Ε. ΡΗΓΜΑΤΑ - ΔΙΑΚΛΑΣΕΙΣ

    Τα ρήγματα και οι διακλάσεις αποτελούν αντικείμενο έρευνας της ρηξιγενής τεκτονικής. Προτού αναφερθούμε με λεπτομέρεια στην ανάλυση κάθε μιας από τις παραπάνω ρηξιγενείς δομές και των συνδεδεμένων με αυτές τεκτονικών γεγονότων, θα περιγράψουμε τον τρόπο δράσεως των τεκτονικών δυνάμεων και τάσεων για τη δημιουργία των αντίστοιχων τεκτονικών δομών.

Ε.1. Δυνάμεις, τάσεις και τρόπος δράσεως των δυνάμεων κατά τη ρηξιγενή παραμόρφωση των γεωλογικών σχηματισμών

    Ένα στερεό σώμα (γεωλογικό ή φυσικό) από την επίδραση πιέσεων μεταβάλλει τον πρωταρχικό σχήμα του, γεγονός που σημαίνει, ότι αυτό στην προκειμένη περίπτωση, αποκτά μια άλλη μορφή.

    Μια τέτοια μεταβολή του αρχικού σχήματος ενός σώματος χαρακτηρίζεται ως παραμόρφωση. Αυτή, ως γνωστό, άλλοτε είναι ελαστική και άλλοτε μη αντιστρεπτή. Οι τεκτονικές δομές αποτελούν, συνήθως μη αντιστρεπτές παραμορφώσεις. Η μελέτη τους μας οδηγεί συνεπώς σε συμπεράσματα σχετικά με τη γεωλογική-τεκτονική εξέλιξη των διαφόρων γεωλογικών σχηματισμών (κινητική-δυναμική), που παραμορφώθηκαν κατά καιρούς από διάφορες παραμορφωτικές φάσεις.

    Κάθε παραμόρφωση αποδίδεται έτσι στην επίδραση δυνάμεων, από τα έξω προς το σώμα, που παραμορφώνεται («εξωτερικές δυνάμεις»).

    Συνέπεια της δράσεως των «εξωτερικών δυνάμεων» πάνω στο σώμα, είναι η ανάπτυξη αντιθέτων δυνάμεων ή τάσεων («εσωτερικών δυνάμεων»), από το σώμα προς τα έξω. Στην περίπτωση αυτή μιλάμε για τη δημιουργία ενός πεδίου τάσεων μέσα στο σώμα, που προκλήθηκε από τη δράση αυτών ακριβώς των εξωτερικών δυνάμεων, με αποτέλεσμα και την τελική παραμόρφωση του σώματος.

    Η τάση εκφράζεται σαν δύναμη ανά μονάδα επιφάνειας, δηλαδή σαν πίεση (Ρ = F/S).
Σ' ένα ομογενές και σε ισορροπία ευρισκόμενο σώμα, η κατάσταση του πεδίου των τάσεων του, μπορεί να αποδοθεί θεωρητικά, με τον εξής τρόπο:

    Τις δυνάμεις που δρουν πάνω σ' ένα σώμα, μπορούμε να τις αντικαταστήσουμε υποθετικά με μια συνισταμένη δύναμη (F), με τυχούσα διεύθυνση και ένταση.

    Έστω ότι η προκύπτουσα δύναμη, δρα πάνω σε μια τυχούσα επιφάνεια, που διέρχεται από το σώμα πλάγια. Στην προκειμένη περίπτωση είναι δυνατόν αυτή, να αναλυθεί ξανά σε δυο συνιστώσες, έτσι ώστε η μια συνιστώσα να δρα κάθετα στη συγκεκριμένη επιφάνεια και η άλλη παράλληλα προς αυτή.

    Η πρώτη ονομάζεται κάθετη δύναμη και συμβολίζεται με Ν ή η ή σ, ενώ η δεύτερη εφαπτομενική ή δύναμη ολίσθησης ή δύναμη διάτμησης και συμβολίζεται με Τ (Σχ. Ε.1).

    Συγχρόνως, όπως τονίσαμε, αναπτύσσονται πάνω στη συγκεκριμένη επιφάνεια αντίθετες δυνάμεις (τάσεις, δυνάμεις αδρανείας), οι οποίες χαρακτηρίζονται αντίστοιχα, ως κάθετη τάση (συμβολίζεται με S) και ως εφαπτομενική - ή ολίσθησης - ή διατμητική τάση (συμβολίζεται με τ).

    Σε κάθε γενικά ανάπτυξη ενός πεδίου τάσεων, σ' ένα σώμα, θα υπάρχουν συνεπώς, ανάλογα μέσα στο σώμα τρία επίπεδα κάθετα μεταξύ τους, πάνω στα οποία δρουν μόνο κάθετες δυνάμεις και τάσεις. Τα θεωρητικά αυτά επίπεδα ονομάζονται κύρια επίπεδα. Οι κύριες δυνάμεις και τάσεις που δρουν κάθετα πάνω σ' αυτά συμβολίζονται με Ν₁, Ν₂, Ν₃, ή η₁, η₂, η₃ ή σ₁, σ₂, σ₃ και S₁, S₂, S₃, αντίστοιχα. Αυτές χαρακτηρίζουν τις διευθύνσεις της μεγαλύτερης, μεσαίας και μικρότερης κύριας δύναμης ή τάσης (N₁ > Ν₂ > Ν₃ και S₁ > S₂ > S₃).

    Στα κύρια επίπεδα οι δυνάμεις και οι τάσεις ολίσθησης μηδενίζονται, σύμφωνα με τον τύπο:

Τ ή τ = Fσυνθ (Σχ. Ε.1)

είναι η γωνία που σχηματίζει η προσπίπτουσα δύναμη με τυχόν επίπεδο που διέρχεται από το σώμα. Δια θ= 90°, έχουμε συνεπώς συνθ = 0°, άρα Τ ή τ = 0°. Αντίθετα οι Ν ή S, λαμβάνουν θεωρητικά τη μεγίστη τους τιμή (βλ. παρακάτω διάγραμμα Badgley).

    Όταν λοιπόν κάποιο σώμα βρεθεί μέσα σ' ένα πεδίο δυνάμεων, με αποτέλεσμα να διαταραχθεί η εσωτερική του κατάσταση τάσεων και να ξεπερασθεί το όριο ελαστικότητας και θραύσης του, είναι ευνόητο ότι θα σπάσει κατά τη διεύθυνση των τριών κύριων επιπέδων, που τοποθετούνται ανάλογα με τη διάταξη του πεδίου δυνάμεων, αφού σ' αυτά αναπτύσσονται οι κύριες δυνάμεις και τάσεις με τη μεγαλύτερη τους ένταση (βλ. διάγρ. Badgley). Και μάλιστα με τέτοιο τρόπο, ώστε οι κύριες ρηξιγενείς δομές που θα σχηματισθούν να βρίσκονται παράλληλα στη μεγαλύτερης έντασης κύρια κάθετη τάση και κάθετα στη μικρότερης έντασης κύρια κάθετη τάση (Σχ. Ε.2). Οι ac-ρηξιγενείς δομές, σχηματίζονται με τον παραπάνω τρόπο που περιγράψαμε. Οι ρηξιγενείς δομές, γενικά, που σχηματίζονται μ' αυτόν τον τρόπο, χαρακτηρίζονται ως ρηξιγενείς δομές θραύσης ή εφελκυσμού. Σ' αυτές ανήκουν κυρίως διακλάσεις και ρωγμώσεις (βλ. γεωμετρική και γενετική ταξινόμηση ρηξιγενών δομών).

    Στα κύρια επίπεδα, όπως αναφέρθηκε η εφαπτομενική τάση μηδενίζεται. Αντίθετα σ' όλα τα άλλα επίπεδα που θεωρητικά διέρχονται από ένα σώμα που παραμορφώνεται, εμφανίζεται προφανώς, δίπλα στην κύρια τάση και η τάση ολίσθησης.

    Σε ομογενές και ισότροπο σώμα, η τάση ολίσθησης ανέρχεται στη μεγαλύτερη τιμή της, στις επιφάνειες που διχοτομούν τη γωνία (90°), μεταξύ των κύριων επιπέδων ή στις επιφάνειες που σχηματίζουν γωνία θ= 45° με τις διευθύνσεις των κύριων δυνάμεων ή τάσεων που ενεργούν στο σώμα.

    Το γεγονός αυτό γίνεται φανερό από τα παρακάτω.

    Από τα τρίγωνα ABC και A'D'C' του σχήματος Ε. 3, καταλήγουμε στις εξής σχέσεις, θεωρώντας συγχρόνως ότι AD = DC = 1.

Τ = τ = Fσυνθ (1)
Ν = S = Fημθ (2)
θ= γωνία μεταξύ της διεύθυνσης της δύναμης που ενεργεί και μιας τυχούσας επιφάνειας του σώματος.

    Οι πραγματικές τιμές της κάθετης τάσης (S) και της τάσης ολίσθησης (τ), εκφραζόμενες σε δύναμη ανά μονάδα επιφάνειας (δηλαδή ως πίεση) είναι:

τα = =	(3)
Sα = =	(4)
Έχουμε επίσης ότι:
AC  = =	(5)

(θεωρώντας όπως τονίσαμε, ότι οι διαστάσεις του σώματος ισούνται με τη μονάδα).

Συνεπώς οι τύποι (3) και (4) γίνονται:

τα =	τα = Fσυνθημθ	(6)
Sa  =	Sα = Fημ2θ	(7)

Δίνοντας στη συνέχεια, στη γωνία θ, ορισμένες οριακές τιμές από 0°-90°, κατασκευάζουμε τον ακόλουθο πίνακα, απ' όπου μπορούμε να διαβάσουμε τις αντίστοιχες οριακές τιμές, που λαμβάνουν ανάλογα η κάθετη τάση κα; η τάση ολίσθησης. Έτσι για:

Η γραφική παράσταση των παραπάνω τιμών δίδεται από το διάγραμμα Badgley του Σχ. Ε.4.

Σχ. Ε.4: Παραστατική απεικόνιση των σχέσεων μεταξύ της γωνίας και των κύριων κάθετων και εφαπτομενικών τάσεων. (Διάγραμμα Badgley 1965).

    Τόσο από τη διερεύνηση των εξισώσεων (6) (7), όσο και από το διάγραμμα Badgley, φαίνεται καθαρά ότι πράγματι για γωνία θ= 45°, η τάση ολίσθησης λαμβάνει τη μέγιστη δυνατή τιμή.

    Είναι φανερό λοιπόν, ότι εφόσον κατά τη διεύθυνση του επίπεδου που σχηματίζει 45° με το άνοισμα της κύριας δύναμης, αναπτύσσεται η μέγιστη δυνατή ένταση των τάσεων ολίσθησης, μόλις ξεπερασθεί το όριο θραύσης του σώματος, θα πρέπει θεωρητικά, κατά τη διεύθυνση του επιπέδου αυτού, να δημιουργηθεί ρηξιγενής δομή από ολίσθηση.

    Συγχρόνως, λόγω των αντιθέτως δρώντων τάσεων ολίσθησης που αναπτύσσονται πάνω στην επιφάνεια αυτή (Σχ. Ε. 5). προκαλείται το φαινόμενο της διάτμησης, κατά το οποίο, τα τμήματα εκατέρωθεν της ρήξεως, μετατοπίζονται (ολισθαίνουν) παράλληλα προς αυτή, αλλά με διαφορετική φορά. Από το γεγονός αυτό οι ρηξιγενείς αυτές δομές χαρακτηρίζονται ως διατμητικές ρηξιγενείς δομές ή ως ρηξιγενείς δομές ολίσθησης (Σχ. Ε.5). Αυτές μπορεί να είναι διακλάσεις, ρωγμώσεις, αλλά κυρίως ρήγματα (μετατοπίσεις).

Σχ. Ε.5: Διατμητικές ρηξιγενείς δομές. Απεικονίζονται, επίσης οι διευθύνσεις δράσεων των κύριων τάσεων και των διατμητικών τάσεων, στα επί μέρους τμήματα του σώματος που παραμορφώνεται.

    Στην προκειμένη περίπτωση, λοιπόν, για κάθε κύριο επίπεδο ή ρηξιγενή δομή θραύσης (εφελκυσμού), υπάρχουν δυο επίπεδα στα οποία αναπτύσσονται οι τάσεις ολίσθησης με τη μεγίστη τους τιμή. Το κύριο επίπεδο έτσι θα αποτελεί τη διχοτόμο της γωνίας των δυο αυτών επιπέδων ολίσθησης ή διάτμησης (Σχ. Ε.5).

    Οι διατμητικές λοιπόν ρηξιγενείς δομές, θα εμφανίζονται κάθε φορά κατά ζεύγη, σχηματίζοντας μεταξύ τους γωνία 2θ= 90° και γωνία θ= 45° με το άνοισμα της μεγαλύτερης σε ένταση δύναμης.

    Στην πραγματικότητα επειδή οι γεωλογικοί σχηματισμοί, αποτελούν ανισότροπα, ανομοιογενή υλικά και δεν βρίσκονται σε εσωτερική ισορροπία, όπως τα φυσικά σώματα, η γωνία θ σε καμιά περίπτωση δεν φθάνει τη θεωρητικά μεγίστη δυνατή τιμή των 45°. Συνεπώς και η γωνία 2θ μεταξύ του συζυγούς ζεύγους των διατμητικών ρηξιγενών δομών, θα είναι μικρότερη των 90°.

    Συνήθως στα γεωλογικά σώματα η γωνία θ ανέρχεται στις 30° (βλ. κεφ. στατιστικής τεκτονικής Κ. 2.2.6.4) και αντίστοιχα η γωνία 2θ στις 60°. Φυσικά, οι τιμές αυτές αλλάζουν ανάλογα.

