1 引言

大陆玄武岩比大洋玄武岩更为复杂的地球化学特征，通常与大陆地区不同年龄、不同成分、不同厚度的岩石圈有关(徐义刚，1999)。近年来，大陆岩石圈地幔在大陆玄武岩形成中的贡献越来越为人们接受，如近来对中国东部新生代玄武岩的研究，都强调软流圈与大陆岩石圈地幔相互作用在大陆板内玄武岩形成中的重要作用(如Zou et al., 2000; Xu et al., 2002；Tang et al., 2006; Yan and Zhao, 2008)。雷琼地区广泛分布的晚新生代玄武岩是南海停止扩张后区域性事件的一部分(Flower et al., 1992)，这些玄武岩沿断裂分布，具有大陆板内玄武岩的特征，是认识南海周边地区新生代以来构造演化及地幔深部过程的重要窗口，因此很多学者(如，朱炳泉和王慧芬，1989；葛同明等，1989；Tu et al., 1991; Flower et al., 1992; Ho et al., 2000; 樊祺诚等，2004)从不同方面对该区玄武岩进行了详细的研究，积累了丰富资料。但是，对于该区玄武岩的成因认识仍存在很大的差异，Fan and Hooper(1991)认为中国东部(包括雷琼)地区新生代玄武岩是不同深度的上地幔成分(尖晶石二辉橄榄岩和石榴石二辉橄榄岩)不同程度熔融的结果，Tu et al.(1991)根据海南岛玄武岩同位素的组成，得出海南岛玄武岩来自大陆下岩石圈地幔的减压熔融。而Zou et al.(2000)近来对中国东南及中国东部新生代玄武岩的研究认为，华南地区新生代玄武岩的同位素成分反映了亏损地幔(DM)和来自大陆岩石圈地幔中的EM2的混合。虽然都承认岩石圈地幔的贡献，但是对其贡献大小的认识明显不同，以前的研究将岩石圈地幔作为主要的源区，而后来的研究只是把岩石圈地幔作为“污染物”。这种认识上的差异主要是由于对岩石圈地幔结构和成分认识不足造成的。近年来，对该区及中国东南地区地幔捕虏体的研究(范蔚茗和Menzies，1992；Xu et al.，2002；Yu et al., 2003, 2006)，重建了该区岩石圈地幔结构，并提供了该区岩石圈地幔成分的详细信息，这些信息为重新认识岩石圈地幔在雷琼地区玄武岩形成中的作用提供了重要的限制。

本研究对雷琼地区玄武岩进行了系统的采样，并对其中21个新鲜的玄武岩样品，分别用常规化学法、ICP-MS和MC-ICPMS对它们的主量、微量元素及Sr-Nd-Pb同位素进行了测定，根据这些地球化学组成，并结合该区地幔捕虏体的资料，以重新认识雷琼地区新生代玄武岩的岩石成因及大陆岩石圈地幔在大陆板内玄武岩形成中所起的作用。

2 地质背景

雷琼地区是指广东省雷州半岛和海南岛北部(琼北)地区，它位于华南大陆的南端，南海的北缘，构造上位于欧亚板块、太平洋板块(菲律宾)和印度板块交汇点的前缘(Tu et al., 1991)。沿区内的几条主要断裂带，广泛分布着从晚第三纪到全新世的玄武岩(图1)。年代学研究(朱炳泉和王慧芬，1989；葛同明等，1989；张仲英和刘瑞华，1989；孙嘉诗，1991； Ho et al., 2000；樊祺诚等，2004)表明，除了个别地区出现早于15Ma(南海停止扩张的年龄，Briais et al., 1993)的玄武岩，该区玄武岩的喷发都发生在南海扩张以后(朱炳泉和王慧芬，1989)，最近的一次喷发发生在琼北石山地区(1万年左右, 樊祺诚等，2004)，而大范围的火山活动主要发生在更新世(Ho et al., 2000)。玄武岩以石英拉斑玄武岩和橄榄拉斑玄武岩为主，部分地区也有少量的碱性玄武岩出现，一些碱性玄武岩还携带有地幔橄榄岩捕虏体以及单斜辉石、石榴子石巨晶(Flower et al., 1992)。

