李建波， 鲁勇花， 蒋振频

(东华理工大学，江西抚州 344000)

辽南万福变质核杂岩韧性剪切带的应变与剪切作用类型

李建波， 鲁勇花， 蒋振频

(东华理工大学，江西抚州 344000)

辽南万福变质核杂岩韧性剪切带为一走向近SN，倾向NE的低角度韧性剪切带，带内的主要岩石类型为花岗质糜棱岩。以长石为应变标志体的Rf/φ应变测量显示应变类型为压扁应变;以极莫尔圆与长短轴法的运动学涡度估算表面，剪切带的剪切作用类型为以简单剪切为主的一般剪切。结合区域构造演化与年代学资料，认为辽南万福变质核杂岩韧性剪切带形成于加厚地壳造山后垮塌，且在早白垩纪华北克拉通大规模地壳伸展的联合作用下由地壳的中、深层次被抬升至地表，并与各时代的岩石在同一露头上并置而成。

万福变质核杂岩;韧性剪切带;应变;剪切作用类型

李建波，鲁勇花，蒋振频.2012.辽南万福变质核杂岩韧性剪切带的应变与剪切作用类型［J］.东华理工大学学报：自然科学版，35(3)：238-245.

Li Jian-bo，Lu Yong-hua，Jiang Zhen-pin.2012.Strain and shear types of Liaonan Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone［J］.Journal of East China Institute of Technology(Natural Science)，35(3)：238-245.

韧性剪切带作为深层次岩石变形的一种主要型式，自1970年代以来，一直是现代构造地质学研究的重要内容。韧性剪切带研究的最初十余年，人们主要侧重于组成韧性剪切带的岩石的构造特征，剪切指向和有限应变研究(Ramsay，1980;Zheng et al.，1985)。构造热年代学方法的引入，使得韧性剪切带演化历史研究取得了长足进步。近年来，运动学涡度理论的应用为定量研究剪切带的变形机制提供了一条简便有效途径(Holcomze et al.，2001;Xypolias et al.，2001;Bailey et al.，2003，2004;Law et al.，2004;Jessup et al.，2004，2006)。许多研究表明，自然界的剪切带大都是介于简单剪切与纯剪切之间的一般剪切带(De，1983;Simpson et al.，1993;Tikoff et al.，1997;王新社等，2005;Wang et al.，2007;Zheng et al.，2005;Li et al.，2010;Zhang et al.，2000;Xypolias，2010)。如何定量给出剪切带形成中的单剪分量、纯剪分量以及韧性减薄量成为确定剪切带形成机制的关键问题之一。位于辽东半岛的万福变质核杂岩韧性剪切带是最近才发现并界定的一个新的剪切带，是研究剪切带应变与剪切作用类型的理想场所。

1 区域地质概况

辽南地区的基底岩系主体为太古宙角闪岩相变质的TTG岩套和表壳岩(Liu et al.，2002)。太古宇岩石主要以得胜片麻杂岩为代表的早期TTG岩系和由亮甲店片麻岩构成的晚期石英闪长岩系岩石为主，它们占据了太古宇岩石发育区的主体(＞95%)。变质表壳岩由具密切伴生关系的角闪石岩、斜长角闪岩和磁铁石英岩组成，它们均呈大小不一的透镜状、条带状及不规则状的“包体”零星(＜5%)分布于片麻岩中。盖层包括了从古元古代到中生代的火山-沉积地层(图1)。

在辽南地区的主体构造格架中，除后期郯庐断裂活动中发育的一些北东-北北东向脆性断裂外，区域性拆离断层和变质核杂岩及大面积分布的花岗质杂岩具有重要的地位。西部辽南变质核杂岩是白垩纪时期发育的典型伸展构造型式(杨中柱等，1996;Liu et al.，2005);南部发育了同时期(且具有相同构造特点)的夹河山伸展型韧性剪切带(Wu et al.，2005)。巨量白垩纪花岗质岩石在辽南地区大面积分布(Wu et al.，2005;郭春丽等，2004)，它们的主体由闪长岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩、花岗岩及其斑岩组成。

图1 辽南及万福变质核杂岩韧性剪切带地质图(引自关会梅等，2008)Fig.1 The figure of Liaonan Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone

