判别图中的不足，张旗等[26]认为REE和微量元素配分图的联用可有效判别A型花岗岩。元山洼二长花岗岩强烈亏损Sr、Ba、Ti、P，稀土元素配分图总体呈V型右倾，具中等Eu负异常和Yb的富集“翘尾”，类似于东南沿海晚白垩世、内蒙古乌兰五台晚三叠世铝质A型花岗岩[13,21-22]。

野外调查过程中未发现元山洼岩体有明显堆晶现象和过多包体捕掳体，其全岩地球化学结果相对均一，Zr含量较高，继承锆石不明显，因而满足锆石饱和温度[27-28]的计算条件。根据锆石饱和温度计算公式：TZr=12 900/(2.95+0.85M+lnDZr)-273.15(其中，M=(Na+K+2×Ca)/(Al×Si；DZr=496 000/Zrmelt))，笔者获得的岩体形成温度为787～824℃，平均温度为806℃，接近于铝质A型花岗岩的平均温度800℃[8]，明显高于高分异I型花岗岩温度(764℃)[11]。实验岩石学表明[29-30]，A型花岗岩的形成温度多在900℃以上，因此元山洼岩体锆石饱和温度有可能低估了其源区熔体温度。

综上所述，笔者判断元山洼二长花岗岩应属具高分异特征的铝质A型花岗岩。

5.2 元山洼岩体成因

关于元山洼A型花岗岩的成因，主要有中下地壳的部分熔融[2,25]、幔源岩浆的高度结晶分异或幔源物质的低部分熔融[10]、壳幔源岩浆的混合和分异[31]、晚期富F、Cl的碱性熔体交代[32]等多种认识。因为A型花岗岩SiO2含量极高且变化范围较窄，大面积的岩体较难由岩浆分离结晶作用直接形成[33]；而钙碱性源岩在地壳浅部温压条件下经脱水熔融可形成A型花岗岩，已得到实验岩石学方面的证实[34]，因此普遍认为华北板块北缘二叠纪—三叠纪碱性A型花岗岩主要为幔源岩浆底侵引起的中下地壳部分熔融产物[20,22,35]。

察哈尔右翼后旗周边中晚二叠世中酸性侵入岩[36-37]多表现为高Sr低Y和弱的负Eu或正Eu异常，代表加厚地壳的部分熔融产物。而至晚三叠世元山洼二长花岗岩侵位时，则表现为极低的Sr/Y比值和强烈的负Eu异常，说明此时经岩石圈持续的伸展减薄，岩浆房深度明显变浅。这在碱性长石出现环斑结构方面也得到体现，因为作为一非平衡结构，环斑结构的出现往往暗示着在壳源岩浆房内发生了快速冷凝的结晶过程[13]。

FG.高分异花岗岩;OGT.未分异的I、S、M型花岗岩图6 元山洼铝质A型花岗岩判别图解(a-d底图据参考文献[25];e-m底图据参考文献[2])Fig.6 Aluminum A-type granite discriminant diagrams of Yuanshanwa pluton

部分学者[2,25,29]认为下地壳经部分熔融分离Ⅰ型花岗质岩浆后，当富F的麻粒岩相残留物再次部分熔融时会产生A型花岗岩。麻粒岩相作为A型花岗质熔体的残留物也获得了实验岩石学方面的证据[34]。研究区分布大面积属高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩系列的中二叠世石英二长岩，在对其进行锆石U-Pb测年过程中也发现了对应中晚三叠世岩浆热事件的年龄锆石(242±6.6～237±6.4 Ma)。在与俯冲碰撞有关的后碰撞过程中，往往会经历地壳增厚、减薄和伸展拉张等不同演化阶段，期间相应产生具不同特征的岩浆岩组合[38-40]。由此推断区内先后两次岩浆事件可能为同一源区在后碰撞不同演化阶段的部分熔融产物。对内蒙古地区早中生代麻粒岩捕掳体的研究[41-42]显示，华北板块早中生代下地壳主要由基性岩浆底侵形成的辉石堆晶岩和由辉长—苏长岩冷却形成的含石榴石中—高压麻粒岩组成。随着二叠纪Ⅰ型花岗质岩浆的萃取离析，下地壳源区残留矿物主要由斜长石、透辉石、紫苏辉石、铁镁铝榴石、角闪石、黑云母，次由磁铁矿、钛铁矿、磷灰石、锆石、金红石[41-43]等组成的铁镁质麻粒岩相矿物组合。中晚三叠世，在后碰撞伸展拉张体制下，软流圈幔源物质上涌底侵，下地壳发生进一步减薄改造。在幔源岩浆底侵加热和地壳伸展减压的高温低压贫水条件下，下地壳发生再次低部分熔融。残留矿物相则进一步控制着熔体中对应组分的亏损和富集[44]，如斜长石控制着Al2O3、Na2O、CaO、Sr、Eu、Ga、Th、U；暗色矿物控制着MgO、FeOT和Fe/Mg比值；Nb主要受透辉石影响；石榴子石和锆石控制着HREE的分布；磷灰石、透辉石、普通角闪石则优先富集MREE；Nb、Ta、Ti则进一步受磁铁矿、钛铁矿和金红石控制。

另外，在岩浆演化晚期，当部分微量元素与F、Cl等配位体形成络合物时，会改变其地球化学行为，在稀土元素配分图中表现为特殊的四分组效应：F的稀土络合物呈“W”型，Cl则为“M”型[45]。元山洼岩体所呈现的“W”型四分组效应，反映了二长花岗质岩浆演化晚期熔体与富F流体相的相互作用。而较高的F也会对熔体物理化学性质产生重要的影响[13,16,32]，如显著改变岩浆熔体结构，大大降低其黏度，促进侵位；降低固相线温度，使源岩易于部分熔融。同时，F、Cl含量的差异也会影响A型花岗质岩浆演化方向：Cl利于斜长石的结晶分离，促使岩浆向碱性方向演化；而F则会促进角闪石的结晶分异，从而向铝质方向发展。

