随着经济的快速发展以及城市人口的快速增长，对环境带来的污染也在增长；另一方面人们的生活水平得到了很大提高，因此，对赖以生存的环境要求也越来越高.而环境问题是21世纪地球科学所面临的三大难题之一，也是当今人们关注的全球性重大问题之一.尤其是对生命活动有极其重要生态作用的地质生态环境是人类生存和发展的空间，它同时受到岩石圈、水圈、大气圈、生物圈和人类自身活动的综合影响.天然和人为辐射环境是生态环境极为重要的组成部分(席道瑛和徐松林，2012；席道瑛，2015).而环境治理中危急人们健康和生命安全的放射性废料的处置，已引起人们的极大关注也得到岩石力学研究者的高度重视.

放射性废料的地下储存从储存场地的地质环境调查与评价，储存场地的特性研究以及地下储存系统的安全性评价等等都与地壳的局部化变形有关.它是本世纪重大科学技术课题之一(席道瑛，2015).其中剪切带是地壳岩石圈中规模最大发现最早的局部化变形带，因它常伴随着地震及突发性地质灾害，早已得到人们的关注(徐松林和吴文，2004；王宝善等，2004; 席道瑛，2015)；压缩带、膨胀带是近十来年才在野外被发现(Wong et al.，1997，2001; Du Bernard et al.，2002).其实压缩带和膨胀带与剪切带一样，都关系到人们的生命财产安全，也与地震时的摩擦滑动紧紧联系在一起(Di Toro et al.，2006; Rice，2006).可能有人认为这种局部化变形条带太小，研究的意义不大.实际上1~5 mm宽的剪切条带滑移距离可达44 km，它们的摩擦滑动与地震密切相关(Di Toro et al.，2006; Rice，2006)，与滑坡等地质灾害密不可分；它们中的压缩带和膨胀带还与核废料的长期储藏和泄漏相关，与人们的健康和生命安全息息相关，还影响到地下流体的储藏和输运(席道瑛，2015).Sun等(2011，2013)研究了与剪切增强的压缩带、膨胀带等局部化变形区域中渗透系数的影响.Patrick等(2000)，杜赟等(2009)，席道瑛等(2012a，2012b)的系列研究表明液体对于以多孔为特征的含剪切带、膨胀带的岩石的物理力学性能有着极大的影响.

传统的关于岩石变形的实验研究主要集中在两个极端情况，即脆性剪切局部化(徐松林等，2001，2002; 徐松林和吴文，2004; 王鑫，2006; 黄俊宇等，2013a，2013b; Huang et al.，2014)和延性.这里压缩带是脆-延性转换阶段显现出的带有深刻含义的现象，如剪切增强的压缩带等(Baud et al.，2000，2006; Bésuelle et al.，2003; Skurtveit et al.，2013)，它不但彻底改变了局部化变形产生方向的传统观念(Rudnicki，2004; 李廷等，2008)，而且还提出了一些新的概念并赋予新的认识，如将应力平台与岩石的微观破坏机理-孔洞崩塌等引发的体积压缩与地质材料的本构模型紧紧地联在一起(Du Bernard et al.，2002; Issen，2002; Tang et al.，2005; 席道瑛等，2008; Baud et al.，2009; Fortin et al.，2009; Ji et al.，2012).在这些局部化变形转化的过程往往伴随一些物理特性的变化(Olsson，2001; Vajdova and Wong，2003)，对岩石的动静态力学性能有极大的影响(黄俊宇等，2013a，2013b; Xu et al.，2013; Brantut et al.，2014).很多学者在三轴压缩实验中获得了垂直于最大主应力方向的压缩带(Klien et al.，2001).此后，还给出了压缩带与剪切带发生的判定条件(Olsson，1999; Olsson and Holcomb，2000; Issen，2000; Issen and Rudnicki，2000，2001; Rudnicki，2004; 席道瑛等，2008).

席道瑛等(2008)和李廷等(2008)对局部化变形带从野外到实验和理论都进行了综合性描述，本文在此基础上对新的实验结果从微观观察的另一角度着眼于以宏观实验结果与微观观察相结合的分析方法，分析了形成剪切和体积屈服的机理，通过微观机理阐述帽盖模型的形成，弥补了上两文的不足，还揭示了岩石局部体积崩塌在高孔岩石宏观强度方面的作用.

