Forkastninger i svakt litifiserte sandsteiner på Korsika og deres betydning for reservoaregenskaper

Transkript

1 Forkastninger i svakt litifiserte sandsteiner på Korsika og deres betydning for reservoaregenskaper Marie Granbo Rolseth Masteroppgave Institutt for geovitenskap Universitetet i Bergen Juni 2008

2

3 ABSTRACT This Master thesis is based on the study of two syn-sedimentary extensional faults, both located in Miocene sedimentary basins on the island of Corsica (France). The faults were active on shallow depths and sediment cohesion is regarded as low at the time of faulting. It is assumed that faulting was related to basin development and crustal scale extension in the Mediterranean region. The study was conducted through field work and micro textural analysis. The Casaperta fault is located in the Aleria basin on the East coast of Corsica and displays faulted fluvial sediments; conglomerates, sands and siltstones. The fault zone is characterized by a distinct fault core surrounded by a damage zone. Ductile structures are prominent in the form of mixed lithologies and layer smearing, whereas structures such as slip-surfaces, shear fractures and partly cataclastic deformation bands represent brittle components in the fault zone. The other locality, Grotta di u Banditu, is situated in the St. Florent basin on Northern Corsica, and constitutes a relatively broad fault zone cutting through shallow marine sands and conglomerates. Fault movement is localized in several fault cores, each consisting of a set of narrow shear zones. The faulting mechanism in Casaperta is interpreted to be aseismic creep movement facilitated by grain rolling. In addition there seems to be a coseismic component related to the formation of brittle structures such as slip-surfaces and grain flaking in damage zone deformation bands. In the Grotta di u Banditu fault zone deformation is regarded as strictly aseismic and is ascribed to a ductile creep movement of sediments carried out through grain rolling mechanisms. Coarse grained sediments seem to be more ductile than fine grained silts and clays on shallow crustal depths, and both localities display smearing of sand and gravel layers. Concepts originally developed for describing clay smearing in faults were adopted as an attempt to describe sand smear mechanisms and membrane continuity. Mechanisms for sand smearing are found to be different in the two faults, with Casaperta representing smearing by shear processes, whereas Grotta di u Banditu displays an abrasion type smearing. Trends indicated by the dataset in this study show that shale smear and sand smear respond differently to increasing fault throw. Based on the findings abrasion type smear also seems to be more efficient in creating continuous smears. The effect of a continuous sand smear through a fault zone could be a permeable sand bridge across the fault, herby promoting fluid flow through a reservoir.

4

5 SAMMENDRAG I denne oppgaven beskrives to ulike synsedimentære ekstensjonsforkastninger som begge er lokalisert i miocene sedimentære bassenger på Korsika (Frankrike). Forkastningene var aktive på grunne skorpedyp under en tid hvor bergartene var svakt litifiserte, og forkastningshendelsene tolkes å ha sammenheng med bassengutvikling og storskala skorpeekstensjon i Middelhavsregionen. Oppgaven bygger på feltarbeid og mikroteksturstudier. Casaperta-lokaliteten i Aleriabassenget (Ø på Korsika) viser forkastede fluviale sedimenter, og forkastningssonen er karakterisert ved en tydelig forkastningskjerne omsluttet av destruksjonssone. Forkastningen viser duktile strukturer i form av blandingslitologier og smøring av lag, og tillegg sprø strukturer som slipp-flater og skjærbrudd, samt delvis kataklastiske deformasjonsbånd i sandsteiner i destruksjonssonen. Den andre lokaliteten er Grotta di u Bandidu i St. Florentbassenget (N). Denne kjennetegnes av en bred forkastningssone med forflytning lokalisert i flere smale forkastningskjerner. Forkastningskjernene består her av sett med smale, tabulære skjærsoner. Forkastningsmekanismen er på begge lokaliteter tolket å være aseismisk kryp, hvor skjærbevegelse foregår i form av kornrulling. Casaperta viser i tillegg en koseismisk komponent som knytter seg til sprø deformasjon av finkornede sedimenter og kataklase ved abrasjon av korngrenser i deformasjonsbånd. Grovkornede sedimenter virker å være mer duktile enn silt og leir på grunne skorpedyp, og på begge lokaliteter observeres smøring av sand- og gruslag. Konsepter kjent fra leirsmøring ble brukt for å beskrive sandsmøring med hensyn på smøringsmekanisme og vurdering av smøringskontinuitet. De to lokalitetene viser forskjellige smøringsmekanismer hvor Casaperta representerer skjærsmøring, mens Grotta di u Bandidu viser abrasjonssmøring. Datasettet fra denne studien indikerer at sand- og leirsmøring viser forskjellige trender ved økning i forkastningssprang. Det synes også å være en forskjell mellom de ulike typene sandsmøring når det gjelder smøringskontinuitet gjennom forkastningen. I et reservoar påvirket av en forkastning vil en kontinuerlig sandsmøring kunne danne en permeabel bro over forkastningen.