    Είναι φανερό συνεπώς, ότι η τοποθέτηση στον χώρο των διαφόρων ρηξιγενών δομών, είτε αυτές ανήκουν στην κατηγορία των ρηξιγενών δομών εφελκυσμού, είτε αυτές ανήκουν στην κατηγορία των διατμητικών ρηξιγενών δομών εξαρτάται κυρίως οπό το πεδίο των δυνάμεων που τις δημιούργησε.

    Έτσι, αντίθετα σκεπτόμενοι, είναι δυνατόν από τη μορφολογία και τη θέση στο χώρο των τεκτονικών δομών να καταλήξουμε στην αιτία που τις δημιούργησε, ή με άλλο λόγια στην ανεύρεση των διευθύνσεων των κύριων δυνάμεων και κινήσεων, που τις δημιούργησαν (κινητική και δυναμική ανάλυση της περιοχής μελέτης).

    Π.χ. βλέποντας ένα ζεύγος διατμητικών ρηξιγενών δομών η μεγίστη τάση τοποθετείται συνήθως στη διχοτόμο της μικρότερης γωνίας που σχηματίζουν οι δομές αυτές (Σχ. Ε.6), ή χαρακτηρίζοντας μια ρηξιγενή δομή ως ac, μπορούμε να τοποθετήσουμε την κύρια δύναμη παράλληλα στη διεύθυνση της ρηξιγενής αυτής δομής κ.ο.κ. (Σχ. Ε.6) (βλ. και κεφ. στατιστικής τεκτονικής).

Σχ. Ε.6: Τοποθέτηση των μέγιστων τάσεων από τη μορφή και τη διάταξη των ρηξιγενών δομών.

Ε.2. Γενετική ταξινόμηση των ρηξιγενών δομών

    Η θεωρία που αναπτύχθηκε στο προηγούμενο κεφάλαιο, σχετικά με τον τρόπο γένεσης των ρηξιγενών δομών αναφέρεται ως θεωρία της διάτμησης.

    Φυσικά υπάρχουν και άλλες θεωρίες, όπως π.χ. η θεωρία του ελλειψοειδούς θραύσης κλπ., που κάθε μια από το δικό της πρίσμα, ερμηνεύει τον τρόπο γένεσης των ρηξιγενών δομών.

    Σύμφωνα με τις θεωρίες αυτές, οι ρηξιγενείς τεκτονικές δομές, ανάλογα με το μηχανισμό γένεσης τους, διακρίνονται σε δυο μεγάλες κατηγορίες:
α) Ρηξιγενείς δομές θραύσης ή εφελκυσμού.
β) Ρηξιγενείς δομές ολίσθησης ή διατμητικές τεκτονικές δομές.

Ε. 2.1. Ρηξιγενείς δομές θραύσης ή εφελκυσμού

    Οι ρηξιγενείς αυτές δομές προκαλούνται από τις κύριες, κάθετες δυνάμεις ή τάσεις και αναπτύσσονται παράλληλα ή κάθετα στις διευθύνσεις των τριών κύριων δυνάμεων. Αυτές δεν εμφανίζονται κατά ζεύγη, αλλά αντίθετα, ως παράλληλες μεταξύ τους επιφάνειες (Σχ. Β. 20β και Ε.2).

    Έτσι παράλληλα προς την κύρια, κάθετη τάση με τη μεγαλύτερη ένταση και κάθετα προς τη διεύθυνση της μικρότερης σε ένταση κύριας, κάθετης τάσης, όπου παρατηρείται και ο μέγιστος εφελκυσμός (βλ. κεφ. ελλειψοειδές παραμόρφωσης), αναπτύσσεται μια κύρια ομάδα παράλληλων ρηξιγενών δομών. Αυτές βρίσκονται συνήθως κάθετες, εφόσον οι συνθήκες το επιτρέπουν, σε δυο άλλες κάθετες επίσης μεταξύ τους, ομάδες ρηξιγενών δομών, συνέπεια των δυο άλλων κύριων δυνάμεων ή τάσεων, που αναπτύσσονται πάνω στο σώμα.

    Με τον τρόπο αυτό εξηγείται συνεπώς η παρουσία του τρισορθογώνιου συστήματος ρηξιγενών δομών, που παρατηρείται πολλές φορές στους γεωλογικούς σχηματισμούς, με υποτονισμένες ίσως ανάλογα τη μια ή και τις δυο ομάδες ρηξιγενών δομών από τις τρεις που το αποτελούν.

    Στην κατηγορία των ρηξιγενών αυτών δομών ανήκουν κυρίως οι διακλάσεις και οι ρωγμώσεις, ενώ σε μικρότερο βαθμό τα ρήγματα.

    Γενικά οι ac(Q), bc(S) και ab(L)-ρηξιγενείς δομές (βλ. γεωμετρική ταξινόμηση ρηξιγενών δομών), ανήκουν στην κατηγορία αυτή, των τεκτονικών δομών εφελκυσμού.

Ε. 2.2. Ρηξιγενείς δομές ολίσθησης ή διατμητικές ρηξιγενείς δομές

    Οι δομές αυτές προκαλούνται συνήθως από διατμητικές τάσεις και διάτμηση. Αυτές εμφανίζονται κατά ζεύγη, τα δυο μέλη των οποίων σχηματίζουν μεταξύ τους γωνία περίπου 60° (Σχ. Β.20β και Ε.7). Η διεύθυνση της κύριας δύναμης (ή τάσης) που δημιούργησε τις δομές αυτές, βρίσκεται στη διχοτόμο της γωνίας αυτής και συνεπώς τοποθετείται υπό γωνία ~30°, με τις αντίστοιχες επιφάνειες του ζεύγους των διατμητικών ρηξιγενών δομών.

    Πολλές φορές το ένα από τα σκέλη του ζεύγους εμφανίζεται υποτονισμένο και μόνο κατά θέσεις, έτσι ώστε να δημιουργείται η ψευδής εντύπωση της δημιουργίας μιας μόνο ρηξιγενής δομής, ενώ στην πραγματικότητα πρόκειται για ζεύγος.

    Στις διατμητικές ρηξιγενείς δομές, μόλις ξεπερασθεί το όριο της «αντοχής ολίσθησης» του γεωλογικού σχηματισμού, παρατηρείται μετατόπιση, κατ’ αντίθετη φορά κίνησης, των τμημάτων του (διάτμηση), που βρίσκονται εκατέρωθεν της ρήξεως. Για το λόγο αυτό στις δομές αυτές ανήκουν κυρίως τα ρήγματα, χωρίς φυσικά να αποκλείεται το γεγονός και της δημιουργίας διατμητικών διακλάσεων ή ρωγμώσεων, εφ' όσον λάβουν χώρα, μικρής μόνο κλίμακα, μετατοπίσεις (βλ. διακλάσεις).

    Οι διατμητικές ρηξιγενείς δομές χαρακτηρίζονται τέλος ανάλογα, ως 0kl-, h0l- και hk0-ρηξιγενείς δομές (βλ. γεωμετρική ταξινόμηση ρηξιγενών δομών).

    Δευτερευόντως μόνο, από μεταγενέστερες δηλαδή καταπονήσεις, είναι δυνατόν, μια ac-. bc- ή ab-ρηξιγενή δομή να μετατραπεί θεωρητικά σε διατμητική ρηξιγενή δομή. Στην πραγματικότητα αυτές, όπως τονίσαμε, αποτελούν συνήθως ρηξιγενείς δομές εφελκυσμού.

Ε.3. Γεωμετρική ταξινόμηση των ρηξιγενών δομών

    Η γεωμετρική ταξινόμηση των ρηξιγενών δομών, βασίζεται στην τοποθέτηση αυτών ως προς τους άξονες a,b,c του τριαξονικού συστήματος συντεταγμένων, του οποίου η θέση ποικίλει, ανάλογα με την κινητική και δυναμική κάθε τεκτονικής δομής (βλ. κεφ. στατιστικής τεκτονικής).

    Η εξακρίβωση συνεπώς κάθε φορά της θέσης του a-, b-,c-τριαξονικού συστήματος συντεταγμένων (βλ. κεφ. πτυχές και κεφ. στατιστικής τεκτονικής), θα μας δώσει στοιχεία για τον κατάλληλο χαρακτηρισμό των ρηξιγενών δομών (Σχ. Ε.8).

    Έτσι, οι ρηξιγενείς δομές χαρακτηρίζονται ανάλογα (Σχ. Ε.8):

α) Ως ac- ή Q- ή εγκάρσιες δομές, όταν οι επιφάνειες τους βρίσκονται παράλληλα στους a-και c-άξονες του τριαξονικού συστήματος συντεταγμένων,
β) Ως bc- ή S- ή επιμήκεις δομές, όταν οι επιφάνειες τους βρίσκονται παράλληλα στους b-και c-άξονες και

γ) Ως ab- ή L- ή οριζόντιες δομές, όταν οι επιφάνειες τους βρίσκονται παράλληλα στους a-και b-άξονες.

    Είναι φανερό ότι οι ac-, bc- και ab- ρηξιγενείς δομές, σε ρομβική συμμετρία (βλ. Σχ. Ε.8 και κεφ. στατιστικής τεκτονικής), θα αποτελούν ένα τρισορθογώνιο σύστημα ρηξιγενών επιφανειών.

    Κάθε άλλη ρηξιγενή επιφάνεια, που βρίσκεται σε τυχούσα θέση ως προς τους a-, b-, c- άξονες θα χαρακτηρίζεται ως hkl-επιφάνεια. Ο δείκτης h, δείχνει τη θέση της επιφάνειας ως προς τον a-άξονα, ο δείκτης k, ως προς τον b-άξονα και ο δείκτης l, ως προς τον c-άξονα.

	Σχ. Ε.7: α) Δυνατότητες σχηματισμού συνθετικών και αντιθετικών μεταπτωτικών ρηγμάτων (διατμητικές ρηξιγενείς δομές) ως αποτέλεσμα της διάτμησης, με σύγχρονη εσωτερική περιστροφή (Brinkmann, 1972). β) Δημιουργία διατμητικών ρήξεων (Mattauer, 1973).
	Σχ. Ε.8: Η εξακρίβωση της θέσης τον a-, b-, c-τριαξονικού συστήματος συντεταγμένων μας δίνει στοιχεία για τον κατάλληλο χαρακτηρισμό των ρηξιγενών δομών. Απεικονίζονται επίσης οι συμμετρικές σχέσεις πτυχών και ρηγμάτων που δημιουργήθηκαν κατά την ίδια παραμορφωτική φάση (Murawski, 1977).

    Έτσι, κατά την αναγραφή τους, οι ρηξιγενείς δομές, που βρίσκονται παράλληλες σε κάποιον άξονα θα παίρνουν την ένδειξη 0 ως προς τον άξονα αυτόν, που είναι παράλληλες (Σχ. Ε.8).

    Π.χ.

α) οι ρηξιγενείς επιφάνειες που βρίσκονται παράλληλες ως προς τον a-άξονα, θα χαρακτηρίζονται ως 0kl-επιφάνειες.

β) οι ρηξιγενείς επιφάνειες του βρίσκονται παράλληλες ως προς τον b-άξονα, θα χαρακτηρίζονται ως h0l-επιφάνειες.

γ) οι ρηξιγενείς δομές που βρίσκονται παράλληλες ως προς τον c-άξονα, θα χαρακτηρίζονται ως hk0-επιφάνειες.

δ) οι ρηξιγενείς επιφάνειες που βρίσκονται παράλληλες προς τους a- και c-άξονες, θα χαρακτηρίζονται, αντίστοιχα και ως 0k0-επιφάνειες (ac) κ.ο.κ.

    Εξυπακούεται σκεπτόμενοι αντίστροφα ότι σε περιοχές όπου το τριαξονικό σύστημα συντεταγμένων δεν είναι αναγνωρίσιμο και οι συνθήκες παρατήρησης επιτρέπουν τη μελέτη μόνο των ρηξιγενών δομών, εφόσον αυτές έχουν χαρακτηρισθεί ανάλογα σε κάποιο σημείο, η τοποθέτηση τους στο χώρο θα μας οδηγήσει στον εντοπισμό των a-, b-, c-αξόνων (βλ. κεφ. στατιστικής τεκτονικής).

    Το γεγονός αυτό και σε συνδυασμό με το γεγονός ότι η γεωμετρική ταξινόμηση των ρηξιγενών δομών υποδηλώνει και μια γενετική ερμηνεία αυτών, σύμφωνα με όσα περιγράψαμε στο προηγούμενο κεφαλαίο, δείχνει τη μεγάλη σημασία της γεωμετρικήs ταξινόμησης των ρηξιγενών δομών.

    Μεγάλης σημασίας για την τεκτονική ανάλυση πτυχωσιγενών οροσειρών, αποτελούν οι διατμητικές ρηξιγενείς δομές, που διασχίζουν συμμετρικά πτυχωσιγενείς δομές της ίδιας παραμορφωτικής φάσης, σχηματίζοντας αντίστοιχα 0kl-. H0l- και hk0-ρηξιγενείς δομές (Σχ. Ε.8).

    Οι 0kl-ρηξιγενείς δομές σχηματίζουν εγκάρσια στις διευθύνσεις των πτυχών, δευτερογενή μεταπτωτικού χαρακτήρα ρήγματα. Στις h0l-διευθύνσεις, αναπτύσσονται το μεγαλύτερο μέρος των εφιππευτικού ή επωθητικού χαρακτήρα ρηξιγενών δομών, που βρίσκεται έτσι παράλληλα στην παράταξη του Β-άξονα των πτυχών (b = Β βλ. κεφ. στατιστικής τεκτονικής). Στην ίδια, h0l-διεύθυνση αναπτύσσονται επίσης και οι επιφάνειες σχιστότητας, που βρίσκονται παράλληλα στην αξονική επιφάνεια των πτυχών (βλ. κεφ. σχιστότητα).