万福变质核杂岩韧性剪切带位于辽东半岛北部，与辽南变质核杂岩相毗邻。剪切带内发育线状和面状构造，尤其在主拆离断层面下伏的韧性剪切带(糜棱岩带)表现得极为显著。对于万福变质核杂岩不同部位获得的产状数据统计结果显示，拆离断层带总体走向近SN，倾向东，倾角为20°～30°，拉伸线理产状130°∠15(关会梅等，2008)。万福变质核杂岩的主拆离断层带出露在后沙河-桂云花-万福以及北侧的古道岭花岗岩与古元古代之间，延伸约50 km。拆离断层带由主拆离断层面及其下部的碎裂岩和糜棱状岩石构成，表现为不同阶段递进演化的断层构造岩组合，其中较新的脆性拆离断层面位于主拆离断层带的顶部，下伏为拆离断层带深部演化形成的碎裂岩带和糜棱岩带。出露的碎裂岩带平均厚度约为50 m，糜棱岩带的厚度较大，局部厚度超过8 km(关会梅等，2008)。糜棱岩作为主拆离断层带的主体，在万福及其北侧非常发育，在南部则发育的范围较小。糜棱岩主要由下盘同构造花岗质侵入体遭受剪切变形所致。在拆离断层带的不同部位，因岩石细粒化程度不同表现出糜棱岩化程度的显著变化。石英具有强烈的晶质塑性变形特点，形成相应的变形恢复和重结晶结构型式。斜长石类矿物则可以保存从晶质塑性变形至微破裂变形的不同显微构造组合，反映了在地壳不同深度、不同变形温压条件下斜长石的表现差异(关会梅等，2008)。

2 有限应变与运动型涡度估算

2.1 样品概况

样品梁屯、万福及什字街-杨运等3条剖面展开(图2)。采集的样品为初糜棱岩、糜棱岩，超糜棱岩少见。在样品的手标本上和薄片下，依据基质占整个手标本或薄片面积的百分比来划分初糜棱岩与糜棱岩，基质含量介于10% ～50%为初糜棱岩(图2a);基质含量介于50% ～90%为糜棱岩(图2b，c);超糜棱岩基质含量大于90%(图2d)。糜棱岩类岩石面理与拉伸线理强烈发育。

图2 万福变质核杂岩糜棱岩类岩石特征Fig.2 The features of mylonitic rocks in Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone

2.2 有限应变测量

对样品根据变形组构的拉伸线理和面理切制三个主应变面并制作光面(平行拉伸线理、垂直糜棱面理作为XZ面;垂直糜棱面理与拉伸线理的作为YZ面，平行糜棱面理为XY面)并在该平面上进行应变测量(Li et al.，2010)。应变测量过程中，选择合适的应变标志体极为关键，一般而言，变形长石、石英都可作为应变标志体。本文选用长石为应变标志体主要基于如下考虑(Li et al.，2010):(1)本区糜棱状岩石中长石含量高;(2)长石颗粒粗大，在露头和手标本光面尺度上易观察测量;(3)在露头和手标本上对粗大的长石进行测量，应变测量尺度大，测量结果相对更可靠。虽然石英也是常用的应变测量标志体，但在本区一些强变形的岩石中，石英强烈变形呈拔丝状，颗粒边界和形态难以确定，只能在薄片下测定，尺度相对较小。尽管长石所记录的应变可能小于岩石的实际应变，然而，作为统一的应变标志体，所获得的应变基本参数可用以对比韧性剪切拆离带内不同岩石的应变类型、应变强度和运动学涡度。

图3 横切辽南万福变质核杂岩韧性剪切带剖面图Fig.3 The cross section of Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone

应变测量可以通过Rf/φ法(Dunnet，1969)和Fry法进行，本文选择Rf/φ法进行应变测量。每一定向样品每一应变面(XY面、XZ面、YZ面)上分别测量的长石标志体数目为40～60个。测量数据用双曲线网进行处理，得出三维有限应变数值Rxz，Ryz，Rxy。表1 列出了三维有限应变数值(X，Y，Z)、付林参数K=ln(X/Y)/ln(Y/Z)、自然应变γ=X/Y+Y/Z －1、罗德参数υ =(2ε2－ ε1－ ε3)/(ε1－ε3)以及应变强度 Es={［(ε1－ ε2)2+(ε2－ ε3)2+(ε3－ ε1)2］/3}1/2;测量结果列于表1。