3 岩相学和化学分析方法

本次研究的21个样品来自雷琼地区不同地区、不同喷发期的玄武岩(如图1)，其中，琼北的11个玄武岩样品为地表露头样品，而雷州半岛的10个样品中，除来自英峰岭地区的三个(SY13-5, Y12-10, SY9-7)天然露头样品外，其他的均为钻孔岩芯样。除了样品HXSF和HXYA-1A含有大量气孔外，其他样品均较致密。大多数样品以隐晶质为主，但样品HXYB-5和蓬莱地区的四个样品可见较粗的橄榄石斑晶，但是HXYB-5的橄榄石斑晶大(可达5mm)且更多，而R4-1肉眼可以看到针状斜长石斑晶，其长轴约3～5mm。偏光显微镜下，大多数样品都具有拉斑结构，斑晶由大颗粒、自形或半自形的橄榄石、斜长石及辉石组成，其中橄榄石斑晶较为普遍，斑晶含量一般为3%～30%，而基质主要由斜长石、橄榄石、辉石微晶以及玻璃和不透明矿物组成。由于本文选取的21个样品很少蚀变，因此镜下未观察橄榄石的伊丁石反应边。

用于元素和同位素分析的样品，在切除表皮后，取其中心部分，用刚玉颚式碎样机将样品粉碎，选取<3mm的样品颗粒。取5g直接用玛瑙研钵粉粹成200目(75μm)粉末，使用常规的湿化学方法进行测定，分析精度好于1%。另外取10g前面的样品颗粒，用2N HCl浸泡约30分钟，除去玄武岩空隙中的二次充填物(韩江伟等，2008)，然后用去离子水在超声波水浴中清洗5遍，吹干后，再用玛瑙研钵磨成200目粉末。微量元素使用HNO3+HF+HClO4在Telfon Bomb中溶解，溶解过程按照刘颖等(1996)和Xu et al.(2002)。测定在中国科学院广州地球化学研究所PE ELan 6000 电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)上完成，分析精度(相对标准差RSD)好于5%。Sr、Nd、Pb同位素在中国科学院广州地球化学研究所超净实验室分离，分离流程如Zhu et al.(2001)，Sr和Nd同位素在中国科学院广州地球化学研究所国家等离子体同位素质谱中心MicroMass ISOPROBE型MC-ICPMS上完成，Pb同位素在VG 354质谱上完成。87Sr/86Sr标准化到86Sr/88Sr=0.1194，143Nd/144Nd标准化到146Nd/144Nd=0.7219，分析精度都好与0.002%。Pb同位素的分析精度好于0.05%。主量元素和CIPW标准矿物见表1，微量元素和同位素结果分别列于表2和表3。

4 分析结果

4.1 主量元素和过渡元素

根据CIPW标准矿物计算结果(表1)，本次研究的21个玄武岩可以分为含石英标准矿物的石英拉斑玄武岩、含橄榄石标准矿物但不含霞石标准矿物的橄榄拉斑玄武岩及含霞石标准矿物的碱性玄武岩，其中以石英拉斑玄武岩为主。斜

表1 雷琼地区新生代玄武岩主量元素含量(wt%)及CIPW标准矿物计算结果

Table 1 Major elements concentration (wt%) and CIPW normative mineral of Cenozoic basalts from Leiqiong

说明：AB-碱性玄武岩，QT-石英拉斑玄武岩，OT-橄榄拉斑玄武岩；CIPW标准矿物：Q-石英，Ne-霞石，Di-透辉石，Hy-紫苏辉石，Ol-橄榄石；*钻孔样品-来自广东省水文工程地质一大队1989年区域地质调查研究及水文地质钻探取芯，表2和表3对应编号的样品也同长石和橄榄石是各类玄武岩的常见矿物，斜长石主要以基质形式存在，个别样品中有长柱状的斜长石斑晶，橄榄石既可以呈自形或半自形作为斑晶形式存在，也可以基质形式存在，石英拉斑玄武岩、橄榄拉斑玄武岩、碱性玄武岩的橄榄石含量依次增加。这与CIPW计算结果相符合(CIPW计算的石英拉斑玄武岩不含标准橄榄石)。辉石主要以基质形式存在，三类玄武岩都含标准透辉石，但是碱性玄武岩不含有标准紫苏辉石矿物。其它微量矿物如磁铁矿以基质形式存在。

