沽源-红山子铀成矿带核桃坝铀矿床矿相学和成矿年代学研究*

薛伟 彭云彪 李小伟 剡鹏兵 蒋孝君 韩军 刘小刚

1. 中国地质大学资源学院, 武汉 4300742. 核工业二○八大队, 包头 0140103. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 1000834. 核工业北京地质研究院, 北京 100029

核桃坝铀矿床位于沽源-红山子铀成矿带中西段，带内已发现初具规模火山岩型铀矿床3个(460铀矿床、470铀矿床和534铀矿床)，显示出良好的找矿前景。就目前掌握的铀矿储量，难以满足矿山日益增长的需要，找矿需求日益迫切。为此中国核工业地质局“十一·五”期间重启了我国北方火山岩型铀矿勘查工作。通过近十年的勘查，核工业二○八大队先后在核桃坝、西干沟、单井胡同和羊盘沟四个地区取得突破，深部发现具有工业价值的铀矿体。笔者作为项目负责亲身经历了核桃坝铀矿床找矿突破过程，从2010年钻探查证发现首个工业矿体到2016年提交普查报告，核桃坝铀矿床成矿条件、控矿因素和成矿模式逐步被掌握和认知(核工业二○八大队,2009～2011[注]核工业二○八大队. 2009～2011. 内蒙古宝昌-多伦火山岩型铀矿资源潜力评价报告. 内部资料, 2012～2014[注]核工业二○八大队. 2012～2014. 内蒙古镶黄旗-多伦火山岩型铀矿资源调查评价报告. 内部资料, 2013～2016[注]核工业二○八大队. 2013～2016. 内蒙古自治区多伦县核桃坝地区铀矿普查. 内部资料)。迄今为止，有些学者对核桃坝铀矿床的赋矿岩石地球化学特征(蒋孝君等，2017)、成矿特征及找矿标志(韩军等，2015)、成矿年代学(薛伟和韩军，2013)等进行了初步研究，但对该矿床矿相学、成矿期次和形成时代等尚缺乏清楚的认识，特别是微观矿相学的系统研究缺乏，由此制约着该矿床成矿理论的深入和找矿前景的扩大。本文通过系统的矿相学研究，在此基础上探讨铀矿物形成的准确时代，以期为该区铀矿勘查和带内的找矿突破提供理论基础。

1 区域地质背景

研究区位于大兴安岭-太行山构造岩浆活动带与阴山-燕山构造岩浆活动带的复合交接部位，西拉木伦河断裂以南(图1)，属于东亚陆缘增生、陆-陆碰撞形成的东北亚造山带的一部分(Jahnetal., 2001；郭锋等，2001；Fanetal., 2003)。区内构造复杂，断裂构造发育，中生代经历了古亚洲洋构造域向环太平洋构造域转换过程，表现出以伸展作用为主导的构造活动，并发生了强烈的火山喷发活动及形成盆岭构造格局(李思田等，1987；葛文春等，1999；郭锋等，2001)。

核桃坝铀矿床处于多伦火山盆地北部，该盆地面积近4000km2，呈北东向椭圆状展布(图2a)。盆地基底主要发育太古界、元古界变质岩和混合岩，古生界海相碳酸盐岩、碎屑岩、粘土岩等。盆地内部发育上侏罗统满克头鄂博组(J3mk)、玛尼吐组(J3mn)、白音高老组(J3b)等地层，局部地区发育下白垩统义县组(K1y)和阜新组(J1f)，赋铀层位主要为满克头鄂博组和白音高老期次火山岩体(核工业二○八大队,2009～2011; 中国地质大学(北京),2000[注]中国地质大学(北京). 2000. 多伦县等5幅1:5万区调报告)。满克头鄂博组岩性组合为流纹岩、流纹质火山碎屑岩、石英粗面岩夹角砾熔结凝灰岩；玛尼吐组分布局限，岩性为灰紫色粗面岩、粗面英安岩；白音高老组主要岩性为石英粗面质熔结凝灰岩、流纹质凝灰岩、流纹岩、沸石化凝灰岩夹凝灰质砂岩、泥灰岩。

