2014, Vol. 30
2. 广西壮族自治区地质调查院, 南宁 530023
, SU ShangGuo1
, HE YongSheng1, LI ShuGuang1, HOU JianGuang1, FENG ShaoChong1, CAO Ke1
2. Guangxi Geological Survey, Nanning 530023, China
邯邢地区是我国重要的大型铁矿基地，大地构造位置属于华北克拉通中部，太行山板内造山带(罗照华等，1999)的中南段。武安地区是邯邢地区中铁矿床数量最多、成矿规模最大的核心地带。本区处于山西断垄武安凹陷区，西邻太行山造山带，东接华北平原，发育北北东向断裂及褶皱。该区矿床在传统意义上被认为是矽卡岩型矿床，命名为“邯邢式”铁矿。而西石门由于其规模大、储量多，被认为是邯邢式铁矿的典型。目前，对于矽卡岩矿床的认识是：矿体一般产于铝硅酸盐岩(包括侵入岩、火山岩、混合岩或其他碎屑岩)和碳酸盐岩或其他钙(镁)质围岩接触带的矽卡岩及其附近的交代岩中，在岩浆期后高温气液或火山气液或与混合岩化有关的高温气液作用下，主要是通过接触反应交代的方式形成的(赵一鸣，1990)。但是通过本文在西石门矿床展开的野外和井下的地质工作，观察到一系列如矿浆型矿石产出、铁矿体呈侵入产状等矽卡岩型矿床模型无法解释的地质现象，认为这些现象很可能为岩浆通道成矿系统成因。矿浆型矿石是一种呈致密块状、气孔状和孔洞状构造的矿石，被认为是由含可挥发分流体的“矿浆”固结形成。铁矿体与围岩、闪长岩体与碳酸盐地层之间均呈侵入接触关系，暗示大规模成矿作用发生在闪长质侵入体固结之后，侵入体不再具有析出成矿物质的能力。这种矿浆型矿石和矿体侵入产状无法用矽卡岩成矿理论来解释，而岩浆通道成矿系统则能很好地解释这种由“矿浆”贯入形成的矿浆型矿石和“矿浆”侵入特征。此外，致矿侵入体以钠化为主要特征，而几乎没有钙化蚀变，说明碳酸盐岩的组分没有通过交代作用进入到岩浆侵入体中。
近几年来部分学者对于武安地区的岩浆岩和铁矿床做Pb同位素工作和研究，武安地区矿石铅与闪长岩体Pb同位素组成接近，有着显著的混合铅特征，说明成矿物质与岩体具有相同的来源，存在壳幔混合的成因(王艳娟等，2011)。成矿流体来自于地幔，伴随下地壳重熔和地壳混染，是形成壳幔混合型岩浆热液的关键(Shen et al., 2013)。由此可见，闪长质(二长质)岩浆来源于下地壳重熔，却具有壳幔混合的同位素特征，来自幔源的含可挥发分流体在成矿过程中有着十分重要的作用。
所以，邯邢式铁矿的矽卡岩成因模型存在不可克服的矛盾，需要进行进一步研究，但通过间接成矿元素同位素示踪，不能很好地揭示其成矿过程。本文选择了与成矿有直接相关关系的Fe同位素示踪方法，通过对西石门磁铁矿矿石、矽卡岩、钠长岩、闪长岩、大理岩的全岩Fe同位素分析，对铁矿成因及矿体运移方向提出制约。
随着新一代多接收等离子质谱仪(MC-ICP-MS)的应用以及同位素分析技术的进步，Fe同位素测试精度逐渐增高，分析误差一般小于0.03‰/amu(Belshaw et al., 2000)。近年来国内外部分学者对Fe同位素在矿床学领域的应用进行了开拓性研究，Fe同位素在示踪成矿物质来源和流体出溶、流体演化、成矿物质运移等重要成矿作用过程方面起到了非常重要的作用(Markl et al., 2006; Heimann et al., 2008; Wang et al., 2011; 王跃和朱祥坤，2012; Sun et al., 2013)。作为直接参与成矿的元素，Fe同位素地球化学为成矿作用的直接示踪提供了新的途径。 1 地质概况
华北板块东部在中生代发生了显著的岩石圈拉伸、减薄，不同程度地被具有大洋性质的新的岩石圈地幔所取代，并伴随大规模的岩浆活动(苏尚国等，2006)。武安地区位于华北克拉通内部的太行山南段，该区出露大量的中生代侵入岩体。武安岩体遍布武安市西部和中北部大部分地区(图 1)，呈北北东向串珠状分布。闪长岩钾氩法圈定的年龄范围在129~132Ma之间，二长岩钾氩法圈定的年龄范围在124~126Ma之间(郑建民等，2007)。岩体以中性岩为主，主要出露闪长岩、二长闪长岩，少量闪长玢岩脉。
