淮南-溧陽大地電磁剖面與地質結構分析*

強建科 王顯瑩 湯井田 潘偉 張錢江

中南大學地球科學與信息物理學院，有色金屬成礦預測教育部重點實驗室，長沙 410083

1 引言

長江中下游礦集區是我國東部鐵、銅、金等多金屬礦產的重要基地，包含了7個大中型礦區，分別為南京-鎮江礦區、南京-蕪湖礦區、銅陵礦區、廬江-樅陽礦區、安慶-貴池礦區、九江-瑞金礦區和鄂東南礦區(王大勇，2010)。經過半個多世紀的勘探和開采，區內資源儲量大幅下降，接替資源不明。早在20世紀90年代，有專家就預測長江中下游成礦帶深部可能還存在更多的金屬礦產儲量(常印佛等，1996;趙文津，2008)。2004年國家啟動危機礦山接替資源找礦計劃，在全國取得了可喜的深部找礦效果(呂古賢等，2006*呂古賢, 鄭大瑜, 朱裕生等. 2006. 我國主要金屬危機礦山資源潛力戰略調查與評價. 十五地質行業獲獎成果匯編, 161-162)，在長江中下游老礦山也開展了許多工作，如安徽月山鐵銅礦(袁學誠等，2005)、銅陵鳳凰山礦區(柳建新，2006)和大冶鐵礦(劉天佑等，2007)等找礦活動，為礦山增加了許多地質儲量。

為了進一步加快深部礦產資源探測研究，拓展深部找礦空間，實現深部找礦突破。2008年科技部啟動了《深部探測技術與實驗研究(SinoProbe)》專項，其目標之一就是研究長江中下游成礦帶深部地殼、巖石圈的電性結構、地質構造和物質組成，以期找到與成礦機理關聯的深部物質來源(董樹文等，2009)。為此，布置了一條長約300km的寬頻大地電磁長剖面，用來研究該區大地構造及深部電性特征。在過去，該地區曾經進行過較多的地球物理工作，特別是以油氣勘探為目的的工作居多，如研究無為盆地所做的跨長江反射地震和大地電磁等(斯春松和溫祥泉，1999)；還有合肥盆地以及周邊地區所做的重力、磁法、地震以及大地電磁工作(李云平等，2006；曹忠祥，2007)。呂慶田等(2007)在銅陵礦集區開展了反射地震探測成礦構造的試驗等。這些物探工作，主要研究淺部地質構造問題，探測深度約5～10km，而要了解深部地質構造的電性特征，則需要開展超低頻大地電磁工作。

圖1 淮南-溧陽MT剖面點位分布圖TLF-郯廬斷裂;SDF-壽縣-定遠斷裂;CHF-滁河斷裂;MSF-茅山東側斷裂;JNF-江南斷裂Fig.1 Location of MT profiles along the transect from Huainan to LiyangTLF-Tan-lu fault; SDF-Shouxian-Dingyuan Fault; CHF-Chuhe Fault; MSF-Maoshan Fault; JNF-Jiangnan Fault

2 地質概況及巖石電性特征

2.1 地質概況

淮南-溧陽大地電磁測深剖面橫跨華北板塊和揚子板塊兩大構造單元，北起安徽省淮南地區，沿東南方向延伸到江蘇省溧陽市一帶，基本垂直區內構造走向(北東向)，剖面經過了合肥盆地、張八嶺隆起帶、滁州-全椒盆地、馬鞍山礦集區、溧陽盆地、江南隆起等多個次級地質構造單元(見圖1)。

長江中下游成礦帶屬于揚子陸塊北東緣的一部分, 而揚子陸塊本身又由兩個前寒武紀陸核組成: 即太古-古元古(約1800Ma)的揚子陸塊和古元古-中元古的華夏陸塊，二者在晚中元古-早新元古時期(晉寧運動)碰撞拼貼在一起, 后期又經歷了郯廬斷裂帶的左旋平移、陸內伸展及巖漿活動(董樹文, 1991；朱光等，1995，2001；吳根耀等，2003)。

