Б – осьової поверхні, в – віялоподібний, г – довільний

Кліваж осьової поверхні (S₁||ab).До нього відноситься кліваж, який орієнтується паралельно поверхні, котра проходить через шарнір (лінія перегину шарів) складки і поділяє цю складку на дві приблизно рівні частини (рис. 3.2.23, б).

Подібний кліваж різними дослідниками сприймається неоднозначно. Так, В.В.Білоусов та його послідовники кваліфікують його як так званий головний кліваж для складчастих структур, який виникає внаслідок вигину при дуже сильному стисненні (ізоклиналізації) цих структур. Є.І.Паталаха та його послідовники, до яких належить і автор даної роботи, розглядають процес творення такого кліважу як один із засобів формування певних складчастих форм при зсувної деформації – кліважній течії шаруватих порід (див. розд. "Складки сколювання" та "Складки в‘язкої кліважної течії").

Віялоподібний кліваж. Кліваж цього типу (рис. 3.2.23, в), як свідчить сама назва, віялоподібно розгортається за вертикаллю. Він розташовується під гострим кутом до осьової поверхні складок і орієнтується таким чином, що вершина цього кута у антикліналях направлена доверху, а у синкліналей – донизу. Подібна віялоподібність зумовлюється розщепленням або сполученням струмів кліважної течії по вертикалі.

Довільний ("пасивний") кліваж. Такий кліваж (рис. 3.2.23, г), на відміну трьох розглянутих попередніх типів, перетинає геометричні елементи складок довільно. Більш того, він проявлений як січний навіть у горизонтально чи моноклінально залягаючих осадових та будь-яких інших породах.

Довільний кліваж розвинений виключно в шаруватих середовищах, складених неметаморфізованими осадовими породами (первинна епізона). За морфологічними особливостями він відповідає кліважу розлому. Найчастіше являє собою систему паралельних, протяжних, довжиною до перших метрів, крихких сколових тріщин, які поділяють породи на тонкоплитчасті (а не лінзовидні, які характерні для всіх інших розглянутих вище типів кліважу, мікролітони (див. рис. 3.2.24). Цікаво, що він часто має досить високу інтенсивність (товщина пластин-мікролітонів іноді становить перші сантиметри у грубоуламкових осадових породах та перші міліметри у тонкоуламкових таких породах), яка практично не корелюється з кутом вигину шарів.

Природа "пасивного" кліважу, на перший погляд, не зовсім зрозуміла і, на жаль, не має необхідного висвітлення в сучасній геологічній літературі. Вірогідно, наявність подібного кліважу як раз і стала одною з причин нескінченних дискусій про механізми формування та ролі і місцю кліважу у складкоутворюючих процесах.

Автор даної роботи має власну точку зору на природу довільного кліважу, яка сформувалася за результатами структурних досліджень у різних районах палеозоїд Казахстану (Мугоджари, Акжал-Аксоранська, Спаська, Джалаїр-Найманська, Атасу-Моїнтинська та інші шовноскладчасті зони).

"Пасивний" кліваж у всіх відмічених районах, як правило, розвинено в малопотужному (найчастіше не більше перших кілометрів) чохлі так званих піздньогеосинклінальних (верхній структурний ярус) моласових відкладів, який безпосередньо залягає на в'язких розломах (лінійних зонах динамометаморфічної кліважної течії), що сформувалися раніше і в умовах мезозони, нижнього структурного ярусу (рис. 3.2.25). При цьому простягання та падіння, а також просторове розповсюдження кліважу верхнього і нижнього структурних ярусів фактично збігаються. Більше того, збігаються і напрямки лінійності (борозни, штрихи сковзання тощо): в обох випадках вони орієнтовані горизонтально.

1.

Рис. 3.2.24. Інтенсивний крихкий кліваж, що довільно перетинає з незначними мікрозміщеннями слабохвилясті поверхні (дрібні пологі складочки) первинного нашарування (за Е.У.Спенсором, 1981)

Рис. 3.2.25."Пасивний"кліваж (показаний вертикальними лініями)

у червоноколірних фаменських відкладах (D₃fm),