从表1可以看出，糜棱岩罗德参数υ为0.11～0.89，糜棱岩应变强度 Es为 0.59 ～0.96。所有计算结果投在对数付林图解上(图4)，糜棱岩投在压扁应变区域，且由三维应变可以得出，X＞Y＞Z且X＞Y≈1＞Z且X与Y为正相关，X与Z负相关，说明应变型式为近于平面压扁应变的一般应变。

2.3 运动学涡度估算

糜棱岩变形过程中经历的剪切作用的度量由运动学涡度 Wk=cosυ给出(Simpson et al.，1993)，其中υ为变形介质中两特征向量(非旋转方向)或流脊间夹角。纯剪切为共轴变形，主变形面(XZ面)内有两个非旋转方向分别平行与垂直剪切带边界，其间的夹角为90°，运动学涡度为0;简单剪切为非共轴变形，主变形面内仅有一非旋转方向与剪切带边界平行，即两非旋转方向间的夹角为0°，运动学涡度为1;一般剪切为上述两种剪切方式的组合，主变形面内两非旋转方向的夹角为0～90°，相应的运动学涡度为0～1。

图4 辽南变质核杂岩韧性剪切带糜棱岩长石有限应变测量付林图解Fig.4 The Fulin diagram of feldspar of mylonite in Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone

表1 万福变质核杂岩拆离断层带内糜棱岩长石三维有限应变测量及参数Table 1 The strain strain parameter of Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone

为了降低运动学涡度估算过程中的误差，对于同一块样品选取极摩尔圆法与长短轴法估算糜棱岩面理与线理形成时的运动学涡度，计算结果列于表2。极摩尔圆法:用XZ面上有限应变椭圆轴比及其最长轴与剪切带边界夹角通过极莫尔圆法(Simpson et al.，1993;张进江等，1995，1997;Zhang et al，1997;郑亚东等，2008)获得两特征向量(非旋转方向)的夹角(υ)，取其余弦即可得到运动学涡度。长短轴法:通过有限应变实测获得变形带内岩石有限应变的两个重要参数:应变椭球的长短轴比(Rs)和长轴与变形带边界的夹角(φ)。可求解出相应的运动学涡度值(运用此法假定剪切带面积守恒)。

表2 万福变质核杂岩韧性剪切带糜棱岩形成时的运动学涡度Table 2 The kinematic vorticity values of Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone

从表2可以看出，利用极莫尔圆求解的糜棱岩运动学涡度为 0.74 ～0.96，平均为 0.86;利用有限应变法求解的糜棱岩运动学涡度为0.66～0.92，平均为0.80。二种方法所估算的运动学涡度值一致表明所测运动学涡度可代表糜棱岩变形时的运动学涡度(图5)。由于Wk=0.75或0.71(Simpson et al.，1993)是纯剪切与简单剪切各占一半时的涡度值，小于该值时以纯剪切为主;大于该值时以简单剪切为主。表2的实测运动学涡度值表明，糜棱岩形成时的起始阶段以简单剪切为主。

图5 极莫尔圆法与长短轴法估算运动学涡度对比图Fig.5 The kinematic vorticity values correlation between the Polar Mohr diagram and the finite strain method

3 讨论

3.1 应变与运动学涡度

万福变质核杂岩韧性剪切带三维应变主轴X＞Y＞Z且X≈Y＞Z(表1)，从应变类型看为近于压扁应变的一般应变。拆离带内不同构造岩应变强度与应变类型的差异是应变调节的结果，在一般应变中应变调节是普遍存在的，Simpson等 (1993)研究发现，一般剪切应变带的形成必须满足如下条件:(1)围岩发生变形;(2)沿弯曲的、非平行的边界截面积发生改变(即体积发生改变);(3)高应变带与围岩之间由断裂和间隙分隔。万福韧性剪切离带高应变的下盘与未变质变形上盘之间由脆性断层面以及角砾岩带分隔是应变调节的表现。Xypolias等(2001)指出高应变强度对应低的运动学涡度，这可能与垂向共轴拉伸、高应变强度与地壳物质挤出有关;也可能由韧性正断与地壳减压剥露所致。在研究区，这种负相关关系是剪切带形成后期核部岩体隆升与带内高应变强度的直接反应。反之，相对于简单剪切，由于纯剪切的共轴性，使其更易于应变的积累从而显示其应变强度大于简单剪切时的应变强度(Keith et al.，1999)。前述运动学涡度测量结果显示所有Wk＜1，这表明剪切带在沿Z轴方向(垂直于剪切带边界)发生过显著的缩短减薄，即万福变质核杂岩韧性剪切拆离带在形成过程中经历了较强的垂向缩短减薄。