6

7 FORORD Jeg vil gjerne benytte anledningen til å takke alle som har hjulpet meg under arbeidet med mastergradsstudiet ved Institutt for Geovitenskap, Universitetet i Bergen. Først og fremst vil jeg takke veileder Alvar Braathen for et interessant prosjekt, fine dager i felt, samt gode og grundige tilbakemeldinger. Takk også til medveileder Jan Tveranger for interessante diskusjoner, nyttige tips og gode innspill underveis. Jeg vil dessuten takke Anita Torabi for en god introduksjon til tynnslipanalyser og deformasjonsbåndstudier, Vigdis Hope for hjelp og tips til kornfordelingsanalysene, samt Bjørn Kvisvik ved Bjerknes senteret for hjelp med sedigrafanalysen. En spesiell takk går til min gode venninne Hilde for hennes innsats som feltassistent, samt gjennomlesing og grundige tilbakemeldinger på tekst. Tilslutt vil jeg takke min familie og mine medstudenter og venner som har støttet meg og heiet på meg gjennom masterstudiet. Studietiden i Bergen har vært god og minnerik. Marie Granbo Rolseth Bergen, 1. Juni 2008

8

9 INNHOLDSFORTEGNELSE KAPITTEL 1 INNLEDNING... 1 KAPITTEL 2 KORSIKA Geomorfologi Korsikas geologi og geologiske historie Geografisk plassering av studieområdene Aleriabassenget St. Florent-bassenget KAPITTEL 3 EKSTENSJONSFORKASTNINGER I SVAKT LITIFISERTE SANDSTEINER Forkastningsdannelse og geometri Forkastningsdannelse Forkastningsstrukturer og forkastningsgeometri Deformasjonsprosesser Deformasjonsprosesser i sand Smøring av lag Diagenese og sementering Permeabilitet i forkastninger Forkastningskjernen Destruksjonssonen Anisotropi i forkastningssonen KAPITTEL 4 METODER Feltstudier Casaperta Grotta di u Banditu Tynnslipstudier Prøvetaking Mikroskopistudier Kornfordelingsstudier Prøvetaking Sikting Sedigrafanalyse Smøringsanalyse KAPITTEL 5 RESULTATER Casapertaforkastningen Litologibeskrivelse Beskrivelse av forkastningen - Forkastningsgeometri, litologi og strukturer Deformasjonsmekanismer Smøring av lag Grotta di u Banditu Litologi og stratigrafi Beskrivelse av forkastningen Smøring KAPITTEL 6 TOLKNING OG DISKUSJON Casaperta Generell forkastningsbeskrivelse Litologier i forkastningskjernen Slipp-plan og brudd Deformasjonsbånd... 76

10 Sement som effekt av grunnvannssirkulasjon Dannelse av Casapertaforkastningen Grotta di u Banditu Generell beskrivelse av deformasjonsstrukturer i forkastningssonen Forkastningskjerner Kort sammenligning av forkastningene i Casaperta og Grotta di u Banditu Forkastningskjerne Destruksjonssone Sammenligning med forkastninger andre steder Deformasjonsmekanismer Smøring av sand i forkastningene KAPITTEL 7 KONKLUSJON OG VIDERE ARBEID Konklusjoner Videre arbeid... 95

11

12

13 KAPITTEL 1 INNLEDNING Formålet med dette masterstudiet var å studere ekstensjonsforkastninger i sandsteiner på Korsika (Frankrike). Disse forkastningene har vært aktive nært overflaten i en situasjon hvor sandsteinen hadde minimal kohesjon. Hovedmålet var å få en forståelse for forkastningenes oppbygging, dernest hvilke prosesser som har virket under deformasjonen. Videre skulle forkastningen vurderes ut i fra enheter i den som kan påvirke strømning i et sandsteinsreservoar. De to lokalitetene er Casaperta i Aleriabassenget og Grotta di u Banditu i St. Florentbassenget, lokalisert på den nordøstlige delen av Korsika, Frankrike. Lokalitetene ble valgt fordi de begge viser svært gode eksponeringer av denne typen forkastninger. I tillegg kan forkastningene vise til distinkte forskjeller i strukturelt uttrykk. Målet var derfor å gi en mest mulig detaljert beskrivelse av hver av forkastningene med hensyn på litologier og strukturer, samt å sammenligne dem. Likheter og forskjeller i forkastningsstrukturer ble drøftet for videre å kunne gi en vurdering av ulike forkastningsprosesser som er aktive under dannelse av ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner. Introduksjon til hver av lokalitetene følger i kap 2.3. Lokaliteten i Casaperta var også utgangspunkt for en grundigere studie av mikroskala kornkarakteristikker. Bergartene på lokaliteten er svakt litifiserte, noe som gjør at de er egnet for enkel prøvetaking. Begge forkastningene viser duktil rotasjon av sandlag inn i forkastningen, altså en form for sandsmøring. Et av målene med oppgaven var å kartlegge denne formen for smøring. Arbeidet i denne oppgaven ble bl.a. utført i form av 3 ukers feltarbeid våren 2007 og 1 ukes feltarbeid våren 2008, i tillegg til laboratoriearbeid ved hovedlaboratoriet på Geologisk Institutt og på Bjerknes-senter for klimaforksning. Arbeidet inkluderer: - Feltkartlegging. Detaljkartlegging av lokalitetene Casaperta (Aleriabassenget) og Grotta di u Banditu (St. Florentbassenget). - Kornfordelingsanalyse. En fordeling av kornstørrelsesfraksjoner i deformerte og udeformerte bergarter ble utarbeidet for å gi et mer solid grunnlag for å vurdering av 1