2 矿床地质特征

沽源-红山子铀成矿带位于华北克拉通北缘、大兴安岭岩浆构造带南端，属于滨太平洋成矿域的重要组成部分(马国祥等，2009；张金带等，2011)。该成矿带西起河北省沽源县，东至内蒙古克什克腾旗，北东向长条状展布，面积近40000km2(图2a)，带内构造作用十分强烈，中酸性火山活动频繁。成矿带经历了前中生代盆地基底演化期、中生代中期大陆中酸性火山岩盖层演化期和中生代晚期-新生代裂陷构造演化期，形成了“三层楼”的基本构架(祝洪涛等，2014；纪宏伟，2015)。已有研究和勘查成果表明，铀矿化不仅与晚侏罗世早期中酸性火山岩有关(巫建华等，2013；蔡煜琦等，2015；纪宏伟，2015；解开瑞等，2016)，而且与晚侏罗世-早白垩世次火山岩流纹斑岩、花岗斑岩关系更为密切(江小均等，2011；丁辉等，2016；巫建华等，2017)。核桃坝铀矿床处于沽源-红山子铀成矿带中西部(图2a)，已认知控矿因素与区域成矿地质条件息息相关。

核桃坝铀矿床处于多伦火山盆地北西缘，产出地层、构造受榛子山火山机构控制(核工业二○八大队, 2012～2014, 2013～2016)。矿区内地层简单，出露满克头鄂博组(J3mk)、白音高老组(J3b)和第四系(Q)(图2b)。矿区内侵入岩分布广泛，主要为晚侏罗世满克头鄂博期花岗斑岩(J3γπ)和白音高老期次火山岩体-流纹斑岩(J3λ)。矿区断裂构造系统较为复杂，发育NE向、NW向、EW向、近SN向四组断裂，其中近SN向构造是主要的控矿、容矿构造(编号F2、F8、F9、F10和F11，图2b)。据普查报告(核工业二○八大队,2013～2016)，当前圈定铀矿体23个，矿体产状存在2种类型：一类为浅部矿体，产状较陡，受SN向断裂构造控制；另一类为深部矿体，产状较缓，受矿区断裂和次火山岩体联合控制，铀矿体产在次火山岩体(流纹斑岩)与满克头鄂博组火山碎屑岩的层间破碎蚀变带中，呈透镜状、扁豆状、斜脉状产出，上下鱼群状分布，矿化垂幅大于400m。核桃坝铀矿床工业矿体以中、小矿体为主，延伸不远，个别矿体可达200m×200m，且局部发育超高品位铀矿体(图3a)。

图1 研究区所处位置的地质-构造简图Fig.1 Sketch geological and tectonic map of the study area

根据肉眼和镜下鉴定，矿区矿石成分较为简单，矿石矿物以黑色铀矿物为主(图3b)，伴生黄铁矿、赤铁矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿等金属矿物；脉石矿物以长石、萤石、石英、绿泥石、粘土矿物等为主。围岩蚀变类型主要以赤铁矿化、黄铁矿化、绿泥石化、萤石化、粘土化等为主，其中猪肝色赤铁矿化和黑色萤石化与铀成矿关系最为密切。但是由于缺乏系统的微观矿相学研究，铀矿物定名、成矿期次、蚀变类型等存在争议，间接制约着对矿床成因认识。

3 样品采集与分析方法

由于浅部矿体受后期蚀变和改造严重，不能准确反映蚀变类型、原生矿物和成矿环境，所以本次研究样品均采自深部矿体。其中，微观电子探针样品来源ZKH7-0和ZKH13钻孔(图2b)，采自UI-4(埋深：691m±)和UIV(埋深：488m±)矿体，编号分别为3FD-09、3FD-13、T-1-1和T-1-2(表1)，样品较新鲜，受后期蚀变改造影响较小，能客观反映铀成矿条件和环境；单个铀矿物测年样品来源ZKH7-0、ZKH3-2和ZKH3-3钻孔(图2b)，采自UI-4(埋深：691m±)、UIV(埋深：511m±)和UI-13(埋深：764m±)矿体，编号分别为KD-01、3FD-09、U-3和U-4(表2)，4个样品均采自矿区超高品位富矿体，易于显微镜下挑选铀单矿物，是铀矿物U-Pb测年的理想样品。