3.2 万福变质核杂岩韧性剪切带的发育过程

经典的科迪勒拉变质核杂岩韧性拆离带的形成机制归因于早期逆冲推覆构造的存在，为造山带造山期增厚地壳在晚造山期发生重力垮塌的结果(Coney et al.，1984;Soncler et al.，1987;Devey，1988)。因此，分析万福变质核杂岩形成机制的基础在于该区早期有无逆冲推覆构造的存在?已有的研究显示，中侏罗世时研究区存在一期以金州龙王庙平卧褶皱和大小长山岛的直立紧闭褶皱为代表的近南北的滑脱-推覆事件(郑亚东等，2009);再者，在金州水源地、亮甲店一带的变质核与拆离带内的糜棱岩或糜棱岩化片麻岩以及片麻岩中存在一期SN向的拉伸线理(许志琴等，1991)。该期SN向的拉伸线理应该就是早期近南北的滑脱-推覆事件导致地壳缩短在研究区的反映，该期事件导致研究区地壳近SN向缩短加厚。

加厚的地壳使地温梯度增加，当温度升至750℃时，长英质岩石发生部分熔融，研究区发生了大规模的花岗质岩浆活动，其侵位的年龄大部分为早白垩世(Wu et al.，2005;郭春丽等，2004)。最近欧阳志侠等(2010)也获得了一个侵位于万福变质核杂岩毗邻的辽南变质核杂岩拆离带内的花岗质糜棱岩的SHRIMP U-Pb年龄为129 Ma，这表明至少从129 Ma开始，万福核杂岩拆离带伸展已开始活动。此时，糜棱面理和线理记录的运动学涡度为0.74 ～0.96，平均为 0.86，记录了以简单剪切为主的一般剪切作用。付林参数显示应变类型为压扁应变也暗示拆离带内的糜棱岩经历了强烈的垂向共轴组分作用。此时，位于地壳中、深层次糜棱岩或糜棱状岩石在上部地壳伸展垮塌、下部热隆的联合作用下，出露地表，并与各时代的岩石在同一高程上并置，辽南变质核杂岩韧性剪切带完成了其演化历史。总所周知，华北克拉通中生代以来发生了大规模的地壳伸展减薄，研究区及邻区的同位素年龄资料也表明，万福变质核杂岩韧性剪切带的发育及形成也处于这一的阶段。伴随地壳伸展与核杂岩核部岩体的不断隆升，当位于中下地壳的韧性剪切带(糜棱岩带)出露地表并在同一高程上与浅部的的断层泥与断层角砾岩并置时，辽南变质核杂岩韧性剪切带完成了其演化历史。基于上述分析，可以认为辽南变质核杂岩韧性拆离带内的糜棱岩形成演化过程中经历了以单剪为主、压扁次之的一般剪切作用。

经典的变质核杂岩是1980年代初在北美科迪勒拉区确立的(Davis et al.，1979;Davis，1983;Coney，1980;Wernicke，1981)。由于早期逆冲推覆构造的存在，一些研究者假定变质核杂岩韧性剪切带的成因为造山带造山期增厚地壳在晚造山期发生重力垮塌的结果(Coney et al.，1984;Sonder et al.，1987;Dewey，1988)，其构造演化经历两个阶段，一为早期存在逆冲推覆构造使地壳缩短加厚;二是晚造山期造山带发生重力垮塌。中蒙边界区的亚干、小秦岭、楼子店变质核杂岩韧性剪切带以及希腊的Chelmos剪切带同样也遵循这一模式。这说明早期地壳缩短加厚、晚期造山带垮塌以及地壳伸展拆离可能是变质核杂岩韧性剪切带形成的统一模式。

4 结论

(1)辽南万福变质核杂岩韧性剪切带内糜棱岩的有限应变测量表明，糜棱岩罗德参数υ为0.11～0.89，应变强度 Es为 0.59 ～0.96;运动学涡度估算表明，利用极莫尔圆求解的糜棱岩的运动学涡度为0.74 ～0.96，平均为 0.86;利用有限应变法求解的糜棱岩的运动学涡度为 0.66 ～0.92，平均为 0.80。

(2)实测运动学涡度表明，万福变质核杂岩韧性剪切带的剪切作用类型为以简单剪切为主的一般剪切。结合区域构造演化与年代学资料，认为辽南万福变质核杂岩韧性剪切带形成于加厚地壳造山后垮塌，且在早白垩纪华北克拉通大规模地壳伸展联合作用下由地壳的中、深层次被抬升至地表，并与各时代的岩石在同一露头上并置而成。

关会梅，刘俊来，纪沫，等.2008.辽宁南部万福变质核杂岩的发现及其区域构造意义［J］.地学前缘，15(3):199-208.

