何國建，金巍，胡為正，盧國安，曾佐勛

（1.江西省地質調查研究院，南昌 330030；2.武漢地質礦產(chǎn)研究所，武漢 430205；3.中國地質大學地球科學學院，武漢430074；4.華中構造力學研究中心，武漢 430074）

運動學渦度及其在湘東雁林寺韌性剪切帶中的應用

何國建1，金巍2，胡為正1，盧國安1，曾佐勛3，4

（1.江西省地質調查研究院，南昌 330030；2.武漢地質礦產(chǎn)研究所，武漢 430205；3.中國地質大學地球科學學院，武漢430074；4.華中構造力學研究中心，武漢 430074）

自然界中的剪切帶通常是由簡單剪切（simple shear）和純剪切（pure shear）疊加的一般剪切帶（general shear）。運動學渦度（kinematic vorticity）的引入提供了一個定量表示兩種剪切成分的工具。通過測量剪切帶的運動學渦度，可以清楚的了解一般剪切帶中究竟是簡單剪切還是純剪切占優(yōu)勢。本文將運動學渦度的基本理論和極摩爾圓法對雁林寺金礦所在的湘東雁林寺韌性剪切帶中所表現(xiàn)的運動學渦度進行測量，得出該韌性剪切帶的Wk值為0.6，指示其變形以純剪切為主，且簡單剪切作用應變速率比純剪切作用的應變速率慢。本文從微觀運動學層面揭示了湘東雁林寺韌性剪切帶對于雁林寺金礦的形成具有重要的意義。

運動學渦度；測量方法；極摩爾圓法；雁林寺韌性剪切帶

1 運動學渦度

自然界中的剪切變形包括三種類型：純剪切、簡單剪切和一般剪切（圖1）。剪切變形過程中，存在著兩非旋轉方向或特征向量[2-3]，兩特征向量的夾角用υ表示。當υ為90°時，即兩非旋轉向量或特征向量垂直，為純剪切，Wk=0；當υ=0°時，即只有一非旋轉向量或兩非旋轉向量平行，則為簡單剪切，Wk=1；當0°＜υ＜90°，兩非旋向量或特征向量有一銳夾角，就為一般剪切，由不同比例的純剪切和簡單剪切組成[7,12]，Wk值介于0和1之間。自然界中單純的純剪切帶或簡單剪切帶很少，大多是由純剪切和簡單剪切組成的一般剪切帶。理論上，簡單剪切主要導致剪切帶的水平移動，含有少量的減??；一般剪切既引起剪切帶的水平移動，也有垂向上減薄；而純剪切帶則經(jīng)歷了大量的減薄，而只含有少量的水平移動[7]。運動學渦度就是用來表示一般剪切帶中純剪切和簡單剪切的相對含量。而Bobyarchick[25]將運動學渦度（Wk）定義為Wk=cosυ（1）

式（1）中，υ為兩特征方向或非旋轉向量間的夾角。根據(jù)（1）式，僅有純剪切變形時，Wk=0；僅有簡單剪切變形時，Wk=1。而一般剪切帶中既包括純剪切組分也包含簡單剪切組分，因此在一般剪切中，Wk值介于0和1之間。但是，Wk=0.5時，并不意味著純剪切組分和簡單剪切組分相等。運動學渦度處于何值時兩種組分相等還存在爭議。Tikof f[4]認為當Wk=0.75時才表示純剪切與簡單剪切的作用相等，而Law[13]認為當Wk=0.71時，純剪切的含量才和簡單剪切的含量相等，這種現(xiàn)象稱為“純剪傾向性”[4]。

圖1 不同剪切帶中的巖石變形狀態(tài)和特征向量特征[7]（據(jù)Forte（2007）修改）Fig.1 The feature o f eigenvector and rock de formation in different shears