14 Kapittel 1 Innledning - aktive deformasjonsprosesser ved forkastningsdannelse, og da spesielt med tanke på hvorvidt det har vært mekanisk nedbryting (knusing) av korn ved forkastningsdannelse. - Tynnslipanalyse. Mikroskopianalyse av tynnslip produsert fra prøver tatt i forkastningssonen i Casaperta. Prøvene ble tatt av deformasjonsstrukturer i forkastningssonen og ble utført for å gi en vurdering av mikroskala deformasjonsmekanismer som forekommer i en forkastningssone, samt gi en dypere vurdering av porøsitets- og permeabilitetsegenskaper i forkastningssonen. - Smøringsanalyse. Smøring av sandlag var av spesiell interesse i denne oppgaven med tanke på strømningsegenskaper i et reservoar hvor det finnes en forkastning. Sandlag som er smurt utover i en forkastningssone vil kunne påvirke evnen til væskestrømning i positiv forstand. Smøring av lag i begge forkastninger ble studert med hensyn på opptreden i felt og smøringsmekanisme ble vurdert. I denne oppgaven har jeg valgt å holde et klart fokus på den aktuelle problemstillingen, og har derfor valgt bort omfattende beskrivelser av regionale forhold som synes av mindre relevans for forståelse av forkastninger i sandsteiner på grunne skorpedyp. 2

15 KAPITTEL 2 KORSIKA Øya Korsika tilhører Frankrike, og ligger sentralt plassert i den nordvestlige delen av Middelhavet (figur 2-1). Området er karakterisert av oseanske bassenger omgitt av fjellkjeder. Den geologiske historien henger sammen med flere episoder av fjellkjededannelse rundt det nordvestlige Middelhavet, og geologien er spesiell da bergartene på øya viser tegn til både alpin og pyrineeisk orogenese (Lacombe og Jolivet 2005), påfølgende ekstensjonskollaps og til slutt skorpe-skala ekstensjon med bassengdannelse og sedimentasjon (Zarki-Jakni et al. 2004). Dette kapittelet gir en generell oversikt over Korsikas geomorfologi. Det inkluderer også en kort beskrivelse av øyas geologi og geologiske historie, samt en geografisk og stratigrafisk introduksjon til studieområdene. a) b) Figur 2-1. a) Korsika med påtegnede sedimentære bassenger samt øyas geografiske plassering i Middelhavet (innfelt i hjørnet) (kilde: Google Earth). b) Enkelt geologisk kart over Korsika som viser hovedstrukturer og litologier (Zarki-Jakni et al. 2004). 3