 | 图 1 武安地区地质简图(据李黎明， 1986，有改动) 1-石炭-二叠系；2-中奥陶统；3-寒武系-上奥陶统；4-燕山期基性岩；5-燕山期早期中性岩；6-燕山期晚期中性岩；7-燕山期正长岩；8-大型铁矿/中型铁矿；9-断裂带；10-地质界线 Fig. 1 Geological map of Wuan region(after Li，1986) |
西石门铁矿矿体多成群产于岩体和碳酸盐岩地层接触带上，少量产于岩体内部和碳酸盐岩地层内部。矿体的产状受断裂带的控制，一般呈层状或似层状，矿体上部斜穿岩体与碳酸盐岩地层边界，直接产出在闪长岩体内(图 2)。西石门主矿体受巨大平缓的拱形构造带控制，呈完整的似层状、矿体长5020m，厚度一般为1.2~32.0m，最大为103.42m，储量占矿床总量的95%以上。矿体和碳酸盐岩地层之间有非常明显的接触界线(图 3a)。钠长岩位于闪长岩体的顶部、矿体底板以及岩体与碳酸盐岩地层的接触带附近。
 | 图 2 西石门铁矿矿体剖面图 Fig. 2 Profile of iron orebody of Xishimen |
西石门矿床闪长岩中斜长石呈自形、半自形板状，多数自形斜长石发育净边结构；普通角闪石呈他形、半自形柱状或粒状；局部可见自形方解石晶体充填在斜长石和角闪石之间(图 3b)。西石门铁矿主要的矿石矿物为自形磁铁矿，其次为黄铁矿和黄铜矿等。脉石矿物主要包括透辉石、磷灰石、金云母、蛇纹石、方解石、绿泥石、滑石、透闪石。磁铁矿矿石主要为粒状集合体，从岩体到碳酸盐岩地层方向，磁铁矿自形程度变高，即矿体顶板靠近碳酸盐岩地层一侧呈自形粒状(图 3c)，矿体底板靠近岩体一侧呈它形粒状集合体。局部出现自形磁铁矿充填角闪石裂隙(图 3d)。本区矿石构造类型主要为致密块状和浸染状，磁铁矿含量最高可达80%；其次为条带状、气孔状和杏仁状构造。
 | 图 3 西石门铁矿照片及矿石显微照片 Pl-斜长石；Mt-磁铁矿；Cal-方解石；Am-角闪石 Fig. 3 Photographs for iron orebody and microphotographs for iron ore of Xishimen |
本文样品采样方式为：分别于矿体120m、80m、50m、21m、0m、-100m高程选取磁铁矿矿石12件、矽卡岩2件、钠长岩4件、闪长岩6件、大理岩1件共25件样品。样品的主量元素分析在河北省区域地质矿产调查研究所完成，采用X荧光光谱法。分析结果见表 1。
 | 表 1 西石门铁矿岩石地球化学(wt%)分析结果 Table 1 Analysis of geochemical compositions(wt%)of Xishimen iron orebody |
Fe同位素分析在中国地质大学(北京)同位素地球化学实验室完成。分析方法的详细描述见文献(He et al., 2014)，简要介绍如下：称取约3~10mg的粉末状样品于聚四氟乙烯坩埚中以氢氟酸、硝酸、高氯酸(HF-HNO3-HClO4)混合物进行溶样，然后以王水和数滴高氯酸(HClO4)进行处理以移除HF，样品最终溶于0.5mL的6mol/L的盐酸(HCL)中。取样大约含100μg 铁的样品溶液，使用装有1mL AG1-X8树脂的聚丙烯离子交换柱进行Fe的提纯分离。该化学分离流程重复2次，以确保杂质被完全移除。Fe同位素测量采用Neptune Plus接收等离子质谱仪(MC-ICPMS)，在“中”分辨模式下进行。仪器分馏通过“样品-标样”(SSB)间差法修正。数据在线下处理，以标准δ值报道(δiFe=[(iFe/54Fe)sample/(iFe/54Fe)st and ard-1]×1000)，此处i可能为56或57。为获得更好的外部再现性，每份样品溶液重复测定了4次，表 2中结果为4次重复分析结果的平均值(N=4)。误差按在Dauphas et al., 2009方法报告。基于重复分析结果的常规标准误差也在表 2中列出为2se*作为参考。δ56Fe测量的外部精密度与准确度在0.04‰以内(He et al., 2014)。