自震旦紀之后，該地區形成了統一蓋層, 震旦紀-志留紀為穩定的陸表海碳酸鹽巖→碎屑巖相沉積, 加里東運動隆起成陸, 缺失下-中泥盆統; 海西期沉積了上泥盆統-下三疊統的碎屑巖、碳酸鹽巖和海陸交互含煤系建造, 其間劇烈的升降運動形成了多個平行不整合面, 造成下石炭統部分地層缺失, 而在上石炭統底部形成塊狀硫化物層, 在二疊系形成孤峰和大隆組深水硅質巖。上侏羅統-下白堊統為燕山期大規模構造-巖漿活動形成的一套鈣堿性-堿性火山巖、火山碎屑巖建造, 指示本區進入陸內伸展構造環境。伴隨燕山期多次強烈的構造-巖漿-成礦活動, 形成長江中下游成礦帶現今的主體面貌, 其成礦作用呈現“層控”和“多位一體”的規律(常印佛等, 1996; 葉舟等，2006；呂慶田等，2007；周濤發等, 2008)。

張旗等(2001)認為長江中下游成礦帶的巖漿活動與古太平洋板塊的俯沖沒有關系, 而與大陸巖石圈的拆沉、軟流圈物質上隆有關。董樹文等(2007)提出晚侏羅紀東亞板塊匯聚構造造成巖石圈加厚, 早白堊紀垮塌伸展引發巖漿火山作用, 伴有大規模成礦作用。

2.2 巖礦石的電性特征

巖礦石的物理性質往往與其成分、結構以及形成的地質年代和環境緊密相關，因此可以依據這些物理屬性推測劃分地質單元。一般來說，粘土、泥質粉沙巖、黑云母粗面斑巖、泥炭質頁巖等，這些巖礦石相對空隙度較大，在地下濕潤環境下表現為低電阻率，常常分布在第四系、第三系、白堊系和志留系里面。其中第四系、第三系地層電阻率一般約為10～60Ω·m，白堊系和志留系地層電阻率要稍大一些，一般約50～150Ω·m。

圖2 銅陵地區巖礦石標本電阻率統計S1g-志留紀高家邊組;S2f-志留紀墳頭組;S3m-志留紀茅山組;D3w-泥盆紀五通組;C2h-石炭紀黃龍組;C3c-石炭紀船山組;P1g-二疊紀孤峰組;P2l-二疊紀龍潭組;P2d-二疊紀大隆組;T1y-三疊紀殷坑組;T1h-三疊紀和龍山組;T1n-三疊紀南陵湖組;T2d-三疊紀東馬鞍山組;T2y-三疊紀月山組;K1k-白堊紀蝌蚪山組;K1c-白堊紀赤沙組Fig.2 The rock and ore resistivity in Tongling areaS1g-Gaojiabian Fm. of Silurian; S2f-Fentou Fm. of Silurian; S3m-Maoshan Fm. of Silurian; D3w-Wutong Fm. of Devonian; C2h-Huanglong Fm. of Carboniferous; C3c-Chuanshan Fm. of Carboniferous; P1g-Gufeng Fm. of Permian; P2l-Longtan Fm. of Permian; P2d-Dalong Fm. of Permian; T1y-Yinkeng Fm. of Triassic; T1h-Helongshan Fm. of Triassic; T1n-Nanlinghu Fm. of Triassic; T2d-Dongma'anshan Fm. of Triassic; T2y-Yueshan Fm. of Triassic; K1k-Kedoushan Fm. of Cretaceous; K1c-Chisha Fm. of Cretaceous

而有些巖礦石相對致密，孔隙度較小，導電性也較差，表現為高電阻率，如石灰巖、砂巖、頁巖、石英砂巖、石英閃長巖、花崗閃長巖等，常分布在三疊系、二疊系、石炭系、泥盆系、奧陶系、寒武系，以及侵入巖體中，電阻率一般約為500～5000Ω·m。但炭質、泥質石灰巖、砂巖電阻率為次高，一般約為100～300Ω·m左右。

圖2是長江中下游成礦帶中銅陵地區巖礦石標本實測結果，橫坐標為不同地層的巖石標本，縱軸為室內測試的電阻率值，可以清楚看到，志留系、二疊系和白堊系的巖石標本平均電阻率相對要低很多，而泥盆系、石炭系和三疊系地層中巖石的平均電阻率值較高，特別是那些完整的石灰巖或火山巖體。值得注意的是巖礦石電阻率由于其成分不同差異很大，比如石灰巖大部分是高電阻率，但如果含有泥質、炭質成分，或濕潤情況下，則該灰巖即使完整沒有裂隙，整體表現為低電阻率。因此，在實際電性測試中，相應地層一定要有足夠量的巖石標本、而且盡量采集新鮮巖面，只有這樣才能得出較客觀的電性結論。