表2 雷琼地区新生代玄武岩微量元素含量(×10-6)

Table 2 Trace element concentration(×10-6)of Cenozoic basalts from Leiqiong

续表2

Continoued Table 2

表3 雷琼地区晚新生代玄武岩Sr、Nd、Pb同位素组成

Table 3 Sr, Nd and Pb isotopic compositions of Cenozoic basalts from Leiqiong area

总体上，碱性玄武岩高K2O(1.48%～2.47%)、高P2O5 (0.25%～0.63%)，低SiO2(47.85%～50.35%)，石英拉斑玄武岩相对低K2O(0.20%～1.60 %)和P2O5 (0.13%～0.32%)，高SiO2(50.65%～53.66%)，而橄榄拉斑玄武岩K2O(0.56%～1.48%)和P2O5 (0.22%～0.39%)介于两者之间。所有样品的MgO含量变化范围较大，从石英拉斑玄武岩最低值(5.54%)到橄榄玄武岩的最高值(10.65%)，Mg#范围为54.9～70.2。相关分析表明，MgO与其他主要氧化物相关性很差，但SiO2和K2O和P2O5有较好的负相关关系(相关系数分别为-0.70和-0.73)。

雷琼地区玄武岩的Ni和Cr含量变化都很大，分别为61.58×10-6～315.8×10-6和86.38×10-6～458.0×10-6，与Mg#的相关系数分别为0.62和0.55；Co和V的范围分别为32.15×10-6～64.55×10-6，114.8×10-6～192.3×10-6， 它们与Mg#之间都没有明显的相关性(相关系数分别为0.27和-0.32)。Sc元素变化范围不大，14.04×10-6～20.40×10-6，而且与Mg#之间几乎没有相关性(相关系数0.07)。

4.2 微量元素

在不相容元素原始地幔(McDonough and Sun，1995)标准化图(图2a、c、e、g)上，三类玄武岩总体上表现出类似OIB(Sun and McDonough，1989)的不相容元素配分模式。高场强元素Nb和Ta表现为正异常，这与俯冲有关的玄武岩的负Nb、Ta异常明显不同。除样品8-1具有显著的Pb正异常，碱性玄武岩的微量元素模式基本相同(图2a)，相同元素丰度基本相当，其Nb/U具有较大的变化范围(30～52)，但LILE/HFSE变化范围均非常有限：Ba/Nb=10.5～12.1，Rb/Nb=1.0～1.1，Sr/Nb=13.2～15.7。碱性玄武岩具有显著的LREE富集(La/Yb=14.4～19.9)，而且稀土配分模式(图2b)几乎是平行的，没有Eu异常。橄榄拉斑玄武岩的不相容元素变化范围较大，而且Pb负异常和Sr正异常比碱性玄武岩更为明显(图2c)。橄榄拉斑玄武岩的Nb/U比值(41～55)范围与大洋玄武岩(Nb/U=47±10，Hofmann et al.，1986)范围一致，但是其LILE/HFSE变化范围更大：Ba/Nb=8.1～14.9，Rb/Nb=0.8～1.6， Sr/Nb=13.8～23.2。橄榄拉斑玄武岩REE配分模式(图2d)与碱性玄武岩相对较小的变化形成鲜明对比，其LREE富集程度变化较大(La/Yb=7.9～25.2)，并且个别样品具有Eu正异常。石英拉斑玄武岩的微量元素模式(图2e)总体上比其他两类玄武岩更为平坦，而且强不相容元素的富集程度变化更为复杂，Nb/U(24～57)的变化范围很宽，LILE/Nb的变化范围也很大：Ba/Nb=8.2～15.5，，Rb/Nb=0.3～1.7， Sr/Nb=13.7～37.9。石英拉斑玄武岩的稀土模式(图2f)也明显比其他两类玄武岩平缓，其LREE富集程度明显比碱性玄武岩和橄榄拉斑玄武岩低(La/Yb=5.0～15.5，大多<13)，大多数样品没有Eu异常，但个别样品(如HLMA1-4)具有明显的Eu正异常。三类玄武岩平均的微量元素模式基本与OIB近平行(图2g)，但是与OIB相比，三类玄武岩具有明显的Sr正异常，而碱性玄武岩和橄榄拉斑玄武岩的Pb负异常不明显。平均的稀土元素配分模式(图2h)图上，碱性玄武岩、橄榄拉斑玄武岩和石英拉斑玄武岩的LREE的富集程度依次减小。