综上所述，在晚三叠世后碰撞阶段，软流圈幔源岩浆底侵和地壳持续的伸展减压导致下地壳富F麻粒岩相在高温低压环境下发生部分熔融，熔体经历较强分异结晶和晚期含F流体相作用，最终于元山洼一带侵位结晶形成铝质A型花岗岩。

5.3 构造意义

随着石炭纪末期古亚洲洋的俯冲消亡，二叠纪华北板块北缘进入后碰撞伸展阶段，并持续至中晚三叠纪。基性—超基性杂岩Nd-Hf同位素结果[46]和早中生代麻粒岩捕掳体证据[41]说明，中晚三叠世区域上发生有明显的岩石圈拆沉和软流圈幔源岩浆上涌底侵，引起岩石圈地幔和下地壳发生进一步不同程度的减薄改造，诱发中下部地壳发生部分熔融，形成大规模的岩浆活动。

元山洼二长花岗岩在花岗岩Rb/30-Hf-3Ta图解(图7-a)中，集中落在火山弧花岗岩区；在R1-R2因子判别图解(图7-b)中，主要落在造山后A型花岗岩范围内；在常量元素判别图解(图7-c—图7-f)中，则显示为造山后花岗岩(POG)特征。各类判别图解较一致地显示元山洼二长花岗岩属后碰撞花岗岩类。而Nb、Y、Yb、Ta、Rb、Hf等微量元素所体现的火山弧属性则是对源区性质的反映，即主要来自古亚洲洋扩张俯冲过程中所产生的年轻地壳和已存岛弧产物，与区域晚古生代—早中生代花岗岩类放射性Sr、Nd同位素结果一致[35]。

在A型花岗岩Nb-Y-Ce和Nb-Y-3Ga图解(图7-g—图7-h)中，元山洼岩体均落在非造山的A1型花岗岩范围内，代表了板内裂谷或热点活动的构造背景。在一系列用于A型花岗岩构造环境判别的特征比值[10]中，由于元山洼二长花岗岩Nb含量相对较高，导致Y/Nb、Rb/Nb、Sc/Nb、Ce/Nb等比值偏低，使岩体也更多地表现为类似板内洋岛玄武岩的A1型花岗岩特征。这与华北板块北缘后碰撞环境中以A2型花岗岩为主的格局存在较大出入。这种后碰撞环境中A1和A2型花岗岩共存的现象在浙江外北山岩体[13]、瑶坑岩体[14]、北京白查岩体[15]中亦有发现，是对由壳幔物质混合比例差异所引起的源区组分不均一性的反映[49]，也可能与区域伸展引张导致的断裂切割深度差异有关[50]。

①.地幔斜长花岗岩；②.破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)花岗岩；③.板块碰撞后隆起期花岗岩；④.晚造山期花岗岩；⑤.非造山区A型花岗岩；⑥.同碰撞(S型)花岗岩；⑦.造山期后A型花岗岩;IAG.岛弧花岗岩类；CAG.大陆弧花岗岩类；CCG.大陆碰撞花岗岩类；POG.后造山花岗岩类；RRG.与裂谷有关的花岗岩类；CEUG.与大陆造陆抬升有关的花岗岩类图7 元山洼二长花岗岩构造环境判别图解(a底图据参考文献[47];b底图据参考文献[48]；c-f底图据参考文献[18]；g-h底图据参考文献[10])Fig.7 Tectonic environment discrimination diagram of monzonitic granite in Yuanshanwa

鉴于元山洼岩体侵位产出于乌兰哈达—高勿素深大断裂南西盘，而后者作为一条长期活动的岩石圈深大断裂带，控制着区域上晚古生代以来的岩浆侵位和中新生代以来的具幔源特征的火山活动。因此本文推断，华北板块北缘中晚三叠世伸展引张的应力体制导致乌兰哈达—高勿素深大断裂活化，断裂切割深度增大，诱发软流圈幔源物质上涌，引起下地壳的部分熔融。同时较多的幔源物质通过乌兰哈达—高勿素深大断裂参与成岩过程，使元山洼二长花岗岩更多地表现为类似板内洋岛玄武岩特征的A1型花岗岩性质。

作为特定环境中的标志性岩浆事件，A型花岗岩多形成于伸展拉张环境，是构造岩浆旋回演化末期的产物。元山洼A1型花岗岩与邻区乌兰五台、苏尼特左旗A2型花岗岩[21，51]的共同出现，标志着晚三叠世华北板块北缘已进入后碰撞晚期的伸展拉张环境，并具向板内构造阶段转换的趋势。

6 结论

(1) 元山洼二长花岗岩侵位年龄为(232.1±2.6) Ma，时代为晚三叠世；

(2) 全岩地球化学分析显示，元山洼二长花岗岩为后碰撞阶段晚期年轻下地壳源区的部分熔融产物。受源区镁铁质麻粒岩相矿物组合、岩浆高度结晶分异和晚期富F流体相的影响，表现为铝质A型花岗岩特征；

(3) 元山洼二长花岗岩形成于晚三叠世华北板块北缘后碰撞晚期伸展拉张环境。期间，乌兰哈达—高勿素深大断裂的活化切割使较多的幔源物质参与成岩过程，从而使其更多地表现为A1型花岗岩特征。

致谢：感谢项目组在野外和本文撰写过程中给予的支持和帮助，特别感谢安徽省地质调查院(安徽省地质科学研究所)管后春教授级高级工程师、本文匿名评审专家给出的指导和建设性意见。