3 數據采集、處理及反演

野外數據采集使用了4套加拿大鳳凰公司的V5-2000多功能電法儀器，其頻率范圍為320～0.00055Hz，擴展頻率達到0.0001Hz，全頻段40個頻點，擴展后為44個頻點，同時觀測Ex、Ey、Hx、Hy、Hz五個分量?，F場進行了168h連續觀測試驗，一次性完成了儀器一致性試驗、最佳采集時間試驗、區域電磁干擾測試等工作。試驗表明，4套大地電磁儀器性能穩定，可以同時工作，最佳采集時間約為24h即可滿足任務需要?？偣膊杉?1點數據，一級點占95.8%，二級點占4.2%，數據質量真實可靠。在馬鞍山礦集區有礦山近場源干擾，少數測點數據受到影響。

數據處理采用戴世坤編制的商業軟件Geo_GMES(V4.1)，該平臺功能齊全，從數據圓滑、極化模式識別、靜校正，直到一維、二維反演、地電模型解釋和成果圖件輸出等都可完成。

3.1 阻抗張量極化圖

為了分析沿剖面地質體的電阻率各向異性特征，即三維特性，我們研究了阻抗張量極化圖。一般認為，在一維構造中，阻抗張量極化圖|Zxx|表現為一個點，|Zxy|則為以|Z|為半徑的圓。對于二維構造，|Zxx|為兩組不對稱“8字形”花瓣，兩條對稱軸分別為走向方向和垂直走向方向；|Zxy|則為橢圓或“8字形”。軸對稱三維結構的阻抗張量極化圖中|Zxx|為兩組接近對稱的“8字形”花瓣，|Zxy|為“8字形”。當區域結構為不對稱三維時，|Zxx|和|Zxy|的極坐標圖均為中部呈不同凹陷的傾斜“8”字型。因此，利用張量阻抗極坐標圖，可以定性地了解地下介質的維數特征和電阻率各向異性特征。

圖3 淮南-溧陽剖面阻抗張量極化圖Fig.3 Impedance tensor polarization along the transect from Huainan to Liyang

沿剖面選取不同地質構造單元中測點的三個頻率120Hz、0.141Hz、0.00146Hz的極化圖(圖3)，Zxx為綠色曲線，Zxy為紅色曲線。從圖中可以看出，合肥盆地(125、117、101號測點)中， 高頻和中頻部分Zxx阻抗極化圖退化為一個點或小“8字形”，而阻抗Zxy幾乎成圓型。這說明在淺部和中部，地下介質呈現一維或近似一維特性，電阻率各向異性沒有或很小。但在低頻部分，阻抗Zxx和Zxy都呈現“單8字形”，說明深部介質呈二維特性。

在張八嶺隆起帶(91、87號測點)，高頻的阻抗極化圖顯示為近似二維特征。但在中頻和低頻部分，阻抗Zxx呈“不對稱雙8字”，Zxy呈“單8字”，反映該地區介質為三維特征，而且沿構造走向和垂直走向介質不均勻。在滁州-全椒盆地(79號測點)，地表介質呈現出一維特性，而中頻部分，地下結構為二維或呈弱三維特性。在低頻部分，阻抗Zxx和Zxy都呈“8”字型，地下已是三維介質。

馬鞍山礦集區內(寧蕪火山巖盆地)(63號測點)、溧陽-南陵拉分盆地內(39、31號測點)，淺部介質均呈弱二維特性，而隨著深度越大，地下介質越復雜，結構維數越高。在江南造山帶(25、15號測點)在地表已成二維構造，中深部呈三維特性。