| 表 2 西石门铁矿各地质体全岩的Fe同位素组成 Table 2 Fe isotope compositions of bulk samples of major geological bodies of Xishimen |
样品的主量元素列于表 1，闪长岩SiO2变化范围59.14%~62.59%，全铁含量为2.34%~4.64%，MgO含量为1.70%~3.95%，CaO含量为2.62%~7.80%，Na2O含量为7.25%~8.56%。钠长岩SiO2变化范围55.38%~64.19%，全铁含量为0.69%~2.04%，MgO含量为0.15%~ 1.69%，CaO含量为3.52%~7.33%，Na2O含量为7.57%~9.62%。在闪长岩-钠长岩地球化学散点图解中，部分主量元素之间呈较为良好的线性关系如下(图 4)：FeO与TiO2、MgO与TiO2呈明显的线性正相关，Na2O与SiO2呈微弱线性正相关，而Na2O与CaO呈线性负相关。在磁铁矿地球化学散点图解中(图 5)，全铁相对于Mg#和Na2O都呈较为明显的负相关关系，说明在铁矿体中，伴随着铁质的富集，镁质和钠质逐渐降低。
 | 图 4 西石门闪长岩和钠长岩主量元素协变图解 Fig. 4 Major elements relevant covariance diagrams for diorite and albitite of Xishimen |
 | 图 5 西石门磁铁矿矿石主量元素协变图解 Fig. 5 Major elements relevant covariance diagrams for magnetite ores of Xishimen |
Fe同位素数据列于表 2，所测25个样品的Fe同位素组成的总体变化范围为δ56Fe=-0.320‰~0.223‰，平均值为δ56Fe=0.048‰±0.197(2SD，n=25)。其中，闪长岩Fe同位素组成的变化范围为δ56Fe=-0.048‰~0.223‰，平均值为δ56Fe=0.070‰±0.197(2SD，n=6)；钠长岩Fe同位素组成的变化范围为δ56Fe=0.033‰~0.101‰，平均值为δ56Fe=0.063‰±0.070(2SD，n=4)；磁铁矿矿石Fe同位素组成的变化范围为δ56Fe=0.008‰~0.115‰，平均值为δ56Fe=0.065‰±0.089(2SD，n=12)；2个矽卡岩Fe同位素分别为-0.085‰和0.025‰；灰岩样品的δ56Fe为0.187‰，大理岩样品的δ56Fe为-0.320‰(图 6)。通过矿体的12件磁铁矿矿石Fe同位素与采样位置高程关系图(图 7)可见，磁铁矿矿石采样高程与δ56Fe有明显的负相关关系，即矿体下部比上部富集铁的重同位素。
 | 图 6 西石门主要地质体Fe同位素组成 Fig. 6 Fe isotope compositions for major geological bodies of Xishimen |
 | 图 7 西石门铁矿Fe同位素与采样高程关系图解 Fig. 7 Relationship diagrams for Fe isotope and sampling height of Xishimen |
下文论述本文观察到的各类样品中的Fe同位素变化范围的成因。闪长岩的Fe同位素变化范围虽然总体落在火成岩的变化范围之内(图 8、图 9)(Beard et al., 2003a; Weyer and Ionv， 2007; Teng et al., 2008，2013; Sossi et al., 2012; Telus et al., 2012)，而且显著大于δ56Fe测量的外部精密度与准确度(≦0.04‰)。前人研究表明，Fe同位素分馏和铁的赋存价态(Fe2+和Fe3+)有直接关系，一般富Fe3+的矿物或介质比富Fe2+的矿物或介质富集重Fe同位素(Johnson et al., 2002; Dauphas et al., 2009)。