2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 海洋国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 青岛 266071;
4. 国土部海洋油气资源与环境地质重点实验室, 青岛海洋地质研究所, 青岛 266071;
5. 山东省沉积成矿作用与沉积矿产重点实验室, 山东科技大学, 青岛 266590
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Laboratory for Marine Mineral Resources, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266071, China;
4. MLR Key Laboratory of Marine Hydrocarbon Resources and Environmental Geology, Qingdao Institute of Marine Geology, Qingdao 266071, China;
5. Shandong Provincial Key Laboratory of Depositional Mineralization and Sedimentary Minerals, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, China
伸展盆地是受区域拉张应力场控制并与岩石圈伸展、减薄密切相关的裂陷型沉积盆地,作为含油气盆地的一种重要类型,对其构造沉降史和热演化史的恢复是盆地形成演化、油气成藏动力学等研究的关键(Jarvis and McKenzie, 1980;Baur et al., 2010;何丽娟,2000;李浩等,2014).作为中国东部最重要的含油气盆地类型,伸展断陷型盆地的构造热演化研究方法日趋成熟,主要包括古温标法和地球动力学模拟两大类,相比于传统的古温标法主要针对有沉积记录的盆地热史恢复,基于热动力学模型的热模拟技术通常不受此限制,而将两者相结合,实现盆地尺度与岩石圈尺度的热史恢复结果的耦合关联,是目前伸展盆地构造热演化史研究的热点(胡圣标等,1999;邱楠生等, 2004a, b;任战利等,2007;赵长煜等,2010;刘琼颖和何丽娟,2015).自McKenzie(1978)提出瞬时均匀拉张模型以来,针对各类伸展盆地的地球物理运动学模型不断改进,极大促进了沉积盆地构造热演化史模拟技术的研究和应用(何丽娟和熊亮萍,1998;何丽娟, 1999, 2002;廖杰等,2009;黄方等,2012;包汉勇等,2013a).
南黄海北部盆地主体位于中国东部陆架海域,面积约5×104 km2,北西以苏鲁造山带为界与华北块体相接,南至南黄海中部隆起区,向东侧呈横卧V字型散开并延伸至朝鲜半岛西侧,盆地在中、古生界海相克拉通基底之上,又经历了中、新生代强烈的伸展断陷作用,依据陆相断陷盆地沉积发育格局,南黄海北部盆地可进一步划分为一系列坳陷和盆内低凸起(图 1).经过多年的区域地质调查,研究区在地层发育、构造演化、岩石物性及地化特征等方面的研究不断深入(Ren et al., 2002;Yao et al., 2010;姚永坚等,2005;侯方辉等,2008;高顺莉等,2015;庞玉茂等,2016),取得了许多重要认识并显示出了一定的油气勘探潜力,但盆地构造热演化史方面的研究工作鲜有开展,仅在南黄海南部盆地用镜质体反射率数据进行过热史研究(杨树春等,2003),获得一些重要的认识,但相比之下,南黄海北部盆地勘探程度更低,具有钻井少、揭示地层少及实测古温标数据少的“三少”特征,极大地制约了盆地油气资源评价及成藏模拟研究等工作的开展.近年来在南黄海采集了大量高品质的多道地震及重磁资料(Liang et al., 2003;Zhang et al., 2007;郝天珧等, 2002, 2010),盆地沉积构造等方面的研究不断深入,为利用地球动力学模型开展盆地构造热演化史研究提供了条件,本次研究针对南黄海北部中、新生界断陷盆地,分别介绍了古温标法及数值模拟两种方法的基本原理,并重点分析了基于改进McKenzie拉张模型的数值模拟方法及其应用前景,在此基础上,采用正演的方法,以地球动力学模拟为主要技术手段,将有限的古温标数据作为约束条件,从岩石圈和盆地尺度对低勘探程度的南黄海北部盆地进行构造热演化史研究.