将所采集的电子探针样品制成光薄片，先进行显微镜下观察，圈定感兴趣区，再喷碳后利用电子探针进行背散射观察与元素定量分析。电子探针分析在核工业北京地质研究院分析测试中心完成，执行标准依据《电子探针定量分析方法通则》(GB/T 15074—2008)，测试仪器型号为JXA-8100，测试条件：加速电压20kV，束流1×10-8A，出射角40°，修正方法ZAF。测试结果见表1。

将所有测年样品粉碎至小于300目，用去离子水反复淘洗，将大多数比重较小的杂质除去，烘干后在双目镜下挑选99%以上铀矿物。结合电子探针确定结果，挑选样品新鲜、颗粒为黑色、黑褐色，具沥青光泽或半金属光泽的沥青铀矿。U-Pb同位素分析测试工作在核工业北京地质研究院分析测试中心完成，U、Pb含量采用同位素稀释高分辨率等离子体质谱法测定，Pb同位素比值测定使用英国GV公司生产的ISOPROBE-T热表面电离质谱仪完成，测量精度：1×10-6，铅的208Pb/206Pb值误差≤0.005%。测试结果见表2。

4 测试结果

4.1 蚀变矿物测定结果

为了对核桃坝铀矿床开展矿相学研究，对成矿期蚀变矿物和赋矿次火山岩体(流纹斑岩，图3c)进行了显微光薄片鉴定和电子探针分析。岩矿鉴定和统计分析结果显示，含矿岩石(流纹斑岩)由斑晶和基质组成，斑晶占全岩25%±，基质占全岩75%±。斑晶以长石和黑云母为主，其中： 长石斑晶以长板状卡斯巴双晶、等轴板状卡斯巴双晶、水针铁矿染自形晶、板状聚晶、卡斯巴钠长复合双晶等多种形态呈现(图3d)，占全岩20%±，通过光性测定和电子探针波谱法分析组成计算，长石斑晶均为钠长石(图3h和表1)；黑云母斑晶仅见其假像，电子探针波谱法分析显示，黑云母均已蚀变，多形成绿泥石或粘土矿物(图3h和表1)。基质由残留碎屑和基质矿物组成，经镜下鉴定和电子探针分析主要为长石和绿泥石，含有少量石英，基质粒径为～0.0078mm，且多数基质矿物边界模糊。基质中热液蚀变矿物和生成物由结晶黄铁矿、结晶毒砂、脉状绿泥石、团块状绿泥石、星状钠长石、浸染状黄铁矿和赤铁矿组成(图3d-g和表1)。

表2核桃坝铀矿床沥青铀矿U-Pb法年龄测定结果

Table 2 U-Pb dating result of pitchblende in the Hetaoba deposit

钻孔号样品号UPb同位素组成(%)表观年龄(Ma)(%)204Pb206Pb207Pb208Pb206Pb/238U207Pb/235U207Pb/206PbZKH7-0KD-01∗38.5001.1670.83951.37015.56132.22980.6113.8879.53FD-09∗2.1400.3271.07039.30017.84741.783102.5122.8536.5ZKH3-2U-350.5001.1570.47269.47811.01019.040103.4127.5603.1ZKH3-3U-458.1001.0780.32777.9338.97512.76599.1110.5363.0

注：*表示样品呈粉末状，其他呈颗粒状；3FD-09样品太少，无法称重，U、Pb值由微量测量值代替

图2 核桃坝铀矿床成矿带位置图(a)和矿区地质简图(b)Fig.2 Location map of metallogenic belt in Hetaoba deposit (a) and geological map of the mining area (b)

图3 核桃坝铀矿床铀矿物手标本和显微照片(a-c)岩矿照片；(d)透明矿物正交显微照片；(e-g)金属矿物反射显微照片；(h-l)电子探针背散射显微照片. Fs-长石；Py-黄铁矿；Chl-绿泥石；Al-钠长石；Cof-铀石；Pi-沥青铀矿；Fl-萤石Fig.3 Specimens and micrographs of the uranium-bearing minerals in Hetaoba deposit(a-c) photographs of rocks from drill cores; (d) micrograph of transparent minerals (+); (e-g) micrographs of metal minerals; (h-l) back scatter micrographs of the electron probes. Fs-feldspar; Py-pyrite; Chl-chlorite; Al-albite; Cof-coffinite; Pi-pitchbllende; Fl-fluorite