4.3 同位素

同位素结果见表3和图3。除了R4-1具有异常的同位素特征(87Sr/86Sr=0.705132，εNd=-1.3)外，其他样品的Nd同位素(εNd=2.5～6.0)变化很小，但87Sr/86Sr变化范围(0.703176～0.704481)较大。本次研究的21个样品的同位素成分与前人(朱炳泉和王慧芬，1989；Tu et al., 1991;樊祺诚等，2004)测定的同位素范围基本相当(图3)，但207Pb/204Pb的范围比以前的范围略宽，这可能是分析误差引起的。与南海海山玄武岩的同位素成分(Tu et al., 1992)相比，雷琼地区玄武岩的Sr-Nd同位素更富集(图3a)。碱性玄武岩和橄榄拉斑玄武岩的87Sr/86Sr变化范围很小，分别为0.703910～0.704146，0.703201～0.703680(但R8的87Sr/86Sr=0.704254)；但石英拉斑玄武岩的87Sr/86Sr变化范围很大，为0.703176～0.704484，覆盖了碱性玄武岩和橄榄拉斑玄武岩的范围。在Sr-Nd同位素协变图(图3a)上，所有玄武岩87Sr/86Sr和143Nd/144Nd之间呈明显的负相关，并且落在南海玄武岩和CIR MORB富集一端。雷琼玄武岩的87Sr/86Sr和206Pb/204Pb呈正相关关系(图3b)，而143Nd/144Nd与206Pb/204Pb之间呈不明显的负相关(图3c)。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图(图3e)中，雷琼地区新生代玄武岩位于北半球大洋玄武岩参考线(NHRL)之上，而且总体与NHRL近平行。而在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图(图3d)上，雷琼地区晚新生代玄武岩的趋势与北半球大洋玄武岩参考线(NHRL)的夹角较大，而且207Pb/204Pb的变化范围比南海玄武岩的变化范围更大。△7/4Pb和△8/4Pb的范围分别为-8.2～+9.2和30.4～68.3(除样品R4-1外，其△8/4Pb=106.3)，与Dupal Pb同位素异常(Hart, 1984)相似，这可能继承自东南亚软流圈的特征(Castillo, 1996)。

5 讨论

5.1 地壳混染

玄武岩是否受到地壳物质混染存在多种指标，所有识别标志都是基于地壳和地幔成分的差异，徐义刚(1999)对这些判别标准进行了总结。对于雷琼地区玄武岩，不相容元素蛛网图都具有Nb和Ta正异常，似乎暗示没有遭到地壳混染，但是一些样品却同时具有Pb的正异常，似乎又暗示有地壳混染。即使用于识别玄武岩是否受地壳混染的元素比值，如Nb/U(大洋玄武岩的Nb/U=47±10，原始地幔的Nb/U≈30，而大陆地壳的Nb/U≈10，Hofmann et al.，1986)，雷琼地区玄武岩也有较大的变化(图4a)，有相当数量样品的Nb/U<37。然而Lundstrom et al.(2003)指出，低Nb/U(<37)也可能是由于岩浆通过岩石圈地幔过程中角闪石±金云母±榍石矿物的分离结晶(这些矿物的分离导致熔体中Nb和Ta减少)导致的。这意味着低的Nb/U不一定都是地壳混染导致的。此外，雷琼地区一些玄武岩的Nb丰度很低(可达7.194×10-6)，简单的质量平衡计算表明，要使OIB型的岩浆的Nb含量(48×10-6，Sun and McDonough, 1989)变成这些低Nb的含量(7.194×10-6～22.05×10-6)的玄武岩，需要同化200%以上的地壳(地壳Nb=10×10-6，Rudnick and Gao，2003)成分才能实现，这显然不可能。因此，仅依靠某个或某些标志判定雷琼地区玄武岩是否受到地壳混染会得出矛盾的结论。这里我们综合多个判别指标对雷琼地区玄武岩是否受混染进行了识别，其中R4-1满足多个指标，如蛛网图上Pb正异常，最低的Nb/U比值(21)，很低的Ce/Pb比值(=8.4，而陆壳和OIB的Ce/Pb分别为4和25±5，Hofmann et al.，1986)，富集的同位素特征(87Sr/86Sr=0.705132，εNd=-1.3)，因此最可能受到地壳物质混染。而其它样品的成分主要受其地幔源区控制，基本没有受到混染，本次研究的样品在87Sr/86Sr对1/Sr图(图4b)上的投影，没有任何的线性相关，也支持这一认识。