16 Kapittel 2 Korsika 2.1. Geomorfologi Morfologisk er Korsika karakterisert bl.a. ved et spektakulært topografisk relieff, noe som gir sitt utslag i en gjennomsnittshøyde på 565 m o.h., som er den største gjennomsnittshøyden av alle de vestlige Middelhavsøyene. Det høyeste punket er Mt. Cinto på 2710 m o.h., og dette er kun en av øyas mer enn 20 fjelltopper som ligger over 2000 m o.h. (Zarki-Jakni et al. 2004). Fjellterrenget er fordelt utover et overflateareal på 9000 km 2, hvor øya strekker seg omtrent 160 km i NS retning og 70 km i ØV retning. Geologisk er det vanlig å dele øya inn i to deler, det Alpine- og det Hercyniske Korsika, og disse provinsene kan vise til distinkte forskjeller når det gjelder både geologi og geomorfologi. Grensen mellom de to delene går fra NV mot S og ligger på den nordligste delen av øya morfologisk langs en dyp dal som følger Ostriconielva (Zarki-Jakni et al. 2004). Hercyniske Korsika ligger på SV side av denne grensen og utgjør omtrent to tredjedeler av øya. Det er på denne delen av Korsika man finner de høyeste toppene og det største relieffet. Den nordøstlige delen er kjent som Alpine Korsika og er preget av alpine skyvedekker i fjellsidene og store kystflater (Cavazza et al. 2001) Korsikas geologi og geologiske historie De to strukturelle domenene (Hercyniske og Alpine Korsika) er distinkt forskjellige også når det gjelder geologi (se figur 2-1). Hercynisk Korsika består hovedsakelig av en stor granittoid batolitt av karbon alder. Batolitten har utbredelse fra Korsika videre sørover og utgjør deler av grunnfjellet på Sardinia. Granittoidene er overlagt og intrudert av vulkanske og plutonske komplekser av perm alder. Pre-hercyniske bergarter finnes kun få steder på øya, henholdsvis i sør og i nordvest, og består av metamorfe, hovedsakelig magmatiske bergarter. Det hercyniske grunnfjellet kuttes av et stort sinistralt strøk-slipp forkastningskompleks orientert i NØ-SV retning, som antas å ha oppstått sent i den hercyniske orogenesen (Zarki-Jakni et al. 2004). Alpine Korsika er bygd opp av oseaniske og kontinentale skyvedekker (Daniel et al. 1996) med bergarter av mesosoisk til eocen alder som er skjøvet over det hercyniske grunnfjellet. 4

17 Kapittel 2 Korsika Den geologiske historien til Alpine Korsika er knyttet til fjellkjededannelse i regionen rundt Middelhavet. For 65,5 millioner år siden var det Ligurianske hav lukket og enheten bestående av Korsika og Sardinia lå nært dagens Provence-område. Korsika befant seg da trolig i en region som utgjorde krysningen mellom beltene av pyrineiske og alpine skyvedekker, og dette hadde stor innflytelse på dannelsen av Alpine Korsika (Lacombe og Jolivet 2005). I løpet av paleocen og eocen tid blir Korsika utsatt for både pyrineisk og alpin orogenese, hvor den sistnevnte dominerer. Overgangen fra en Pyrinee-Provence dominert periode til en Alpin periode skjer hovedsakelig i løpet av eocen. På denne tiden blir Schistres Lustrés skyvedekket, som i dag finnes i det Alpine Korsika, plassert på det hercyniske grunnfjellet og påvirket av høy trykk lav temperatur metamorfose (blåskifer facies) (Lacombe og Jolivet 2005). Dominerende dekketransportretning er mot vest lik den man finner i Alpene. Schistres Lustrés enheten på Korsika viser også store likhetstrekk med oseanske skyvedekker i den vestre delen av Alpene, derav navnet Alpine Korsika (Stanley 1985). Figur 2-2 viser et tenkt profil gjennom Provence og Korsika, og søker å forklare hvordan deformasjonen og dannelsen av Alpine Korsika har foregått (Lacombe og Jolivet 2005). Figur 2-2. Tenkt profil av Korsika-Provenceområdet i sen eocen. Figur hentet fra Lacombe og Jolivet (2005). Sen Eocen til Oligocen er en viktig periode i Middelhavsregionen. Den markerer begynnelsen på full kollisjon mellom Afrika og Eurasia, samtidig som ekstensjon tar til i back arc -områder i hele regionen (Lacombe og Jolivet 2005). Åpningen av det Liguro- Provencale hav begynner med dannelsen av et riftbasseng (Jolivet et al. 1998). På Korsika 5