    Τέλος στις hk0 θέσεις παρατηρούνται διαγωνίως ως προς την ανάπτυξη των πτυχωσιγενών δομών, ρήγματα με οριζόντια μετατόπιση (διαγώνιες ρηξιγενείς δομές).

Ε.4. Μορφολογία των ρηξιγενών δομών (οι κυριότερες μορφές των ρηξιγενών τεκτονικών δομών)

    Οι ρηξιγενείς τεκτονικές δομές αποτελούν σε γενικές γραμμές επιφάνειες τεκτονικών ασυνεχειών, που διαχωρίζουν ομάδες ή τύπους πετρωμάτων, διαφόρου ή μη σύστασης, απόχρωσης, υφής ή ηλικίας και διαταράσσουν την πρωταρχική κανονική δομή ή θέση των γεωλογικών σχηματισμών.

    Οι σχηματισμοί που διαχωρίζονται ή κόβονται από ρηξιγενείς επιφάνειες (δομές), ή τα τμήματα των σχηματισμών που βρίσκονται εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας, είναι δυνατόν να τοποθετούνται μεταξύ τους, είτε σε ασυμφωνία είτε σε συμφωνία.

    Οι ρηξιγενείς τεκτονικές δομές αποτελούν συνήθως μη περιστροφικές έως πλάγιες παραμορφώσεις και σύμφωνα με τη μορφολογία τους διακρίνονται σε τρεις μεγάλες κατηγορίες, στενά συνδεδεμένες μεταξύ τους.

α) Διακλάσεις
β) Ρωγμώσεις-πτεροειδείς διακλάσεις
γ) Μετατοπίσεις (ρήγματα).
 

Ε.4.1 Διακλάσεις

    Ως διάκλαση χαρακτηρίζεται κάθε ρηξιγενής τεκτονική δομή, εκατέρωθεν της οποίας δεν παρατηρούνται σημαντικές μετατοπίσεις των τμημάτων του γεωλογικού σχηματισμού. Ρηξιγενείς επιφάνειες, εκατέρωθεν των οποίων παρατηρούνται πολύ μικρής κλίμακας μετατοπίσεις, θεωρούνται έτσι ως διακλάσεις (Σχ. Ε.9).

Σχ. Ε.9: ac- και h0l-διακλάσεις (επιφάνειες και║στους Β-άξονες). Φυλλίτες Ασβεστοχωρίου.

    Οι τεκτονικές επιφάνειες των διακλάσεων, εμφανίζονται συνήθως επίπεδες. Σπανιότερα, εν τούτοις, είναι δυνατόν να παρατηρηθούν κεκαμμένες ή με σιγμοειδή μορφή επιφάνειες διακλάσεων, ιδίως όταν μετά τη δημιουργία τους επηρεασθούν από κάποια νεότερη παραμορφωτική φάση.

    Η πυκνότητα και η συχνότητα των διακλάσεων, όπως εξ άλλου και κάθε άλλης τεκτονικής δομής, εξαρτώνται όπως προαναφέρθηκε, σ' ένα μεγάλο ποσοστό, από τις μηχανικές ιδιότητες του σχηματισμού που παραμορφώνεται. Π.χ. σε συμπαγή ασβεστολιθικά πετρώματα ή ψαμμίτες, οι διακλάσεις θα εμφανισθούν με μικρότερη σχετικά συχνότητα και πυκνότητα, απ' ότι σε ενστρώσεις ανθράκων, όπου αποκτούν συνήθως σημαντική εξάπλωση.

    Το σύνολο των διακλάσεων ενός γεωλογικού σχηματισμού χωρίς να ληφθεί υπ' όψη οι μεταξύ τους γενετική αλληλοεξάρτηση χαρακτηρίζεται ως δίκτυο διακλάσεων (Σχ. Ε. 10).

    Οι διακλάσεις που αναπτύσσονται σε μια διεύθυνση αποτελούν ένα σύνολο διακλάσεων (Σχ. Ε. 10). Δυο ή περισσότερα σύνολα διακλάσεων που ανήκουν όμως στην ίδια παραμορφωτική φάση, σχηματίζουν ένα σύστημα διακλάσεων (Σχ. Ε. 10).

    Σ' ένα δίκτυο διακλάσεων, διακρίνουμε κύριες διακλάσεις και κύρια σύνολα διακλάσεων από δευτερεύουσες διακλάσεις και δευτερεύοντα σύνολα διακλάσεων. Ο χαρακτηρισμός τους με τον τρόπο αυτό, στηρίζεται στον αριθμό, στην πυκνότητα και στη συχνότητα εμφάνισης τους.

    Συχνά, χωρίς όμως αυτό να αποτελεί κανόνα, οι διευθύνσεις των ρεμάτων και ράχεων μιας τεκτονικής περιοχής, ακολουθούν τις διευθύνσεις του κύριου συστήματος των διακλάσεων ή των ρηξιγενών δομών γενικά.

    Έτσι με μια γρήγορη ματιά πάνω στη μορφολογία μιας περιοχής, μπορούμε να σχηματίσουμε μια πρώτη αντίληψη, που πρέπει όμως οπωσδήποτε να επαληθευθεί και στην πραγματικότητα, σχετικά με τα διάφορα συστήματα και σύνολα διακλάσεων ή ρηξιγενών δομών, γενικά, που διασχίζουν την περιοχή.

    Η δημιουργία ενός πυκνού δικτύου διακλάσεων σε γεωλογικούς σχηματισμούς, έχει ως αποτέλεσμα τη μετατροπή ενός αδιαπέρατου από το νερό πετρώματος σε διαπερατό. Π.χ. ισχυρά τεκτονισμένοι γρανίτες ή αργιλλικές φυλλίτες, εμφανίζονται λόγω αυτού του γεγονότος ως υδροπερατοί σχηματισμοί.

    Μακρο- και μικροτεκτονικές δομές (πτυχές κλπ) συνοδεύονται συνήθως από ένα μεγάλο αριθμό διακλάσεων, οι οποίες αποτελούν τεκτονικές δομές, ιδιαίτερα προσιτές στην παρατήρηση. Στο σημείο αυτό βρίσκεται η σημαντική αξία της μελέτης των διακλάσεων, κατά την τεκτονική ανάλυση μιας περιοχής.

    Οπωσδήποτε, από τη μελέτη μόνο των διακλάσεων μιας περιοχής, δεν είναι δυνατόν να εξαχθεί κάποιο συμπέρασμα γενικό, σχετικά για τον τρόπο γένεσης και ανάπτυξης των τεκτονικών δομών της περιοχής. Μόνο τότε θα δώσουμε απάντηση σε τέτοια προβλήματα, όταν συγκρίνουμε μεταξύ τους και αξιοποιήσουμε στατιστικά όλα τα τεκτονικά στοιχεία μιας περιοχής. Γιατί πράγματι στις πτυχωσιγενείς οροσειρές, ρηξιγενείς και πτυχωσιγενείς δομές βρίσκονται σε στενή γεωμετρική και γενετική ίσως σχέση μεταξύ τους (βλ. στατιστική τεκτονική).

    Έτσι λοιπόν όταν σε μια περιοχή όπου υπάρχουν ιδανικές συνθήκες παρατήρησης εμφανισθούν συγχρόνως όλες μαζί οι τεκτονικές δομές (ρήγματα, διακλάσεις, πτυχές κλπ), με αποτέλεσμα να αξιολογηθούν οι τεκτονικές δομές και να ερμηνευθούν όσο το δυνατόν καλλίτερα, η γένεση και η ανάπτυξη τους, είναι δυνατόν τις παρατηρήσεις αυτές να τις επεκτείνουμε και σε άλλες γειτονικές περιοχές όπου οι συνθήκες (υλικό πετρωμάτων, δασώδεις περιοχές, μεγάλη κάλυψη της περιοχής από νεότερα ιζήματα) θα επέτρεπαν τη μελέτη ενός περιορισμένου μόνο αριθμού τεκτονικών δομών. Π.χ. μόνο των διακλάσεων που αποτελούν συνήθως την πιο συχνή και προσιτή στην παρατήρηση τεκτονική δομή.

    Στα οριζόντια αδιατάρακτα στρώματα η παρουσία των διακλάσεων αποδίδεται σε εσωτερικές τάσεις μέσα στον ίδιο τον γεωλογικό σχηματισμό ή σε προϋπάρχουσες αποταμιευμένες τάσεις στο υπόβαθρο. Γι' αυτό και πολλές φορές οι διακλάσεις αυτές ακολουθούν τη διεύθυνση των ρηξιγενών δομών του υπόβαθρου. Αντίθετα σε κεκλιμμένα, πτυχωμένα ή διαρρηγμένα στρώματα οι διακλάσεις εξαρτώνται από τις παραμορφωτικά τεκτονικές δυνάμεις.

    Τέλος όπως προαναφέρθηκε, γενετικά οι διακλάσεις διακρίνονται ανάλογα σε διακλάσεις εφελκυσμού και σε διατμητικές διακλάσεις. Αυτές βρίσκονται πάντοτε σε στενή σχέση με τη γεωμετρική ταξινόμηση των ρηξιγενών δομών. Π,χ. διακλάσεις εφελκυσμού, αποτελούν οι ac-, bc- και ab-διακλάσεις, που εμφανίζονται μεμονωμένες και όχι κατά ζεύγη.

    Αντίθετα διατμητικές διακλάσεις σχηματίζουν οι 0kl, h0l- και hk0- διακλάσεις. Αυτές εμφανίζονται κατά ζεύγη, τα σκέλη των οποίων σχηματίζουν μεταξύ τους γωνία 60^ο.

Ε. 4.2. Ρωγμώσεις

    Όταν τα τμήματα του γεωλογικού σχηματισμού, που βρίσκονται εκατέρωθεν μιας διάκλασης (προϋπάρχουσας ή σύγχρονης), απομακρύνονται κάθετα ως προς τα τοιχώματα της διάκλασης (π.χ. κατά το οριζόντιο επίπεδο στην περίπτωση κατακόρυφων διαρρήξεων) και σε μικρή κλίμακα οπωσδήποτε, τότε η διάκλαση μετατρέπεται σε ρώγμωση (Σχ. Ε.11 και Ε.12).

    Βέβαια όπως φαίνεται και από τον ορισμό, σαφή όρια μεταξύ διάκλασης, ρώγμωσης και ρήγματος δεν υπάρχουν. Στη φύση θα συναντήσουμε συχνά μεταβατικές μορφές από διακλάσεις σε ρωγμώσεις και αντίθετα. Μάλιστα ο Metz (1967), θεωρεί από γενετικής άποψης, τις δυο αυτές έννοιες, ρωγμώσεις και διακλάσεις, ταυτόσημες.

    Παρόλα αυτά θεωρητικά τουλάχιστον, παρατηρούμε ότι υπάρχει πράγματι μια μικρή μορφολογική διαφορά μεταξύ των δυο αυτών ρηξιγενών δομών.

Σχ. Ε.11: Μετατροπή μιας διάκλασης σε ρώγμωση, από την επίδραση μιας εφελκυστικής τάσης.

    Οι χώροι που δημιουργούνται από την οριζόντια απομάκρυνση των τμημάτων εκατέρωθεν της ρήξης, δεν μένουν συνήθως κενοί. Προϊόντα διάβρωσης από την γύρω περιοχή ή μαγματικά υλικά φλεβικής μορφής (απλιτικά, πηγματιτικά κ.ά), συχνά επουλώνουν τους ήδη κενούς χώρους των ρωγμώσεων. Για το λόγο αυτό, πολλές φορές, οι ρωγμώσεις παρουσιάζουν τεράστιο κοιτασματολογικό ενδιαφέρον. Εξ' άλλου το νερό που κυκλοφορεί μέσα στις ρωγμώσεις αποθέτει κατά τόπους τα υλικά που φέρει μαζί του, με αποτέλεσμα να δημιουργούνται νεοσχηματισθέντα ορυκτά, μέσα στις ρωγμώσεις (π.χ. ασβεστίτης κ.ά) (Σχ. Ε.12).

    Από γενετικής άποψης οι ρωγμώσεις διακρίνονται, όπως ακριβώς και οι διακλάσεις, σε ρωγμώσεις εφελκυσμού και σε διατμητικές ρωγμώσεις.

    Τέλος η γεωμετρική και η γενετική σχέση τους, συμπίπτει απόλυτα με αυτή των διακλάσεων (Σχ. Ε.13).

	Σχ. Ε.12: Απλιτικές διεισδύσεις σε ρωγμώσεις και παράλληλα σε s-επιφάνειες (γνεύσιοι Σερβομακεδονικής μάζας).
	Σχ. Ε.13: Ρώγμωση κάθετα στον Β-άξονα (1) και ρώγμωση διαγώνια στον Β-άξονα (2). Και οι δυο ρωγμώσεις πληρώνονται με μεταγενέστερο υλικό διείσδυσης (χαλαζιακό κλπ). (C.T.H., 16. 1978).

Ε. 4.3. Πτεροειδείς διακλάσεις ή πτεροειδείς ρωγμώσεις

    Οι πτεροειδείς ρωγμώσεις είναι μικρορωγμώσεις με σφηνοειδές σχήμα και κεκαμμένες ως σίγμα τελικό (S). Αυτές προκύπτουν από διατμητικές τάσεις, αποτέλεσμα συμπιεστικών ή εφελκυστικών κύριων δυνάμεων (Σχ. Ε. 14 και Β.20α).