4.2 铀矿物测定结果

利用电子探针分析方法对核桃坝铀矿床2个矿体4个样品进行观察和测试，测试结果表明，铀矿物以铀石为主，少量沥青铀矿，未见其他铀矿物(表1)。铀石，即水硅铀矿，主要成分为UO2和SiO2，其中：UO2含量变化范围为55.19%～66.86%，平均值61.51%；SiO2含量变化范围为15.62%～21.60%，平均值18.45%，多数样品中还含有不等量的P2O5、K2O、Al2O3、FeO、Y2O3、CaO、TiO2等杂质(表1)，为核桃坝铀矿床的主要原生矿石矿物。

铀石的粒径大小不一，多数集中在5～100μm之间，呈集合体、脉状等产出。赋存状态以多种形式存在，有的分布于黄铁矿的边部(图3e)；有的充填在黄铁矿颗粒之间(图3f, g)；有的与黄铁矿形成连晶(图3i, j)；有的包围黄铁矿单晶，形成铀石集合体环边(图3l)；有的分布于绿泥石、萤石、钠长石等矿物中。沥青铀矿少见，粒径较小，常赋存于萤石等矿物中(图3k)。

4.3 电子探针化学测年结果

目前电子探针U-Th-Pb化学测年方法备受关注，日趋成熟，具有简单快速、无损微区原位测年、可获得多种信息以及可借助背散射图像有效避免表层、裂隙Pb丢失等特点，国内外不少学者开展了相关研究并取得成果(张昭明，1982；Tickyjetal., 2004；陈能松等，2007；Hetheringtonetal., 2008；葛祥坤，2008; 葛祥坤等，2011；韦龙明等，2014；张龙等，2016)。研究表明，Cameron-Sciman提出的年龄计算公式(t=Pb×104/(1.612U+4.95Th)Ma，式中：Th、U和Pb代表质量百分数)对于年轻的(低于200Ma)铀成矿年龄计算是准确和可行的(Cameron-Schiman，1978；葛祥坤等，2011)，因此本文选取该经验公式计算铀矿物的化学年龄。由于铀石ThO2和PbO含量过低，无法进行化学年龄计算，所以本文只对2个沥青铀矿进行了化学年龄计算，计算结果分别94.4Ma和54.0Ma(表1)。

4.4 U-Pb同位素测年结果

核桃坝铀矿床沥青铀矿U-Pb同位素测年采用的年龄计算常数为：t0=4430Ma，a0=9.307，b0=10.294，235U的衰变常数为λ235=0.98485×10-9y-1，238U的衰变常数为λ238=0.155125×10-9y-1，计算得出4个样品的表观年龄结果见表2。由于238U和235U的相对丰度和半衰期存在差异，样品中放射性成因206Pb的丰度为放射性成因207Pb的数倍，所得206Pb/238U值精度高于207Pb/235U及207Pb/206Pb，故本文选取206Pb/238U年龄值作为沥青铀矿年龄。核桃坝铀矿床沥青铀矿U-Pb同位素测年结果显示，单矿物成矿时间分别为80.6Ma、99.1Ma、102.5Ma和103.4Ma。

5 讨论

5.1 矿相学研究

矿石是组成矿床的基本物质，是成矿方式的自然写照，是成矿规律的最终结果，因而矿相学研究能揭示矿床成因信息、判断矿化作用和矿化过程，为找矿勘探提供依据和帮助(薛春纪等，2006；尚浚等，2007)。核桃坝铀矿床岩矿鉴定和电子探针分析表明，矿石中普遍存在钠长石、绿泥石、黄铁矿和萤石等蚀变矿物，也发育毒砂、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿和结晶黄铁矿等热流体沉淀物(图3)。矿相学研究显示，矿石交代作用有以下四种类型：①钠长石化，以原岩中长石的晶体假像和棋盘格子生成物形式出现；②绿泥石化，以黑云母或暗色矿物假像、团块状或浸染状或脉状或网脉状产出；③萤石化，以漫染状、裂隙式脉状或网脉状产出，主要散布于绿泥石裂隙中；④黄铁矿化，呈星状、浸染状分布于绿泥石中，晶体边缘或裂隙中常发育铀石。从矿物共生组合和交切判断，结晶黄铁矿-毒砂等硫化物组合是早期硫砷化物生成阶段的产物，代表了成矿温度较高的热液活动过程。综上，可以确定核桃坝铀矿床成矿期可划分为四个阶段，即早期钠长石化交代阶段，形成钠长石-绿泥石组合；早期热液成矿阶段，形成硫化合物(毒砂、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿等)组合；晚期热液成矿阶段，形成铀石-黄铁矿(或赤铁矿)-萤石-绿泥石-粘土矿物组合；成矿后阶段，形成粘土矿物-碳酸盐(方解石)组合。依据中国铀矿床蚀变类型分类(杜乐天，2001；刘金枝和安伟涛，2010；蔡煜琦等，2015；巫建华等，2017)，核桃坝铀矿床属于碱交代型热液铀矿床。该蚀变类型铀矿床是沽源-红山子铀成矿带中段首次发现，可与北东段红山子铀钼矿床以及甘肃龙首山铀矿床、江西相山铀矿田对比，对基础理论研究和区域找矿具有重要的指导作用。

