Складні дислокаційні структури

До складних відносяться дислокаційні структури, проявлені на рівні геологічних тіл та їх наборів (пачок, товщ тощо) і відзначаються багатопорядковою (більше ніж двопорядковою) структурною організацією і неоднорідним розподілом у межах відповідного їм простору ступенів деформованості порід.

До них належать флексури, складки більшості типів, в’язкі розломи, вторинні монокліналі, в’язкі протрузії та інші їм подібні тектонічні утворення.
Кожна складна дислокаційна структура характеризується певним структурним або структурно-динамометаморфічним парагенезисом і внутрішньою дислокаційною (деформаційною) зональністю, яку можна позначити тектонофаціями (своєрідними деформаційними фаціями) за десятибальною шкалою.
Структурні та структурно-динамометаморфічні парагенезиси складних дислокаційних структур
Структурний парагенезис – це набір (асоціація) елементарних та простих дислокаційних структур, а також прямо чи непрямо пов’язаних із цими формами жил альпійського типу та малих тіл метасоматитів, пегматитів та інших порід, які разом займають певний об’єм геологічного середовища, що відповідає певній за генезисом складній дислокаційній структурі.
Подібні парагенезиси, які включають у себе окремі типи кліважу, сланцюватість, тектонічну гнейсуватість, що супроводжуються синдеформаційними мінеральними змінами (динамометаморфізмом), називається структурно-динамометаморфічним.
Обов’язкова умова для виділення структурного чи структурно-динамометаморфічного парагенезису – щоб набір відзначеного вище типу складав собою єдине ціле, був стійким і повторювався в інших, подібних за походженням дислокаційних структурах. Однакові структурні парагенезиси мають складати однакові за походженням дислокаційні структури.
Термін структурний парагенезис походить від гр. “пара” – біля. Уявлення про парагенезис як такий починає свій відлік від 1849 р. після опублікування у Фрайберзі книги Августа Брейтгаупта “Парагенезиси мінералів”.

Під подібними парагенезисами цей дослідник розумів закономірні співзнаходження, чи асоціації мінералів. Його уявлення були активно сприйняті послідовниками, удосконалювалися, видозмінювалися і знайшли широке вживання спочатку в мінералогії, а згодом і в петрології та літології. Пізніше вони прийшли і в тектоніку.

Зокрема, у 1933 р. А.Д.Херасков, а за ним Н.С.Шацький, сформулював поняття про осадові, осадочно-вулканогенні формації, в основу котрого було покладено парагенетичний принцип: “формації – це природні комплекси, співтовариства або асоціації гірських порід, окремі частини котрих тісно парагенетично пов’язані між собою як у часі, так і просторі”.
Цей же принцип у 60–70-х рр. був використаний науковою школою А.В.Пейве (ГІН, Москва) для визначення парагенезисів тектонічних структур, які генеруються горизонтальними рухами земної кори.

У ті ж роки одночасно декількома подібними школами почав створюватися структурно-парагенетичний аналіз, але різних напрямів і з різними завданнями. У цьому відношенні відзначилися школи ГІНу (Москва), ІГНу (Алма-Ата), ІФЗу (Москва), МГУ, ВСЕГЕІ та Інституту геології докембрію (С.-Петербург), ІГіГФу (Новосибірськ). Кожна з цих шкіл зробила свій внесок у вчення про структурні парагенезиси.
Учення про структурні парагенезиси базується на уявленні, що тектонічні деформації (дислокаційні процеси), порушуючи первинні форми залягання геологічних тіл, приводять до створення якісно нових, вторинних таких форм та прямо чи непрямо пов’язаних із ними магматичних і гідротермальних та метаморфічних новоутворень.
Існують різні принципи виділення структурних парагенезисів. Їх вибір у першу чергу залежить від: концептуального сприйняття природи дислокаційних процесів; методології, що використовується для визначення природи цих процесів, та задач, які ставляться при вивченні дислокаційних утворень.

У зв’язку з цим в одних випадках визначення структурних парагенезисів обмежуються виділенням, головним чином, морфологічних чи навіть геометричних елементів тектонічних структур, а в других – таких саме елементів, але, з урахуванням мінеральних та мікроструктурних змін порід.
Перший підхід фактично є традиційним для структурного аналізу.

У сучасних варіантах він має тектонофізичне озброєння, активно використовує стереографічні моделі визначення просторових співвідношень структурних елементів між собою та сил, які породжують ці елементи.