2 運動學渦度的測量方法

在過去的二十年里，許多方法被用來定量研究天然變形巖石的運動學渦度[14]。碎斑系、重結晶組構、變形的張裂脈、有限應變主軸和剪切帶邊界的夾角[3-5,15-17,26-27]常用來測量剪切帶變形巖石的運動學渦度。這些方法一般是以XZ面（平行于線理，垂直于面理）作為測量平面[14]。大多數(shù)的渦度方法只記錄了部分的變形歷史[13,14,16]，當巖石經(jīng)歷不穩(wěn)定變形時難以計算出足夠精確的運動學渦度值。雖然如此，各種實際應用證明，這些方法在估計平均運動學渦度值和大尺度高應變剪切帶的空間變形是有效的[13-14,18-21]。現(xiàn)在最常用的運動學渦度測量方法主要有以下幾種：剛性顆粒雙曲線分布網(wǎng)法（PHD）[3]、剛性顆粒法（RGN）[17]、石英C軸組構與有限應變[16,22]、石英C軸組構與斜列顆粒形態(tài)[22]、極摩爾圓法[3,28-29]等等。

2.1 剛性顆粒雙曲線分布網(wǎng)法（PHD）

一般剪切帶中包含四類剛性體[2]：1）順向旋轉σ-型變斑或碎斑；2）順向旋轉δ-型變斑或碎斑；3）順向旋轉的σ-δ復合型變斑或碎斑；4）逆向旋轉、順向傾斜的σ-型變斑或碎斑?；谙蚝笮D的碎斑分布于兩特征向量的銳夾角區(qū)域內(nèi)，Simpson and De Paor[3]提出了利用剛性顆粒在雙曲線網(wǎng)上的分布（porphyroclast hyperbol ic dist ribution）測量變形巖石運動學渦度的方法。碎斑的長軸和糜棱巖面理之間的夾角為φ（0～90°），以順時針方向為正向，正的φ值表示向前旋轉的碎斑，負的φ值表示向后旋轉的碎斑[7]。將樣品中碎斑軸率（碎斑長短軸之比）和φ值投影在De Paor雙曲線赤平投影網(wǎng)[30]上（圖2）。包含所有向后旋轉碎斑的雙曲線的兩翼的夾角即為兩特征向量之間的銳夾角。則根據(jù)（1）式即可求得變形巖石的運動學渦度。

For te[7]在該法的基礎上提出了改進的PHD法。在變形帶中采集標本，垂直于糜棱巖面理，平行于線理切制變形巖石薄片。測量薄片中碎斑的φ值。為了減少誤差，該方法至少要測量40個碎斑。D碎斑的最小φ值決定了變形巖石的運動學渦度，可通過下式計算：

φmin為碎斑長軸方向和糜棱巖面理之間的夾角最小值。這樣，就可以將碎斑方向和軸率投在De Paor的雙曲線網(wǎng)上直觀的表現(xiàn)出來（圖3）。Passchier[18]提出該方法應剔除軸率小于1.4的碎斑，近圓形的碎斑實際上不是向后旋轉的。實踐中難以準確區(qū)分向前旋轉和向后旋轉的碎斑，這種方法獲得的運動學渦度誤差較大[2]。

2.2 剛性顆粒法（RGN）

Passchier[15],Simpson and De Paor[3]和wal ls[19]利用剛性碎斑求取高應變帶中變形巖石的運動學渦度都建立在Wm（平均運動學渦度）和B*（形

態(tài)因子）的關系上。形態(tài)因子定義為：

時光荏苒，日月如梭，那個素履追夢的青蔥少年轉眼間已生華發(fā)，但當老師的他了有新的夢想——做不凡的造夢者。他的教育目標是培養(yǎng)德才兼?zhèn)涞膭?chuàng)新人才。他認為當一位學生有了健全的人格、創(chuàng)新思維和自我意識之后，高考就只是一件附加品。