18 Kapittel 2 Korsika blir samtidlig de tidligere dekkegrensene delvis reaktivert under grønnskifer facies, og ekstensjon forbundet med topp-mot-øst skjæraktivitet tar til (Fournier et al. 1991). Riftingen i det Liguro-Provencale bassenget blir etterfulgt av dannelse av ny oseanskorpe og innebærer i tillegg rotasjon av blokken som Korsika og Sardinia befinner seg på (Jolivet et al og referanser i den). Rotasjonen begynte for mellom 23 og 21 millioner år siden og endte for 15 millioner år siden, etter å ha rotert omtrent 45 grader i retning mot klokka (Ferrandini et al. 2003). På Korsika blir tidlig miocen representert ved innsynking relatert til dannelsen av det Liguro-Provencale bassenget, en generell eustatisk havnivåstigning, samt strukturell inversjon av skyvedekkekomplekset mellom den alpine orogene kilen og forlandet (Cavazza et al. 2007). Skorpeskala skjærsoner bevitner ekstensjonen, som viser en utvikling over tid fra et duktilt til et mer sprøtt regime (Jolivet et al. 1998). Minst to ekstensjonsskjærsoner finnes på øya, en langs den originale skyvedekkefronten (mellom Hercynisk grunnfjell og Schistres Lustrés dekket), og en langs den østre marginen av Korsika. Begge viser topp mot øst skjærretning (Jolivet et al. 1991). Deformasjonen skiftet gradvis østover (Jolivet et al. 1998), og begynte for omtrent 18 millioner år siden på østsiden av Korsika-Sardiniablokken, altså i de nordligste delene av det Tyrrheniske bassenget. Riftingen i dette bassenget foregikk imidlertid diakront og migrerte gradvis sørover. De sørligste delene av det Tyrrheniske hav begynte dermed ikke å åpne seg før omtrent 9 millioner år siden (Zarki-Jakni et al. 2004). Ekstensjonsperioden utviklet seg som nevnt fra duktil til sprø deformasjon og endte med dannelse av flere normalforkastninger med fall mot øst. Ekstensjon og rifting er samtidig relatert til storskala nedkjøling av skorpen og fjerning av materiale ved erosjon. Reaktiveringen av den tidligere skyveforkastningsfronten som strøk-slipp og delvis normalforkastning førte blant annet til en relativ heving av vestlige i forhold til østlige Korsika, noe som også forklarer dagens topografiske forskjeller mellom vest og øst på øya. Denne betydelige forkastningen viser i dag et moderat fall mot øst, og de vertikale riftrelaterte bevegelsene den medførte sørget for et betydelig fall i erosjonsbasis og intens nedbryting av topografien i de vestlige deler av Korsika. Forkastningsaktiviteten førte til at det ble dannet akkumulasjonsrom i form av små ekstensjonsbassenger, som til dels kunne fange opp det eroderte materialet. Den tektoniske aktiviteten fortsatte under og etter avsetning i disse bassengene, hvor størstedelen av sedimentene er datert til tidlig til midt miocen alder (Jolivet 6

19 Kapittel 2 Korsika et al. 1998; Zarki-Jakni et al. 2004). Det finnes fem neogene sedimentære bassenger på Korsika, og disse er hovedsakelig fylt med silisiklastiske og noe bioklastiske sedimenter. De fem bassengen er: St.Florentbassenget i N, Bastiabassenget i NØ, Aleriabassenget i Ø, Bonifaciobassenget i S og Francardobassenget sentralt på øya (Fellin et al. 2006). Avsetningene i Francardobassenget er relatert til den nevnte reaktiveringen av skyveforkstningsfronten og er fanget i hengblokken av denne betydelige forkastningen. Bassenget har en svak helning mot vest, dvs. mot forkastningen (Daniel et al. 1996). Sedimentasjonen i St.Florentbassenget tiltok rundt millioner år siden trolig grunnet oppløft og erosjon av Tenda massivet (se figur 2-3), hvorpå det eroderte materialet til dels akkumulerte i hengblokken øst for massivet, herunder i St.Florent-bassenget. Etter hvert som sentrum for ekstensjonen gradvis migrerte østover, avtok sedimentasjonen i St. Florentbassenget, mens den akselererte i bassengene i øst (Aleria og Bastia) rundt millioner år siden. På denne tiden ble Alpine Korsika også utsatt for oppløft og denudasjon, noe som hadde innvirking på dreneringssystemet representert ved flere av de store elvene i nord (Zarki-Jakni et al. 2004). I motsetning til de andre bassengene er Bonifaciobassenget i sør avsatt primært på grunnfjell. Intent består bassenget av tre revformasjoner overlagt av grunnmarine sanddyner (Ferrandini et al. 2003). Figur 2-3. Skjematisk profil over den nordlige delen av Korsika. Fylte piler indikerer kompressjonsrelatert forkastningsbevegelse av Alpin alder, mens åpne piler indikerer enten normalforkastninger reaktivert i sen Oligocen tid, eller høyvinklede neogene normalforkasninger (Cavazza et al. 2007). Dagens Korsika viser en serie av storskala åpne folder. Disse stryker N-S, og har kilometerskala amplitude. Foldene gjenspeiler en tektonisk utvikling av metamorfe kjernekomplekser som har vært dannet som følge av skorpeskala skjærsoner relatert til kollaps og eksensjon av den Alpine fjellkjeden. Foldene og skjærsonene har en historie fra Miocene tid og fram til i dag. Sistnevente aktivitet vises ved dagens dreneringsmønster (Daniel et al. 1996; Fournier et al. 1991). 7