岩浆结晶过程中，磁铁矿一般富集重Fe同位素(Sossi et al., 2012)。分离结晶可导致显著的Fe同位素分馏，橄榄石+辉石分离结晶会使残余熔体变重(Teng et al., 2008; Sossi et al., 2012)，磁铁矿分离结晶会使残余熔体变轻(Sossi et al., 2012)。然而，西石门闪长岩的主量元素组成变化不明显，且δ56Fe和Fe3+/FeT及TiO2等岩浆分异指标无相关性(表 1、表 2、图 10)，说明上述Fe同位素变化范围不是岩浆分离结晶的结果。流体出溶和蚀变是导致岩浆岩Fe同位素分馏的另一机制(Poitrasson and Freydier， 2005; Heimann et al., 2008; Wang et al., 2011)。出溶流体以FeCl2的形式从岩浆带出轻Fe同位素而使残余岩浆Fe同位素变重。西石门闪长岩大多数经历不同程度的蚀变，LOI越大，FeOT降低，Fe3+/FeT降低，Fe同位素变重(图 11)。西石门闪长岩的Fe同位素变化范围可能是流体作用的结果，原始岩浆氧逸度较高(Fe3+/FeT可达0.62~0.79)，随流体迁移出的铁质富集Fe3+离子。
 | 图 8 西石门磁铁矿矿石与不同类型火成岩及铁矿Fe同位素组成 参考文献：[1] Weyer et al，2007; [2] Telus et al，2012; [3] Teng et al，2013; [4] Dauphas et al，2009; [5] Dauphas et al，2010; [6] Sun et al，2013 Fig. 8 Fe isotope compositions for Xishimen magnetite ores，different-type igneous rocks and iron ores |
 | 图 9 西石门铁矿与不同类型铁矿Fe同位素组成 注：垂直灰色条带表示大多数火成岩的δ56Fe变化范围：0.0‰~0.2‰.参考文献：火成岩：Teng et al，2008; Sossi et al，2012; Telus et al，2012; Heimann et al，2008; Poitrasson and Freydier， 2005; Schuessler et al，2009；条带状铁建造(BIF)：Dauphas et al， 2004，2007a，b; Planavsky et al，2012; Li et al，2008; Johnson et al，2008; Frost et al，2007; Hyslop et al，2008; Li and Zhu， 2012; Sun et al，2013；德国Schwarzwald地区铁矿：Markl et al，2006；新桥铁矿：Wang et al，2011；攀枝花铁矿：王跃和朱祥坤，2012; 白云鄂博铁矿：Sun et al，2013 Fig. 9 Fe isotope compositions for Xishimen ore and different-type iron ores |
 | 图 10 西石门铁矿Fe同位素与全铁含量关系图解 Fig. 10 Relationship diagrams for Fe isotope and total iron content of Xishimen |
 | 图 11 西石门闪长岩和钠长岩主量元素协变图解 Fig. 11 Major elements relevant covariance diagrams for diorite and albitite of Xishimen |
西石门铁矿大理岩的铁含量很低，FeOT为0.25%，测定大理岩的δ56Fe为-0.320±0.04‰，落在全球典型碳酸盐岩高度变化的δ56Fe范围内(Johnson et al., 2013; Sun et al., 2013)。矽卡岩的Fe同位素组成相对比较均一，δ56Fe变化范围为-0.085‰~0.025‰。矽卡岩的FeOT为3.85%~6.23%，显著高于大理岩，此外，矽卡岩中可见大量自形磁铁矿。这说明矽卡岩中存在大量外来铁，很可能来自高温“矿浆”。然而，上文已述，闪长岩出溶流体可能具有较低的δ56Fe，因此，矽卡岩中的磁铁矿更可能来自于“矿浆”。