綜上所述，阻抗張量極化圖顯示，在張八嶺隆起、馬鞍山礦集帶、江南隆起帶之下，中深部二維、三維構造發育，電阻率各向異性明顯，說明這些地區經歷了復雜的地質活動。

3.2 二維反演及地質解釋

二維反演方法采用連續介質法(戴世坤和徐世浙，1997)(GMES軟件平臺)，其初始模型采用了一維反演結果，這種反演方法的特點是速度較快、反演結果穩定可靠。

二維反演及解釋結果見圖4，圖4a反映了10km以內的淺部地質與電性特征，反演結果與盆地、隆起帶和幾個主要的斷裂位置吻合較好，如合肥盆地以北的壽縣-定遠斷裂SDF(測點123～119之間)、郯廬斷裂帶TLF(測點101～93之間)、蘇魯造山斷裂帶SLF(測點85～81之間)、滁河斷裂CHF(測點73～71之間)、茅山斷裂MSF(測點37～35之間)和江南斷裂JNF(測點29～27之間)。以上斷裂在大地構造的文獻中雖有介紹(常印佛等，1996；李云平等，2006)，但有些斷裂被第四紀覆蓋，具體位置不確定，本次MT工作定量確定了這些斷裂比較準確的空間位置。

圖4 二維反演及地質解釋(a)-淺部二維反演結果(0～10km); (b)-淺部地質解釋; (c)-深部二維反演結果(0～50km);(d)-深部地質解釋Fig.4 Section of 2D EM inversion and geological interpretation(a)-2D inversion results in depth 10km up; (b)-shallow geological model; (c)-2D inversion results in depth 50km up; (d)-deep geological model

對于沉積盆地內的巖礦石來說，其電性特征多為低電阻率，如合肥盆地、滁州-全椒盆地和溧陽盆地。合肥盆地規模較大(測點121～93)，全區被第四紀覆蓋，厚度約0～300m不等，電阻率大約10～30Ω·m左右，其下為巨厚的中生代白堊紀和侏羅紀地層，以泥巖、沙巖為主，厚度達3000～6000m不等，對應電阻率較低，大約10～50Ω·m左右。最下層為元古代的基底，電阻率約為500～3000Ω·m。滁州-全椒盆地規模相對較小(測點79～65)淺部為白堊紀和志留紀，以泥巖、沙巖為主，厚度達2000～3000m不等，由于泥沙巖孔隙度大，電性特征表現為低電阻率，在20～90Ω·m之間變化。下伏地層為奧陶-寒武紀的灰巖，為高電阻率特征，電阻率約500～5000Ω·m左右。

溧陽盆地(也叫溧水南陵拉分盆地)(測點45～27)位于橫山東南約5～55km之間，電性分布差異較大，電阻率約10～500Ω·m之間，盆地中有兩個明顯凹陷區，一個在45點附近，沉積厚度約1800m左右，此區域與西橫山組對應，西橫山組主要出露于溧水盆地的橫山以西地區, 是一套以砂巖、礫巖為主，兼泥巖、泥灰巖的陸相碎屑沉積, 厚度大于1660m。另一個沉積最深部位在測點31和33之間，厚度約5000m。該盆地發育始于中侏羅世象山期的后期, 主體沉積為晚侏羅世早期的西橫山組, 盆地演化后期為火山巖所充填, 至晚白堊世初結束。在溧水地區充填了上侏羅統西橫山組的沉積巖和龍王山組、大王山組以及下白堊統娘娘山組的火山巖, 在南陵地區表現為一套厚達4607m 的中基性中酸性火山巖及火山碎屑沉積巖。

寧蕪火山巖盆地(馬鞍山礦集區)(測點63～47)主要地層以中生代的白堊紀、侏羅紀和三疊紀為主，其中有多處火山巖出露，地層電阻率沿橫縱向變化較大，巖礦石導電性差異明顯，總體表現為高電阻率特征，從500Ω·m到2000Ω·m之間變化。

隆起帶電性特征最明顯，由于基巖埋深淺或出露，其導電性較差，電阻率很大。如張八嶺隆起帶(測點91～81)出露了許多前寒武紀的古老變質巖地層，產狀平緩，也有寒武-奧陶及火成巖露頭，地層產狀陡立，說明地質活動復雜多變。以上地層和巖石由于致密而導電性較差，其電阻率值較高，從1000～5000Ω·m不等。

江南隆起位于測點21～11之間，地殼上升剝蝕嚴重，大面積出現石炭紀和奧陶紀地層，石灰巖分布較廣，電阻率很高，大約300～5000Ω·m左右。江南斷裂位于19和21號測點之間。