(1)以体积崩塌为主的屈服行为

塑性理论中，岩土材料的强度准则一般包含两方面的内容，即破坏强度和屈服强度，如图 1所示(徐松林等，2013；席道瑛，2015).图 1中横坐标I₁为静水压力，纵坐标J₂为应力偏量的第二不变量，a和b分别为椭圆的长半轴和短半轴.对应的屈服面和破坏面并不重合.在低围压状态下，岩土材料的破坏和屈服均由剪切机制主导.虽然二者存在一定差别，但是为了简化，一般假定在低围压范围内，屈服面和破坏面重合，如图 1中的AB段.超过此应力范围，由于岩土材料本身含有裂纹、孔洞、晶界等几何缺陷，即便是在静水压作用下，也会在局部缺陷处发生崩塌，从而使得材料的宏观强度降低.基于此机制，随着静水压力(I₁)的增加，岩石试件的屈服行为由以剪切破坏机制为主，逐渐转变为以体积崩塌压缩为主，如图 1中BDE段所示.此时，岩石的整体破坏行为一般仍以剪切机制为主，如图 1中BC段所示.事实上，可以预计，随着静水压力的增加，局部体积崩塌将逐步引发大面积的垮塌，岩石试件的破坏也将以体积崩塌机制为主，图 1中BC段将发展为一个应力平台.但是，一般岩石的准静态强度很难达到此应力水平，出现此平台需要达到中等应力，甚至较高的应力水平，例如冲击动力学所关注的压力范围(徐松林等，2005a，2005b; 章超等，2014).比较幸运的是，当岩石试件具有较高的孔隙率(20%以上)时，在较低的应力水平也会观察到这种以体积崩塌为主的压缩行为(李廷等，2008; 徐松林等，2005b).

图 1

Fig. 1

图 1 岩土材料屈服面和破坏面(徐松林等，2013；席道瑛和徐松林，2015)Fig. 1 Yield surface and failure surface

图 1中ABC段可采用Mohr-Coulomb准则、Hoek-Brown准则，或者Drucker-Prager准则描述(郑文等，2012; 章超等，2013).而BDE段则采用椭圆型帽盖模型来描述.这也说明帽盖模型所对应的物理机制为材料内部局部体积崩塌压缩.对于高孔隙岩石而言，这种以体积崩塌为主的屈服行为，是研究帽盖模型的极佳材料.

(2)孔洞崩塌的细观观察

图中：(a)为孔隙率13.6%的Tavel石灰岩单轴压缩下试件的破坏.虚线框内显示剪切带形成初期的形态，外载荷沿垂直方向.(b)为Tavel石灰岩静水压作用下孔洞变形情况.图中孔洞的直径约20 μm，孔洞周边损伤区域的厚度约2 μm.(c)为孔隙率10.4%的Tavel石灰岩在围压150 MPa下，三轴压缩变形情况.孔洞周边出现大量强烈的损伤破坏.(d)为孔隙率17.9%的Indiana石灰岩在围压20 MPa下，三轴压缩变形情况.宏观孔洞崩塌.

孔洞崩塌的细观观察结果由“高孔隙岩石中局部变形带的野外证据和实验研究进展” 一文(李廷等，2008)从实验方面给出了很好的印证.Menendez等(2010)从微细观观察结果中发现低孔隙度岩石和高孔隙度岩石的非弹性变形有着不同的力学机制，低孔隙度岩石主要是微裂纹的生存和扩展，而高孔隙度岩石则是孔隙塌缩、颗粒分散并破坏.而这两种不同的破坏和机制有可能以两个互相独立的可观察到的屈服曲面的形式存在.这种观察结果通过在屈服面上引入一个“帽子”模型而实现.

图 2为Tavel石灰岩在外载荷作用下变形的SEM照片(Zhu et al.，2010).图 2a为孔隙率为13.6%的Tavel石灰岩单轴压缩下试样的变形特性.当峰值载荷达到106 MPa后，试样表现出应变软化，并产生了一个与最大主应力方向呈30°夹角的剪切带.图中虚线框显示的是最终的宏观剪切带的一个初始剪切的形态.应力诱发很多的微裂纹，载荷作用下，部分微裂纹聚集、成核.但是，宏观剪切带的形成似乎仅与直径约10 μm的孔洞的开裂有关.这种强烈破坏区域与右边未损伤区域形成鲜明对比.