Його умовно можна назвати структурно-геометричним або структурно-тектонофізичним. Він використовується школою стрейн-аналізу в англомовних країнах та цілим рядом структурних шкіл Росії (Московський ГІН, МДУ та ін.), а також в Україні (ЛНУ ім. Івана Франка).
Другий підхід є відносно молодим, який набрав чинності переважно в останні три десятиріччя. Він розглядає процеси формування дислокаційних структур з урахуванням речовинних перетворень субстрату, який несе ці структури.

Його можна назвати структурно-речовинним. Яскравим представником цього напряму є тектонофаціальний аналіз, розроблений структурною школою під керівництвом члена-кореспондента Казахської та Української НАН Є.І.Паталахи, за участі автора даної роботи. Цей аналіз, крім відзначеного, враховує Р-Т умови середовища та відповідні цим умовам реологічні механізми прояву дислокаційних перетворень, а також визначає якісно-кількісні характеристики таких перетворень за десятибальною шкалою тектонофацій (деформаційних фацій).
Що ж стосується вибору складу структурних або структурно-динамометаморфічних парагенезисів, то він визначається завданнями, які ставляться при тектонічних дослідженнях. При цьому враховуються масштаби прояву тектонічних явищ.

Так, наприклад, при вирішенні геодинамічних завдань до структурних парагенезисів включають великі тектонічні форми типу прогинів чи піднять, розломів високих рангів, тектонічних покривів тощо, формацій осадових і вулканогенних порід, інтрузивних комплексів, генетичних та морфологічних типів складчастості.

Вирішення детальніших геологічних задач, які стосуються геологічної будови відносно невеликих ділянок земної кори (рудні райони чи поля, родовища або просто перспективні у відношенні корисних копалин площі), диктує необхідність виділення структурних парагенезисів на рівні елементарних, простих і в певних випадках малих складних дислокаційних структур, тобто дислокаційних утворень, проявлених на мікро- і мезорівнях.
У зв’язку з відзначеним складові структурних та структурно-динамометаморфічних парагенезисів поділяють на:

1) мікроструктурні елементи, 2) мезоструктурні та 3) макроструктурні.
Мікроструктурні елементи. До елементів цієї групи відносяться ті елементарні дислокаційні структури, яким відповідають:

1) тріщинуватість, 2) мікроструктури механічного руйнування гірських порід (брекчії, катаклазити та мілоніти), 3) кліваж, 4) сланцюватість усіх типів та гнейсуватість, 5) тектонічна мікросмугастість усіх типів та інші подібні елементи.

Крім того, у певних випадках до мікроструктурних елементів структурних парагенезисів відносять дуже малі прості структурні форми типу мікробудин, мікроскладочок, птигиматитів тощо, які спостерігаються у шліфах під мікроскопом.
Мезоструктурні елементи. До цієї групи відносяться прості та деякі малі складні дислокаційні структури та малі тіла метасоматичних порід, розміри яких перевершують перші сантиметри і досягають перших сотень метрів.

Зокрема, до них належать:

1) крихкі та в’язкі мезорозриви, 2) структури розлінзування та будинажу, 3) малі складки, 6) структури перетину кліважем шаруватості, 4) жили альпійського типу і птигматитові складки, 5) кінкбанди, 6) плойчастість, 7) жили та ореоли метасоматитів, пов’язані з тріщинною, кліважною та іншою подібною тектонікою, малі тіла субвулканічних, інтрузивних, метаморфічних та інших порід, які заліковують тріщини та інші малі ослаблені структури.
Макроструктурні елементи. До їх числа включають великі, котрі проявлені на макрорівні, прості та складні дислокаційні структури, а також пов’язані з ними та відповідні за розмірами осадові, магматичні, метаморфічні та інші тіла. Такі макроелементи, звичайно, зчитуються з геологічних карт відповідного масштабу.
Предметом структурної геології є структурні та структурно-динамометаморфічні парагенезиси, які складаються з мікро- та мезоструктурних елементів.

Що ж стосується структурних парагенезисів, які складаються з макроелементів, то вони є об’єктом регіональних тектонічних досліджень та геотектоніки.
Тектонофації складних дислокаційних структур
У попередніх розділах ми тією чи іншою мірою торкалися якісних і кількісних характеристик інтенсивності прояву тріщинуватості, структур механічного руйнування, кліважування, розсланцювання, будинажу, використовуючи значення кількості тріщин чи кліважних поверхонь на одиницю довжини, розмірів та форми блочків або тектонокластів та товщини і габітусу мікролітонів, співвідношення довгої й короткої осей (а:с) пластично деформованих оолітів та інших круглих мікротіл, відстані між будинами тощо.