圖4b是50km以內深部大尺度地質與電性分布。就整體而言，上地殼(0～12km)電性差異較大，以中高電阻率為主，斷陷盆地電阻率較低，火山巖侵入區電阻率很高。合肥盆地上地殼的電性底界面與地震勘探解釋結果吻合較好(李云平等，2006)。對于下地殼(12～33km)來說，電性呈現兩段特征，西段長約100km(測點129～89)呈現10～20Ω·m的低電阻率，可能與沉積巖礦化含水有關；東段長約200km呈現500～5000Ω·m的高電阻率，估計與侵入巖體有關。

在西段深度約36km處存在一個由低阻到高阻的電性界面，而在東段深度約32km處存在一個由高阻到低阻的電性界面，而這個電性界面與該地區的莫霍面深度基本相當，因此我們稱這個電性界面為“電性莫霍面”，即“E-Moho”(Jones, 2013; Shietal., 2013)。但在MT剖面中段，由于巖漿活動，電莫霍面不是很明顯。由西段電莫霍面比東段的要低一些，我們可以推斷華北板塊與揚子板塊碰撞后，形成張八嶺隆起帶，并伴隨火山活動。

4 討論

4.1 火山巖電性特征與成礦帶關系

大中型礦床往往與火山巖的活動密不可分，或者說如果找到火山巖的分布，就有可能找到有工業價值的礦床。但是，在不同的地質歷史時期都有火山活動，由于噴發環境不同，會形成不同的礦產。如大別-蘇魯造山帶(張八嶺隆起帶)，源于印支期揚子板塊和華北板塊的陸-陸碰撞，經歷了超高壓變質作用，且處于持續抬升過程，因此形成的礦產以非金屬和金礦床為主，少見其他有色金屬礦產。巖石主要以石英砂巖、角閃斜長片麻巖和條痕狀黑云鉀長混合巖為主，電阻率很高。如岫巖縣的岫巖玉石、山東招遠的大型富金礦、蒙陰金剛石原生礦、呂樂藍晶石、江蘇東海水晶、云母、紅寶石、金紅石、蛇紋石等(劉玉強，2004；肖騎彬等，2007；鄭大中和鄭若鋒，2009；薛林家等，2010)。糜棱巖同位素年齡證實，郯廬斷裂帶是早白堊世晚期形成的，晚于張八嶺隆起，曾經受到東亞大陸邊緣左旋剪切力的作用，使大別-蘇魯造山帶發生左旋平移斷裂(朱光等，1995)。在郯廬斷裂帶發現較多的柯石英，柯石英被認為是來自地球深處的物質，是地殼運動留下來的記錄，用它可研究超高壓變質作用和板塊碰撞作用。

長江中下游成礦帶位于揚子板塊以內，在燕山期發生伸展、褶皺，并發生大規模巖漿侵入活動，攜帶的大量熱液在白堊、侏羅和三疊地層中逐漸冷卻并發生礦化作用，變質作用相對較弱，這種環境有利于各種金屬離子遷移和交代，最終形成以鐵、銅、銀為主的“一蓋多層”多金屬礦帶(常印佛等，1996)。對于大多數礦化帶而言，電性特征多為低電阻率。

4.2 中下地殼低電阻率分析

在上面的反演結果中，合肥盆地中下地殼電性特征為大片低電阻率物質，這一現象與人們長期認為古老結晶基底應為高電阻率的想法矛盾。其實，類似的下地殼低電阻率還有很多地方，如西藏羌塘盆地(張勝業等，1996)、洞庭湖凹陷(魏文博等，1996)、鄂爾多斯斷陷盆地(趙國澤等，2010)等。一般來說，造成低電阻率的原因大概有三種情況：導電礦物(如導電礦物或石墨等)、高溫熔融巖漿和含鹽流體。對于合肥盆地下地殼存在導電礦物的可能性較小，一是沒有來自下地殼的相關導電巖礦石證據，二是低阻體規模太大(厚度約20km、長度約100km)。如果假設由部分熔融巖漿引起，但合肥盆地地熱資料表明該地區地溫梯度平均27.5℃/km(陳剛等，2004)，以此估算，中下地殼溫度為275～550℃，巖石電阻率約為100～1000Ω·m之間(魏文博等，2006)，顯然，低阻層難以用部分熔融解釋。