    Αυτές σχηματίζονται κατ' εξοχήν στην περιοχή των ορίων δυο τμημάτων ενός γεωλογικού σχηματισμού, που κινούνται κατ' αντίθετη φορά ή δέχονται την επίδραση αντιθέτων διευθύνσεων τάσεων (διάτμηση) (Σχ. Ε. 14). Συχνά οι διατμητικές αυτές τάσεις, εφόσον ξεπεραστεί το όριο θραύσως του πετρώματος, συνοδεύονται ως γνωστόν και από τη δημιουργία της αντίστοιχης διατμητικής ρηξιγενής δομής με αποτέλεσμα τότε οι πτεροειδείς ρωγμώσεις να τοποθετούνται εκατέρωθεν της ρήξεως (Σχ. Β.20α και Σχ. Ε. 14). Οπωσδήποτε προϋπόθεση για τη δημιουργία των πτεροειδών διακλάσεων δεν αποτελεί ο σχηματισμός της αντίστοιχης διατμητικής ρήξης. Αρκεί όπως τονίσαμε η κίνηση μόνο δυο τμημάτων ενός γεωλογικού σχηματισμού κατ' αντίθετη κίνηση από την επίδραση διατμητικών τάσεων, για να δημιουργηθούν στα σημεία επαφής τους, οι πτεροειδείς ρωγμώσεις (Σχ. Ε. 14).

    Από τη διάταξη και το σχήμα των πτεροειδών ρωγμώσεων είναι δυνατόν να καταλήξουμε στην εξακρίβωση των επί μέρους κινήσεων των τμημάτων του γεωλογικού σχηματισμού, που βρίσκονται εκατέρωθεν του συστήματος των πτεροειδών διακλάσεων. Γεγονός που αποτελεί όπως αναφέρθηκε ένα σημαντικό στοιχείο κατά την τεκτονική ανάλυση μιας περιοχής.

    Έτσι η διεύθυνση της κίνησης, των επί μέρους τμημάτων θα συμπίπτει με τη φορά του βέλους, που τοποθετείται στην οξεία, κάθε φορά γωνία που σχηματίζεται από την πτεροειδή διάκλαση και το όριο επαφής των δυο τμημάτων ή της διατμητικής ρήξης και σημαδεύει την κορυφή της οξείας αυτής γωνίας (Σχ. Ε.14 και Β.20α).

Σχ. Ε.14: Διάφορες μορφές πτεροειδών διακλάσεων (ρωγμώσεων) (C.T.H. 16. 1978).

Ε. 4.4. Ρήγματα ή μετατοπίσεις

    Ρήγμα στην τεκτονική ονομάζουμε κάθε ρηξιγενή δομή εκατέρωθεν της οποίας παρατηρούνται μετακινήσεις των επί μέρους τμημάτων του γεωλογικού σχηματισμού που παραμορφώνεται (Σχ. Β.22β). Οι μετατοπίσεις αυτές μπορεί να είναι της τάξης μεγέθους από 1 cm μέχρι και πάνω από 1000 m, πολλές φορές. Η επιφανειακή εξ' άλλου εξάπλωση ενός ρήγματος είναι δυνατόν να φθάνει σε μήκος πολλών χιλιομέτρων. Ολόκληροι ήπειροι μπορεί να μετατοπίζονται κατά μήκος τέτοιων, μεγάλου μήκους, ρηγμάτων (ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης, ταφρογενείς ζώνες κλπ. βλ. κεφ. Γ.2).

    Οι ρηξιγενείς επιφάνειες μπορεί να είναι, όπως γενικά και κάθε επιφανειακό στοιχείο στη Γεωλογία, κατακόρυφες, κεκλιμμένες ανάλογα, ή οριζόντιες. Μπορεί να εμφανίζονται επίσης όπως και οι επιφάνειες των δια-κλάσεων, λείες επίπεδες, κεκαμμένες ή και σιγμοειδώς κεκαμμένες.

    Συνήθως τα ρήγματα στους γεωλογικούς σχηματισμούς, είτε αυτοί είναι ιζηματογενείς, είτε μαγματογενείς, είτε μεταμορφωσιγενείς, προκαλούνται μετά τον σχηματισμό τους, από την επίδραση μεταγενέστερων παραμορφωτικών δυνάμεων.

    Υπάρχουν εν τούτοις περιπτώσεις, ιδίως στα ιζηματογενή πετρώματα, όπου ο σχηματισμός των ρηγμάτων μπορεί να γίνει κατά τη διάρκεια της ιζηματογένεσης. Τα ρήγματα αυτά αποτελούν μια ιδιαίτερη, μεγάλης σημασίας για τη σχετική χρονολόγηση τεκτονικών συμβάντων στη φύση, κατηγορία ρηγμάτων, που χαρακτηρίζονται ως συνιζηματογενή ρήγματα. Ορισμένα γνωρίσματα των ρηξιγενών αυτών δομών, που τις διακρίνουν από τις υπόλοιπες κανονικές ρηξιγενείς δομές, είναι τα εξής (Σχ. Ε. 15).

α) Τα ρήγματα αυτά περιορίζονται σε ορισμένα μόνο στρώματα των ιζηματογενών σχηματισμών και δεν κόβουν όλες τις στρωσιγενείς επιφάνειες του ιζήματος.

β) Είναι συνήθως μικρών διαστάσεων.

γ) Με το βάθος αυξάνει συνήθως το άλμα της μετατόπισης των τμημάτων εκατέρωθεν της ρήξεως.

    Κατά μήκος των ρηγμάτων κυκλοφορεί συνήθως νερό, με αποτέλεσμα να εμφανίζονται πολλές φορές πηγές σε ορισμένα σημεία τους, ανάλογα με τις γεωλογικές συνθήκες της ευρύτερης περιοχής. Υπάρχουν εν τούτοις περιπτώσεις, κατά τις οποίες διαπιστώθηκε ότι τα ρήγματα, ιδίως αυτά που αναπτύσσονται κάθετα στη διεύθυνση ροής του νερού μέσα στο πέτρωμα και το υλικό πληρώσεως τους έχει συμπαγοποιηθεί, αποτελούν ανασταλτικό παράγοντα στην κίνηση του νερού, σχηματίζοντας έτσι κατά κάποιο τρόπο, ένα αδιαπέρατο για το νερό διάφραγμα (Μια τέτοια περίπτωση, αναφέρεται στην περιοχή Αγιάς της Δ. Κρήτης).

    Οι διευθύνσεις των μετατοπίσεων, που δυνατόν να λάβουν χώρα κατά μήκος μιας ρηξιγενής επιφάνειας ενός ρήγματος, δίδονται στο Σχ. Ε. 16.

    Έτσι ανάλογα με τον τρόπο κίνησης των επί μέρους τμημάτων του γεωλογικού σχηματισμού εκατέρωθεν του ρήγματος, διακρίνονται με τη σειρά τους τα ρήγματα σε τρεις μεγάλες κατηγορίες (Σχ. Ε. 17).

Σχ. Ε. 16: Οι δυνατές μετατοπίσεις κατά μήκος μιας κεκλιμμένης ρηξιγενής επιφάνειας (Brinkmann, 1972).

α) Ρήγματα σμίκρυνσης (ή ανάστροφα ρήγματα).
Ως αποτέλεσμα δράσης αυτών των ρηγμάτων είναι η δημιουργία εφιππεύσεων, επωθήσεων, υποθήσεων, λεπιώσεων και τεκτονικών καλυμμάτων.

β) Ρήγματα απομάκρυνσης (ή ρήγματα εκτάσεως ή κανονικά ρήγματα).
Τα ρήγματα αυτά προκαλούν τις μεταπτώσεις.

γ) Ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης. Προκαλούν οριζόντια μετατόπιση των εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας τμημάτων του γεωλογικού σχηματισμού.

Σχ. Ε. 17: Οι κυριότεροι τύποι των ρηγμάτων. Α. κανονικό ρήγμα, Β. πλάγιο κανονικό ρήγμα αριστερόστροφο, C. πλάγιο κανονικό ρήγμα δεξιόστροφο, D. ανάστροφο ρήγμα. Ε. πλάγιο ανάστροφο ρήγμα αριστερόστροφο. F. πλάγιο ανάστροφο ρήγμα δεξιόστροφο, G. ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης με κατακόρυφη ρηξιγενή επιφάνεια αριστερόστροφο, Η. ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης με κεκλιμμένη ρηξιγενή επιφάνεια αριστερόστροφο, Ι. ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης με κατακόρυφη ρηξιγενή επιφάνεια δεξιόστροφο. (C.T.H. 16, 1978).

    Πολλές φορές εν τούτοις, παρατηρούνται μεταβατικές μορφές μεταξύ των α και γ κατηγοριών ρηγμάτων, καθώς επίσης και μεταξύ των β και γ κατηγοριών. Δημιουργούνται έτσι στην πρώτη περίπτωση τα πλάγια ανάστροφα ρήγματα, ενώ στη δεύτερη τα πλάγια κανονικά (Σχ. Ε. 16 και Ε. 17).

    Κατά τη γεωλογική εξέλιξη επίσης ενός ρήγματος, είναι δυνατόν να αλλάξει η αρχική φορά κίνησης των τμημάτων εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας, έτσι ώστε ένα ανάστροφο ρήγμα να μεταπίπτει σ' ένα κανονικό ρήγμα ή και αντίστροφα. Αλλά και κατά μήκος του ίδιου του ρήγματος, συμβαίνει καμία φορά, οι παρατηρούμενες κινήσεις να έχουν αντίθετη φορά σε ορισμένα σημεία της ρηξιγενής επιφάνειας, με αποτέλεσμα το ίδιο το ρήγμα αλλού να εμφανίζεται ως ανάστροφο και αλλού ως κανονικό (Σχ. Ε. 18). Τα φαινόμενα αυτά μαζί με το γεγονός, ότι η γωνία κλίσεως της ρηξιγενής επιφάνειας μπορεί να διαφοροποιείται με το βάθος (συνήθως ελαττώνεται, Σχ. Ε. 18, λιστρικά ρήγματα), θα πρέπει να ληφθούν σοβαρά υπόψη, κατά τη μελέτη των ρηγμάτων.

Σχ. Ε. 18: α) Αλλαγή της φοράς της κίνησης κατά μήκος μιας ρηξιγενής επιφάνειας. Κανονικό και ανάστροφο ρήγμα (Ashgirei, 1963). β) Μεταβολή της γωνίας κλίσης της ρηξιγενής επιφάνειας με το βάθος.

    Γενετικά τα ρήγματα (μετατοπίσεις), θεωρούνται αντίθετα με τις διακλάσεις και ρωγμώσεις, ως διατμητικές ρηξιγενείς δομές, που προκαλούνται έστω και δευτερογενώς (περίπτωση ac-ρηγμάτων) από διατμητικές τάσεις, ως αποτέλεσμα συμπιεστικών ή εφελκυστικών κύριων δυνάμεων, ανάλογα. Υπενθυμίζουμε εδώ, ότι ο μέγιστος εφελκυσμός, παρατηρείται κατά τη διεύθυνση της ελάχιστης κύριας, κάθετης τάσης (σ3) (βλ. κεφ. ελλειψοειδές παραμόρφωσης και Σχ. Ε.19).

    Τέλος η μορφολογική εικόνα και ο τρόπος γένεσης κάθε ρήγματος, συνδέεται επίσης στενά με τη γεωμετρική ταξινόμηση του. Φυσικά το παραπάνω ισχύει και αντίστροφα. Έτσι π.χ. σε h0l-θέσεις δημιουργούνται συνήθως συζυγή ανάστροφα ρήγματα, σε hk0-θέσεις δημιουργούνται συζυγή ρήγματα οριζόντιων μετατοπίσεων, σε ac-θέσεις δημιουργούνται δευτερογενώς κανονικά ρήγματα, ενώ πρωταρχικά στις θέσεις αυτές θα δημιουργηθούν ρηξιγενείς δομές εφελκυσμού κ.ο.κ.

Σχ. Ε. 19: Κατανομή των τάσεων στα ανάστροφα (Α), οριζόντια (Β) και κανονικά (C) ρήγματα. σ1 = μέγιστη τάση, σ2 = ενδιάμεση τάση, σ3 = ελάχιστη τάση (Hills, 1970).

    Συνοπτικά οι σχέσεις μεταξύ της μορφολογίας της γενετικής και της γεωμετρικής ταξινόμησης του συνόλου των ρηξιγενών δομών απεικονίζονται στον πίνακα Ι). Στον πίνακα αυτόν φαίνεται καθαρά ότι η δημιουργία κάθε μορφής των τεκτονικών δομών, είναι στενά συνδεδεμένη με τη γεωμετρική της θέσης, ως προς το a, b, c τριαξονικό σύστημα συντεταγμένων, καθώς και από το είδος των τάσεων ή δυνάμεων που επενεργούν.

Ε. 4.4.1. Ρήγματα σμίκρυνσης ή ρήγματα συμπίεσης ή ανάστροφα ρήγματα

    Στα ανάστροφα ρήγματα το τμήμα του γεωλογικού σχηματισμού που βρίσκεται πάνω από τη ρηξιγενή επιφάνεια κινείται προς τα πάνω, κάθετα στην παράταξη της ρηξιγενής επιφάνειας, ενώ αυτό που βρίσκεται κάτω από τη ρηξιγενή επιφάνεια κινείται αντίθετα προς τα κάτω (Σχ. 17 D,E,F). Συχνά παρατηρείται μόνο η κίνηση του πάνω τμήματος ή αντίστοιχα η κίνηση μόνο του κάτω τμήματος. Στην περίπτωση που έχει εξακριβωθεί ότι κινήθηκε μόνο το κάτω τμήμα προς τα κάτω, φυσικά πάρα πολύ δύσκολη αν όχι αδύνατη παρατήρηση, τότε το ανάστροφο ρήγμα προκαλεί το φαινόμενο της υπόθησης και το ρήγμα χαρακτηρίζεται ως υποθητικό ρήγμα.