Подібні принципи визначення ступенів деформованості вживаються і для кількісної характеристики складних дислокаційних структур, але вже з урахуванням суми якісно-кількісних характеристик усіх складових структурного парагенезису.

У цьому відношенні існують розробки про структурні обстановки, домени, структурно-породні чи структурно-речовинні комплекси, структурні малюнки, тектонофації тощо.
Зупинимося на характеристиці тектонофацій.
Поняття про тектонофації, як уже відзначалося в попередніх розділах, є складовою частиною структурно-парагенетичного аналізу на тектонофаціальній основі.
Тектонофації – це своєрідні деформаційні (дислокаційні) фації, які за сумою структурних та речовинних ознак відображають ступені – бали за десятибальною шкалою – деформаційних перетворень гірських порід, з урахуванням Р-Т умов та реологічних властивостей середовища, в якому відбувався дислокаційний процес, а також реологічних механізмів, за допомогою якого цей процес реалізувався.
Для позначення ступенів деформаційних перетворень гірських порід прийнята десятибальна шкала тектонофацій. Кожний бал цієї шкали позначається римською цифрою за зразком – тектонофація І, ІІ, ІІІ … Х.

При цьому тектонофація І означає початкові, дуже слабкі дислокаційні перетворення, а фація Х – максимально можливі для даної структурно-реологічної обстановки такі перетворення. Усі інші тектонофації, починаючи з ІІ та закінчуючи ІХ, характеризують проміжні ступені таких перетворень. Можна відзначити, що тектонофація І відповідають надзвичайно слабкі деформації порід, які практично не позначаються на їх текстурі й структурі, а тектонофації Х – деформації, які приводять до утворення нової петрографічної якості.

Наприклад, у тектонофаціях VІІІ–Х абсолютна більшість гірських порід перетворюються в тектоніти того чи іншого (залежно від Р-Т умов) типу. Так само змінюються і форми залягання геологічних тіл. Так, у тектонофації І кут вторинного їх падіння не перевищує 10, тоді як у тектонофації Х усі первинні форми залягання перетворюються у вторинну монокліналь, кут падіння котрої може відрізнятися від первинного навіть на 180.
Тектонофації утворюють ряди – структурну зональність, яка фіксує зміну ступенів деформованості порід по латералі. Подібну зональність завжди мають флексури, складки, в’язкі розломи та інші складні дислокаційні утворення. У цих структурах синхронно зі збільшенням кута падіння шарів відбувається зростання інтенсивності тріщинуватості або кліважування порід, а при певних значних кутах падіння шарів з’являються структури дезінтеграції деяких шарів і навіть порід.
Для практичного визначення балу тектонофацій Є.І.Паталахою з співавторами (А.В.Смирнов, О.І.Лукієнко, В.А.Дербеньов, В.В.Коробкін, В.А.Білий та ін.) у 1978–1991 рр. була розроблена шкала тектонофацій (табл. 3.4.1 ), яка включає в себе широкий набір якісних та кількісних ознак ступенів дислокаційних перетворень гірських порід.

Теоретичною базою цій шкалі служить модель еліпсоїда обертання, яка демонструє зміну геометричних параметрів геологічних тіл по основних структурних координатах (довжини по осі а та b, ширини по осі с та ін.) залежно від зміни кута зсуву (). Докладніше особливості цієї моделі та можливості її використання для визначення ступенів деформованості геологічних тіл розглянуто в розд. “Загальні уявлення про природні деформації”.
Тут же відзначимо, що кожному балу тектонофацій, за винятком Х, відповідає зміна кута зсуву на 10 (див. табл. 3.4.1 ). Для кожного такого десятиградусного інтервалу розраховано компоненти зсувної деформації по осях а – а, b – b та с – с, а також ступені розтягання-стиснення (деформації в цілому) за відношенням а:с.

Крім того, у шкалу тектонофацій введено цілий ряд структурних та структурно-петрологічних ознак ступенів деформованості порід, узгоджених з відповідними величинами кута зсуву.

При цьому враховувалося, що на реальних геологічних об’єктах величині кута зсуву відповідає кут між шарами та осьовою поверхнею складки та шарами і медіанною поверхнею флексури (чи розломом-зміщувачем, що її контролює).
Приклади визначення тектонофацій.