南黄海北部盆地各构造单元走向以N-NE、N-E向为主,与中、新生界主断裂系走向一致,断层大多断至中、古生界,并控制了中、新生界一系列断陷坳陷的发育(图 1, 图 2).盆地沉积建造包括基底之上的中、古生代海相构造层及中、新生界陆相断拗构造层(姚永坚等,2008;张训华等,2014),陆相沉积中心最厚超过9000m(Yi et al., 2003;肖国林,2002).研究区及邻区自晚三叠世末期基本完成海陆转换开始,西太平洋构造域活动导致弧后伸展作用的逐步增强开启了其裂陷发育的序幕,至中-晚侏罗世到早白垩世,南黄海及邻区构造应力场演变为N-NW向伸展为主,陆相断陷沉积开始叠覆于中、古生界海相残留盆地之上,地震资料及钻井揭示早期的裂陷沉积中心主要在东北坳陷及南部坳陷局部地区,分布范围有限,但沉积厚度巨大,如东北坳陷R井已钻遇超过两千米厚的侏罗系沉积,该套地层包含上部的河流相沉积及下部的厚层湖相暗色泥岩,代表了盆地初始裂陷期的快速沉积响应(高顺莉和周祖翼,2014).早白垩世开始,盆地进入大规模伸展断陷沉积阶段,发育多个沉积中心,白垩系分布广泛,尤其东北坳陷、北部坳陷东侧及东部坳陷大部分地区均发育较厚的湖相暗色泥岩沉积,白垩系泰州组为盆地最为重要的一套烃源岩层,白垩纪末期开始,盆地裂陷作用开始减弱,局部构造运动的控制作用增强,导致盆内差异隆升,但仍以整体沉降为主,随后渐新世末至中新世期间的盐城运动,结束了盆地断陷沉积的发育,区域性沉积间断、普遍缺失的渐新统-下中新统及地震剖面上的标志性平行不整合特征代表了盆地的整体抬升,也表明盆地裂陷期及裂后期发育的彻底结束.随后盆地整体沉降,南黄海盆地统一为拗陷盆地沉积,构造作用减弱,地层产状极为平缓且基本无褶皱变形.因此,南黄海北部盆地中、新生代尤其是晚侏罗世以来的构造演化过程,既与深部地球动力学过程密切相关,又决定了盆地浅部地层发育与温压场的特征,从而控制和影响盆地的生烃过程,利用数值模拟技术及实测古温标数据,从深、浅部两方面对其构造热演化史进行耦合关联研究,是当前阶段进行研究区热史恢复的有效手段.
盆地尺度的热史恢复是利用各种古温标(如镜质体反射率、裂变径迹及粘土矿物等)来重建,利用其恢复热史的方法主要包括古地温梯度法、古热流法及随机反演法等(施小斌等,2000;邱楠生等,2004a;李儒峰等,2010;汪集旸等,2015;左银辉等,2015),这些方法在热史重建时各有优劣(胡圣标和汪集旸,1995;Hu et al., 2001).随着镜质体反射率化学动力学模型及裂变径迹退火动力学模型的建立和不断完善(Sweeney and Burnham, 1990;Ketcham,2005;Lisker et al., 2009;Donelick et al., 2005),目前应用比较成熟的古温标主要包括磷灰石/锆石裂变径迹和有机质镜质体反射率.沉积盆地的古地温主要受古热流、古埋藏深度及相应的岩石热物理参数控制,在岩石热物理参数确定以后,沉积地层的古温度就是古埋藏深度和古热流的函数,因此沉积地层埋藏史的恢复是关键(汪集旸等,2015).对于连续沉积的盆地,地层埋藏史可通过回剥技术和压实校正来实现.将沉积地层剥蚀量及剥蚀时间,以及与古热流有关的参数等作为控制变量,通过计算不同热史趋势下古温标的实测值和理论值之间的方差,应用最优化算法即可实现热史反演.
3.2 地球动力学模拟原理和流程伸展盆地模拟应用最为广泛的地球物理模型是McKenzie提出的瞬时均匀纯剪拉张模型(McKenzie,1978),该模型首先引入了一个表征岩石圈伸展减薄程度的关键参数,即伸展系数β=tL/tWC,式中tL、tWC分别代表伸展作用前后的岩石圈厚度,同时将裂陷盆地演化分为裂陷期和裂后期两大阶段,并假设在裂陷期伴随有恒温属性下(Ta)的地幔软流圈物质的上涌,且岩石圈温度与深度具有正相关线性关系,即裂陷期地温梯度随岩石圈减薄而增大,进入裂后期因伸展作用停止,盆地进入热沉降阶段且地温衰减.由此总构造沉降Stec=Sini+Sthe,其中初始沉降量Sini(m)可由均衡补偿原理推导得出,即
(1) |
式中,β为伸展系数,tL为岩石圈原始厚度(m),tC为地壳原始厚度(m),ρM为上地幔密度(kg·m-3),ρC为地壳密度(kg·m-3),ρw为沉积水密度(kg·m-3),Ta为地幔软流圈温度(℃),α为壳幔热膨胀系数(K-1).