铁矿石的Fe同位素能直接反映铁质来源，不同成因铁矿的Fe同位素变化范围有所不同(图 9)。沉积型铁矿(例如条带状铁建造)和热液型铁矿具有高度变化的δ56Fe，变化范围最高可达5‰(Dauphas et al., 2004，2007a，b; Planavsky et al., 2012; 李志红等，2008; 赵新苗，2008; Johnson et al., 2008; Frost et al., 2007; Hyslop et al., 2008; 李志红和朱祥坤，2012; Markl et al., 2006)。这是因为，低温下溶解态的Fe3+和Fe2+之间Fe同位素分馏系数Δ56Fe高达3.0‰左右(Johnson et al., 2002)，水体或热液中结晶氧化物的δ56Fe比介质自身显著重，而介质自身的δ56Fe持续降低，产生了上述极大的δ56Fe变化范围。矽卡岩型铁矿由于铁以热液的形式运移，在不同成矿阶段结晶磁铁矿和铁的硫化物，也会产生较大的Fe同位素分馏，且矿石的δ56Fe相对于岩浆岩系统偏轻(Wang et al., 2011)。绝大部分文献报道火成岩的δ56Fe落在0.0‰~+0.2‰(Zhu et al., 2002; Beard et al., 2003a，b; Halverson et al., 2004; 王跃和朱祥坤，2012; Weyer et al., 2007; Dauphas et al., 2009，2010; Telus et al., 2012; Teng et al., 2008，2013)。攀枝花岩浆型钒钛磁铁矿和白云鄂博岩浆成因铁矿的Fe同位素组成基本和火成岩一致(Sun et al., 2013)。西石门磁铁矿矿石的Fe同位素组成很均一，δ56Fe变化范围为0.008‰~0.115‰，平均值为δ56Fe=0.065‰±0.089(2SD，n=12)，与平均火成岩的δ56Fe(~0.1‰)接近一致，这说明西石门铁矿应该为高温“矿浆”型矿床。此外，本文发现西石门磁铁矿矿石δ56Fe和高程有一定的相关性，高程越低，磁铁矿石系统偏重。这很可能是因为在高温的“矿浆”中，由于Fe同位素分馏，Fe的轻同位素富集在上部，Fe的重同位素富集在下部，当“矿浆”贯入时，Fe的轻同位素优先运移到矿体上部，Fe的重同位素随“矿浆”贯入时间较晚，富集在矿体下部。因此，只有呈贯入式的“矿浆”在岩浆通道中运移，才能形成这种上轻下重的Fe同位素分馏。 5.2 矿床成因模式
通过野外考察、镜下观察和样品的分析测试，认为西石门铁矿并非矽卡岩型铁矿床。首先，铁矿体与围岩、闪长岩体与碳酸盐地层之间均呈侵入接触关系，暗示大规模成矿作用发生在闪长质侵入体固结之后，侵入体不再具有析出成矿物质的能力。这是不符合矽卡岩成矿模式的，因为闪长岩体与灰岩之间的交代作用不是成矿过程的主导因素。而“矿浆”成矿模式却能很好地解释这种地质现象(石准立等，1981；翟裕生等，1982)。矽卡岩在矿体周围的确广泛存在且与矿体密切相关，但相比于矿体，矽卡岩规模均较小(图 2)，不符合矽卡岩型铁矿床的基本特征。其次，磁铁矿矿石Fe同位素变化范围较窄。BIF型、热液交代型、矽卡岩型等铁矿Fe同位素组成变化非常大，Fe同位素分馏非常明显，δ56Fe可达千分之几(孙剑等，2010)，其变化范围远远大于本区磁铁矿矿石Fe同位素变化范围。再者，磁铁矿矿石Fe同位素组成平均值在0附近，显示了较为均一的特征。结合研究区地质资料，成矿后期未发现较大的变质作用，所以磁铁矿矿石中的Fe来源于高温“矿浆”。在“矿浆”高温条件下，Fe同位素值能够相对均一化(孙剑等，2010)，即形成的铁矿石中的Fe同位素值和Fe的含量没有线性关系(图 10)。此外，磁铁矿矿石Fe同位素组成与平均火成岩Fe同位素组成接近，且与闪长岩、钠长岩的Fe同位素组成无系统差别，正面排除了铁矿是岩体与碳酸盐岩地层交代成因的可能。