5.2 地幔源区

大陆玄武岩最简单的成因模型是玄武岩浆来自软流圈/热边界层(TBL)(徐义刚，1999)。雷琼地区的87Sr/86Sr与206Pb/204Pb之间的正相关关系(图3b)以及143Nd/144Nd 与206Pb/204Pb之间的负相关关系(图3c)是DM与EM2混合的特征(Zou et al., 2000)。由于雷琼地区玄武岩的年龄都很年轻(晚新生代)，喷发后的衰变对其同位素组成的影响可以忽略，所以这些玄武岩的同位素的现代值可以代表其源区的同位素组成。地幔捕虏体与其寄主玄武岩的Sr、Nd、Pb同位素之间的显著差异，说明这些玄武岩不可能是地幔橄榄岩简单部分熔融的结果。具有与CIR MORB相似同位素组成的东南亚地区的软流圈(Tu et al., 1991)地幔(DM)是雷琼地区玄武岩浆的主要源区，而EM2成分可能存在于自岩石圈地幔。

5.3 雷琼岩石圈地幔组成及EM2的来源

雷州地区的地幔捕虏体与该区地球物理资料结合， Yu et al. ( 2003)推测岩石圈地幔的深度为31km左右到110km左右，其中31km到70km左右深度的岩石圈地幔由尖晶石橄榄岩和一些辉石岩及巨晶堆晶组成，70km左右到110km左右的深度由石榴石橄榄岩组成。Tu et al.(1991)认为海南岛玄武岩来自大陆下岩石圈地幔的减压熔融。然而，大陆岩石圈地幔亏损且不含水的特性决定了大陆岩石圈地幔不可能作为重要的岩浆源(徐义刚，1999)，雷琼地区地幔捕虏体的同位素(范蔚茗等，1993)组成也支持这一结论。根据范蔚茗等(1993)，该区尖晶石二辉橄榄岩(87Sr/86Sr=0.702167～0.703480，143Nd/144Nd=0.513232～0.513376)比该区玄武岩更亏损(图3a)。此外，雷琼地区的辉石岩(被认为是交代熔体在地幔中结晶产生的脉状辉石岩，Yu et al., 2003)，也与华北地区辉石岩所具有的富集特征(Xu, 2002)明显不同，该区的辉石岩包体和单斜辉石巨晶同位素的87Sr/86Sr=0.703352～0.704008，143Nd/144Nd=0.512879～0.512984，也比该区玄武岩亏损。显然，雷琼地区尖晶石橄榄岩地幔的部分熔融不可能产生雷琼地区玄武岩的同位素特征，也不能作为EM2成分的源区。

部分熔融过程中，一些微量元素的熔体/矿物分配系数存在较大的差异，因此根据玄武岩中这些元素成分可以判断发生熔融的地幔源区矿物组合。对于石榴石，Yb是相容元素，而La和Sm是不相容元素，在熔融程度很低的情况下，La与Yb和Sm与Yb将发生强烈分馏；相比之下，尖晶石相地幔发生的熔融，La与Yb分异很小，而Sm/Yb几乎不发生分异，所以La/Yb vs Sm/Yb图可以区分尖晶石橄榄岩熔融和石榴石橄榄岩熔融(Xu et al., 2005)。雷琼地区玄武岩的La/Yb和Sm/Yb系统的特征(图5)说明该区玄武质熔体主要是由石榴石橄榄岩不同程度(约7%～20%)的熔融得产生的，而尖晶石橄榄岩的部分熔融不可能产生雷琼玄武岩的La/Yb和Sm/Yb组成，这也与该区尖晶石橄榄岩地幔捕虏体同位素证据得到的结论一致。因此，石榴石橄榄岩地幔是雷琼玄武岩的一个必要源区。