进入裂后期后,岩石圈冷却收缩,McKenzie(1978)详细推导出裂后时刻t的地表高程公式:
(2) |
式中,τ=tL2/(π2k),为岩石圈热常数,当β<4时,log10(e)与变量t近似为线性关系,公式(2) 可简化为
(3) |
(3) 式中,
(4) |
综合公式(1) 和(4),即可分别计算出裂陷期和裂后期的初始沉降Sini及热沉降Sthe,进而求和得到构造总沉积量Stec.
进一步,根据热流与地温梯度的关系,即q=
(5) |
(5) 式中,k为岩石圈热导率,其他参数同上.
由于该模型假设拉伸为瞬时发生,并未考虑裂陷期热损失和沉降,对裂陷作用持续较长的盆地应用该模型会存在一定误差,而中国东部断陷盆地普遍存在的长周期及多幕拉张特征(包汉勇等, 2013a, b;胡圣标等,1999;邱楠生等,2004b).其次,该模型假设整个岩石圈为均匀伸展,并用统一的伸展系数β来表征,并未考虑岩石圈伸展程度随深度的变化情况.且该模型在推导热流关系式时,假设岩石圈温度与深度具有线性正相关关系,未叠加岩石圈地壳放射性生热的贡献.为此,在瞬时拉张模型基础上,可将拉伸时间考虑进来,裂陷期沉降Si由总沉降量S减去裂后沉降量SG获得,即Si=S-SG,并将地壳伸展系数β和岩石圈地幔伸展系数γ分别予以考虑(Jarvis and McKenzie, 1980),以此推导出单点热流微分关系式,即
(6) |
(6) 式中,κ=λ/ρC,为热扩散系数(m2·s-1),G为垂向伸展速率(m·s-1),并有GΔt=logβC/γM.在此基础上,基于岩石圈放射性生热与深度的关系式(Allen and Allen, 1990;Waples,2002),假定放射性热产值随深度呈指数递减,即
(7) |
式中,Q0为初始放射性热产值(μW·m-3),取值为2.5 μW·m-3,z0为半深度值(m),在式(7) 的基础上,再考虑沉积盆地中沉积物本身的放射性生热,即可得总生热Qtotalrad (Baur et al., 2010):
(8) |
基于以上原理,Baur等(2010)应用PetroMod软件将盆地动力学分析与含油气系统模拟相结合,成功地对纽芬兰岛东南大西洋浅滩部位的Jeanne d′Arc裂陷盆地的构造热演化史进行了模拟,证明了通过一维和三维构造热模拟相结合,可以有效地恢复此类盆地的构造热演化史,其流程概述如下:
第一步,根据盆地现今地质结构、地层格架及年代学特征,基于Airy均衡补偿原理和Steckler and Watts(1978)提出的回剥方程,计算盆地的沉降史,称为理论构造沉降趋势.
第二步,基于改进的McKenzie模型理论,依照前述设置相应的地球物理参数,将应用不同伸展系数得到的计算沉降趋势,与理论构造沉降趋势进行不断拟合,直至达到较好的拟合结果,据此可得到相应的伸展系数,据此可进一步计算一维单点的热演化史.作为计算构造沉降及热流史的最关键参数,应对伸展系数进行误差验证,一是基于伸展系数定义法,用初始岩石圈地壳厚度和伸展系数得到现今计算地壳厚度,并与实际地壳厚度对照验证,二是参照实测古温标数据,对应用伸展系数计算的热史进行验证.
第三步,将一维单点模拟得到的热史及伸展系数等参数,作为三维模拟输入条件,进行三维构造热史、古地温场恢复及进一步的油气成藏模拟.