Mx表示碎斑的長軸，Mn表示碎斑的短軸。而在一般剪切帶中，塑性基質中的剛性旋轉碎斑記錄了一個臨界形態(tài)因子。小于臨界形態(tài)因子，剛性碎斑不斷向前旋轉；大于臨界形態(tài)因子，剛性碎斑處于一種穩(wěn)定狀態(tài)[17,23,31]。則運動學渦度可以下式求?。?/p>

Rc為剛性碎斑的長短軸之比。Passchier[15]在Wm、B*和θ之間的關系：

θ為碎斑的長軸與糜棱巖面理之間的夾角。根據(jù)（5）式關系，Jessup et al[17]建立了剛性碎斑網(wǎng)（RNG，圖3）。將測量計算的θ和B*投在RGN上，便可求出變形巖石的運動學渦度。

2.3 石英C-軸組構和有限應變法

一般情況下，我們實際測量的數(shù)據(jù)是變形后的最終結果，無法確定變形過程中的某一瞬時應變值。為了解決這一問題，常假定變形過程中,瞬時剪應變相對瞬時伸長度的大小保持恒定，便可用實際可測的有限應變?nèi)〈矔r應變。這樣所測定的運動學渦度為某一變形事件的平均運動學渦度（Wm）[7]。單斜變形中，有限應變橢球的長軸向非共軸變形的剪切平面或者共軸變形的流面旋轉[21]。該旋轉軸為不穩(wěn)定的渦旋向量[16,18,29]。這樣，結合有限應變和石英C-軸組構中心環(huán)帶法線和糜棱巖面理之間的額夾角便可求出變形巖石Wm，其關系[5,16]如下：

其中Rf為巖石XZ面的有限應變值，β為石英C軸組構中心環(huán)帶的法線和糜棱巖面理之間的夾角。根據(jù)wal ls[16,18］，石英C-軸組構中心環(huán)帶法線和糜棱巖面理之間的夾角等于剪切面方向和有限應變主面的夾角，加上通過有限應變測量測出的XZ面的Rf[1]，即可求出平均運動學渦度。

圖2 PHD圖解法[30]Fig.2 Diagram o f PHD

2.4 石英C-軸組構與斜列顆粒法

Passchier[15]提出了利用石英C-軸組構和斜列顆粒形態(tài)之間的關系計算運動學渦度的方法。在二維應變中，θ是ISA與剪切面間的銳夾角。則可由Wk=sin2θ計算變形巖石的運動學渦度。剪切面的方位可由石英C-軸組構確定。在變形巖石的最后增量變形中，新生晶粒在平行于瞬時應變伸長軸（ISA）的方向被拉長，而早期晶粒將向有限應變壓扁面方向旋轉，并因發(fā)生重結晶作用和顆粒邊界移而改變[21]。因此，與面理成最大交角的新生斜列顆粒的長軸方位即為ISA的大致方位。通過新生斜列顆粒長軸方位的測量，即可求取變形巖石的運動學渦度。巖石的增量變形記錄了巖石最后一期變形特征，則該方法只能用于測量經(jīng)歷穩(wěn)定變形歷史的巖石或者經(jīng)歷多次變形巖石的最后一期的變形特征[21]。

圖3 剛性顆粒的軸率和長軸方向的極射赤平投影（據(jù)Forte[7]修改）Fig.3 Hyperbo lic stereonet p lot o f axia l ratios and long axis orientations o f rotated porphyroc lasts