郭春丽，吴福元，杨进辉，等.2004.中国东部早白垩世岩浆作用的伸展构造性质——以辽东半岛南部饮马湾山岩体为例［J］.岩石学报，20(5):1193-1203.

欧阳志侠，王涛，李建波.2010.辽南金州拆离带糜棱状花岗岩脉体变形特征及锆石SHRIMP U-Pb年龄——韧性拆离时限的新证据［J］.岩石矿物学杂志，29(4):403-413.

王新社，张尚坤，张富中，等.2005.鲁西青邑韧性剪切带运动学涡度及剪切作用类型［J］.地球学报，26(5):423-428.

许志琴，李海兵，王宗秀，等.1991.辽南地壳的收缩作用及伸展作用［J］.地质论评，37(3):193-202.

杨中柱，孟庆成，冮江，等.1996.辽南变质核杂岩构造［J］.辽宁地质，4:242-250.

张进江，郑亚东.1995.运动学涡度、极摩尔圆及其在一般剪切带定量分析中的应用［J］.地质力学学报，1(3):56-64.

张进江，郑亚东.1997.运动学涡度和极摩尔圆的基本原理与应用［J］.地质科技情报，16(3):33-39.

郑亚东，王涛，张进江.2008.运动学涡度的理论与实践［J］.地学前缘，15(3):209-220.

郑亚东，曾令森，李建波，等.2009.辽南中生代造山作用与晚造山伸展垮塌作用［J］.地质科学，44(3):811-824.

Bailey C M，Eyster E L.2003.General shear deformation in the Pinaleno Mountains metamorphic core complex，Arizona［J］.Jour Struct Geol，25:1883-1893.

Bailey C M，Francis B E，Fahmey E E.2004.Strain and vorticity analysis of transpressssional high-strain zones from the Virginia Piedmont，USA［M］//Aslop G I，Flow Processes in Faults and Shear Zones.Geol Soc Special Publications:249-264.

Coney P J，Harms T A.1984.Cordilleran metamorphic core complexes:Cenozoic extensional relics of Mesozoic compression［J］.Geology，12:550-554.

Coney P J.1980.Cordilleran metamorphic core complexes:An overview［J］.Mem Geol Soc Am，122:35-51.

Davis G H，Coney P J.1979.Geologic development of the Cordilleran metamorphic core complexes［J］.Geology，7:120-124.

Davis G H.1983.Shear-zone model for the origin of metamorphic core complexes［J］.Geology，11:342-347.

De Paor D G.1983.Orthographic analysis of geologic structures-I.Deformation theory［J］.Journal of Structural Geology，5:255-278.

Dewey J F.1988.Extensional collapse of orogens［J］.Tectonics，7:1123-1139.

Dunnet D.1969.A technique of finite strain analysis using elliptical particles［J］.Tectonophysics，7:117-136.

Holcombe R J，Little T A.A.2001.Sensitive vorticity gauge using rotated porphyroblasts and its application to rocks adjacent to the Alpine Fault，New Zealand［J］.Jour Struct Geol，23:979-990.

Jessup M J，Law R D，Searle M P et al.2004.Structural evolution and vorticity of flow during extrusion and exhumation of the Greater Himalayan slab，Mount Everest Massif，Tibet/Nepal:implications for orogen-scale flow partitioning［M］//Law R D，Godin L(Eds.)，Channel Flow，Extrusion，and Exhumation in Continental Collision Zone.Geol Soc Special Publications:379-414.

Jessup M J，Cottle J M，Newell D L，et al.2006.Vorticity of flow and displacement along the South Tibetan Detachment System，Gondasampa region，Tibet［J］.Journal of Asian Earth Sciences，26:143.

Keith A Klepeis，Nathan R Daczko，Geoffrey L Clarke.1999.Kinematic vorticity and tectonic significance of superposed mylonites in a major lower crustal shear zone，northern Fiordland，New Zealand［J］.J Struct Geol，21:385-405.