4 一维模拟过程与结果分析 4.1 数据及构造沉降史模拟以研究区东部坳陷的K井为例,按照前述原理及方法,分别获得其单井埋藏史和相应的理论构造沉降趋势(图 3).地层岩性及主要年龄数据来源于青岛海洋所及部分公开发表数据(Yi et al., 2003;高顺利和周祖翼,2014;张训华等,2014),并依据单井综合柱状图对小层进行了刻画,其中井底以下至盆地断陷沉积底界厚度取自多道地震解释结果,模拟所需的岩性及地球物理、地球化学参数通过Petromod软件标准岩样库组合设置,表 1为K井构造热演化数值模拟相关参数赋值表.盆地各沉积层的平均热导率是岩石热物性的重要参数,且在热演化模拟中与沉积有机质热演化等密切相关,部分设置参考南黄海南部坳陷部分实测样品及邻区数据(王良书和李成,1995;杨树春等,2003).
由3.2节可知,为应用改进的McKenzie模型进一步得到计算构造沉降及热史趋势,相关约束条件及参数如地壳厚度、岩石圈地幔厚度及相应密度、岩石圈底界温度等设置见表 2,部分赋值参考陆域苏北盆地研究成果(包汉勇等, 2013a, 2013b).其他边界条件,古水深(PWD)数据主要参考区域沉积相研究成果,根据单井岩相特征,例如湖相暗色泥岩组、浅灰色泥质岩组及砂岩组段分别设置为20 m、10 m和3 m,沉积水界面温度(SWIT)根据Wygrala(1989)模型通过设定区域纬度值获得.
构造沉降史恢复结果显示,北部盆地中、晚侏罗世局部地区已发育初始快速沉积过程,但整体沉降量有限,仅在K井、R井等局部地区得到一定体现,盆地快速、区域性的沉降过程主要发生于白垩纪以来,古近纪时期部分区域也存在一个快速沉积期,但全区并不统一.部分井构造沉降曲线显示其可能经历了更为复杂的构造过程,如盆地东部K井模拟结果显示,其经历中、晚侏罗世的过渡调整之后,早白垩世约138 Ma开始进入明显的构造沉降时期,并持续到约117 Ma,随后转变为相对平缓的热沉降阶段,早白垩世末约103~100 Ma及晚白垩世89~83 Ma期间盆地又经历了两期快速的构造沉降,直到晚白垩世末到古新世约69~58 Ma期间,又经历了一次较长时间的沉降过程,其整体沉降过程可包含四期的快速沉降及其相应调整期(图 3),表现出弧后拉张盆地所具有的幕式沉降特征.
获取理论构造沉降趋势之后,基于前述改进的McKenzie模型理论和相应的地球物理参数,设置裂陷期的起止时间,并将裂后期结束的时间统一设为24 Ma,即盆地转为拗陷发育期的大致时间,据此可得到不同伸展系数下的计算沉降趋势,为使其与理论构造沉降趋势达到较好的拟合结果,需要对地壳伸展系数β和岩石圈地幔伸展系数γ不断进行调整,在实际调整过程中,需要先大致确定地壳伸展系数β,进而再调整岩石圈地幔伸展系数γ.K井分别进行了多期拉张(四期)及一期拉张下的构造沉降过程的拟合,并获取相应伸展系数,另对Z井计算了一期拉张的伸展系数(图 4).从结果来看,在明确多期拉张过程之后,数值模拟技术能够方便地计算各期伸展系数,但结合研究区其他井的沉降史恢复结果,认为现阶段仅能刻画早白垩世至古新世期间的整体沉降趋势,而不能确切地表征次一级的沉降过程.
在一维模拟过程中,初始壳幔厚度赋值对计算构造沉降曲线有重要影响(刘琼颖和何丽娟,2015),而在拟合之前仅能据经验对其初始值进行设定(表 2),在获取壳幔伸展系数之后,可通过计算现今壳幔厚度并与实测值对比,以检验初始壳幔厚度及相应伸展系数取值的合理性,即tPC=tC/β,tPM=tM/γ,其中,tPC,tPM分别为计算现今壳幔厚度,tC,tM为初始壳幔厚度.实测地壳厚度参考值为黄海西部28.5~30 km,黄海东部29 km左右(胥颐等,2009),如果计算现今壳幔厚度与实测壳幔厚度存在较大偏差,则需要修正初始壳幔厚度赋值,再次获取相应的伸展系数,直至两者偏差降到合理范围.对于多期拉张模拟过程的参数校正,需要先对最后一期拉张进行参数校正,将其初始壳幔厚度作为上期拉张的裂后壳幔厚度,依次逆时序进行校正.