2.5 極摩爾圓法

極摩爾圓通過求取變形面內(nèi)兩特征向量方向的夾角υ來計算運動學渦度。Simpson[3]最先提出了建立極摩爾圓的方法。張進江等[28，29]在此方法基礎上進行改進。利用應變橢圓軸比Rs及最大應力軸方向與剪切面夾角α建立極摩爾圓（圖4）。具體方法[28-29]為：①設O為坐標原點，做直線O-1-Rs（其中O-1為單位長度，O-Rs為應變橢球軸比），并以1-Rs為直徑做圓，就得到了剪切帶的極摩爾圓；②自Rs點作直線Rs-O′，使之與直線O-1-Rs的夾角為α，直線Rs-O′與極摩爾圓的交點就是第二特征向量（ζ2, 0）；③由坐標原點過點（ζ2,0）的直線則是參考軸，它與實際空間中的剪切面垂直，參考軸與極摩爾圓的另一個交點為另一個特征向量（ζ1,0）；④從點（ζ2,0）向摩爾圓一側做參考軸的垂線，其與摩爾圓的交點為錨點（So,ψo），錨點與兩個特征向量（ξ1,0）和（ξ2,0）連線之間的夾角極為兩特征向量之間的夾角υ；⑤從圓上量出特征向量的夾角υ，由Wk=cosυ求得運動學渦度。

圖4 一般剪切的極摩爾圓[28]Fig.4 Po lar Mohr circ le o f genera l shear

圖5 湘東雁林寺韌性剪切帶構造簡圖Fig.5 Tec tonic ske tch m ap o f the Yan linsi duc tile shea r zone in easte rn Hunan Province

3 雁林寺韌性剪切帶的運動學渦度

湘東雁林寺金礦是近年繼半邊山金礦發(fā)現(xiàn)以來的又一大型金礦在該地區(qū)被發(fā)現(xiàn)。黃誠[32]等認為雁林寺金礦圍巖冷家溪群中早期的劈理化帶和改造早期劈理化帶的韌性剪切帶共同組成礦區(qū)的儲礦構造體。剪切帶形成的糜棱巖化和劈理化帶為金元素的富集成礦提供了部分物質基礎，并為成礦元素遷移提供了運輸通道。通過對含金石英脈進行ERS測年得出韌性剪切帶形成時間是177.4～155.0 Ma，為燕山早期[33]。

湘東雁林寺韌性剪切帶位于揚子地臺江南臺背斜的東南緣，與華南褶皺系緊鄰。西起牛家田，呈近東西向延伸至肖家沖、雁林寺北附近被北東向斷層站頭－上官山斷層破壞錯移，然后轉為北東向經(jīng)報信嶺，苦株樹下延至棉花沖北東附近被西源沖-桃園沖斷層斷失，區(qū)內(nèi)延長達14 km，剪切帶最寬處可達1000 m左右（圖5）。

剪切帶內(nèi)巖石變形明顯，主要為強烈的面理化帶，但在不同區(qū)段巖石變形程度存在差異。在東段的苦株樹下一帶，剪切帶呈北東－南西向展布，帶寬達400 m以上，帶內(nèi)巖石主要表現(xiàn)為強烈的面理化，巖石中的鮞狀赤鐵礦變形后明顯壓扁拉長，石英具有一定程度的拉長。在XY面上可見明顯的拉伸線理，其產(chǎn)狀235°∠20°，所見的壓扁赤鐵礦旋轉現(xiàn)象不明顯。在高峰大隊可見明顯的黃鐵礦壓力影、石英顆粒旋轉碎斑和雁列脈（圖6a），表明該剪切帶為右行，與室內(nèi)顯微觀察的結果相一致（圖6b）。

圖6 a右行的雁列脈；b糜棱巖化淺變質雜砂巖中的旋轉碎斑Fig.6 a.En eche lon right betera l veins;b.Rotating porphyroc last o fm ylonitization g reyw acke w ith ep izona lm e tam o rphism

圖7 樣品DB2924-8、DB2668-1和DB2668-3的應變橢圓Fig.7 Strain e llipse o f DB2924-8,DB2668-1 and DB2668-3 sam p les