当前铀矿物学研究表明，铀石的形成条件比沥青铀矿更为苛刻，铀石的形成往往伴随沥青铀矿的沉淀，所以自然界二者共生组合的现象较为普遍(王德荫和傅永全，1981；闵茂中等，1992)。研究区矿石电子探针分析和统计研究表明，矿石矿物以铀石为主，少量沥青铀矿，二者不存在交替沉淀、紧密连生现象。考虑到样品采样深度、新鲜程度和保存过程，笔者更趋向认为铀石为核桃坝铀矿床的主要原生铀矿物，而沥青铀矿可能为铀石在不稳定环境中转化而来。沥青铀矿周边、矿石基质中发育少量石英也为该认识提供了佐证，因为铀石(USiO4)转化为沥青铀矿(UO2)需要发生脱硅作用。义盛店铀银多金属矿床是沽源-红山子铀成矿带新进突破的又一铀矿床(刘文杰等，2015；薛兰花和史老虎，2016)，距核桃坝铀矿床仅36km，笔者对其钻孔中铀矿石样开展矿相学研究显示，矿石矿物以铀石为主，少见其他矿物，间接说明了区域成矿流体是一期富铀含硅酸(络合物)的成矿热液。

5.2 成矿年代学研究

已有研究表明，铀矿石代替铀单矿物获得成矿年龄需要铀成矿演化至今U-Pb同位素达到均一的理论支持，否则获得成矿年龄将会存在较大偏差(石少华等，2010)。核桃坝铀矿床矿石中常见热液硫化物(黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿等)，而且与铀矿物形成并非同期同阶段，U-Pb同位素体系可能遭到影响或破坏，所以研究区铀矿石获得成矿年龄(韩军等，2015)有待考究。沥青铀矿是理想的铀矿床直接定年样品，其避免了热液蚀变矿物以及含铀副矿物对U-Pb同位素体系的影响，所测年龄直接代表了铀成矿作用的年代(Cunninghametal., 1982；黄世杰等，1985；石少华等，2010)。核桃坝铀矿床沥青铀矿U-Pb同位素定年结果显示，3个矿体获得4个成矿年龄相对接近(表2)，暗示可能为一期铀热液成矿作用所致。电子探针分析证实，矿石中沥青铀矿含量较少且粒径偏小，实际挑选单矿物过程较为困难，所以KD-01和3FD-09这两个样品呈多颗粒粉末状，沥青铀矿纯度有所下降，所测得年龄数据可靠性略低。石少华等(2010)对沥青铀矿表观年龄和真实年龄的研究认为，206Pb/204Pb比值可判断表观年龄的真实性，其值越大，年龄越准确。已获得4个沥青铀矿成矿年龄数据中，U-4样品206Pb/204Pb比值最大，可达238.33，且该样品获得的3个206Pb/238U、207Pb/235U、207Pb/206Pb的表观年龄最接近(表2)，所以笔者认为U-4样品测得沥青铀矿成矿年龄逼近真实值，反映核桃坝铀矿床成矿时代应在99.1Ma左右。