    Αντίθετα στην περίπτωση που θα κινηθεί μόνο το πάνω τμήμα ή και τα δυο συγχρόνως σύμφωνα με τις κινήσεις που περιγράψαμε τότε μιλάμε γενικά για φαινόμενα εφίππευσης ή επώθησης, ανάλογα αν η γωνία κλίσης της ρηξιγενής επιφάνειας έχει κλίση > 45° ή < 45°, αντίστοιχα. Στην προκειμένη περίπτωση οι αντίστοιχες τεκτονικές δομές χαρακτηρίζονται ως εφιππευτικά ή επωθητικά ρήγματα (Σχ. Ε.20).

Σχ. Ε.20: Α. Εφιππευτικού χαρακτήρα ανάστροφο ρήγμα (> 45°). Β. Επωθητικού χαρακτήρα ανάστροφο ρήγμα (< 45°) (C.T.H. 16, 1978).

    Λόγω της παρουσίας ανάστροφων ρηγμάτων λοιπόν, είναι πολύ πιθανόν σε μια γεώτρηση να συναντήσουμε διαδοχικά τον ίδιο γεωλογικό σχηματισμό.

    Τα ανάστροφα ρήγματα, όπως φαίνεται και από τον χαρακτηρισμό τους ως ρήγματα σμίκρυνσης, προκαλούν μια σμίκρυνση των διαστάσεων του γεωλογικού σχηματισμού κατά το οριζόντιο επίπεδο.

    Γεωδυναμικά οι ρηξιγενείς αυτές τεκτονικές δομές αντιστοιχούν στο μεγαλύτερο μέρος των πτυχωσιγενών δομών, κατά τις οποίες δεν παρατηρείται καμιά ρήξη των γεωλογικών σχηματισμών. Και οι δυο αυτές τεκτονικές δομές δημιουργούνται από συμπιεστικές τάσεις και εμφανίζονται έτσι συχνά μαζί, ή πολλές φορές η μια μορφή μεταπίπτει στην άλλη, εφόσον είναι αποτέλεσμα της ίδιας παραμορφωτικής φάσης (Σχ. Β. 16).

    Και οι δυο αυτές τεκτονικές δομές επίσης αναπτύσσονται συνήθως κάθετα στην ισχυρότερη και παράλληλα στη μικρότερη τεκτονική καταπόνηση που δέχεται ο γεωλογικός σχηματισμός. Έτσι ώστε, ο Β-άξονας των πτυχών και τα ανάστροφα ρήγματα, εφόσον προήλθαν από την ίδια παραμορφωτική φάση να εμφανίζονται παράλληλα (Σχ. Ε.21). Επί πλέον τα ανάστροφα ρήγματα θα αποτελούν στην προκειμένη περίπτωση h0l-ρηξιγενείς επιφάνειες.

    Σε κάθε ανάστροφο ρήγμα μπορεί εύκολα να τοποθετήσει κανείς τη φορά της κύριας κίνησης που το προξένησε, αφού η διεύθυνση κλίσης της ρηξιγενής επιφάνειας εμφανίζεται πάντοτε εκτός από την περίπτωση που είναι πτυχωμένη, αντίθετη από τη διεύθυνση της κύριας κίνησης.

Σχ. E.21: Παράλληλη ανάπτυξη Β-αξόνων και ανάστροφων ρηγμάτων.

    Όταν πολλά, παράλληλα περίπου μεταξύ τους, ρήγματα εφιππεύσεων ή επωθήσεων ακολουθούν το ένα πίσω από το άλλο, σχηματίζεται τότε μια ζώνη που ονομάζεται ζώνη λεπιώσεων. Στα διάφορα λέπια που σχηματίζονται μεταξύ των ανάστροφων ρηγμάτων εμφανίζονται συχνά, σχεδόν οι ίδιες εναλλαγές των γεωλογικών σχηματισμών (Σχ. Ε.22), αλλά και πολλές φορές, παλιότερης ηλικίας ή και υψηλότερης μεταμόρφωσης πετρώματα, τοποθετούνται πάνω σε νεότερα ή χαμηλότερης μεταμόρφωσης πετρώματα.

    Η γεωτεκτονική ζώνη του Αξιού στον Ελληνικό χώρο, χαρακτηρίζεται ως μια τυπική ζώνη λεπιώσεων.

    Ένα πολύ σημαντικό εξ' άλλου τεκτονικό φαινόμενο, επακόλουθο της δράσης μικρής κλίσεως ή και οριζόντιων ανάστροφων ρηγμάτων, αποτελεί η δημιουργία των τεκτονικών καλυμμάτων.

Σχ. Ε.22: Γεωλογικοί σχηματισμοί τοποθετημένοι σε τεκτονικά λέπια. (Χάρτης Ι.Γ.Μ.Ε. 1: 50.000, φύλλο Θερμόν).

    Ως τεκτονικό κάλυμμα χαρακτηρίζεται κάποιος γεωλογικός σχηματισμός, ο οποίος από τη δράση ακριβώς τέτοιων ανάστροφων ρηγμάτων, αποχωρίζεται από την πρωταρχική του θέση και τοποθετείται τεκτονικά, πάνω σε κάποιον άλλον γεωλογικό σχηματισμό. Η μετακίνηση αυτή του τεκτονικού καλύμματος από την αρχική του θέση, είναι δυνατόν να φθάσει σε μεγάλες αποστάσεις. Υπολογίσθηκαν έτσι, μετακινήσεις τεκτονικών καλυμμάτων μέχρι και 100 km.

    Το τεκτονικό κάλυμμα αποτελεί τον αλλόχθονο γεωλογικό σχηματισμό, ενώ ο γεωλογικός σχηματισμός πάνω στον οποίο επωθείται το τεκτονικό κάλυμμα, αποτελεί τον αυτόχθονο.

    Συχνά παρατηρείται, επίσης, σε μια περιοχή ο σχηματισμός αλλεπάλληλων τεκτονικών καλυμμάτων, το ένα πάνω στο άλλο και όλα μαζί επωθημένα σε κάποιο αυτόχθονο σύστημα πετρωμάτων, που συχνά, αποτελεί και τον νεότερης ηλικίας γεωλογικό σχηματισμό της περιοχής (Σχ. Γ.7). Τοποθετούνται έτσι ανομοιογενή και διαφορετικών φάσεων πετρώματα, το ένα πάνω στο άλλο, σχηματίζοντας μια πολύπλοκη τεκτονική δομή στην περιοχή όπου εμφανίζονται και οπωσδήποτε δημιουργώντας πολλά προβλήματα στην τεκτονική ανάλυση της.

    Παρόμοια τεκτονική δομή αλλεπάλληλων τεκτονικών καλυμμάτων επωθημένων το ένα πάνω στο άλλο, χαρακτηρίζει τις οροσειρές του αλπικού ορογενούς και φυσικά και τις ελληνίδες οροσειρές, όπου οι διάφορες γεωτεκτονικές ζώνες τοποθετούνται διαδοχικά η μια πάνω στην άλλη (Σχ. Ε.23).

    Τα τεκτονικά καλύμματα λόγω ακριβώς της τεκτονικής τοποθέτησης τους, χαρακτηρίζονται από μια έντονη τεκτονική καταπόνηση μέχρι μυλωνιτίωση, ανάδρομη μεταμόρφωση πολλές φορές, καθώς και από ζώνες λεπιώσεων.

    Σε κάθε τεκτονικό κάλυμμα, διακρίνουμε τα εξής επί μέρους τμήματα (Σχ. Ε.24).

	Σχ. Ε.23: Τεκτονική των καλυμμάτων στον Ελληνικό χώρο (Κρήτη, Kilias et al., 1984).
	Σχ. Ε.24: Τα διάφορα μέλη ενός τεκτονικού καλύμματος και συνοδό του τεκτονικού καλύμματος φαινόμενα.

α) Βασικό σώμα: Πρόκειται για τον κύριο όγκο του τεκτονικού καλύμματος.
β) Μέτωπο τεκτονικού καλύμματος: Είναι το μπροστινό τμήμα του βασικού σώματος.
γ) Ράχη τεκτονικού καλύμματος: Αποτελεί την οροφή του βασικού σώματος.
δ) Ρίζα του τεκτονικού καλύμματος: Πρόκειται για το σημείο, απ’ όπου ξεκινάει το τεκτονικό κάλυμμα. Το μέρος αυτό χαρακτηρίζεται συνήθως από μια ζώνη λεπιώσεων, ενώ η ανεύρεση του πολλές φορές καθίσταται προβληματική και επίπονη, αφού λόγω της μεγάλης απόστασης που μετακινούνται συχνά τα τεκτονικά καλύμματα, είναι δυνατόν να αποκοπούν εντελώς από την αρχική τους θέση και να εμφανίζονται έτσι ως απομονωμένα ανεξάρτητα τεκτονικά σώματα.
ε) Τεκτονικό ράκος ή απομονωμένο τεκτονικό κάλυμμα: Πολλές φορές είναι δυνατόν, να αποκοπεί από τον κύριο όγκο του βασικού σώματος, ένα κομμάτι και λόγω μεγαλύτερης ταχύτητας μετακίνησης, να εμφανίζεται ως ένα εντελώς ανεξάρτητο και απομονωμένο μικρών διαστάσεων, τις περισσότερες φορές, τεκτονικό κάλυμμα (Σχ. Ε.25). Το απομονωμένο αυτό τμήμα του τεκτονικού καλύμματος χαρακτηρίζεται ως τεκτονικό ράκος.

στ) Βάση του τεκτονικού καλύμματος: Πρόκειται για το κάτω μέρος του βασικού σώματος, με το οποίο έρχεται σε επαφή με το αυτόχθονο σύστημα πετρωμάτων, πάνω στο οποίο επωθείται.

Σχ. Ε.25: Διάφορες μορφές τεκτονικών καλυμμάτων (α) και τεκτονικών παράθυρων (β) (Tollmann. I973).

    Η περιοχή αυτή λόγω της τριβής που αναπτύσσεται μεταξύ του τεκτονικού καλύμματος και του αυτόχθονου συστήματος, χαρακτηρίζεται από την παρουσία μυλωνιτιωμένων πετρωμάτων, τεκτονικών λεπιώσεων, τεκτονικών λατυποπαγών και ασύμμετρων μικροπτυχώσεων με φορά (Σχ. Ε.26). Συχνά παρατηρούνται επίσης, κομμάτια του αυτόχθονου συστήματος, ενσωματωμένα μέσα στο κατώτερο αυτό τμήμα του τεκτονικού καλύμματος, τα οποία λόγω της τριβής, αποκολλήθηκαν από το υπόβαθρο και μετακινήθηκαν μαζί με το βασικό σώμα. Τέλος ορυκτά υψηλής πίεσης και χαμηλής θερμοκρασίας (π.χ. γλαυκοφανής, πρεννίτης κ.ά), χαρακτηρίζουν πολλές φορές, τις επαφές των τεκτονικών καλυμμάτων και του αυτόχθονου συστήματος.

    Η βάση του τεκτονικού καλύμματος αποτελεί ένα από τα σημαντικότερα τμήματά του, διότι στο σημείο αυτό μπορούμε να διαπιστώσουμε τη διεύθυνση και φορά κίνησης του τεκτονικού καλύμματος, από τη μορφή και την ανάπτυξη των μικροδομών που αναφέραμε παραπάνω (Σχ. Ε.26).

    Στενά συνδεδεμένο με τη δημιουργία των τεκτονικών καλυμμάτων βρίσκεται ο σχηματισμός του τεκτονικού παράθυρου (Σχ. Ε.24 και Ε.27). Πολλές φορές σε κάποια περιοχή, λόγω έντονης διάβρωσης ενός τμήματος του τεκτονικού καλύμματος, αλλά και επακολούθης εφελκυστικής τεκτονικής και διαφυγής των τεκτονικών καλυμμάτων, αποκαλύπτονται στα μορφολογικά κατώτερα κατά κανόνα σημεία (π.χ. χαραδρώσεις), ή και με τη μορφή αναθολωμένων δόμων, μέλη του υποκείμενου αυτόχθονου συστήματος. Στην προκειμένη περίπτωση μιλάμε για την παρουσία ενός τεκτονικού παράθυρου, στη συγκεκριμένη περιοχή.

Σχ. Ε.26: Βάση τεκτονικού καλύμματος με τα συνοδό, τεκτονικά φαινόμενα (μικροπτυχώσεις, σχηματισμός μυλωνίτου). Η φορά των μικροπτυχώσεων δείχνει και την κύρια κίνηση του τεκτονικού καλύμματος (Δ ←A) (Brinkmann, 1972).

    Τεκτονικά παράθυρα στον Ελληνικό χώρο, αναφέρονται στις περιοχές του Ολύμπου, της Όσσας, των ΒΑ Πιερίων κ.ά., όπου λόγω της διάβρωσης, αλλά και της έντονης εφελκυστικής τεκτονικής και διαφυγής, των παλαιοζωικών κρυσταλλοσχιστωδών πετρωμάτων της Πελαγονικής ζώνης, και της ενότητας των μπλε σχιστολίθων, που αποτελούν στην προκειμένη περίπτωση τα τεκτονικά καλύμματα, αποκαλύπτονται τα μεσοζωικά και νεότερα ανθρακικά πετρώματα του υποκείμενου αυτόχθονου συστήματος (Σχ. Ε.27β). Αλλά και στην Πελοπόννησο, στην Κρήτη κ.ά., υπάρχουν χαρακτηριστικά παραδείγματα τεκτονικών παράθυρων για τον Ελληνικό χώρο.

Σχ. Ε.27: Σχηματισμός τεκτονικού παράθυρου από τη διάβρωση μέρους του επωθημένου τεκτονικού καλύμματος, (α. C.T.H. 16, 1972, β. Killias & Mountrakis, 1985).