剪切帶處于冷家溪群黃滸洞組中，主要發(fā)育一套糜棱巖化的淺變質碎屑巖，石英的含量比較高。綜合各方面的考慮，使用極摩爾圓法測定該韌性剪切帶的運動學渦度最為合適。選取剪切帶內(nèi)典型的三塊樣品，測量其有限應變值。采用中國地質大學（武漢）構造模擬實驗室李志勇等提出的利用慣量橢球對任意形狀礦物顆粒進行描述的方法[33]對雁林寺韌性剪切帶之中三個定向樣薄片進行應變橢球分析，在高倍顯微鏡下對薄片中的XZ面上的石英集合體進行軸率Rs的測量，取得三組有效Rs值（圖7）。最大應力軸方向與剪切面的夾角θ可在室內(nèi)通過高倍顯微測量或地質羅盤測量韌性剪切帶露頭上S剪

切面理和C剪切面理的夾角獲取。而本文中的θ角是在雁林寺韌性剪切帶露頭上通過地質羅盤直接測量所得,每個樣品采集點測量一組S剪切面理和C剪切面理的夾角，再對各組θ角測量結果求算術平均,得到θ角的有效平均值（表1）。根據(jù)上述提出的極摩爾圓運動學渦度測量方法，采用雁林寺韌性剪切帶中的Rs和θ值編制極摩爾圓，并取得三組非旋轉向量夾角υ值，取υ余弦值取得三個雁林寺韌性剪切帶運動學渦度值：Wk1=0.5、Wk2=0.63、Wk3=0.54（圖8）。此外對雁林寺韌性剪切帶的運動學極摩爾圓分析并計算得出剪切帶剪切變形過程中純剪切應變速率和簡單剪切應變速率之比ε/γ（表1）。

表1 湘東雁林寺韌性剪切帶運動學渦度值Table 1 Kinematic vorticity va lue numb le o f the Yan linsiductile shear zone in eastern Hunan Province

4 結論與討論

自然界剪切帶多數(shù)為一般剪切帶，對其純剪切組分和簡單剪切組分的比率進行定量分析，是確定剪切作用類型的基礎。運動學渦度分析有助于獲得變形區(qū)域的運動學特征，為描述剪切作用類型提供定量尺度。到目前為止，測量運動學渦度的方法有很多種，本文選擇了極摩爾圓法測量雁林寺韌性剪切帶的運動學渦度。極摩爾圓法以石英顆粒的形態(tài)比為基礎，通過測量變形石英顆粒的有限應變，然后編制極摩爾圓來求取剪切帶的運動學渦度。從表1中可以看出，雁林寺韌性剪切帶中的三處樣品測得的S剪切面理和C剪切面理的夾角有一定的差別，但測得的運動學渦度基本上一致，都在0.6左右。這表明，雁林寺韌性剪切帶是具有簡單剪切和純剪切的一般剪切帶。

在雁林寺韌性剪切帶剪切變形的事件中，純剪切占據(jù)著主導地位，即雁林寺韌性剪切帶的變形除了以純剪切為主外，還存在一個簡單剪切分量，說明形成剪切帶的驅動力不是平行于剪切帶邊界的，而是與剪切帶邊界有一定的交角。剪切作用以擠壓為主，但也有部分走滑的成分，根據(jù)純剪傾向性[4]，在Wk=0.71時，才表示純剪切與簡單剪切的作用相等。這也說明了使雁林寺韌性剪切帶活動的主應力并不

是平行于剪切帶走向的，也不是垂直于剪切帶走向的，而是與剪切帶的走向有一定的夾角。通過剪切帶的運動學渦度和極摩爾圓還可以計算得出雁林寺韌性剪切帶形成過程中純剪切應變速率和簡單剪切應變速率之比[29]。表1所示，在雁林寺韌性剪切帶中，純剪切與簡單剪切的應變速率之比都小于1，說明變形過程中，簡單剪切作用應變速率比純剪切作用的應變速率快。

力的作用方向影響著物質遷移的方向，雁林寺韌性剪切帶的形成為雁林寺金礦的形成提供了的物質運輸通道和巨大儲礦空間，雁林寺韌性剪切帶有較好的金礦找礦前景。

[1]鄭亞東,常志忠.巖石有限應變測量及韌性剪切帶[M].北京:地質出版社,1985.