Law R D，Searle M P，Simpson R L.2004.Strain，deformation temperatures and vorticity of flow at the top of the Greater Himalayan Slab，Everest Massif，Tibet［J］.Jour Geol Soc London，161:305-320.

Li JianBo，Wang Tao，Ouyang ZhiXia.2010.Strain and kinematic vorticity analysis of the Louzidian low-angle ductile shear detachment zone in Chifeng，Inner Mongolia［J］.China Sci China Ser D-Earth Sci.，53:1611-1624.

Liu J L，Davis G A，Lin Z Y，et al.2005.The Liaonan metamorphic core complex，southeastern Liaoning Province，North China:a likely cont ributor to Cretaceous rotation of eastern Liaoning，Korea and contiguous areas［J］.Tectonophysics，407:65280.

Liu J L，Guan H M，Cui Y C.2002.The tectonic f ramework of the Liaoji Paleoproterozoic fold zone［J］.Process in Precambrian Research，25(3-4):214-219.

Ramsay J G.1980.Shear zone geometry:a review［J］.Jour Struct Geol，2:83-99.

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

Sonder L J，England P C，Wernicke B P.1987.A physical model for Cenozoic extension of western North America［M］//Coward M P，Dewey J F，Hancock P L，eds.Continental Extensional Tectonics.Geol Soc Lon Sp Pub，28:187-201.

Tikoff B，Greene D.1997.Stretching lineations in transpressional shear zones［J］.Journal of Structural Geology，19:29-40.

Wang X Sh，Zheng Y D，Wang T.2007.Strain and shear types of the Louzidian ductile shear zone in southern Chifeng，Inner Mongolia China［J］.Sci China Ser D-Earth Sci，37:160-166.

Wernicke B.1981.Low-angle normal faults in the Basin and Range province-Nappe tectonics in an extending orogen［J］.Nature，291:645-648.

Wu F Y，Yang J H，Liu X M.2005.Geochronological f ramework of t he Mesozoic granitic magmatism in t he Liaodong Peninsula，Nort heast China［J］.Geological Journal of China Universities，11(3):305-317.

Xypolias P.2010.Vorticity analysis in shear zones:A review of methods and applications［J］.J Struct Geol，1-21.

Xypolias P，Koukouvelas I K.2001.kinematic vorticity and strain patterns associated with ductile extrusion in the Chelmos shear zone(External Hellenides.Greece)［J］.Tectonophysics，338:59-77.

Zhang J J，Zheng Y D.1997.Polar Mohr constructions of strain analysis in general shear zone［J］.J Struct Geol.，19(5):745-748.

Zhang J J，Zheng Y D，Liu S W.2000.Application of general shear theory to the study of formation mechanism of the metamorphic core complex:a case study of Xiaoqinling in central China［J］.Acta Geol Sin，74:19-28.

Zheng Y D，Chang Z Z.1985.Finite strain measurement and shear zones［M］.Beijing:Geological Publishing House:187.

Zheng Y D，Wang T.2005.Kinematics and dynamics of the Mesozoic orogeny and late-orogenic extensional collapse in the Sino-Mongolian border areas［J］.Sci China Ser D-Earth Sci，35:291-303.

Strain and Shear Types of Liaonan Wanfu Metamorphic Core Complex Ductile Shear Zone

LI Jian-bo， LU Yong-hua， JIANG Zhen-pin
(East China Institute of Technology，Fuzhou，JX 344000，China)

The Liaonan Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone is a SN-striked and SE-dipped ductile shear zone.Finite strain measurement of feldspar strain markers using the Rf/φ method shows the strain types of the mylonitics are flattening strain.The kinematic vorticity values(Wk)estimated by the Polar Mohr diagram and the finite strain method suggest the shear type is simple dominated general shearing.All these，together with isotope geochronology and regional tectonic background，suggest that the Wanfu metamorphic core complex ductile shear zone uplifted from the middle-lower crust resulted from thickened crust collapsing and a large scale crust extension during the Cretaceous Period.

Wanfu metamorphic core complex;ductile shear zone;strain;shear types

P542

A

1674-3504(2012)03-0238-08

10.3969/j.issn.1674-3504.2012.03.006

2011-11-07 责任编辑:吴志猛

国家自然科学基金项目“医巫闾山变质核杂岩韧性剪切带的应变、剪切作用类型与韧性减薄量的分布特征及构造意义”(41102129)

李建波(1976—)，男，博士，主要从事构造变形、构造与成矿方面的教学与科研工作。E-mail:jbli@ecit.cn