湘西南苗儿山岩体北段印支期花岗岩成因：来自地球化学、U-Pb年代学证据

杜 云,罗小亚,黄革非,田 磊,王敬元,周立同

DU Yun,LUO Xiao-Ya,HUANG Ge-Fei,TIAN Lei,WANG Jing-Yuan,ZHOU Li-Tong

(湖南省地质调查院，长沙410116)

(Hunan Institute of Geology Survey,Changsha 410116,China)

华南是我国最重要的金属矿集区之一，金属矿产资源丰富，其中钨、锡、铋、铜、银、锑、汞、稀有和重稀土金属储量位居全国首位，钨金属储量更是位列世界第一，另外，金和铅、锌储量也排在全国前列[1]。由于区内已发现的金属矿床都绝大多数都与燕山期花岗岩有着直接成因联系，因此长期以来，众多地质学者都将燕山期花岗岩作为了首要研究对象[2-5]，认为燕山期是华南地区的成岩成矿大爆发时期，同时认为印支期岩浆活动及其相关的成矿作用较弱[1]。这个已被广泛接受的观点在一定程度上导致了地质界忽视了对印支期花岗岩的研究，造成了对其形成构造背景与成因认识的分歧[6-7]，进而制约了华南大地构造演化研究的整体进展。因此，加强对华南印支期花岗岩形成构造背景与成因的研究十分必要。

图1 研究区所在构造位置（据周金城等[10]修改）Fig.1 Geotectonic location of the study area[10]

苗儿山岩体大地构造位置上处于扬子地块东南缘江南造山带与华夏地块的结合部位[8-9]（图1）。从20世纪40年代开始，赵金科等[11]就对苗儿山岩体开展了调查研究工作，但从此之后直到21世纪初只陆续开展了少量工作[12-16]。近十年来，随着在苗儿山岩体内部及其接触带附近发现了大量的钨、锡、钼、铜、铅、锌等矿床（点），越来越多的地质学者开始重新考虑前燕山期花岗岩成矿的可能性，纷纷加入到对苗儿山岩体的研究当中[17-20]。但是上述研究主要以苗儿山岩体南段已知与成矿有关的印支期花岗岩为对象，而与苗儿山岩体北段印支期花岗岩相关的研究几乎是一片空白。本文通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、全岩元素含量测定、Sr-Nd同位素等分析测试手段，对苗儿山岩体北段印支期花岗岩的岩石学、地球化学和年代学特征进行了系统研究，在此基础上，讨论其形成构造背景与成因，为探讨整个华南地区的大地构造演化过程提供依据。

1 岩体地质概况

苗儿山岩体位于湘西南与桂北交界处，其北段处于湖南省境内，呈南北向展布，南段主要位于广西境内，呈北东向展布,岩体总出露面积约1600 km2（图2）。岩体由加里东期花岗岩构成主体，印支期和燕山期花岗岩呈小岩株状广泛分布其中，构成补体，另外，在岩体北侧和西侧边部还成群成带的分布有新元古代晋宁期花岗岩。其中，晋宁期花岗岩与青白口系呈侵入接触关系，加里东期主体与前泥盆系呈侵入接触关系，并被泥盆系及白垩系沉积覆盖。岩体与围岩的侵入接触面多倾向围岩，倾角一般为50～80°。前泥盆系主要包括青白口系、南华系、震旦系和奥陶系（缺失志留系），为一套浅海—半深海相类复理石砂泥质碎屑沉积夹硅质、炭泥质沉积，部分层位夹碳酸盐岩；泥盆系为滨浅海碎屑岩—浅海台地、台盆相碳酸盐岩沉积；白垩系为陆相红盆碎屑沉积。受加里东运动的影响，前泥盆系普遍发生低绿片岩相浅变质作用，形成板岩和浅变质砂岩[21]。岩体的围岩蚀变比较普遍，大体沿接触带呈带状展布。外接触带主要发生角岩化，局部见矽卡岩化和大理岩化，蚀变宽度200～400 m；内接触带蚀变一般不发育，局部（主要是岩体北西部）见硅化、黄铁矿化和白钨矿化，蚀变宽度50～100 m。