20 Kapittel 2 Korsika Lokalitetene som er grunnlaget for studiet i denne oppgaven ligger henholdsvis i Aleriabassenget i øst og St.Florentbassenget i nord. Videre i kapittelet gis en kort beskrivelse av geologien i hver av disse bassengene, samt en introduksjon til studieområdene Geografisk plassering av studieområdene Aleriabassenget Figur 2-1 viser tydelig to store sedimentære bassenger på østsiden av Korsika. Disse er henholdsvis Bastiabassenget i nordøst og Aleriabassenget sør for dette. Oppgavens hovedlokalitet er plassert sentralt i Aleriabassenget, det største av Korsikas sedimentære bassenger. Bassenget ble som tidligere nevnt dannet under rifting av det Tyrrheniske hav mellom Korsika-Sardinia i vest og Calabria i øst (Cavazza et al. 2007). En stor forkastning utgjør bakkanten av bassenget i vest, dvs. grensen mot metamorft grunnfjell, og kan i terrenget følges som skillet mellom oppdyrkede vinmarker og tett kratt. Store mengder neogene sedimenter fyller bassenget, som i dag er preget av tydelige platåer. Platåene antyder at det har vært en trinnvis senkning av erosjonsbasis i området. Sedimentene er datert og tolket til å være fluvio-marine konglomerater, brekksjer og sandsteiner av saravallisk alder (midt miocen), deltaiske sandsteiner og konglomerater av messin alder, Pliocene konglomerater, samt alluviale, lagunale og glaciale sedimenter av Pleistocene opprinnelser (D'Italia et al. 1999) Casaperta Lokaliteten utgjøres av en veiskjæring langs hovedveien mellom Aleria og Corte ved et lite sted som kalles Casaperta (UTM 32: ) (figur 2-4). En forkastning, med orientering omtrent 340/40, kutter gjennom skjæringa og er godt eksponert over omtrent 30 m. Den best eksponerte delen av veiskjæringa utgjør hoveddelen av studiet i denne oppgaven, og består av et snitt som er omtrent 50 meter langt og ca 17 m høyt på det høyeste. Skjæringen fortsetter i varierende blotningskvalitet videre ca 150 meter i nord-vestlig retning, og består her i stor grad av konglomerater tilhørende liggblokken. I sør-østlig retning skjærer 8

21 Kapittel 2 Korsika det inn en liten vei omtrent på tvers av hovedveien. Her er det også stedvis gode eksponeringer, og scanlinjer og skisser fra disse områdene inngår som en del av feltstudiet. Figur 2-4. Geografisk plassering av hovedlokalitet. a) Plassering i Aleriabassenget (kilde: Google Earth). b) Topografisk kart 1: c) Fotomosaikk av veiskjæringen med forkastning. 9

22 Kapittel 2 Korsika Avsetningene i veiskjæringen veksler mellom slamsteiner, fine til grovkorna sandsteiner og konglomerater som kiler ut i horisontal retning. Sandsteinene viser tendens til kryss-sjikting og lamina av grovere materieal, ellers er få småskala sedimentologiske strukturer synlige. Lagningen har et slakt fall mot NNØ, og sedimentene tilhører Aghioneformasjonen av midt Miocene alder (BRGM 1990). Ut i fra avsetningenes framtoning i felt antas de å være fluviale, noe som stemmer godt overens med geologiske kart og beskrivelser av området og formasjonen (Caron og Loÿe-Pilot 1990). Sedimentologisk avsetningsmiljø har imidlertid begrenset betydning for denne oppgaven, hvor det er hovedsakelig er litologien, og måten denne er modifisert på gjennom tektoniske hendelser, som er av interesse. Forkastningen antas å være dannet ved et begravelsesdyp på maks. 100 m. Dette er beregnet ut i fra høyden over havet på de høyeste platåene i bassenget i forhold til høyden ved lokaliteten (i hht. topografisk kart 1:25 000, IGN). Forkastningen kutter skjæringen oblikt og gjør med det at blotningen ikke representerer et snitt på tvers av bevegelsesretning. Dette gir forkastningen et tilsynelatende større sprang og mindre bratt fall St. Florent-bassenget St.Florent-bassenget ligger nord på Korsika (se figur 2-1 og 2-6). Bassengutvikling ble her hovedsakelig styrt av høyvinklede neogene normalforkastninger orientert omtrent N-S, og paleogeografien i tidlig Miocen var trolig preget av lange, smale sund som fra tid til annen ble gjennomskylt av sterke strømmer (Cavazza et al. 2007). Bassenget er for det meste fylt opp av sandavsetninger bestående av biogent karbonatmateriale, og Cavazza et al. (2007) deler avsetingene inn i tre karakteristiske enheter, alle fra tidlig Miocen. Disse er silisiklastisk detritus bestående av erodert materiale fra nærliggende Alpine orogene kiler, silisiklastiske detritus fra Hercynisk-forlandterreng, og karbonatavsetninger dannet av bioklaster av grunnmarine og pelagiske organismer internt i bassenget. Bassengavsetningene har en generell oppfining som peker mot en progressiv heving av relativt havnivå (Cavazza et al. 2007). 10