    Θα πρέπει τέλος να αναφερθεί ότι η γένεση ενός τεκτονικού καλύμματος δεν οφείλεται πάντοτε στην παρουσία αναστροφών ρηγμάτων. Πτυχώσεις μεγάλων διαστάσεων ή και συνδυασμός πτύχωσης και ανάστροφου ρήγματος, προκαλούν επίσης όλα τα παραπάνω φαινόμενα που περιγράψαμε. Στο Σχ. Ε.28, απεικονίζονται παραστατικά οι δυνατοί τρόποι δημιουργίας ενός τεκτονικού καλύμματος.

Σχ. Ε.28: Οι κυριότεροι τύποι των τεκτονικών καλυμμάτων (Tollmann, I973).

Ε. 4.4.2. Ρήγματα απομάκρυνσης, ή ρήγματα έκτασης, ή κανονικά ρήγματα

    Η κατηγορία αυτή των ρηγμάτων, αντίθετα με την κατηγορία των ανάστροφων ρηγμάτων, προκαλείται από εφελκυστικές τάσεις, ενώ συνδέονται συνήθως με μια επιμήκυνση ή έκταση του γεωλογικού σχηματισμού κατά το οριζόντιο επίπεδο. Τις περισσότερες φορές, στο αρχικό στάδιο της δημιουργίας των ρηγμάτων αυτών, προτού δηλαδή να επέλθει η τελική ρήξη, είναι δυνατόν να συμβεί μια μονοκλινής κάμψη του γεωλογικού σχηματισμού (Σχ. Β.21).

    Τα κανονικά ρήγματα προκαλούν τις μεταπτώσεις των τμημάτων του γεωλογικού σχηματισμού, που βρίσκονται εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας, με τρόπο ώστε, το τμήμα που βρίσκεται πάνω από τη ρηξιγενή επιφάνεια κινείται προς τα κάτω, κάθετα στην παράταξη της ρηξιγενής επιφάνειας, ενώ το τμήμα που βρίσκεται κάτω από τη ρηξιγενή επιφάνεια κινείται αντίθετα προς τα πάνω (Σχ. Ε. 17).

    Η γωνία κλίσης των ρηξιγενών επιφανειών των κανονικών ρηγμάτων είναι συνήθως μεγάλη και κυμαίνεται από 50°-75°, χωρίς φυσικά να αποκλείονται και περιπτώσεις ρηγμάτων, με μικρότερες ή μεγαλύτερες τιμές των γωνιών κλίσεων τους.

    Το ποσό της επιμήκυνσης (οριζόντιο άλμα) των γεωλογικών σχηματισμών από τη δράση των κανονικών ρηγμάτων, προκύπτει από την απόσταση κατά το οριζόντιο επίπεδο μεταξύ ενός σημείου ενός στρώματος και του αντίστοιχου σημείου του ίδιου στρώματος, μετά τη μετάπτωση (Σχ. Ε.29).

    Εδώ θα πρέπει να τονιστεί, ότι γενικά για τον υπολογισμό του ποσού των μετατοπίσεων (άλματα, Σχ. Ε.29), σε κάθε κατηγορία ρήγματος, θα πρέπει να συγκρίνουμε τα ίδια ακριβώς χαρακτηριστικά σημεία ή σημεία στρωμάτων στα δυο τεμάχη, εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας (Σχ. Ε.30).

    Είναι φανερό ότι όσο μεγαλύτερη γωνία κλίσης έχει η ρηξιγενής επιφάνεια του κανονικού ρήγματος, τόσο μικρότερη θα είναι και η αντίστοιχη επιμήκυνση του γεωλογικού σχηματισμού που παραμορφώνεται. Στην περίπτωση που εμφανίζονται σε μια περιοχή πολλά μεταπτωτικού χαρακτήρα ρήγματα παράλληλα το ένα πίσω από το άλλο, τότε η συνολική επιμήκυνση των γεωλογικών σχηματισμών, προκύπτει από το άθροισμα των επί μέρους μεγεθύνσεων, που αντιστοιχούν σε κάθε ρήγμα χωριστά.

	Σχ. Ε.29: Είδη αλμάτων στα ρήγματα και μεταξύ τους σχέσεις
	Σχ. Ε.30: Για τον υπολογισμό του άλματος συγκρίνουμε τα ίδια χαρακτηριστικά σημεία ή στρώματα εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας (σημεία Α και Α' και όχι σημεία Δ και Γ).

    Η παρουσία πολλών κανονικών ρηγμάτων σε μια περιοχή, έχει ως αποτέλεσμα, ανάλογα με τις διευθύνσεις κλίσεων των αντίστοιχων ρηγμάτων, τη δημιουργία χαρακτηριστικών τεκτονικών δομών, που ονομάζονται τεκτονικά κέρατα και τεκτονικές τάφροι ή τεκτονικά βυθίσματα (Σχ. Ε.31).

    Όταν ένα τέμαχος του γεωλογικού σχηματισμού ανυψώνεται από τη δράση μιας ομάδας κανονικών ρηγμάτων με αντίθετες διευθύνσεις κλίσεων, τότε μιλάμε για τεκτονικό κέρας. Στην αντίθετη περίπτωση, βύθισης ενός τμήματος του γεωλογικού σχηματισμού, μιλάμε για τεκτονική τάφρο.

    Παραδείγματα τέτοιων τεκτονικών κεράτων και τάφρων στην Ελλάδα υπάρχουν πολλά. Αναφέρουμε για παράδειγμα τα τεκτονικά βυθίσματα της Βόλβης-Ρεντίνας και του Ανθεμούντα, τα οποία με ανάπτυξη ΒΒΑ-ΝΝΔ, κόβουν εγκάρσια σε γενικές γραμμές, την κύρια ανάπτυξη των γεωλογικών σχηματισμών της Σερβομακεδονικής μάζας στις περιοχές βορειοανατολικά και ανατολικά της Θεσσαλονίκης.

    Στην περίπτωση που ένα πλήθος μεταπτωτικών ρηγμάτων με την ίδια διεύθυνση κλίσης, προκαλεί σταδιακή ταπείνωση μιας περιοχής προς τη μια κατεύθυνση, τότε μιλάμε για κλιμακωτή εμφάνιση των ρηγμάτων αυτών (Σχ. Ε.32).

	Σχ. Ε.31: Δημιουργία τεκτονικών κεράτων και βυθισμάτων από τη δράση κανονικών ρηγμάτων. (C.T.H. 16, 1972).
Σχ. Ε. 32: Κλιμακωτή μετάπτωση

    Τα κανονικά ρήγματα αποτελούν στο μεγαλύτερο μέρος τους 0kl-διατμητικές ρηξιγενείς δομές, που προήλθαν όμως δευτερογενώς από τη μετατροπή ρηξιγενών δομών εφελκυσμού σε κάποιο μεταγενέστερο στάδιο Βέβαια σε μια περιοχή θα συναντήσουμε συχνά και κανονικά ρήγματα με τυχαία ανάπτυξη ή ακόμη και σε h0l-θέσεις, ως προς τη διεύθυνση των πτυχωσιγενών δομών. Η δημιουργία των ρηγμάτων αυτών, θα πρέπει να αποδοθεί σε μεταγενέστερες κινήσεις, που προκλήθηκαν από την επίδραση κάποιας νεότερης και ανεξάρτητης ως προς την πτύχωση, παραμορφωτικής φάσης, με διαφορετικές ίσως διευθύνσεις και φορά τάσεων.

Ε. 4.4.3. Ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης

    Τα ρήγματα αυτά προκαλούν οριζόντια μετατόπιση, παράλληλα δηλ. στην παράταξη της ρηξιγενούς επιφάνειας, των τμημάτων του γεωλογικού σχηματισμού, που βρίσκονται εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας (Σχ. Ε. 17), ενώ συγχρόνως δεν παρατηρείται καμιά αξιόλογη μεταβολή των διαστάσεων του γεωλογικού σχηματισμού.

    Το μέγεθος της μετατόπισης κυμαίνεται από μερικά εκατοστά ή μέτρα, μέχρι πολλές φορές και πάνω από 100 Km. Μεγάλων διαστάσεων ρήγματα τέτοιου είδους, χαρακτηρίζονται ως παράφορες.

    Η γωνία κλίσεως των ρηξιγενών επιφανειών των ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης είναι συνήθως, μεγάλη μέχρι και 90°, έτσι ώστε τα ρήγματα αυτά τις περισσότερες φορές να χαρακτηρίζονται ως κατακόρυφα.

    Αναλόγως των σχετικών κινήσεων που λαμβάνουν χώρα στα τμήματα του γεωλογικού σώματος εκατέρωθεν του ρήγματος, διακρίνουμε δεξιόστροφα ή αριστερόστροφα ρήγματα οριζόντιων μετατοπίσεων.

    Για την εξακρίβωση της ταυτότητας των ρηγμάτων αυτών, ακολουθούμε την εξής πορεία:

Στεκόμαστε μπροστά στο ρήγμα, κοιτάζοντας το τμήμα του γεωλογικού σχηματισμού που βρίσκεται από την άλλη πλευρά της συγκεκριμένης ρήξης και σημειώνουμε τη φορά κίνησης του τμήματος αυτού. Στην περίπτωση που μετατοπίσθηκε αυτό προς τα δεξιά (έτσι όπως κοιτάμε), μιλάμε για δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης, ενώ για μετατόπιση προς τα αριστερά μιλάμε για αριστερόστροφο ρήγμα (Σχ. Ε.33).

    Τα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης, προκαλούνται κυρίως από συμπιεστικές τάσεις και λιγότερο από εφελκυστικές.

    Αποτελούν έτσι συχνά σύνοδες τεκτονικές δομές των πτυχών και των ανάστροφων ρηγμάτων σχηματίζοντας hk0-συζυγείς διατμητικές ρηξιγενείς δομές, ενώ συνοδεύονται τις περισσότερες φορές, από μικρότερα ρήγματα και διακλάσεις.

Σχ. Ε.33: α) Δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης, β) Αριστερόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης.

    Από τη δράση των ρηγμάτων αυτών είναι δυνατόν ορισμένα τμήματα ενός τεκτονικού καλύμματος ή ενός επωθημένου γεωλογικού σχηματισμού να κινηθούν ανεξάρτητα και με διαφορετική ταχύτητα, το ένα από το άλλο, έτσι ώστε να εμφανίζονται ότι άλλα από αυτά προχώρησαν περισσότερο και άλλα λιγότερο (Σχ. Ε. 34).

    Μεγάλων διαστάσεων ρήγματα αυτού του είδους που είναι σήμερα ενεργά, όπως τα γνωστά ρήγματα του Αγίου Ανδρέα στις δυτικές ακτές της Βόρειας Αμερικής (δεξιόστροφο) και αυτό της Ανατολής, που από το Βόρειο Αιγαίο δια μέσου της βόρειας Τουρκίας με Α-Δ διεύθυνση καταλήγει στο Βόρειο Ιράν, χαρακτηρίζονται από την εμφάνιση ισχυρών σεισμών.

    Τα ρήγματα μετασχηματισμού, ανήκουν στην κατηγορία των ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης, διαφέρουν όμως όπως τονίστηκε (κεφ. Γ. 2. 3. και Σχ. Γ. 23) από αυτά, ως προς τον τρόπο γένεσης, ενώ εμφανίζονται κατά κύριο λόγο στις περιοχές των μεσο-ωκεανείων ράχεων.

Σχ. Ε.34: Ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης, συνδεδεμένα με ανάστροφα ρήγματα, επωθητικού χαρακτήρα (C.Τ.Η. 16, 1972).

E. 4.4.4. Πλάγια ρήγματα

    Στα προηγούμενα κεφάλαια περιγράφηκαν ρήγματα, στα οποία οι κινήσεις, που έλαβαν χώρα, ήταν κάθετα ή παράλληλα στην παράταξη τους. Με την παραδοχή αυτή διακρίθηκαν ανάλογα σε κανονικά ρήγματα, σε ανάστροφα ρήγματα και σε ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης.

    Εν τούτοις παρατηρούνται συχνά, κινήσεις των δυο τμημάτων εκατέρωθεν του ρήγματος, πλάγια στην παράταξή του. Σε τέτοια ρήγματα λοιπόν, οι μετατοπίσεις γίνονται κατά τη συνισταμένη μιας κάθετης και μιας παράλληλης προς την παράταξη τους κίνησης (Σχ. Ε.17).

    Στις περιπτώσεις αυτές μιλάμε για πλάγια κανονικά ή πλάγια ανάστροφα ρήγματα, ανάλογα της κίνησης των δυο τεμαχών εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας. Κινήθηκε το τέμαχος πιάνω από τη ρηξιγενή επιφάνεια προς τα πάνω μιλάμε για πλάγιο ανάστροφο ρήγμα. Κινήθηκε το τέμαχος πάνω από τη ρηξιγενή επιφάνεια προς τα κάτω μιλάμε για πλάγιο κανονικό ρήγμα (Σχ. Ε. 16).

    Στα πλάγια ρήγματα, όσο μεγαλώνει η συνιστώσα της οριζόντιας κίνησης, τόσο αυτά πλησιάζουν να μετατραπούν σε ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης. Αντίθετα όσο ελαττώνεται η συνιστώσα της οριζόντιας κίνησης, τα πλάγια ρήγματα τείνουν να μετατραπούν σε κανονικά ή ανάστροφα ρήγματα.

Ε. 4.5. Σχέσεις μεταξύ της διεύθυνσης κλίσης των ρηξιγενών επιφανειών και των γεωλογικών σχηματισμών

    Τόσο σε κανονικά όσο και σε ανάστροφα ρήγματα η διεύθυνση κλίσης των ρηξιγενών επιφανειών τους, είναι δυνατόν να συμπίπτει ή να είναι αντίθετη με τη διεύθυνση κλίσης των γεωλογικών σχηματισμών που διαρρηγνύουν.

    Στην πρώτη περίπτωση μιλάμε για συνθετικά ρήγματα και στη δεύτερη για αντιθετικά ρήγματα (Σχ. Ε. 35).