除了地球动力学模拟法及定义法之外,求取盆地伸展系数的方法还有平衡剖面法,前人对同属下扬子的苏北盆地开展了类似的研究工作(包汉勇等,2013b),认为苏北盆地白垩纪以来一期拉张的伸展系数范围约为1.1~1.4,与本次通过数值模拟获取的南黄海北部盆地的伸展系数范围大体一致,从而验证了此种方法在此类盆地构造热演化研究中的适用性.
盆地尺度的古温标校正采用瞬时热流法,以盆地内资料相对较全的Z井和H井为例,在构造热演化模拟结果基础上,再分别假设一个与现今热流值相当且恒定的参考热流值和一个初始热流趋势,根据下扬子区及邻区地质概况和热流研究认识(王良书和李成,1995;杨树春等,2003;邱楠生等,2004a),参考热流值设定为65 mW·m-2,与现今区域热流值相当,略高于全球陆区热流均值61 mW·m-2,而初始热流趋势设定及其后续调整参考结合单井埋藏史,设定初始热流趋势如图 5a,然后采用EASY%Ro模型进行模拟计算并得到相应的Ro%-深度曲线(Sweeney and Burnham, 1990),再利用实测Ro值对热流趋势进行反复校正,直至达到理想的拟合效果,通过分别拟合,可得到不同井位的理想热流趋势线(图 5).需要说明的是,Z井和H井实测Ro数据有限,且主要集中在阜宁组中下部和三垛—戴南组,由于同属北部凹陷区,因此利用其联合约束,可从盆地尺度对裂后期始新世以来的热史进行有效的校正.
据前述公式(5)—(8),基于伸展系数和表 1所列地球物理、地球化学参数,可计算相应的古热流史,对于多期拉张情况,可分别依序计算各拉张期的热史,并得到以下基本认识:① 中生代以来到古新世期间古热流是一个逐渐增高的过程,之后为热流开始降低,与伸展断陷盆地的基本热流规律特征一致,即通常包括前裂陷期的热流值稳定或缓慢抬升阶段,过渡为裂陷期的快速升高阶段,直到裂后期热沉降期的缓慢下降三个阶段(Poelchau et al., 1997;Baur et al., 2010);② 数值模拟获取的热流较古温标法校正后获取的热流低12%~18%左右,认为一方面研究区中生代末期强烈的火成岩活动影响(Lee et al., 2006;Fjeldskaar et al., 2008;Kim et al., 2012),导致通过古温标校正获取的古热流偏高,其二是隆升剥蚀厚度可能比现阶段推测的更大,再者理想化的地球物理模型本身应用范围的限制,例如如何消除结晶基底之上,裂陷期之前沉积地层的影响等,而这也是当前盆地构造热演化模拟的难点和热点.实际模拟中,利用PetroMod一维模块能方便地完成上述大部分操作,计算得到古热流趋势之后,再利用单井实测古温标数据作为约束条件,对该趋势进行拐点极值校正,从而实现两种方法的耦合关联.此外,由前述模拟过程可知,数值模拟方法能够更好地对多期拉张过程进行构造热演化史恢复.
热史恢复结果表明盆地中晚侏罗世尚处于前裂陷期,古热流值为56~59 mW·m-2,均值为58 mW·m-2,至约135~145 Ma开始热流快速上升,并持续到76~61 Ma左右,古新世早期可达71.7~75.5 mW·m-2,最高可达80 mW·m-2,此阶段基本代表了盆地的主裂陷发育期,在晚白垩世末-古新世期间达到热流峰值后盆地开始冷却,盆地转而进入裂后热沉降阶段,Z井渐新世时期的快速沉积过程属于热沉降末期,为局部性地质事件,而H井中新世以来的快速沉积过程并未伴随热沉降发生,盆地渐新世末期热流值基本与现今相当.