23 Kapittel 2 Korsika Studieområdet befinner seg stratigrafisk i Mt. S. Angelo-formasjonen (se figur 2-5). Formasjonen er dominert av bioklastisk materiale, med varierende innhold av silisiklastisk materiale, hvor det sistnevnte hovedsakelig stammer fra den Alpine orogene kilen. Oolitter er svært vanlige (Cavazza et al (2007) kaller disse Rhodolites), og de er ofte konsentrert i 1-2,5 m tykke lag med mellomliggende storskala kryss-sjiktede kalkarenitter. Oolittene er i gjennomsnitt 4-5 cm, og de største opp i 12 cm i diameter, og har enten en bioklastisk eller silisiklastisk kjerne. De tykke oolittlagene antas å være sediment-gravitasjonsstrømmer fra bassengmarginen trigget av seismiske sjokkbølger (Cavazza et al. 2007). Figur 2-5. Generell Stratigrafisk søyle for St.Florent-området. Studieområdet ligger i Mt.S. Angelo Fm (Cavazza et al. 2007) Grotta di u Banditu Omtrent 5 km NNV for byen St.Florent ligger et utsiktspunkt kalt Grotta di u Banditu. Det andre av oppgavens to studieområder er lokalisert her (figur 2-6). Selve lokaliteten ligger like ved sjøen, topografisk nedenfor utkikkspunket og utgjør et blottet område på omtrent 600 m 2. Studieområdet er for det meste godt eksponert, men topografien er ujevn og stedvis svært bratt. Bergrunnen viser tegn til stor forvitring nært havnivå. Litologisk er stedet karakterisert av en veksling mellom kalksementerte konglomerater og grove sandsteiner, begge med et generelt høyt innhold av bioklastisk materiale, og tolket til å tilhøre Mt. St. Angelo formasjonen. Lagningen faller mot nordvest, men flere forkastningssett kutter gjennom stratigrafien i NV-SØ retning og til sammen utgjør disse en 11

24 Kapittel 2 Korsika Figur 2-6. Plassering av studieområdet Grotta di u Banditu. a) Korsika med St.Florentbassenget innrammet (kilde Google Earth). b) Lokalisering av studieområdet i St.Florentbassenget. Bassengavgrensende forkastninger er tegnet inn (kilde: Google Earth). c) Utsnitt av topografisk kart 1: (en rute tilsvarer 1 km) (IGN, 2004) d) Fotografi tatt fra selve lokaliteten fra SSØ mot NNV. e) Fotografi av lokaliteten (innringet) tatt fra stranden ca 500 m lenger sørvest. 12

25 Kapittel 2 Korsika forflyting på omtrent 25 m. I tillegg observeres flere skjærsoner med omtrentlig N-S retning, med forflytning på et par meter til sammen. Bergartene viser i dag stor grad av kalksementering, og fremstår derfor som harde. Konsolideringsgraden under forkastningsdeformasjon er imidlertid tolket til å være lav. 13

26 Kapittel 2 Korsika 14

27 KAPITTEL 3 EKSTENSJONSFORKASTNINGER I SVAKT LITIFISERTE SANDSTEINER Tidligere forskning og introduksjon til temaet Dette kapitlet tar for seg tidligere forskning av ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner. Innledningsvis presenteres en generell modell for dannelse og utvikling av ekstensjonsforkastninger, før oppgaven belyser hvordan et forkastningsområde kan deles inn i ulike soner ut i fra karakteristiske strukturer. Kapittelet fortsetter med en gjennomgang av ulike deformasjonsprosesser som foregår under dannelse og vekst av forkastninger, og dernest hvilken innvirkning disse prosessene har på permeabilitetsegenskaper i det bergartsvolumet som er påvirket av en forkastning Forkastningsdannelse og geometri Forkastningsdannelse Noen av de første studiene på forkastninger i porøse bergarter ble utført av Aydin og Johnson (1978). De presenterte, basert på studier av godt litifiserte og til dels kvart-sementerte sandsteiner i Utah (USA), en modell for forkastningsdannelse i porøs sandstein. Dypet for deformasjon er antatt å være m, og forkastningsdannelsen er delt i tre sekvenser. Sekvensinndelingen ble gjort på grunnlag av observerte strukturer i bergartsvolumet preget av forkastningen. Denne modellen for forkastningsdannelse er illustrert i figur 3-1A. (i) Første sekvens markerer begynnelsen på forkastningsbevegelsen og starter med dannelse av et enkelt deformasjonsbånd (Aydin og Johnson 1978). I henhold til Fossen og Gabrielsen (2005) er deformasjonsbånd en tabulær deformasjonsstruktur som mangler klart definerte og gjennomgående diskontinuitetsflater. Et deformasjonsbånd har gjerne en tykkelse på omtrent 1 mm, og i dette området får man kollaps av porerom. Dette skjer gjennom nedknusing (i godt litifiserte bergarter) og/eller omorganisering av sandkorn ved 15