图2 区域地质略图Fig.2 Simplified geological map of Miaoershan area

2 岩石学特征

苗儿山岩体北段的印支期花岗岩呈小岩株状侵入于加里东期花岗岩中，主要有三种岩性，分别为中细粒黑云母二长花岗岩、微细粒斑状黑云母二长花岗岩和细粒黑云母二长花岗岩。

中细粒黑云母二长花岗岩，主要由粒径0.5～3.2 mm的中-细粒他形钾长石、石英、半自形板状斜长石、片状黑云母等互相镶嵌组成，构成中-细粒花岗结构。钾长石含约25%～34%，他形为主，具文像结构，与石英互嵌。石英含约30%～34%，他形粒状、粒状集合体状，与长石互嵌或填隙长石粒间。斜长石含约27%～32%，半自形板柱状，绢云母化、粘土化。黑云母含约5%～8%，片状、细片集合体状，绿泥石化，解理缝析出铁质，生成帘石，含磷灰石、锆石等包体。

微细粒斑状黑云母二长花岗岩，主要由粒径4～40 mm的自形-半自形板状钾长石、自形板柱状斜长石为斑晶（含量10%～15%）和粒径0.01～2 mm的他形石英、钾长石、半自形板柱状-他形斜长石、片状黑云母等为基质（含量85%～95%）组成，构成似斑状结构，基质为微-细粒花岗结构。钾长石含量22%～36%，他形为主，具文像结构、格子双晶，见较多石英、长石包裹体。斜长石含量24%～35%，半自形板柱状-他形，弱-中等程度绢云母化。石英含量20%～30%，他形粒状、粒状集合体状。黑云母含约5%～6%，片状、片状集合体状，绿泥石化，含磷灰石、锆石等包体。副矿物主要有金红石、磷灰石、锆石、绿帘石、黄铁矿，含少量磁铁矿和方铅矿。

次细粒黑云母二长花岗岩，主要由粒径0.05～2 mm的细粒他形钾长石、石英、半自形板状斜长石、片状黑云母及少量碎粒状电气石、片状白云母等组成，构成细粒花岗结构。钾长石含约22%～35%，他形为主，具文像结构，与石英互嵌。石英含约26%～30%，他形粒状、粒状集合体状，与长石互嵌或填隙长石粒间。斜长石含约25%～38%，半自形板柱状，绢云母化。黑云母含约2%～5%，片状、细片集合体状，绿泥石化，含磷灰石包体。电气石含量微至2%，碎粒状，具电气石式吸收，零散分布。白云母含量微至1%，片状，星散分布或与黑云母共生。副矿物主要有金红石、磷灰石、锆石和黄铁矿，含少量绿帘石和磁铁矿。

3 样品处理与分析方法

锆石U-Pb年龄测定方法：将2公斤左右的岩石样品经过破碎、筛选、重选及磁选后，在双目镜下挑选出透明度较好、晶形完整、无明显裂隙的锆石颗粒。将分选好的锆石颗粒粘在双面胶上，然后使用环氧树脂将其固定。待树脂充分固化后，将其打磨抛光至锆石中心暴露，制成锆石样品靶。利用阴极荧光谱仪对锆石样品靶进行锆石CL图像显微照相，然后在此基础上进行锆石的U-Pb同位素测定工作。锆石U-Pb定年在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。分析仪器为Perkinelmer生产的ELANDRC-e型等离子质谱仪，配套有GeoLasPro 195 nm型准分子激光剥蚀系统。分析测试的条件如下：能量密度为40 J/cm2、束斑直径为32 μm、频率为8Hz、剥蚀时间为 90 s，剥蚀气溶胶由氦气送入ICP-MS完成测试。测试过程中以标准锆石91500为外标，校正仪器质量歧视与元素分馏；以标准锆石Plešovice和GJ-1为盲样，效验U-Pb定年数据质量；以NIST SRM 610为外标，以Si为内标，标定锆石中的U、Th、Pb元素含量，以Zr为内标，标定锆石中其余微量元素含量。原始测试数据用ICPMSDataCal软件进行处理[22]。普通Pb校正方法参照文献 [23]，206Pb/238U加权平均年龄和协和图解由ISOPLOT软件获得[24]。单个数据点误差均为1σ，加权平均值误差为2σ。