图 2

Fig. 2

图 2 石灰岩中孔洞崩塌的SEM照片Fig. 2 SEM photos of pore collapse in Limestone samples(Zhu et al.，2010)

对试样进行60 MPa的静水压实验(低于其崩塌的临界载荷，180 MPa)，观察孔洞的崩塌过程.图 2b为静水压作用下孔洞变形情况.图中孔洞的直径约20 μm，孔洞周边强烈变形和损伤区域的厚度约2 μm.孔洞在这种作用下可认为处于球对称状态，其损伤强度随半径的增大而减小.由此，微晶基体似在超过6 μm以后未发生变形.

图 2c为孔隙率为10.4%的Tavel石灰岩在围压150 MPa下的三轴压缩变形.试样内部剪切增强的压实现象明显.当载荷达到临界应力状态时，试样卸载.图中显示为在此剪切增强的压实区域中的一个宏观孔洞.在孔洞表面出现强烈的损伤破坏.此区域内产生大量平行于最大主应力方向的裂纹，这些裂纹汇聚、成核，其现象与图 2a、b相似.

图 2d为孔隙率为17.9%的Indiana石灰岩在围压20 MPa下的三轴压缩变形.试样内部剪切增强的压实现象明显.当载荷达到临界应力状态时，试样卸载.其损伤变形与图 2c相似.破坏性的损伤主要在胶结物内发展，而异化矿物等保持完整.

(3)孔洞崩塌的宏观力学性能

图 3所示为四种不含水的石灰岩试样的三轴压缩实验结果.这些数据引自Zhu等(2010)，四种石灰岩分别为：Solnhofen 石灰岩(Baud et al.，2000)，Chauvigny石灰岩(Fortin et al.，2009)，Tavel石灰岩和Indiana石灰岩(Vajdova et al.，2004).图 3a为四种石灰岩的静水压缩过程.由于岩样表面微裂纹的存在，在开始时候比较低的压力作用下，试样在静水压作用下会产生一定的变形，表现出初始的非线性的压密实过程(Vajdova et al.，2004).此后，试样进入线性压缩阶段.到一定载荷后，压缩曲线又从线性压缩过渡到非线性压缩.

图 3

Fig. 3

图 3 四种石灰岩三轴压缩行为Fig. 3 Tri-axial compression behaviors of four limestone(Zhu et al.，2010)

图中的Solnhofen 石灰岩一直到破坏，基本为线性压缩，其非线性趋势不是很明显；但是其他三种石灰岩的后期的非线性压缩过程比较明显.在此过程，存在一个从线性压缩向非线性压缩的临界点，即图中P^*所指的曲线的拐点.此临界点具有较重要的物理意义，即它对应着样品内部孔洞崩塌的开始.此现象在其他岩石中也观察到了，相关数据和临界载荷P^*的具体数据可参见李廷等(2008)表 2.3.3.由表中可见，临界载荷P^*总体上表现为随孔隙率的增加而降低.作为对比，图 2b列出了Tavel石灰岩在5种不同的围压作用下的三轴压缩过程，图中虚线为该岩石的静水压曲线，实线则显示了不同围压下平均应力与体积应变的关系，反映的是球张量应力和球张量应变的关系.这也是一种静水压性能，不过，同时还有一定的剪应力作用.此时曲线表现出明显的三个阶段：第一阶段曲线沿静水压力线发展；第二阶段是当静水压力达到临界载荷，即图中的C^*处，曲线偏离静水压力线，此时偏应力达到了一定幅值，对岩石性能有了较大的影响，也就是所谓的剪切增强的压实阶段；此过程进一步发展，当到达图中的C^*′处后，曲线出现转向进入第三阶段，此时岩样发生体积膨胀.将四种岩石的剪切增强的压实阶段临界状态，以差应力和平均应力的关系，汇入图 3c，图中显示含孔隙石灰岩的压缩屈服过程，即帽盖模型的帽子部分，近似为椭圆.