Для того щоб уявлення про тектонофації стало більш предметним, розглянемо декілька прикладів визначення балів тектонофацій на основі використання приведеної вище шкали.
Таблиця 3.4.1.Шкала тектонофацій (за Є.І.Паталахою, з доповненнями)

Приклад 1. Розвинена тріщинуватість; розмір блочків, на які ця тріщинуватість поділяє породи, становить 60 см; породи не несуть ніяких динамометаморфічних змін; фіксуються фрагменти крупної складки, падіння шарів на крилі котрої становить 30. Такий парагенезис, за відзначеними кількісними характеристиками, відповідає тектонофації ІІІ епізони.
Приклад 2. Породи інтенсивно розкліважевані, і при цьому товщина мікролітонів становить 2 см, та метаморфізовані в умовах зеленосланцьовій фації динамометаморфізму (мають лінзовидно-смугасту текстуру і за складом наближаються до хлорит-серицит-альбіт-кварцевих сланців); кліваж перетинає шаруватість під кутом 20; проявлений будинаж і будини при цьому відокремлені одна від одної на відстань більше їх довжини.

Такий парагенезис відповідає тектонофації VІІІ мезозони.
Приклад 3. Породи кристалізаційно розсланцьовані і склад їх відповідає біотитовим гнейсам; зерна кварцу сильно пластично деформовані і ця деформація характеризується відношенням а:с=15; серед гнейсів містяться лінзи кременистих порід, які обтікаються сланцюватістю. Такий парагенезис і структурні ознаки ступенів реформованості відповідають тектонофації VIII катазони.
Приклад 4. Тектонічно розгнейсовані біотит-роговообманкові крупнозернисті граніти; пластична деформація зерен кварцу та ксенолітів у цих породах характеризується відношенням а:с=3. Тектонічне розгнейсування свідчить, що деформації відбувалися за допомогою гнейсуватої течії, характерної для структурно-реологічної обстановки катазони, а відзначене відношення відповідає тектонофації V катазони.
Флексури
Флексурою (назва походить від англ. flexura – вигин) називають коліноподібні вигини шарів чи будь-яких інших пластинчастих тіл. Такі структури, на відміну від кінкбанд, є похідними відносно пластичного поперечного вигину шарів.
Складаються флексури із двох колін (2 на рис 3.4.1) – різких або плавних вигинів, та внутрішнього крила (3 на рис 3.4.1) – місця найбільшого вигину шарів між колінами. За це флексури іноді називають однокрилами складками.

Рис. 3.4.1. Флексура та її геометричні частини і елементи (пояснення в тексті)
Крім відзначених елементів, пропонується вділяти медіанну поверхню флексури (4 на рис 3.4.1) – умовну площину, котра поділяє внутрішнє крило та флексуру в цілому на дві віддзеркалені, але повернуті одна відносно другої на 180, частини.

У флексур, які контролюються розломом, ця поверхня співпадає зі зміщувачем, а у безрозломних подібних структурах вона умовно проходиться через місце найбільшого вигину (і взагалі найбільшої деформованості) шарів у внутрішньому крилі.
Ті частини первинних форм залягання порід (або первинної монокліналі), які із зовні безпосередньо притикаються до колін, називають зовнішніми крилами флексури (1 на рис 3.4.1).

При цьому виділяють підняте й опущене таке крило. Перше знаходиться гіпсометрично вище другого. Відстань між цими крилами за вертикаллю називають амплітудою флексури (Аф).

Рис. 3.4.2. Типи флексур: а – пряма, б – нахилена. Пунктирною лінією показана медіанна поверхня. Аф – амплітуда флексури
Флексури поділяються на вертикальні та горизонтальні. До перших належать ті, котрі сформувалися за рахунок переміщення зовнішніх крил по вертикалі. Такі крила залягають горизонтально або нахилено.

У свою чергу до горизонтальних відносяться флексури, які утворилися за рахунок вигину крутопадаючих шарів при горизонтальному зміщенні зовнішніх крил. Такі крила падають вертикально.
Окрім того, серед вертикальних флексур за нахилом медіанної поверхні виділяють прямі і нахилені (рис. 3.4.2). У прямих флексур медіанна поверхня (або розвинений на її місці розлом-зміщувач) орієнтована вертикально, а у нахилених – під кутом до горизонту.
Формування флексур тісно пов’язане з блоковими зміщеннями у фундаменті. Вони часто є прямим продовженням у чохлі над фундаментом розломів-скидів чи -врізів (рис.3.4.3).
Треба зауважити, що нахилені флексури, які ускладнені розломами-підкидами та насувами, прийнято називати прирозломними складками (див. наступний розділ).