电子探针化学测年方法的精度关键在于U、Th和Pb含量的准确测定，尤其是Pb的质量分数对最终年龄误差的影响较大(张文兰等，2003；葛祥坤等，2011)。本文利用电子探针化学测年方法获得94.4Ma、54.0Ma两个年龄(表1)，后者测点Pb含量较低，仅为0.66%，对化学测年数据的准确度影响较大，需要剔除。所以，本文电子探针化学测年方法获得有效年龄为94.4Ma，与U-Pb同位素体系获得成矿年龄接近。本文同时对4个沥青铀矿U-Pb同位素数据238U/204Pb-206Pb/204Pb等时线年龄开展了研究，计算结果为101.0Ma，虽然等时线的MSWD值过大，反映等时线质量不高，但是该年龄可作为参考年龄，说明沥青铀矿U-Pb同位素体系测年结果是准确的。

综上，核桃坝铀矿床形成的主成矿时代在99.1Ma左右，属于晚白垩世成矿期，与460矿床(88.0Ma，李耀菘，1989；夏毓亮等，1998)、470矿床(113.6～148.9Ma，纪宏伟，2015)在沽源-红山子铀成矿带上共同形成“北东老、西南新”铀成矿时空格局(图2a)。

5.3 矿床成因探讨

众所周知，U元素为强不相容元素，其更易存留于熔融体(韩吟文和马振东，2004)，因此在板内伸展构造背景下(蒋孝君等，2017)，研究区内岩浆的每一次喷发或侵位，都伴随着岩浆房内部U元素的浓缩和富集，岩浆的多次、反复强烈活动致使晚期的次火岩体(流纹斑岩)非常富铀。这也被相关研究证实，核桃坝地区的次火山岩体铀含量高达29×10-6(韩军等，2015；蒋孝君等，2017)。矿相学研究表明，核桃坝铀矿床成矿早期发生了大面积的碱交代作用，金属矿物随着温度降低和溶液性质的改变依次沉淀。这说明早期成矿流体必然富含碱金属、碱性、高温且穿透力强。碱交代作用中的钠长石化和绿泥石化致使岩石中铀活化形成富铀流体，同时大量溶解岩石中SiO2，使早期成矿流体逐步转变成富铀含硅酸([UO2OH][SiO3]-络合物)成矿流体。已有绿泥石化对铀活化作用的研究(杨水源等，2010；魏正宇等，2014；赵友东等，2016)以及U、SiO2在碱性溶液中溶解度显著增高的无机化学结论(王德荫和傅永全，1981；杜乐天，2001，2002)，证明上述成矿过程完全有可能实现。碱交代作用后成矿流体首先沉淀硫化合物，然后随着温度的降低、pH值的改变在开放的空间(构造断裂、层间破碎带)、还原的环境下沉淀成矿，形成铀石。碱交代作用后成矿流体一般就近成矿，不会迁移很远，所以铀矿体主要定位在富铀岩体(次火山岩体)附近，而多金属成矿则会定位在富多金属地层或岩体附近。这种成矿认识与钻探工程控制的铀及多金属矿体分布情况吻合，很好解释了研究区多金属矿化范围远远大于铀矿化范围的事实，也同时阐明了铀矿化与次火山岩关系密切的原因。

6 结论

(1)核桃坝矿床铀矿物以铀石为主，成矿作用可划分为四个阶段，即早期钠长石化交代阶段、早期热液成矿阶段(硫化合物形成阶段)、晚期热液成矿阶段(铀矿形成阶段)、成矿后阶段。根据矿相学研究和成矿地质特征综合研判，首次确定核桃坝铀矿床属于碱交代型热液铀矿床。

(2)核桃坝矿床年代学研究表明，矿床形成时代在99.1Ma左右，是一期富铀含硅酸成矿流体在晚白垩世成矿作用的产物。

(3)核桃坝矿床铀源可能来自碱交代富铀岩体，碱交代后富铀含硅酸成矿流体在外部条件改变的情况下沉淀成矿，形成矿床。因此，矿体的定位可能与富铀岩体关系密切。

致谢找矿突破过程中李洪军研究员级高工、胡鉴高级工程师、黄宝峰高级工程师、李喜彬高级工程师等一线技术人员前仆后继付出了大量努力；采样分析过程中得到核工业北京地质研究院李西德研究员级高工的大力支持；论文成文过程中与核工业北京地质研究院钟军博士、衣龙升博士、刘瑞萍博士进行了有益探讨；作者在此一并表示感谢！