图中：(a)为四种石灰岩的静水压缩过程：Solnhofen 石灰岩(Baud et al.，2000)，Chauvigny石灰岩(Fortin et al.，2009)，Tavel石灰岩和Indiana石灰岩(Vajdova et al.，2004)；(b)为Tavel石灰岩在5种不同的围压作用下的三轴压缩过程，图中虚线为该岩石的静 水压曲线，实线则显示了不同围压下平均应力与体积应变的关系.(c)为差应力与平均应力关系曲线，给出了与剪切增强的压密过程的临界状态相对应的四种石灰岩的压缩屈服面，对应帽盖模型中的帽子部分.

在压缩过程中超过一定的应力限度，挤压(孔隙减小和颗粒压碎)表示我们的模型中平衡长度和弹簧的弹性性质同时发生变化.如果仅孔隙减小(即颗粒很硬)，我们预计材料会变硬(硬化)以及它的弹性模量增大导致颗粒之间的接触面积增大(见图 4).如果仅仅是颗粒压碎(颗粒很软)，保特相同孔隙度时，材料变软(软化)和弹性模量减小是可能发生的，因为发生颗粒之间的连接断开.正如图 3显示的，在载荷施压作用下，颗粒挤紧，变硬产生硬化现象，继续加载有的较软的颗粒被挤碎又产生崩塌变软出现软化现象.

图 4

Fig. 4

图 4 当挤压时发生孔隙减小(硬化)和颗粒压碎(软化)，将导致弹性系数依赖这些过程Fig. 4 When pores shrinking，i.e. hardening，and particle crushing，i.e. softening，occur during extrusion，their elastic coefficient are dependent on these deformation processes(Katsman et al.，2005)

借用图 5(Menendez et al.，2010)样品在三轴应力(σ₁<(σ₁-σ₃))作用下，在差应力~轴向应变曲线的C^*(即静水压达到的临界值)，在该应力水平时样品已处于非弹性状态，产生颗粒之间胶结物破坏(Hertzian破坏)，颗粒挤紧，引起剪切增强压缩，导致应变硬化.继续加载产生压缩状态下的碎裂流；当剪切增强压缩继续发展到应力水平对应于C^*′直到峰值应力前时产生颗粒破裂、移动或旋转，同时引起密集声发射活动.应力水平达到峰值应力后，微裂纹串联成裂纹簇开始剪切诱导体积膨胀，导致应力降引起应变软化，同时产生剪切局部化.

图 5

Fig. 5

图 5 微观机制包括两个发展过程 (1)在脆性状态剪切诱导膨胀和剪切局部化；(2)在延性状态剪切增强压缩和碎裂流.Fig. 5 The micro mechanism includes two development process(Menendez et al.，2010) (1)In the brittle stage，shear will induce swelling and shear localization;(2)In the ductile stage，shear will enhance compaction and cataclastic flow.

图 6为Olsson(2001)对Castlegate砂岩进行围压为80 MPa的三轴实验结果.图 5a为应力应变关系曲线.此曲线具有三个明显的特征：(1)极值点前的线弹性和非线性阶段(图中“a”)；(2)明显的极值点和极值点后有较小的应力降(图中“b”)；(3)有一个应变无关的应力平台段(图中“c”).前期的实验工作已经表明，当围压低于40 MPa时，会观测到剪切带的产生；而当围压高于150 MPa时，会观测到压缩带的产生.压缩带的产生导致应力应变关系曲线上应力平台段的出现.实验过程同时记录时间的横向变形，将横向应变和纵向应变的关系列在图 5b中.由此可见，“a”段横向变形急剧增加，“b”段横向变形降低，在压缩带产生阶段，即“c”段，纵向应变迅速增加，但是横向应变基本维持不变，并略有降低.此实验结果说明，压缩带的产生并不伴随横向应变的增加，它是纵向应变迅速增加的原因.

图 6

Fig. 6

图 6 围压80 MPa下Castlegate砂岩三轴实验结果 (a)最大主应力与纵向应变关系;(b)横向应变和纵向应变关系Fig. 6 Triaxial compression experimental results of Castlegate s and stone under Confining pressure of 80 MPa(Olsson et al，2001)

高孔隙岩石中压缩带的传播在“高孔隙岩石局部变形带的野外证据和实验研究进展”(席道瑛，2015)中的图 5以声发射密集区和图 9以岩样的压缩带和压缩带不断增厚已表现出压缩带的传播.在此作如下的分析补充.