主量元素测定方法：取新鲜样品，碎样、研磨至200目，放置在105°C烘箱中3小时，去除吸附水；用万分之一的天平准确称取0.7000克样品和7.000 克复合熔剂(Li2B4O7、LiBO2、LiF)，放入铂金坩埚并搅拌均匀，在1150°C电热熔融设备上熔融，冷却后制成直径为35毫米的玻璃片。然后将玻璃片放入仪器中进行测试。测试精度优于3%。准确称取1克样品放入到陶瓷坩埚中，在高温炉加热至1000°C灼烧3小时，灼烧前后的质量差，即为烧失量。样品测试在中国科学院地球化学研究所完成，测试仪器为Axios(PW4400)X射线荧光光谱仪，测试方法为X射线荧光光谱法(XRF)。

微量和稀土元素测定方法：称取50 mg的200目以下的样品，置于密封容器中，加入1 ml HF，电热板蒸干去SiO2，再加入1 ml HF和0.5 ml HNO3，加盖，放置烘箱进行分解12 h，然后电热板蒸干，加入1 ml HNO3再蒸干，重复操作。最后加入2 ml HNO3和5 ml去离子水，盖上盖子，130°C下溶解残渣3 h，然后冷却加入500 ng Rh内标溶液，转移至50 ml离心管中，上机测定。样品测试在中国科学院地球化学研究所完成，测试仪器为Finnigan MAT公司ELEMENT型高分辨等离子体质谱仪，测试方法为电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)。

Sr-Nd同位素测定方法：Sr-Nd同位素是测定是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成的，测试仪器为德国Thremo Fisher Scientific公司生产的Triton型热电离同位素质谱仪 (Thermal ionization mass spectrometry-TIMS)。Sr-Nd同位素分析采用Teflon溶样器，加NHO3和HF混合溶样，用专用的阳离子交换柱进行分离，分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219对Sr和Nd同位素进行分馏校正。在本次测试中，仪器测定的Sr同位素国际标准样品NBS987的87Sr/86Sr比值为0.710254±16(2σ)，岩石标样BCR-1中的143Nd/144Nd比值为 0.512638±3(2σ)。Rb-Sr和Sr-Nd的全流程本底分别为小于100 pg和50 pg。

氢氧同位素测定方法：全岩样品采用无污染玛瑙球磨技术碎至＜200目，氧同位素分析采用常规BrF5法提取样品中的氧,并用碳棒将其转化成CO2进行质谱测定氢同位素分析则采用火焰熔融技术提取样品所含羟基水（OH-），并通过锌还原法得到H2后进行质谱分析。分析结果均以相对于SMOW同位素比值的千分变化值表示。氢氧同位素均在中国地质科学院地质研究所MAT-253气体同位素质谱计测定，δD和δ18O全流程分析误差分别优于±3‰和±0.2‰。

4 地球化学特征

4.1 主量元素特征

苗儿山岩体印支期花岗岩主量元素化学分析结果、CIPW标准矿物计算及有关岩石化学分析参数见表1。

表1 苗儿山岩体印支期花岗岩主量元素组成（WB%）及部分特征参数Table 1 Major element composition（WB%）and some characteristic parameters of Indosinian granite in Miaoershan pluton

印支期花岗岩SiO2含量高，为72.61%～75.58%，平均74.72%，属SiO2过饱和的酸性花岗岩类。Al2O3含量高，为12.63%～15.28%，平均13.74%。全碱（ALK）含量高，Na2O+K2O为7.76%～9.71%，平均8.31%；K2O含量较高，为4.22%～5.34%，平均4.81%；K2O/Na2O比值较大，为1.01～1.69，平均1.41，与华南壳源花岗岩K2O/Na2O比值大于1的特征明显相符[26]，显示出壳源S型花岗岩的特征[27]。TFeO含量较低，为0.98%～1.47%，平均1.16%。TiO2、MnO、MgO、CaO、P2O5含量较低，皆在1%以下。灼失量（LOI）较小，介于0.65～1.51之间，表明岩石中含少量H2O、CO2等挥发份。

在SiO2-(K2O+Na2O)图解中，印支期花岗岩样品均落入花岗岩区（图3）。铝饱和度（A/CNK）介于0.91～1.30之间，平均1.15，除样品D0054属偏铝质花岗岩外，其他均属铝过饱和花岗岩。