地温梯度反映地温的深度变化特征,在一定程度上表征了盆地的热状态.结果表明Z井位附近现今平均地表温度约为15 ℃,地温梯度平均为39 ℃/km,中、新生代断陷发育期的古地温梯度普遍高于现今地温梯度,上白垩统泰州组沉积期的古地温梯度最高达49 ℃/km,从约始新世末期开始,古地温梯度开始明显降低,在渐新世末期降为约37 ℃/km,对比来看,H井附近古地温梯度自古新世以来持续降低,新近纪以后,基本保持稳定.在构造热史演化过程中,盆地经历了两次的抬升剥蚀事件,一次是白垩纪末期,另一次是渐新世-早中新世期间.
由于研究区古温标数据本身的局限性,即仅能应用于有沉积记录以来的局部地区,在计算曲线与实测数据的拟合过程中,难以对整个断陷期的热流趋势进行有效的约束,热史恢复还存在时间、空间上的盲区,例如主裂陷期的起、止区间及裂后期结束时间等,更难以对多期次的构造沉降及性质复杂的热史过程进行恢复,因此,通过与基于地球物理学模型的数值模拟技术相结合,来进一步研究盆地构造热演化过程,是解决此类问题的有效方法和研究趋势.
5 三维构造热演化史恢复的初步应用将一维模拟获取的伸展系数及热史恢复结果作为三维模拟的参数,并用古温标数据进行校正,可以实现对盆地的构造热演化史进行三维模拟.在模拟过程中,三维地质体的放射生热与一维模拟方法类似,通过地质单元网格的岩性地球物理参数来实现,但还需要考虑热流的三维空间传递,Hantschel and Kauerauf(2009)依据能量守恒原理,即地质体吸收和释放的热量差加上地质体内部放射性生热量应为地质体温度变化量,推导了引起地温场变化的热传导、放射性生热等系列公式,通过PetroMod 3D盆地模拟相关模块可以实现上述模拟过程.盆地的地温场特征是盆地模拟过程中的重要一环,是含油气盆地成藏动力学模拟的重要组成部分.本研究针对低勘探程度南黄海北部盆地,根据多道地震资料解释的层面数据(见图 2)建立地质模型,用沉积岩相进行网格赋值,综合单井的热史恢复结果,对盆地古、今地温场进行了初步模拟.认为研究区古地温分布特征受先期构造基底形态控制明显,大致包括四个主要的古地温高值区,分别对应东北、北部、南部及东部坳陷基底埋深较大的区域,同时指示了盆地主要裂陷活动范围(图 6).白垩系泰州组顶界面古新世末(55.8 Ma)、渐新世末(23 Ma)和现今古地温模拟结果表明古新世末期盆地整体热流场已经趋于稳定,之后全区范围内无地温异常区出现,与前述盆地主裂陷期一致.
(1) 对南黄海北部盆地构造热演化史进行了研究,表明将古温标法和数值模拟方法相结合从而实现深部动力学、浅部沉积过程的耦合关联,是沉积盆地构造热演化研究的有效手段,重点介绍了针对伸展裂陷型盆地数值模拟的相关原理和方法,并依托研究区实例,重点对一维模拟过程和结果进行了分析,据此进行了三维古地温场的初步研究,取得了较好的应用效果.
(2) 埋藏史及构造沉降史恢复结果表明,研究区中-晚侏罗世局部地区已发育快速沉积过程,但整体沉降量有限,直到早白垩世才进入快速、区域性的沉降阶段,整体沉降过程持续到古新世末期,期间存在多期次级构造活动,古新世末期以来盆地整体已经趋于稳定.
(3) 两种方法得到的热史趋势一致,但地球动力学模拟获得的热流值整体偏低,热史模拟结果表明,中生代以来至晚白垩世末到古新世期间,盆地古热流整体持续升高,最高可达80 mW·m-2,古地温梯度最高约为49 ℃/km,数值模拟得到的部分井构造沉降史显示出多期拉张特征,进入裂后期后热流持续降低,至渐新世末到中新世期间热流约为65 mW·m-2,与现今热流值相当.在热史分析基础上,对盆地的三维古地温场进行初步模拟,获取了不同时期古地温场平剖面特征,并认为其分布特征受先期构造基底形态控制明显,与盆地裂陷期沉降中心一致.
致谢感谢青岛海洋地质研究所为本次研究提供的资料支持,同时,匿名审稿人及贵刊编辑的宝贵建议让作者受益匪浅,在此一并感谢.
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