在加载过程中，高孔隙岩石中会产生压缩带；同时，随着载荷的增加，压缩带会向前传播.图中也表明，压缩带的形成实际上伴随初始的高孔隙介质中孔洞崩塌而被压密成新的低孔隙率、具有较高密度的介质.这样在岩石试样中必然存在有高孔隙岩石和低孔隙岩石的分界面，随着载荷的增加，这个界面逐渐向前推进和发展.由于这个界面同时也是压缩带的界面，研究其在加载过程的传播特性对于压缩带的形成机制的研究有十分重要的意义.

然而，不同实验组发现的压缩带的外观很不一致，Olsson & Holcomb(2000)，Olsson(2001)用声发射(AE)和渗透率的测量法推断出一个比较厚的压缩带的存在(见图 6a).这种压缩带产生于样品的底部，并且其带的前端面扩展速度大于活塞运动速度.根据Olsson(2001)的分析，这个前端面的扩展速度与样品中压缩部分和未压缩部分的渗透率差成比例.与之形成对照的是，Klein等(2001)和Wong等(2001)在他们的实验中发现了位于未压缩材料中的平面状簿压缩带(见图 6b)，这些压缩带同样产生于样品底部，并且离活塞的距离越远，压缩带传播速度越快. 这两组科学家所选的砂岩不同，但目前并不清楚到底是砂岩种类不同或其他什么因素导致了他们得到的压缩带的外观和性质有这么大的差别.

Katsman等(2005)对高孔隙度沉积岩中压缩带的发展进行了数值模拟. 弹性不匹配系数，其中，E^bc为边界弹簧的杨氏模量；E为网格内部弹簧的杨氏模量；K_E=为弹性比值，E_new为弹簧压缩之后的杨氏模量，E_old为弹簧压缩之前的杨氏模量；<1，R_l为压缩的程度，L_old^eq为压缩之前弹簧的平衡长度，L_new^eq为压缩之后弹簧的平衡长度；，D为具体模拟时扰动程度的表征，ΔF₀^cr为应力门槛分布的半宽，F₀^cr为每个弹簧的应力门槛，分部的中心值.其材料中的无序性和弹性不匹配都会改变压缩带的形成位置(席道瑛等，2008).图 7就是他们在没有无序性影响的压缩带发展和传播的数值模拟的结果，展示了压缩带由样品的上下端面向样品中部逐渐扩展的过程.这一模拟结果与李廷等(2008)图 9不同围压下 Bentheim砂岩切片图显示逐渐扩展的不断增厚的压缩带的发展是一致的.

图 7

Fig. 7

图 7(a)Olsson和Holcomb(2000)，Olsson(2001)的压缩带示意图，(b)Klein(2001)和Wong等(2001)的压缩带示意图Fig. 7(a)Schematic diagram of compaction b and by Olsson & Holcomb(2000)，Olsson(2001)；(b)Schematic diagram of compaction b and by Klein(2001) and Wong et al(2001)

图 9

Fig. 9

图 9 压缩带的位置与时间的关系(图中列出了样品顶部、底部产生的压缩带前沿的传播速度，以及它们的相对速度)Fig. 9 The relationship between position and time of compaction zone. In the figure，propagation velocity at the sample top and the bottom of compaction b and and their relative velocity are illustrated(Olsson，2001).

实验过程用声发射(AE)技术监测伴随剪切带或压缩带产生时岩石试样内部的声发射信息.监测结果表明，在此实验过程中(其他实验情况与此存在一定差异，此处所列实验结果并不唯一)，在岩样的两端各出现了一个AE信号密集区，而且随着载荷的增加，AE密集区向前发展.将AE密集区的前沿作为压缩带的前沿，统计其随载荷的增加而移动的情况，结果见图 8.当实验过程试验机活塞的移动速度为5.8×10^-4 mm/s时，顶部压缩带前沿的移动速度为32×10^-4 mm/s，而底部压缩带前沿的移动速度为16×10^-4 mm/s.压缩带前沿所扫过的区域，原始的高孔隙岩石发生孔隙崩塌成为低孔隙的新的介质.Olsson(2001)应用冲击波的观点进行了分析.虽然从压缩带的传播速度来看，非常慢，与常规的“波”的传播速度差6个数量级，但是这种分析思想值得借鉴.