由于缺乏石榴石橄榄岩捕虏体，因此无法获取雷琼地区深部岩石圈地幔(石榴石橄榄岩)的同位素组成。但是大量的证据(如，Tatsumoto et al., 1992；范蔚茗和Menzies, 1992；Xu et al., 2003; Yu et al., 2006)支持华南(包括雷琼地区)岩石圈地幔受到流体/熔体的交代作用，而交代地幔的熔融会形成小体积的富集熔体(徐义刚，1999)，可能提供EM2成分。这与最近Workman et al. (2004)提出的EM2起源一致，即亏损岩石圈与1.1%原始地幔0.5%平衡熔融体混和可以产生现代EM2的Sr、Nd同位素特征。尽管熔体/流体交代可以在岩石圈中产生EM2成分，但是由于来自软流圈和/或俯冲有关的流体/熔体，受其上升能力的控制，导致交代富集的程度从深部的石榴石橄榄岩地幔到浅部的尖晶石橄榄岩地幔减弱，与交代流体/熔体距离最近的石榴石橄榄岩地幔富集程度最高，而交代流体/熔体可能无法到达浅部的尖晶石橄榄岩地幔。如果交代作用发生的时间很早，由于Rb/Sr比值升高，时间累积的结果使这些存在于深部(石榴石相)岩石圈地幔中的交代物质可能具有EM2的同位素成分。既然EM2成分应存在于岩石圈地幔，而尖晶石橄榄岩地幔不具有富集的成分，因此EM2成分理应存在与岩石圈地幔中的石榴石相稳定区，这也符合雷琼玄武岩的La/Yb与Sm/Yb体系特征。

5.4 雷琼玄武岩成因

由于印度洋-欧亚大陆的碰撞，导致软流圈向东流动(Liu et al., 2004)，在华南大陆东部边缘受到阻力而上涌，导致该区岩石圈拉张减薄，上涌的软流圈绝热减压发生熔融，产生的熔体底侵并加热岩石圈地幔。由于岩石圈地幔中的交代物质通常具有比地幔橄榄岩更低的熔点(Hirschmann and Stolper, 1996)，受热过程中这些交代物质发生熔融，并促进岩石圈地幔橄榄岩的熔融。来自软流圈的熔体(DM成分)与岩石圈地幔深部物质(石榴石橄榄岩)熔体(EM2成分)的混合产生雷琼地区原始岩浆的成分，这些岩浆经历了不同程度的演化后喷出地表形成了雷琼地区玄武岩。岩石圈地幔成分所占的比例受软流圈-岩石圈界面的深度控制，深度越深，岩石圈地幔熔体的比例越小，产生的玄武岩SiO2越不饱和。

6 结论

雷琼地区新生代玄武岩主要由大量的石英拉斑玄武岩和橄榄拉斑玄武岩以及小范围的碱性玄武岩组成。研究表明，这些玄武岩的微量元素和同位素特征主要受地幔源区成分控制，它们具有OIB相似的微量元素和同位素组成，此外还具有类似Dupal异常的Pb同位素成分。

雷琼玄武岩87Sr/86Sr与206Pb/204Pb的负相关关系及143Nd/144Nd与206Pb/204Pb之间的负相关是DM与EM2混合的结果，OIB型的特征暗示了软流圈地幔(DM)是其中的一个源区，而EM2成分应来自于岩石圈地幔。玄武岩的La/Yb和Sm/Yb系统说明熔融作用发生在石榴石橄榄岩稳定区，这暗示EM2成分应该存在于岩石圈地幔深部的石榴石橄榄岩稳定区，EM2成分可能是长期保存在岩石圈地幔深部的来自软流圈的交代流体/熔体。

雷琼地区玄武岩的地球化学成分变化可以用软流圈地幔与深部岩石圈相互作用来解释：碱性玄武岩是软流圈熔体与石榴石橄榄岩地幔低程度(约7%～9%)熔融体混合的结果，石英拉斑玄武岩是软流圈熔体与石榴石橄榄岩地幔较高程度(约10%～20%)熔融体混合的结果，混合的比例取决于软流圈与岩石圈界面的深度。

致谢 主量元素由中国科学院广州地球化学研究所白韵兰老师完成，微量元素分析过程得到中国科学院广州地球化学研究所同位素试验室刘颖、胡光黔、曾文、马金龙老师的帮助，在此对这些他们表示感谢。感谢两位审稿专家张旗研究员和樊祺诚研究员对本文提出了宝贵的意见。

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