CIPW标准矿物计算表明，除样品D0054外，印支期花岗岩的其他样品均出现刚玉分子，C值在2.01～3.46之间，显示出铝过饱和的特征。另外，D0054样品的CIPW标准矿物中还出现了锥辉石和硅酸钠两种碱性矿物，反映其应为碱过饱和花岗岩，应是后期受到了碱交代作用，这样也就解释了为何其A/CNK值偏低。

根据Frost等[28]提出的改良碱钙指数（Na2O+K2O-CaO） 和铝饱和指数 （ASI）（Al/(Ca-1.67P+Na+K)（分子比））两个地球化学变量以及ANK（Al/(Na+K)（分子比）），除样品D0054属于碱性花岗岩外，印支期花岗岩的其他样品均属碱钙性、强过铝质花岗岩（图 4(a)、(b)）。

图3 苗儿山岩体印支期花岗岩QAP图解Fig.3 QAP diagram of indosinian granite in Miaoershan pluton

图4 苗儿山岩体印支期花岗岩地球化学分类图解（据Frostetal.[28]）Fig.4 Geological classification diagram of Indosinian granite in Miaoershan pluton

分异指数（DI）介于 91.61～94.73之间，平均93.74，远大于未经分异的原生基性岩浆的分异指数（DI=25～45）[29]。固结指数（SI）介于 2.68～3.20之间，平均2.47，小于未经分异的原生基性岩浆的SI值（SI=25～45）[29]。分异指数和固结指数的特征表明印支期花岗岩是经过充分结晶分异的产物。

4.2 微量元素特征

岩石微量元素丰度及部分特征参数计算结果见表2。印支期花岗岩Nb/Ta比值介于3.27～4.54之间，平均3.98。Zr/Hf比值介于23.22～42.92之间，平均29.83。Rb/Sr比值介于14.44～28.22之间，平均17.08。Rb/Nb比值介于14.71～25.39之间，平均20.58。

在不相容元素对原始地幔标准化蛛网图上（图5），印支期花岗岩样品的元素分布特征总体一致，与相邻元素相比，Ba、Nb、Sr、P、Ti表现为明显的亏损，其中 Ba、Sr、Ti亏损最为显著，呈深“V”型，而（Rb+K）、（Th+U）、（La+Ce）、Nd、（Zr+Hf+Sm）、（Y+Yb+Lu）等则相对富集，显示出一般壳源花岗岩的特征。Sr、Ba亏损一般与斜长石熔融残留或结晶分离作用有关[30-31]。P、Ti亏损可能与磷灰石、钛铁矿的分离结晶作用有关。Nb的亏损表明源区岩石中以陆壳组分为主[28,32-33]。

表2 苗儿山岩体印支期花岗岩微量元素丰度及有关参数(Ag为10-9；余为10-6)Table 2 Trace element abundance and its related parameters of Indosinian granite in Miaoershan pluton(the measurement unit for Ag element is 10-9；and the measurement unit for the other elements is 10-6)

图5 苗儿山岩体印支期花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图[34]Fig.5 Primitive mantle-normalized trace elements spider diagram of Indosinian granite Miaoershan pluton

图6 苗儿山岩体印支期花岗岩稀土元素球粒陨石标准化分布型式图[38]Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution panttern of Indosinian granite in Miaoershan intrusion pluton

4.3 稀土元素特征

岩石稀土元素丰度及部分特征参数计算结果表明，印支期花岗岩稀土总量基本都介于（70.22～157.41）×10-6之间（表 3），平均 102.94×10-6，小于地壳165.35×10-6的平均含量，但远高于上地幔17.48×10-6的平均含量[35]。轻重稀土总和比值（ΣLREE/ΣHREE）较大，介于 3.0～5.96之间，平均5.20，反映轻、重稀土分馏明显，轻稀土较为富集。(La/Sm)N比值介于2.23～5.98之间，平均4.63，由于(La/Sm)N比值越大，反映轻稀土(LREE)越富集，(La/Sm)N比值大于1，即为轻稀土富集型[36]，因此印支期花岗岩属于典型的轻稀土富集型花岗岩。δEu值介于0.09～0.19之间，平均0.15，显示铕具有强烈亏损，表明斜长石大量存在于部分熔融残余体中或斜长石在岩浆作用过程中发生了显著的分离结晶作用[37]。