图 8

Fig. 8

图 8 不同应变没有无序性影响的弹性情况下经历的压缩过程.模拟参数:Kbc=20，Γσ，Rl=0.9，D=0.Fig. 8 The compression process of different strain with no disorder effects. The simulation parameters were listed as:Kbc=20，KE=1，Rl=0.9，D=0.(Katsman et al.，2005)

3.1    本文以微结构观察为基础，以微观与宏观实验巧妙结合的描述方法清楚地展现了剪切带、压缩带、膨胀带的产生机理以及压缩带的发展过程即为帽盖模型的形成过程.结合四种石灰岩的三轴压缩过程，平均应力-体积应变曲线最初沿静水压力线发展；当静水压力达到临界载荷C^*，曲线偏离静水压力线，岩样已处于非弹性状态，产生颗粒之间胶结物破坏(Hertzian破坏)，硬颗粒挤紧，孔隙减小，导致应变硬化，弹性模量增大导致颗粒之间的接触面积增大，即达到剪切增强的压实阶段.继续加载软颗粒压碎，保特相同孔隙度时，材料变软和弹性模量减小，有的较软的颗粒被挤碎又产生崩塌变软出现软化现象；在此剪切增强压实区域宏观孔洞表面出现强烈的损伤破坏，产生大量平行于最大主应力方向的裂纹，这些裂纹汇聚成核.在围压低于40 MPa时，由于岩石本身含有裂纹、孔洞、晶界等几何缺陷，在低围压作用下，也会在局部缺陷处发生崩塌，使得材料的宏观强度降低.随着围压增加到高于150 MPa时，岩石试件的屈服行为由以剪切破坏机制为主，局部体积崩塌将逐步引发大面积的垮塌，试件的破坏也将逐渐转变为以体积崩塌压缩机制为主，出现压缩带，压缩带的产生并不伴随横向应变的增加，而是导致纵向应变迅速增加.当剪切增强压缩继续发展到C^*′直到峰值应力前时产生颗粒破裂、移动或旋转，曲线出现转向岩样发生体积膨胀.同时引起密集声发射活动.峰值应力后，微裂纹串联成裂纹簇开始剪切诱导体积膨胀，导致应力降引起应变软化，同时产生剪切局部化.从差应力和平均应力的关系，获得含孔隙石灰岩的压缩屈服过程，即为近似一椭圆的帽盖模型的帽子部分.

3.2    以上从微结构观察阐述了岩样从弹性到应变硬化到应变软化的过程，分析了形成剪切和体积屈服的机理以及膨胀带的产生机理，通过微观机理阐述帽盖模型的形成等弥补了上两文(席道瑛等，2008; 李廷等，2008)的不足.说明帽盖模型所对应的物理机制为材料内部局部体积崩塌压缩.压缩带是脆一延性转换阶段显现出的带有深刻含义的现象，它不但彻底改变了局部化变形产生方向的传统观念(李廷等，2008)，而且还提出了一些新的概念并赋予新的认识，将应力平台与岩石的微观破坏机理-孔洞崩塌等引发的体积压缩与地质材料的本构模型紧紧地联在一起，揭示了地质材料本构模型的神秘面纱.

3.3    压缩带是具有低孔隙率的介质，使岩样中存在高孔隙和低孔隙岩石的分界面，它也是压缩带的界面，随着载荷的增加，这个界面逐渐向前推进和发展.实验过程用声发射监测剪切带和压缩带产生时岩样内部的声发射(AE)信息.在岩样的两端各出现了一个AE信号密集区，随载荷增加，AE密集区向前发展.将AE密集区的前沿作为压缩带的前沿，统计其随载荷的增加而移动的情况，其带的前端面扩展速度32×10^-4 mm/s，大于活塞运动速度5.8×10^-4 mm/s.而底部压缩带前沿的移动速度为16×10^-4 mm/s.前端面的扩展速度与样品中压缩部分和未压缩部分的渗透率差成比例.离活塞的距离越远，压缩带传播速度越快.在没有无序性影响的压缩带发展和传播的数值模拟中，展示了压缩带由样品的上下端面向样品中部逐渐扩展的过程，与AE监测和Bentheim砂岩切片图显示逐渐扩展的不断增厚的压缩带的发展是一致的(席道瑛等，2008)，若将数值散斑技术与此过程进行有机结合，将会得到更丰富的数据，进行更深入的研究(章超，2014).

致 谢    感谢审稿专家提出的修改意见和编辑部的大力支持！