Рис. 3.4.3. Флексура мезо-кайнозойських та пермських відкладів, яка відображує зміщення за крутим скидом у кристалічному фундаменті. Профіль через долину річки Рейна біля Базеля (за А.Геймом, із кн. Г.Д.Ажгірея, 1966). 1 – алювіальні тераси, 2 – кайнозой, 3 – юра, 4 – верхній тріас, 5 – середній тріас, 6 – ангідрит, гіпс, 7 – нижній тріас, 8 – перм, 9 – породи кристалічного фундаменту
Флексури в абсолютній більшості випадків формуються в первинній епізоні (у чохлах осадових порід, що знаходяться у діагенетичному та катагенетичному стані) за допомогою пластичного або крихко-пластичного вигину.
Пластичний вигин реалізується без суттєвого руйнування геологічних тіл шляхом ковзання по поверхнях шарів та пошарової (паралельно поверхням шаруватості) кліважної або сланцюватої течії гірських порід, а також інших механізмів, які спроможні забезпечити пластичну зсувну деформацію (течію) гірських порід.

Пластичність у даному випадку зумовлюється відокремленням шарів (порушенням між ними зв’язків) та поділом шарів на дуже тонкі (до перших міліметрів і менше) мікролітони та мікропластиночки, поява котрих різко знижує межу текучості геологічного тіла в цілому.

Найбільш ефективно такий вигин проявляється у глинистих та глинистовмісних осадових породах. Часто такий вигин підсилюється в’язким будинажем.
На ефективність пластичного вигину в розглянутих ситуаціях впливають ступені первинної розшарованості товщ та потужність шарів. Ефективність такого вигину найбільша в тонко розшарованих товщах і навпаки найменша у грубошаруватих товщах.
Пластичний вигин певною мірою реалізується навіть у такому класичному пружному середовищі як вторинна епізона, якщо у сферу дії вигину потрапляють породи, що уже несуть структурну анізотропію типу інтенсивного кліважу або кристалізаційної сланцюватості. Але в такому випадку деформуються не шари, а кліважні мікролітони або сланцюваті мікропластинки.
Крихко-пластичним вигин здійснюється за допомогою одного з механізмів пластичної течії гірських порід при участі крихкого руйнування. Вигин подібного типу відбувається тільки в середовищах, наближених до пружного, у яких текучість порід не достатня, щоб самостійно забезпечити пластичну деформацію. До таких середовищ відноситься ті частини первинної епізони, у межах яких осадові породи знаходяться в катагенетичному та метагенетичному стані.
Крихко-пластичний вигин шарів в осадових породах забезпечується:

1) міжшаровим ковзанням, 2) порушенням шарів як мінімум трьома ортогональними системами тріщин, 3) літологічно вибірковим пошаровим крихким кліважуванням, 4) крихким будинуванням.
Міжшарове ковзання проявляється в будь-якій ситуації і реалізується як поздовжнє зміщенням-ковзання шарів по поверхнях нашарування (рис. 3.4.4). Дія такого ковзання тим ефективніша, чим тонше шаруватість, тобто чим більше кількість поверхонь розділу шарів.

При дуже значних деформаціях вигину поверхні ковзання з’являються й у внутрішніх частинах шарів, використовуючи для цього всі неоднорідності останніх. Траєкторія цих поверхонь має параболічну форму, кривизна котрої керується радіусом вигину.

Рис. 3.4.4. Структури міжшарового і внутрішньошарового ковзання (тріщини R1 та пошаровий крихкий кліваж) – як наслідок крихко-в’язкого вигину – у фаменських червоноколірних пісковиках на внутрішньому крилі Чокпарської флексури в Південному Казахстані (фрагмент цієї структури приведений нижче на рис. 3.4.7): а – відносно грубі при пологому падінні порід (тектонофація ІІІ), б – інтенсивні, які підкреслюються розвитком кліважеподібних тріщин R1 та розлінзуванням шарів пісковиків, при крутому падінні порід (тектонофація VII)