表3 苗儿山岩体印支期花岗岩稀土元素丰度（10-6）及有关参数Table 3 REE abundance（10-6）and its related parameters of Indosinian granite in Miaoershan pluton

在稀土元素配分型式图（图6）中,印支期花岗岩变化特征基本一致，总体为向右倾斜曲线，均出现铕的低谷。在轻稀土一侧为向右陡倾斜的曲线，重稀土一侧为近乎平行的曲线，表现出轻稀土分馏明显而重稀土分馏不明显的特征。

5 锆石U-Pb年代学特征

本次采集了1个锆石U-Pb测年样，样品编号为D0071，样品岩性为微细粒斑状黑云母二长花岗岩。

该样品锆石颗粒较大，粒径50～300 μm，自形程度高，多为自形柱状，颜色以褐色、浅褐色为主，透明到半透明，阴极发光图像均显示清晰的韵律环带结构(图7)，且Th/U值高，为0.1～0.62(10和18号点除外)，大于0.1，为典型的岩浆结晶锆石[39]。

该样品共分析了18颗锆石，分析结果见表4和图8。其中15个测点的年龄集中在210.0～211.2之间，加权平均年龄为210.6±1.6 Ma，MSWD=0.0116（图8），误差小，精度高，可靠性大，代表了苗儿山岩体北段印支期花岗岩的形成年龄。

根据伍静等[40]、李晓峰等[41]、程顺波等[42]、张迪等[43]对苗儿山岩体南段印支期花岗岩的研究，苗儿山岩体南段印支期花岗岩的成岩年龄集中在210～230 Ma之间，与本次获得的年龄大致相当，表明苗儿山岩体南段和北段的印支期花岗岩应该形成于同一期岩浆活动中。

6 讨论

6.1 岩石成因

表4 苗儿山岩体印支期花岗岩（样品D 0 0 7 1)锆石U-P b定年结果Zircon U-Pb dating results of the Caledonian and Indosinian granite (sample D0071) in Miaoershan pluton

苗儿山印支期花岗岩的SiO2含量（73.27%）较高，铁镁质成分TFeO和MgO含量（1.26%和0.31%）低，K/Na比值（1.11）大于1，铝饱和度（A/CNK）大于 1，铝饱和指数（ASI）均大于 1.1，富集Rb、K、Th、U 和稀土元素，强烈亏损 Ba、Nb、Sr、P、Ti元素，显示出地壳物质熔融形成的强过铝质S型花岗岩的特征，与典型的华南壳源花岗岩的特征相符。

图7 苗儿山岩体印支期花岗岩（样品D0071）部分锆石阴极发光图像（CL）Fig.7 Cathodoluminescene images of representative zircons from the Indonisian granite of Miaoershan intrusion(sample D0071)

由于Nb、Ta地球化学性质相似，一般情况下彼此难分离（球粒陨石和原始地幔的Nb/Ta比值为17.5），但壳、幔分离时,Nb、Ta明显分别在地幔和地壳中富集，因此Nb/Ta比可用来示踪火成岩岩浆形成时地壳组分的参与程度[44]。印支期花岗岩Nb/Ta比值介于3.27～4.54之间，平均3.98，低于地壳的平均值12.22[45]及原始地幔平均值17.4[46]，说明其属壳源成因类型[47]。Zr/Hf比值(23.22～42.92，平均29.83)，低于中国东部(36.72，高山等[48])上地壳平均值和全球地壳平均值（86.67，黎彤[35]），接近原始地幔平均值（29.64，Taylor and McLennan[49]），暗示在岩浆演化过程中Zr/Hf分馏不明显。Rb/Sr比值（14.44～28.22，平均 17.08)远高于中国东部(0.31，高山等[48])和全球(0.32，Taylor and MeLennan[49])上地壳的平均值，Rb/Nb比值(14.71～25.39，平均20.58)也远高于中国东部(6.8，高山等[48])以及全球(4.5，Taylor and McLennan[49])上地壳的平均值，反映印支期花岗岩的源岩具有高成熟度地壳的特征。