    Ανάλογα λοιπόν με τον χαρακτήρα του ρήγματος διακρίνουμε αντιθετικά ή συνθετικά ανάστροφα ή πλάγια ανάστροφα ρήγματα, αντιθετικά ή συνθετικά κανονικά ή πλάγια κανονικά ρήγματα.

    Οι γωνίες κλίσης των ρηξιγενών επιφανειών αντίστοιχα είναι δυνατόν να είναι είτε μικρότερες είτε μεγαλύτερες των γωνιών κλίσεων των γεωλογικών σχηματισμών. Μια σειρά σχέσεων μεταξύ των διευθύνσεων και γωνιών κλίσεων ρηξιγενών επιφανειών και επιφανειών στρώσεως ή σχιστότητας σε αντιθετικά και συνθετικά ρήγματα απεικονίζεται σε τομή στο Σχ. Ε.36.

	Σχ. Ε.35: α) Αντιθετικά κανονικά ρήγματα, β) Συνθετικά κανονικά ρήγματα. (C.T.H. 16, 1978).
	Σχ. Ε.36: Σχέσεις μεταξύ, διεύθυνσης και γωνίας κλίσης ρηξιγενών και s ή ss-επιφανειών (C.Τ.Η. 16. 1972).

Ε. 4.6. Ρηξιγενή επιφάνεια και υλικά πληρώσεως των ρηγμάτων

    Οι επιφάνειες κατά μήκος των οποίων συμβαίνουν οι μετατοπίσεις των γεωλογικών σχηματισμών, αποτελούν τις ρηξιγενείς επιφάνειες (Σχ. Ε.37). Οι ρηξιγενείς επιφάνειες εμφανίζονται συνήθως στιλπνές και λείες και χαρακτηρίζονται ως Harnisch-επιφάνειες (slickenside) ή ως «καθρέπτης ρήγματος» ή ως κατοπτρικές επιφάνειες. Συχνά μάλιστα η παρουσία μεταλλικών ορυκτών (σιδηροπυρίτης κ.ά) και διαφόρων οξειδίων, δίνουν στην κατοπτρική επιφάνεια μια μεταλλική λάμψη. Το στιλβωμένο επικάλυμμα της ρηξιγενής επιφάνειας, αποτελείται από λεπτόκοκκο, μυλωνιτιωμένο πέτρωμα και συχνά φέρει φυλόμορφα ορυκτά, χαλαζία, ασβεστίτη, ορυκτά της αργίλλου κ.ά.

    Πάνω στον «καθρέπτη» του ρήγματος, εφ' όσον δεν έχει επιδράσει σε μεγάλο βαθμό η διάβρωση, παρατηρούνται σχεδόν πάντα οι γραμμές ολίσθησης. Οι γραμμές αυτές μοιάζουν με «νυχιές» πάνω στη ρηξιγενή επιφάνεια. Σχηματίζονται από την τριβή σκληρών υλικών (κόκκων χαλαζία, κροκαλών κ.ά), τα οποία λόγω της αντίθετης κίνησης των δυο τεμαχών εκατέρωθεν του ρήγματος, σύρθηκαν πάνω στη ρηξιγενή επιφάνεια.

Σχ. Ε.37: «Καθρέπτης» ρήγματος ή κατοπτρική επιφάνεια ρήγματος.

    Πρόκειται συνεπώς για μικροαυλακώσεις και μικροράχεις, που πολλές φορές φέρουν στη μικροκλίμακα μια ελαφρά κλίνουσα και μια απότομα κλίνουσα πλευρά, με αποτέλεσμα να δημιουργούνται κλιμακωτές δομές (αναβαθμίδες) που υποδηλώνουν έτσι τη φορά της κίνησης (Σχ Ε.38).

Σχ. Ε.38: α) Ρηξιγενής επιφάνεια και δημιουργία γραμμώσεων ολίσθησης με αναβαθμίδες (Hobbs et al., 1976). β) Ρηξιγενείς επιφάνειες με γραμμώσεις ολίσθησης (C.T.H. 12, 1972).

    Οι γραμμώσεις ολίσθησης κατά τη μελέτη των ρηγμάτων, αποτελούν ένα σημαντικό γραμμικό στοιχείο, γιατί η διάταξη τους μας δείχνει τη διεύθυνση της τελευταίας κίνησης που έλαβε χώρα. Βέβαια υπάρχουν περιπτώσεις, όπου πάνω σε μια ρηξιγενή επιφάνεια παρατηρούνται γραμμώσεις με διαφορετικές διευθύνσεις, οπότε πλέον έχουμε ένα ακόμη στοιχείο για τη μελέτη της κινητικής εξέλιξης του ρήγματος, διότι κάθε διαφορετική κίνηση θα δημιουργήσει και διαφορετικής διεύθυνσης γράμμωση ολίσθησης.

    Οι γραμμές ολίσθησης σε επωθήσεις ή μεταπτώσεις τοποθετούνται κάθετα στην παράταξη του ρήγματος ή παράλληλα στη διεύθυνση κλίσης του. Αντίθετα σε ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης, τοποθετούνται παράλληλα στην παράταξη ή κάθετα στη διεύθυνση κλίσης του ρήγματος. Τέλος σε πλάγιες επωθήσεις ή μεταπτώσεις τοποθετούνται πλάγια στην παράταξη ή στη διεύθυνση κλίσης της ρηξιγενής επιφάνειας με ανάλογη κλίση, ως προς το οριζόντιο επίπεδο (Σχ. Ε.17).

    Κατά την παρατήρηση στο ύπαιθρο θα πρέπει να εξακριβώσουμε και τη σχετική φορά κίνησης των τεμαχών εκατέρωθεν του ρήγματος, γεγονός που αποτελεί όπως επανειλημμένα τονίσαμε σημαντικό στοιχείο για την τεκτονική ανάλυση μιας ρηξιγενής δομής, αλλά και γενικά μιας τεκτονικής μελέτης.

    Έτσι οι επόμενες κυρίως ενδείξεις, θα μας οδηγήσουν στην ανάλυση της φοράς των επιμέρους κινήσεων εκατέρωθεν του ρήγματος.

α) Λόγω της κλιμακωτής μικροδομής των γραμμώσεων ολίσθησης, εάν τοποθετήσουμε την παλάμη μας πάνω στη ρηξιγενή επιφάνεια και την κινήσουμε πάνω κάτω κατά τη διεύθυνση της κίνησης, που θα μας τη φανερώσουν οι γραμμές ολίσθησης, τότε η φορά της κίνησης του τμήματος που βρίσκεται προς το μέρος που στεκόμαστε (Σχ. Ε.38), θα πρέπει να είναι αντίθετη προς τη φορά της κίνησης του χεριού, που θα παρατηρηθεί η μεγαλύτερη αντίσταση.
β) Οι μικροκάμψεις των γεωλογικών σχηματισμών εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας, αποτελούν ένα σημαντικό στοιχείο για την αναγνώριση των επί μέρους κινήσεων (Σχ. Ε. 39).
γ) Η παρουσία πτεροειδών διακλάσεων. Ο τρόπος της αναγνώρισης των σχετικών κινήσεων, σύμφωνα με την τοποθέτηση των πτεροειδών διακλάσεων περιγράφεται στο κεφ. Ε. 4.3 (πτεροειδείς διακλάσεις, Σχ. Β. 20α).
δ) Η παρουσία ασύμμετρων μικροπτυχών με φορά κοντά στη ρηξιγενή επιφάνεια. Η φορά των πτυχών (απόκλιση) μας δείχνει και τη φορά της κίνησης (βλ. κεφ. πτυχές).
ε) Η παρουσία σφηνοειδών ρωγμώσεων. Η φορά της κίνησης τοποθετείται κατά την ανάπτυξη της οξείας γωνίας, που σχηματίζεται από τη σφηνοειδή ρώγμωση και τη ρηξιγενή επιφάνεια (Σχ. Ε.40).
    Οι σφηνοειδείς αυτές ρωγμώσεις, εμφανίζονται συνήθως πληρωμένες με μεταγενέστερο υλικό πλήρωσης, που μπορεί να είναι αργιλικό, ασβεστιτικό, χαλαζιακό, απλιτικό κλπ.

στ) Τέλος η διάταξη τεμαχίων, που αποκολλήθηκαν από τον ένα από τους δυο σχηματισμούς εκατέρωθεν του ρήγματος και ενσωματώθηκαν στον άλλον κατά την κίνηση, μας δείχνει επίσης τη φορά των επί μέρους κινήσεων. Η διεύθυνση κλίσης αυτών, βρίσκεται συνήθως, αντίθετη της φοράς της κίνησης (Σχ. Ε.40.).

	Σχ. Ε.39: Οι μικροκάμψεις των γεωλογικών σχηματισμών εκατέρωθεν του ρήγματος υποδηλώνουν τις επί μέρους κινήσεις (C.T.H. 16, 1978)
	Σχ. Ε.40: α) Σφηνοειδείς ρωγμώσεις και β) ενσωματωμένα τμήματα του υπόβαθρου στη βάση τεκτονικού καλύμματος, ως δείκτες των επί μέρους κινήσεων, εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας.

    Συνήθως μέσα στα ρήγματα ή σε ζώνες ρηγμάτων παρατηρούνται ισχυρά τεκτονισμένα μέλη των πετρωμάτων που παραμορφώνονται και τα οποία συνοδεύονται από υλικά που αποθέτει το νερό που κυκλοφορεί στο ρήγμα (ασβεστίτη, χαλαζία, άργιλλο κ.ά). Τα υλικά αυτά αποτελούν τα υλικά πλήρωσης των ρηξιγενών δομών και η μελέτη τους μας παρέχει σημαντικά στοιχεία για την τεκτονική ανάπτυξη των αντίστοιχων ρηξιγενών δομών με τις οποίες συνδέονται.

    Έτσι από την ισχυρή τριβή που αναπτύσσεται στα σημεία των ρηγμάτων, λόγω της αντίθετης κίνησης των δυο τεμαχών εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας, δημιουργείται αρχικά ένα τεκτονικό λατυποπαγές. Αυτό αποτελεί συνήθως έναν συνεκτικό κατακλασμένο σχηματισμό, που συνίσταται από συνδετική ύλη και γωνιώδη θραύσματα των γειτονικών πετρωμάτων, σε αντίθεση με το ιζηματογενές λατυποπαγές, στο οποίο δεν παρατηρείται η ισχυρή κατάκλαση και η τέλεια γωνιώδη ανάπτυξη των συστατικών του (Σχ. Ε.41).

    Με την αύξηση της παραμόρφωσης είναι δυνατόν το τεκτονικό λατυποπαγές να μετατραπεί κατά θέσεις τουλάχιστον, σε μυλωνίτη, ο οποίος αποτελεί έναν εντελώς λεπτόκοκκο, μέχρι τη μορφή σκόνης, κονιορτοποιημένο σχηματισμό. Συχνά μέσα στο μυλωνιτιωμένο υλικό πλήρωσης των ρηγμάτων, ανευρίσκονται επίσης, τεκτονικά αποστρογγυλωμένες κροκάλες, ως υπολείμματα συμπαγέστερων υλικών των πετρωμάτων που μυλωνιτιώθηκαν.

    Η μυλωνιτοποίηση των γεωλογικών σχηματισμών είναι συνήθως συνδεδεμένη με ανακρυσταλλώσεις ορυκτών, που οφείλεται στην αύξηση της θερμοκρασίας και πίεσης, λόγω της τριβής των κινουμένων τεμαχών εκατέρωθεν της ρηξιγενής επιφάνειας, αλλά και στη διακίνηση νερού και διαλυμάτων, κατά μήκος της μυλωνιτοποιημένης ζώνης. Για τον λόγο αυτό αποτελεί συνηθισμένο φαινόμενο, η παρατήρηση νεοσχηματισθέντων ορυκτών (φυλλόμορφα, αργιλλικά κ.ά) στις ζώνες ρηγμάτων. Εν τούτοις πολλές φορές το τεκτονικό γεγονός της μυλωνιτοποίησης λαμβάνει χώρα σε σημαντικό βάθος, όπου αναπτύσσονται μεγάλες τιμές θερμοκρασίας και πίεσης. Έτσι σε βάθος μεγαλύτερο των 10 Km όπου κυριαρχούν θερμοκρασίες πάνω από 300° C και υψηλές πιέσεις, σχηματίζονται οι βλαστομυλωνίτες, ψευδοταχυλίτες, λεπτίτες κ.ά.

Σχ. Ε.41: α) Μικροσκοπική παρατήρηση σε λεπτή τομή τεκτονικού λατυποπαγούς. β) Μικροσκοπική παρατήρηση σε λεπτή τομή ιζηματογενούς λατυποπαγούς (Ashgirei, 1963).

    Συχνή τέλος είναι η εμφάνιση πολλών διαδοχικών ρηξιγενών επιφανειών, μεταξύ δυο κύριων ακραίων ρηγμάτων, οπότε στην προκειμένη περίπτωση μιλάμε για μια ρηξιγενή ζώνη. Μεταξύ των δυο ακραίων ρηγμάτων της ρηξιγενής ζώνης, μετατοπίζονται τα διάφορα τεμάχη, κατά μήκος των συνοδών ρηξιγενών επιφανειών, με αποτέλεσμα να εμφανίζονται ισχυρά τεκτονισμένα και να συνοδεύονται από τη δημιουργία διαδοχικών μυλωνιτών σ' όλο το πλάτος της ρηξιγενής ζώνης. Το πλάτος της ζώνης αυτής μπορεί να κυμαίνεται από μερικά μέτρα μέχρι και πάνω από 100 m (Σχ. Ε.42).

    Ρηξιγενείς ζώνες αναπτύσσονται, τόσο από ανάστροφα, όσο και από κανονικά ρήγματα. Στην πρώτη περίπτωση μιλάμε για ζώνη λεπιώσεων και στη δεύτερη περίπτωση για ζώνη κλιμακωτών μεταπτώσεων (Σχ. Ε.32).