西石门铁矿体为层状、脉状受断裂带控制，矿体与碳酸盐岩地层接触界线截然，矿体边缘有弧形焊接边，均为“矿浆”贯入式的主要特征。矿石多为致密块状，具有气孔状构造的矿石是“矿浆”成矿的重要证据，各种形态孔洞状矿石之互层及其中磁铁矿晶体的发育均说明成矿方式为含大量气体的“矿浆”贯入，只有粘稠的“矿浆”中含有大量气体时才可形成这类矿石(石准立等，1981；翟裕生等，1982)。西石门铁矿具有脉状矽卡岩、矿体与碳酸盐岩地层接触界线截然、碳酸盐岩蚀变现象不明显、发育气孔构造和流动构造等特征，与岩浆通道成矿系统阐述的含矿岩浆通道具有较多碳酸盐岩捕虏体、发育流动构造和流体活动特征相似(苏尚国和汤中立，2010)。
在本区的深部很可能存在一个岩浆系统，岩浆岩和矿体是原始岩浆发生分异作用的不同产物。铁矿体是由富铁富流体的“矿浆”通过上侵作用在构造薄弱部位就位结晶而形成的。而钠长岩可能是富铁“矿浆”固结过程中流体的排出而形成。富铁“矿浆”含有大量的流体，而流体中钠质含量较高，钠质的存在有利于“矿浆”的产生。但是如果单靠钠化析出来的铁来解释主矿体的形成是困难的，以块状矿石为主的主矿体，具有明显的充填特征，应是出于深部分异的岩浆(陈毓川等，1981)。也就是说正是因为钠质的大量存在导致了富铁“矿浆”从原始岩浆中熔离出来，“矿浆”在冷凝过程中，压力减小，大量挥发分散逸，钠质也随之分离，大量的钠质在矿体上盘形成钠长岩。也就是说，是“矿浆”的贯入形成了钠长岩，而不是钠化生成了铁矿(宋学信等，1981)。总结了国内外“矿浆”成因的许多矿床，这些矿床均发现了富碱，特别是富钠的特征，推测富钠是“矿浆”型铁矿的重要特征之一。综上所述，本文认为本区铁矿床很可能为岩浆通道—“矿浆”贯入式成矿。 6 结论
(1)西石门矿体与岩体、碳酸盐岩地层之间明显的接触界线和广泛发育的自形磁铁矿，以及铁矿石中的气孔构造和杏仁构造说明“矿浆”含有可挥发分，说明了西石门铁矿具有充填-贯入式特征。可挥发分的存在说明流体在“矿浆”上升运移过程中不可或缺。
(2)闪长岩的Fe同位素变化范围虽然总体落在火成岩的变化范围之内，LOI越大，FeOT降低，Fe3+/∑Fe降低，Fe同位素变重。西石门闪长岩的Fe同位素变化范围可能是流体作用的结果，原始岩浆氧逸度较高(Fe3+/∑Fe可达0.62~0.79)，随流体迁移出的铁富集Fe3+。
(3)西石门磁铁矿矿石的Fe同位素组成非常均一，δ56Fe变化范围为0.008‰~0.115‰，平均值为δ56Fe=0.065‰±0.089(2SD，n=11)，与平均火成岩的δ56Fe(~0.1‰)一致，这说明西石门铁矿应该为高温“矿浆”型矿床。西石门磁铁矿矿石δ56Fe和高程有明显的负相关关系，呈上轻下重的Fe同位素分馏，是“矿浆”运移方向是从下部往上部运移的证据。
(4)西石门铁矿矿体与碳酸盐岩地层之间的界线清晰截然，并非“邯邢式”铁矿床，结合矿相学特征和矿床Fe同位素特征，认为本区铁矿床很可能为岩浆通道—“矿浆”贯入式成矿。在富挥发分流体的作用下，岩浆液态不混溶作用所产生的富铁“矿浆”上升，受到NNE向张性大断裂造成的减压效应影响，“矿浆”沿构造薄弱带中岩浆通道运移，深部压力的释放和流体中的钠质促使“矿浆”熔点降低，最终以充填-贯入式成矿。
致谢 在野外考察过程中得到西石门铁矿、南铭河铁矿及北铭河铁矿领导和技术人员的支持和帮助，得到中国地质大学(北京)武安实习基地提供的食宿方便。分析测试得到中国地质大学(北京)王天天博士、陈艳博士和吴洪杰硕士的帮助；成文过程就一些关键问题与宋晨博士、朱斌博士和蒋校硕士进行了有益的交流讨论；罗照华老师、游振东老师在审阅论文时提出了很多建设性的意见和建议；在此向以上各位老师及单位表示最诚挚的谢意。谨以此文献给邓晋福老师。先生的严谨、博学及孜孜不倦的精神给后辈留下了深刻印象。祝先生健康长寿、青春永驻。
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