[2]鄭亞東,王濤,張進江.運動學渦度的理論與實踐[J].地學前緣,2008,15(3):209-220.

[3]Simpson C,DePaor D G.Strain and kinematic analysis in general shear zones[J].Journal of Structural Geology, 1993,15:1－20.

[4]Tikoff B,Fossen H.Limitations of three dimensional kinematic vorticity analyses[J].Journal of Structural Geology,1995,17:1771－1784.

[5]Passchier CW,Urai JL.Vorticity and strain analysis using Mohr diagrams[J].Journal of Structural Geology, 1988,10(8):755－763.

[6]P X Ypolias，l K Koukouvelas.Kinematic vorticity and strain rate patterns associated with ductile extrusion in the Chelmos Shear Zone(External Hellenides,Greece)[J]. Tectonophysics,2001,338:59－77.

[7]Forte A M,Christopher M.Bailey.Testing the utility of the porphyroclast hyperbolic distributionmethod of kinematic vorticity analysis[J].Journal of Structural Geology, 2007,29:983－1001.

[8]Scott E.Johnson,Hendrik J.Lenferink,Nancy A.Price,et al.Clast-based kinematic vorticity gauges:The effects of slip at matrix/clast interfaces[J].Journal of Structural Geology,2009,31,1322－1339.

[9]Truesdell,C.Twomeasures of vorticity[J].Journal of Rational Mechanics and Analysis,1953,2,173－217.

[10]McKenzie,D.Finite deformation during fluid flow[J]. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 1979,58,689－715.

[11]Means W D,Hobbs B E,Lister G S,et al.Vorticity and non-coaxiality in progressive deformations[J].Journal of Structural Geology,1980,2:371－378.

[12]Jackie Langille,Jeffrey Lee,Brad ley Hacker,et al.Middle crustal ductile deformation patterns in southern Tibet:Insights from vorticity studies in Mabja Dome[J]. Journal of Structural Geology,2010,32:78－85.

[13]Law R D,Searle M P,Simpson R L.Strain,deformation tem peratures and vorticity of flow at the top of the Greater Himalayan Slab,Everest Massif,Tibet[J].Journal of the Geological Society of London,2004,161:305－320.

[14]P.Xypolias.Some new aspects of kinematic vorticity analysis in naturally deformed quartzites[J].Journal of Structural Geology,2009,31:3－10.

[15]Passchier C W.Stable positions of rigid objects in non-coaxial f ow:a study in vorticity analysis[J].Journal of Structural Geology,1987,9:679－690.

[16]Wallis S R.Vorticity analysis in a metachert from the Sanbagawa belt,SW Japan[J].Journal of Structural Geology,1992,14:271－280.

[17]Jessup M J,Law R D,Frassi C.The rigid grain net(RGN):an alternative method for estimating mean kinematic vorticity number(Wm)[J].Journal of Structural Geology2007,29:411-421.

[18]Wallis SR.Vorticity analysis and recognition of ductile extension in the Sanbagawa belt,SW Japan[J].Journal of Structural Geology,1995,17:1077－1093.

[19]Grasemann B,Fritz H,Vannay JC.Quantitative kinematic f ow analysis from the Main Central Thrust Zone (NW-Himalaya,India):implications for a decelerating strain path and the extrusion of orogenic wedges[J]. Journal of Structural Geology,1999,21:837－853.

[20]Bailey C M,Eyster E L.General shear deformation in the Pinaleno Mountainsmetamorphic core complex,Arizona[J].Journal of Structural Geology,2003,25:1883－1893.

[21]Sullivan W A.Significance of transport-parallel strain variations in part of the Raft River shear zone,Raft River Mountains,Utah,USA[J].Journal of Structural Geology,2008,30:138－158.

[22]Wallis S R.Vorticity analysis and recognition of ductile extension in the Sanbagawa belt,SW Japan[J]. Journal of Structural Geology,1995,17:1077－1093.