图8 苗儿山岩体印支期花岗岩（样品D0071）锆石U-Pb协和图Fig 8.Zircon U-Pb concord graph for the Indonisian granite of Miaoershan intrusion(sample D0071)

根据Sylvester[50]有关过铝质花岗岩物源和形成温度的理论，过铝质花岗岩的Rb/Sr－Rb/Ba比值可作为判别其源区岩石的标志，而Al2O3/TiO2比值可作为源区部分熔融温度的标志：若Al2O3/TiO2＞100，则部分熔融温度低于875℃；若Al2O3/TiO2＜100，则部分熔融温度高于875℃。在Rb/Sr－Rb/Ba图解中，印支期花岗岩样品均落在富粘土源区（图9），表明其源岩主要是易熔的高成熟度的泥岩，而其 Al2O3/TiO2比值(111.92～138.91，平均 125.46)＞100，反映其熔融温度小于875℃。

图9 苗儿山岩体印支期花岗岩Rb/Sr－Rb/Ba图解(据Sylvester[50])Fig.9 Rb/Sr－Rb/Ba diagram of Indosinian granite in Miaoershan pluton（after Sylvester[50]）

表5 苗儿山岩体印支期花岗岩（样品D0071）的Sr-Nd同位素组成Table 5 Sr-Nd isotopic compositions of Indosinian granite in Miaoershan pluton（sample D0071）

印支期花岗岩（87Sr/86Sr）i为 0.725717，大于大陆地壳（87Sr/86Sr）i平均值 0.719[51]，εNd（t）较小，为-10.8（表5），符合壳源S型花岗岩的特征。t2DM（两阶段Nd模式年龄)为1.87 Ga，与湘桂内陆带花岗岩的Nd模式年龄（tDM）背景值1.8～2.4 Ga[52-53]基本一致，与华南古—中元古代变质基底年龄1.7～2.7 Ga[54-56]相当，反映印支期花岗岩源于古—中元古代变质基底的重熔。在(87Sr/86Sr)i—εNd（t）图解（图10）中，样品落入S型花岗岩区，也说明印支期花岗岩源于地壳重熔。

图10 苗儿山岩体(87Sr/86Sr)i-εNd（t）图解(据凌洪飞等[58])Fig.10 Rb/Sr－Rb/Ba diagram of Miaoershan pluton(after Ling Hongfei etc.[58])

6.2 岩体形成构造背景

加里东运动之后，扬子地块与华夏地块彻底闭合，形成了统一的华南板块，华南地区进入大陆地壳构造演化阶段[59]。自泥盆纪至二叠纪，华南板块开始了以伸展作用为主的海西运动，在被动陆缘裂陷盆地中沉积了巨厚的滨—浅海碎屑岩和浅海台地相碳酸盐岩、台盆相硅质岩沉积物[60]。进入三叠纪，随着印支板块和华南板块碰撞，扬子板块和华北板块碰撞，印支运动在华南地区发动，开始了新一轮的褶皱造山作用，同时伴随大规模的花岗质岩浆活动，岩浆峰期分为255～230 Ma[61-67]和230～200 Ma[68-71]两个阶段，且绝大多数是过铝质的S型花岗岩[72-74]。印支板块和华南板块的主碰撞期为258～243 Ma[75]，扬子板块和华北板块的主碰撞期为245～220 Ma[76]，暗示在 255～230 Ma时间段中形成的花岗岩应为形成于碰撞挤压环境下的同碰撞花岗岩，而在230～200 Ma时间段中形成的花岗岩应形成于碰撞后应力松弛的伸展构造环境中。

锆石U-Pb测年结果表明，苗儿山岩体北段印支期花岗岩的成岩年龄为210±1.6 Ma，在时间上相当于印支晚期，处于印支运动主碰撞期之后，即形成于碰撞挤压峰期之后挤压减弱、应力松弛的后碰撞构造环境。

9 结论

（1）苗儿山岩体北段印支期花岗岩的成岩年龄为 210.6±1.6 Ma。

（2）苗儿山岩体北段印支期花岗岩具有S型花岗岩的地球化学特征，源岩为高成熟度的泥岩。

（3）苗儿山岩体北段印支期花岗岩形成于碰撞挤压峰期之后挤压减弱、应力松弛的后碰撞构造环境。

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