Тріщинуватість при крихко-в’язкому вигині представлена наступними системами: 1)поздовжньою (концентричною) – R1, 2)нормально-поперечною (радіальною) – R2 та 3)нормально-повздовжньою – R3, які разом утворюють майже прямокутну систему тріщин, котра поділяє породи на призмоподібні блочки-сегменти (рис. 3.4.5, 3.4.6). Поряд із цими трьома системами, іноді розвинена діагональна.
Тріщини першої системи орієнтуються паралельно поверхням нашарування і мають сколову природу, відіграючи роль додаткових поверхонь ковзання шарів. Тріщини другої системи, являють собою поперечні відриви. Тріщини третьої системи орієнтуються нормально до поверхонь нашарування і найчастіше мають сколову природу.

Усі три (або чотири, якщо ще розвинена діагональна) системи тріщин забезпечують сегментацію параболічної поверхні та деяке обертання утворених ними блочків-сегментів до положення, яке диктується орієнтуванням генеральної поверхні вигину.

При цьому інтенсивність тріщинуватості і відповідно сегментації зростає синхронно зі збільшенням кута падіння шарів. Крім того, таке збільшення інтенсивності носить вибірково літологічний характер.

Зокрема, в рівних умовах тріщинуватість у шарах дрібнозернистих порід завжди на декілька порядків інтенсивніша, ніж у шарах грубозернистих порід.

Рис. 3.4.5. Схема орієнтування тріщин відносно поверхні нашарування (ІІ при куті ) при крихко-пластичному вигині (пояснення в тексті). І – первинне положення поверхні нашарування
Крихке кліважування реалізується як розвиток дуже інтенсивної мікротріщинуватості по трьох відзначених напрямках. Воно має місце, головним чином, у відносно пластичних породах типу алевролітів, аргілітів, пелітоморфних вапняків.

Таке кліважування поділяє породи на мікролітони олівцевого, призматичного та іншого подібного габітусу. Воно діє в тісному зв’язку з міжшаровим ковзанням. Його питома участь зменшується при зростанні ступенів літіфікації цих порід.
Крихкий будинаж включаються у забезпечення крихко-пластичного вигину переважно на тих ділянках флексур, де падіння шарів перевищує 40-50. Але цей кут, у залежності від літологічного складу товщ, стану літогенетичних перетворень осадових порід та деяких інших факторів, може бути і менше чи навпаки більше.
1. Флексури в дислокаційному відношенні завжди структурно зональні. Зокрема, ступені порушення первинних форм залягання та дислокаційних перетворень порід у них поступово зростають у напрямку від зовнішніх крил до медіанної поверхні. Зональність подібного типу чудово описується десятибальною шкалою тектонофацій.

Так, тектонофації відносно найнижчих балів маркують зовнішні крила, а найвищих балів – внутрішнє крило (рис. 3.4.7). У відзначеному напрямку збільшуються кути падіння шарів та синхронно з цим збільшенням зменшується їх потужність і зростає інтенсивність тріщинуватості та кліважування.

При кутах, рівних приблизно 50-60 (у жорстких породах навіть при менших кутах), з’являється будинаж, а при падіннях 70-80 розвинені брекчування та катаклаз, а в деяких випадках навіть мілонітизація (та відповідно шов крихкого розлому –R).

Рис. 3.4.6. Фрагменти внутрішніх крил флексур, які демонструють крихко-пластичний вигин шарів крейдяних флішових відкладів у середній течії р. Латориця (Карпати).

На лівому знімку – типовий літологічно вибірковий пошаровий крихкий кліваж в алевролітах (3) і аргілітах (4) та тріщинуватість відносно інтенсивна в алевропісковиках (2) та груба в пісковиках (1).

На правому знімку – типова для подібної ситуації тріщинуватість по трьох взаємно перпендикулярних напрямках у пісковиках (1а та 1б), яка поділяє ці породи на призматичні блочки.

Чітко видно, що дуже добре розвинена поздовжня (концентрична) тріщинуватість (R1), яка підсилюється біля розкліважеваного прошарку алевроліту (2)

Рис. 3.4.7. Ліва половина майже класичної Чокпарської флексури в Південному Казахстані, яка маркується тектонофаціями від ІІ до Х (вони відзначені графіком). 1 – сучасний делювій, 2-3 – фаменські червоноколірні відклади (2 – алевроліти, 3 – пісковики), 4 – мілонітовий шов крихкого розлому (R), який співпадає з медіанною поверхнею
Структурні парагенезиси флексур.