[23]Sarkarinejad K,Godin L,Faghih A.Kinematic vorticity f ow analysis and40Ar/39Ar geochronology related to inclined extrusion of the HP-LT metamorphic rocks along the Zagros accretionary prism,Iran[J].Journal of Structural Geology,2009,31:691－706.

[24]Fossen H,Tikoff B.The deformationmatrix for simultaneous simple shearing,pure shearing and volume change,and its app lication to trans-pression-transtension tectonics[J].Journal of Structural Geology,1993,14: 413－422.

[25]Bobyarchick,A.The eigenvalues of steady state flow in Mohr space[J].Tectonophysics,1986,122:35－51.

[26]Law R D.Knipe R J.Dayan H.Strain-path partitioning within thrust sheets:microstructural and petrofabric evidence from the Moine thrust zone at Loch Eriboll, northwest Scotland[J].Journal of Structural Geology, 1984,6:477－497.

[27]Platt J P.Behrmann J H.Structures and fabrics in a crustal scale shear zone,Betic Cordilleras,S.E.Spain [J].Journal of Structural Geology,1986,8:15－34.

[28]張進江,鄭亞東.運動學渦度、極摩爾圓及其在一般剪切帶定量分析中的應用[J].地質力學學報,1995,14(3):55－64.

[29]張進江,鄭亞東.運動學渦度和極摩爾圓的基本原理與應用[J].地質科技情報,1997,16(3):33-39.

[30]De Paor D G.Rf/φf st rain analysis using an orientation net[J].Journal of Structural Geology,1988,10:323－333.

[31]Ghosh SK,Ramberg H.Reorientation of inclusions by combination of pure and simple shear[J].Tectonophysics,1976,34:1－70.

[32]黃誠,樊光明,姜高磊,等.湘東北雁林寺金礦地質地球化學特征及礦床成因[J].大地構造與成礦學，2012,36（1）: 76-84.

[33]李志勇,曾佐勛.利用慣量橢圓進行巖石有限應變分析[J].地質科技情報,2006,25（6）:37－40.

K inematic Vorticity and its App lication to the YanlinsiDuctile Shear Zone in Eastern Hunan Province

HEGuo-jian1,JINWei2,HUWei-zheng1,LUGuo-an1,ZENG Zuo-xun3,4

(1.Geological Survey of JiangxiProvince,Nanchang,330030,China;2.Wuhan Institude of Geology and M inerals Resources,Wuhan, 430205,China;3.Faculty of Earth Sciences,China University of Geosciences,430074,China;4.Huazhong Tectonomechanical Research Centre,Wuhan,430074,China)

In nature,shear can be decomposed into pure shear componentand simple shear component.Kinematic vorticity can quantitatively evaluate the componentof simple shear and pure shear.Bymeasuring the kinematic vorticity number(Wk),we can clearly understand that in the general shear zone,the simple shearor pure-shear is dom inant shear force.This paper introduces basic theory and severalmeasuring methods of kinematic vorticity number,andmeasresWk of Yanlinsiductile shearzoneby polarMohr constructions.Itshows that theWk isnearly 0.6,which indicates that the shear zone is exactly existand dom inated by pure shear,and straining rate of simple shear is slower than pure shear.It reveals the important significance of the Yanlinsiductile shear zone for the Yanlinsigold deposit formation,inm icrokinematics.

kinematic vorticity;method ofmeasurement;polarMohr circle;Yanlinsiductile shearzone

P542+.3

A

1672－4135（2014）02－0136-08

2014-01-04

湖南省國土資源廳“湖南大瑤-王仙地區(qū)礦產(chǎn)遠景調查項目”（20086205）

何國建（1987-），男，學士，助理工程師，現(xiàn)任職于江西省地質調查研究院，主要從事區(qū)域地質礦產(chǎn)調查中構造和礦產(chǎn)方面的工作，E-mail：hunter927@163.com。