Σχ. Ε.42: Απεικόνιση ρηξιγενής ζώνης με τα συνοδά ρήγματα, μεταξύ δυο κύριων μεταπτωτικού χαρακτήρα ρηγμάτων.

Ε. 4.7. Αναγνώριση ρηγμάτων στο ύπαιθρο

    Ορισμένοι παράγοντες, όπως η διάβρωση (Σχ. Ε.43), φυτική κάλυψη, οι νέες προσχώσεις, η οικιστική ανάπτυξη κ.ά., δυσχεραίνουν συχνά την αναγνώριση ή χαρτογράφηση ενός ρήγματος στο ύπαιθρο, έτσι ώστε συχνά μόνο με έμμεσες κατά κάποιο τρόπο παρατηρήσεις, να είμαστε σε θέση να αποφανθούμε για την ύπαρξη ενός ρήγματος. Εκείνο που θα πρέπει εν τούτοις να τονιστεί, είναι ότι κατά την αναγνώριση ενός ρήγματος θα πρέπει να είμαστε πολύ προσεκτικοί, στην εξαγωγή συμπερασμάτων, σχετικά με τον χαρακτηρισμό του, το μέγεθος της ανάπτυξης του, την κινηματική και τη δυναμική του κατάσταση. Γιατί σχεδόν πάντα, ποτέ δεν αποκαλύπτεται κάποιο ρήγμα σε όλη του την έκταση και από ορισμένες έτσι μεμονωμένες θέσεις, όπου τυχόν αυτό θα εμφανίζεται, θα πρέπει να στηρίξουμε τις παρατηρήσεις μας.

Σχ. Ε.43: Επίδραση της διάβρωσης στην επιφάνεια ρηξιγενών δομών στο ύπαιθρο. (Α πριν τη διάβρωση η κανονική ρηξιγενής δομή, Β μετά τη διάβρωση) (Billings, 1972).

    Παρακάτω αναφέρουμε ορισμένες βασικές ενδείξεις, που θα μας βοηθήσουν στην αναγνώριση και στην περαιτέρω μελέτη έτσι του αντίστοιχου ρήγματος.

α) Η παρουσία μιας κατοπτρικής επιφάνειας, μας φανερώνει την ύπαρξη ενός ρήγματος, μεταπτωτικού κυρίως χαρακτήρα (Σχ. Ε.44).

    Για την εξακρίβωση βέβαια της πραγματικής ταυτότητας του ρήγματος δεν αρκεί μόνο η παρατήρηση του καθρέπτη του (βλ. κεφ. Ε.4.6). Αυτό αποτελεί μόνο μια ένδειξη, ότι υπάρχει κάποιο ρήγμα και τίποτε παραπάνω.

Σχ. Ε.44: Κατοπτρική επιφάνεια μεταπτωτικού ρήγματος. Πρασινογνεύσιοι Θεσ/νίκης.

β) Η απότομη μεταβολή της γεωλογικής δομής και της πετρογραφικής σύστασης μιας περιοχής, καθώς και της γωνίας κλίσης ή της παράταξης ενός γεωλογικού σχηματισμού, αποτελούν σημαντικές ενδείξεις για την παρουσία ενός ρήγματος. Εξ' άλλου η απότομη αύξηση του πάχους προσχώσεων ή νεογενών σχηματισμών στην επαφή τους με κάποιο υπόβαθρο, φανερώνει επίσης την ύπαρξη κάποιας ρηξιγενής δομής (Σχ. Ε. 45).

Σχ. E.45: Ενδείξεις για την αναγνώριση ενός ρήγματος στο ύπαιθρο.

γ) Τεκτονικά λατυποπαγή ή υλικό μυλωνίτου, διατεταγμένα κατά ζώνες, αποτελούν σημαντικό κριτήριο για την αναγνώριση ρηξιγενών δομών. Τα τεκτονικά λατυποπαγή (βλ. κεφ. Ε.4.6) τοποθετούνται συνήθως σε γωνιώδη ασυμφωνία με τα γειτονικά πετρώματα. Η τοποθέτηση αυτή των τεκτονικών λατυποπαγών, αποτελεί ένα επί πλέον βασικό διαγνωστικό χαρακτηριστικό για τη διάκριση τους, από τα ιζηματογενή λατυποπαγή, ώστε να αποφεύγεται η σύγχυση σε τυχόν ανεύρεση τους (Σχ. Ε.46).

    Στα τεκτονικά λατυποπαγή που συνδέονται με επωθήσεις ή εφιππεύσεις, η συνδετική ύλη και τα γωνιώδη θραύσματα αποτελούνται από το ίδιο υλικό. Η συνδετική τους ύλη εμφανίζεται συνήθως ως μυλωνίτης και δεν περιέχει φερτά ξένα υλικά, λόγω της μικρής δυνατότητας κυκλοφορίας των διαλυμάτων σε ζώνες τέτοιων λατυποπαγών. Επί πλέον η μικρή κυκλοφορία διαλυμάτων εμποδίζει στις ζώνες αυτές και τη συνδεδεμένη με αυτή, ανάπτυξη νέων ορυκτολογικών παραγενέσεων.

    Αντίθετα στα τεκτονικά λατυποπαγή, που συνδέονται με μεταπτωτικά ρήγματα ή ρωγμώσεις η συνδετική ύλη αποτελείται και από φερτά υλικά ή νεοσχηματισθέντα ορυκτά, που αποτίθενται από τα διαλύματα που κυκλοφορούν σε ζώνες τέτοιων λατυποπαγών.

    Οπωσδήποτε όμως μια σειρά συμπληρωματικών παραγόντων (π.χ. το βάθος σχηματισμού του λατυποπαγούς), είναι δυνατόν να αλλοιώσει τα γενικά αυτά χαρακτηριστικά των τεκτονικών λατυποπαγών, έτσι ώστε για την αναγνώριση μιας επώθησης ή μιας μετάπτωσης δεν μπορούμε να στηριχθούμε μόνο στον χαρακτήρα των διάφορων τεκτονικών λατυποπαγών. Όπως και σε κάθε άλλη γεωλογική αναγνώριση, ο συνδυασμός πολλών επί μέρους στοιχείων, μπορεί να μας δώσει απάντηση στο ερώτημα αυτό.

Σχ. Ε.46: Τοποθέτηση τεκτονικών λατυποπαγών με γωνιώδη ασυμφωνία ως προς τις s- ή ss- επιφάνειες των γεωλογικών σχηματισμών.

δ) Η μορφολογία μιας περιοχής μας βοηθάει πολλές φορές στην ανεύρεση ενός ρήγματος.

    Μια απότομη μεταβολή έτσι του ανάγλυφου, πιθανόν να συνδυασθεί με τη δράση κάποιου ρήγματος, μεταπτωτικού χαρακτήρα ή και ανάστροφου.

ε) Η διαφορά της βλάστησης σε ορισμένες περιοχές συνδέεται πολλές φορές με την ύπαρξη ρηγμάτων.

    Επειδή μέσα σε ρήγματα, κυκλοφορούν συνήθως διαλύματα και η υγρασία ως εκ τούτου στις περιοχές αυτές είναι υψηλή, συχνά κατά μήκος μιας ρηξιγενής γραμμής είναι δυνατόν, ή να έχουμε διαφορετική βλάστηση από αυτήν της γειτονικής περιοχής, ή ακόμη και μεγαλύτερη αντοχή στην ξηρασία των φυτών που αναπτύσσονται κατά μήκος αυτής.

στ) Οι αεροφωτογραφίες αποτελούν ένα από τα σημαντικότερα διαγνωστικά μέσα των ρηξιγενών δομών. Ρήγματα και μεγάλα συστήματα ρωγμώσεων, που αναγνωρίζονται πολύ δύσκολα κατά τις εργασίες υπαίθρου, είναι δυνατόν να αποκαλυφθούν με μεγάλη ακρίβεια στην αεροφωτογραφία και να τοποθετηθούν έτσι στον γεωλογικό χάρτη ή και να αξιολογηθούν.

    Βέβαια για την ορθότητα των παρατηρήσεων από τις αεροφωτογραφίες, θα πρέπει αυτές να επιβεβαιωθούν ξανά και στο ύπαιθρο. Σε αντίθετη περίπτωση θα υπάρχει κίνδυνος λανθασμένης αξιολόγησης, ορισμένων παρατηρήσεων.

    Η ευνοϊκότερη κλίμακα για παρατήρηση τεκτονικών στοιχείων στις αεροφωτογραφίες, είναι 1: 10.000 μέχρι 1: 30.000.

ζ) Στην περίπτωση που διαπιστώσουμε από στρωματογραφικά ή τεκτονικά δεδομένα, ότι ένας παλιότερης ηλικίας σχηματισμός υπέρκειται ενός νεότερης ηλικίας, είμαστε σίγουροι ότι η μεταξύ τους σχέση θα είναι τεκτονική και ότι ο υπερκείμενος γεωλογικός σχηματισμός επωθήθηκε πάνω στον υποκείμενο νεότερο του.

    Αντίθετα η αναγνώριση επωθητικών ρηγμάτων στην περίπτωση που νεότερης ηλικίας γεωλογικοί σχηματισμοί επωθούνται πάνω σε παλαιότερης ηλικίας πετρώματα, ιδίως όταν οι στρώσεις των νεότερων ή και των παλιότερων σχηματισμών βρίσκονται σε συμφωνία με την επιφάνεια της επώθησης, αποτελεί τις περισσότερες φορές ένα πολύ δύσκολο πρόβλημα. Σε μια τέτοια διάταξη γεωλογικών σχηματισμών, βρισκόμαστε πάντα σε αμφιβολία, εάν μεταξύ τους υπάρχει στρωματογραφική συμφωνία ή ασυμφωνία, ή αν υπάρχει τεκτονική επαφή.

Η ανεύρεση τεκτονικών λατυποπαγών ή σχιστοποιημένων ζωνών στα όρια των σχηματισμών δεν αποτελεί σοβαρό κριτήριο για την τεκτονική τους σχέση. Διότι ακόμη και όταν υπάρχει στρωματογραφική επαφή μεταξύ δυο ανομοιογενών υλικών (όπως συμβαίνει τις περισσότερες φορές, π.χ. ασβεστόλιθος με φυλλίτη) είναι δυνατόν, χωρίς τη δράση κάποιου αξιόλογου ανάστροφου ρήγματος, να δημιουργηθούν τεκτονικά λατοποπαγή ή ζώνες τεκτονισμού.

    Στην προκειμένη περίπτωση λοιπόν, θα πρέπει να εξετάσουμε με μεγάλη λεπτομέρεια σε όλη της την έκταση, την επαφή των συγκεκριμένων σχηματισμών, έτσι ώστε με έμμεσα τουλάχιστον κριτήρια να καταλήξουμε για τη φύση της σχέσης τους.

    Η ανεύρεση ενός κροκαλοπαγούς επίκλυσης θα έδινε σοβαρά στοιχεία για τον χαρακτηρισμό της επαφής τους ως στρωματογραφική (Σχ. Ε.47). Μια επιφάνεια επαφής ανώμαλη, που θα προήλθε προφανώς από τη διάβρωση του υποκείμενου σχηματισμού σε περίοδο χέρσευσης, θα έδινε πρόσθετα στοιχεία για μια στρωματογραφική επαφή (Σχ. Ε.47).

    Βαθμιαία μετάβαση του υποκείμενου γεωλογικού σχηματισμού προς τον υπερκείμενο, δείχνει επίσης μια στρωματογραφική επαφή. Π.χ. εάν ο υποκείμενος σχηματισμός αποτελείται κυρίως από αργιλλικό υλικό και μεταβαίνει σιγά-σιγά με μια αύξηση του ασβεστιτικού του υλικού σ' έναν ανθρακικό υπερκείμενο ορίζοντα, τότε δεν μπορεί να έχουμε παρά μια στρωματογραφική επαφή.

    Υπολείμματα καρστικών σχηματισμών ή γενικά ενδείξεις ηπειρωτικής επεξεργασίας του υποκείμενου σχηματισμού, στην επαφή του με τον υπερκείμενο, συνηγορούν για στρωματογραφική επαφή (Σχ. Ε.48).

    Αντίθετα η παρατήρηση θραυσμάτων του υποκείμενου σχηματισμού, ενσωματωμένα στη βάση του υπερκείμενου σχηματισμού, σε συνδυασμό με μια έντονη τεκτονική καταπόνηση της περιοχής επαφής των δυο σχηματισμών (μυλωνίτης, τεκτονικά λατυποπαγή κ.ά), δείχνει σαφώς τεκτονική επαφή (επώθηση, Σχ,. Ε.48).

    Τέλος, όταν η στρώση του νεότερου υπερκείμενου σχηματισμού βρίσκεται σε ασυμφωνία με μια ισχυρά τεκτονισμένη επιφάνεια επαφής των δυο σχηματισμών, τότε μιλάμε περισσότερο για επωθητικό φαινόμενο (Σχ. Ε.49).

	Σχ. Ε.47: α) Κροκαλοπαγές βάσης (επίκλυσης) και β) ανώμαλη επιφάνεια επαφής, ως δείκτες στρωματογραφικού ορίου μεταξύ δυο σειρών.
	Σχ. Ε.48: α) Στρωματογραφική επαφή. (Παρατήρηση μορφών διάβρωσης καρστ κ.λ.π). β) Τεκτονική επαφή (έντονα τεκτονισμένοι οι γεωλογικοί σχηματισμοί στα σημεία επαφής).
Σχ. Ε.49: Τεκτονική σχέση δύο γεωλογικών σχηματισμών. Επώθηση του α γεωλογικού σχηματισμού πάνω στον β γεωλογικό σχηματισμό.