巖石物理學的研究表明，在下地殼溫度400～500℃左右，花崗巖和輝長巖在濕潤和干燥情況下，二者的電阻率相差3～4個數量級(圖5)，因此，認為下地殼存在一定的孔隙與水(或鹽水)就可以較好地解釋低阻體的問題(Jones, 1992)。1987～1994年德國完成了超深科學鉆孔(孔深9101m)證實，在超過8000 m深處仍有大量鹵水、9000m深處巖石有孔隙、有水和氣體流動，而且地溫梯度增加也比預計的要快(蔡學林，1992)。盡管鉆探深度還不到中下地殼，但其結果提供了我們向下推斷解釋的依據。

圖5 花崗巖和輝長巖在干燥和濕潤條件下電阻率隨溫度的變化(據Shankland and Ander, 1983)Fig.5 Log electrical resistivity versus reciprocal temperature for dry granite and gabbro compared to their wet counterparts (after Shankland and Ander, 1983)

因此我們認為合肥盆地中下地殼存在一定礦化度的水及二氧化碳，這些水和氣體來源于巖石在高溫高壓下的變質作用(Rumble, 1989)。

對于火山巖盆地的下地殼來說，同樣適合上述解釋，只是相同深度的電阻率略大于合肥沉積盆地，主要原因是火山巖的侵入、變質作用，使上地殼增厚，導致整體火山巖盆地電阻率偏高。

4.3 馬鞍山礦集區電性特征與其他地球物理結果對比

淮南-溧陽大剖面同時開展了多種物探方法，如大地電磁、重力、深反射地震、寬頻天然地震等(葉舟等，2006；Jiangetal.，2013；徐濤等，2014；江國明等，2014;張永謙等，2014)，比較解釋結果，基本結論一致。

在重力剖面上，合肥盆地區段表現出一個較明顯的低重力異常，這個重力異常與大地電磁大片的低電阻率異常對應，一方面說明該區段在上地殼范圍內存在低密度的沉積物；另一方面也說明此區段上地幔埋深較大。從郯廬斷裂向東南直到太湖邊上約150km范圍內，重力值持續增加，淺部反映了高密度、高電阻率火成巖的存在，從深部來看，寬緩的重力抬升異常表明上地幔隆起，此結論與大地電磁反映的電莫霍面是一致的。

在合肥盆地、馬鞍山礦集區等區段，深反射地震解釋結果與大地電磁結果對應較好，但在滁州-全椒盆地，廣角地震結果顯示的低速范圍與合肥盆地相當，但大地電磁和重力的結果表明，滁州-全椒盆地東西向和縱深向規模不是很大。

5 結論

通過對淮南-溧陽大地電磁測深剖面的研究，得到以下幾點認識：

(1)該地區上地殼深度約為10～12km，表現為相對高電阻率特征，約50～5000Ω·m；合肥盆地中下地殼為大片的低電阻率(約10～20Ω·m)，推測中下地殼存在孔隙、且含少量鹽度的高溫結晶水氣。寧蕪盆地和溧陽盆地中下地殼電阻率較高，原因是大面積火山巖侵入使得綜合導電性變差。

(2)區內在深度約30～38km處存在一電性界面，與該地區莫霍面的深度相當，稱為“電莫霍面”(E-Moho)，呈現“西深東淺”的特征，推測華北板塊與揚子板塊碰撞后，形成張八嶺隆起帶，并伴隨火山活動。揚子板塊一側在燕山期發生伸展運動，導致巖漿侵入活動。

(3)中深部電阻率各向異性明顯，張八嶺隆起和寧蕪火山巖盆地橫縱向電性差異很大，整體表現為高電阻率，縱向電阻率分層不明顯，橫向對火山巖體反映靈敏，常常表現出很大的電阻率。

(4)張八嶺的火山活動屬于晉寧-印支期碰撞擠壓類型，具有超高壓變質作用，形成的礦資產多為非金屬和金礦床有關，而寧蕪火山巖盆地是燕山期多期次火山侵入的結果，巖漿和熱液上涌，熱液與沉積圍巖礦化作用強烈，形成的礦產與鐵、銅、銀等多金屬礦床有關。

致謝在本項目研究中，中國地質研究院的呂慶田、史大年、嚴加永、趙金花等以及中國科學研究院地質與地球物理研究所的徐濤博士提供了一些建議和參考資料；中國地質大學的江國明教授提出了許多寶貴的意見；戴世坤教授提供了最新的二維反演軟件；還有一些研究生做了諸多數據整理工作；在此一并表示衷心的感謝！

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