28 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner (ii) translasjon og rotasjon (i svakt litifiserte bergarter) (figur 3-1B). Deformasjonsbånd dannet ved knusning av korn kalles kataklastiske bånd, mens bånd dannet ved omorganisering av korn kalles ikke-kataklastikse eller disaggreagasjonsbånd. I den tynne sonen som utgjør deformasjonsbåndet er det i de fleste tilfeller skjærforflyting på noen mm til én cm (Aydin og Johnson 1978). Kollaps av porerom i et deformasjonsbånd gjør at bergarten blir styrket i båndet relativt til den omkringliggende bergarten. Dette gjør at det etter hvert blir mer energikrevende å fortsette bevegelsen langs det opprinnelige båndet enn å danne et nytt deformasjonsbånd (Fossen og Gabrielsen 2005). (iii) Neste steg i forkastningssekvensen representeres derfor ved to eller flere deformasjonsbånd som dannes i nærhet til hverandre og med noenlunde likt strøk og fall. Prosessen fortsetter og vil etter hvert danne en deformasjonsbåndsone. Skjærforflytningen over en deformasjonsbåndsone er summen av forflytningen i hvert enkelt av de tilhørende deformasjonsbåndene. (iv) Den tredje og siste sekvensen i forkastningshistorien er dannelsen av et gjennomgående brudd, ofte kalt slippflate (Aydin og Johnson 1978). Når porøsiteten i bergarten blir for lav vil slipp-flater dannes framfor deformasjonsbånd (Fossen et al. 2007). En slik flate kan vise en forflytning på flere meter til flere titalls meter og utgjør derfor den strukturen som har den klart største bevegelseskomponenten i forkastningen. Selv om slippflater kan se ubetydelige ut, er altså bevegelsen på et slikt skjærbrudd mye større enn det man vil finne for deformasjonsbånd og deformasjonsbåndsoner (Aydin og Johnson 1978). Som nevnt er denne modellen til Aydin og Johnson (1978) basert på studier av godt litifiserte bergarter. Bergartene som er studert i forbindelse med denne oppgaven, er imidlertid antatt svakt litifiserte under deformasjon. Slike bergarter vil ha andre mekaniske egenskaper enn de godt litifiserte, men deformasjonsbånd og slippflater har også blitt observert i svakt litifiserte bergarter (Fossen et al og referanser i denne) og modellen har derfor vist seg anvendelig også for forkastningsdannelse ved grunne dyp i sedimenter med lav kohesjon. Ut i fra studier av høy-porøsitets Navajo sandsteiner i Utah (USA) konkluderer Shipton og Cowie (2001) med at dannelse av slipp-plan trolig skjer ved sammenføying av flere små, individuelle slipp-plan, hvert med en relativt liten bevegelseskomponent. Slipp-planene oppstår tidlig i dannelsen av, og inne i, deformasjonsbåndsonen, og forkastningsspranget over 16

29 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner forkastningen øker ved propagering og sammenføyning av slipp-planene. Signifikant bevegelse over forkastningen forekommer dermed først ved sammenføying av tilstrekkelig mange små slipp-plan (Shipton og Cowie 2001). Shipton og Cowie (2003) argumenterer for at forkastningsplanet videre utvikles ved mange små bruddhendelser heller enn én stor. Over et forkastningsplan finnes partier med varierende styrke. Når forkastningen blir utsatt for stor nok spenning vil de svakeste partiene gi etter først, hvorpå spenningen blir utløst på disse punktene, mens den bygger seg opp i naboområdene. Slik vil spenning og slipp forflytte seg langs forkastningsplanet over tid (Shipton og Cowie 2003). A) B) Figur 3-1. A) Figuren viser steg for steg utvikling ved forkastningsdannelse slik den er beskrevet av Aydin og Johnson (1978) fra dannelsen av første enkeltstående deformasjonsbånd til utvikling av deformasjonsbåndsone og videre til utvikling av et slipp-plan i deformasjonsbåndsonen (Fossen og Gabrielsen 2005). B) Oversikt over ulike typer deformasjonsbånd, basert på deformasjonsmekanisme (Fossen et al. 2007). Vekst av forkastninger og deformasjonsbånd vil være påvirket av mekaniske og bergartsfysiske egenskaper i protolitten som blir forkastet. Med det menes at lagdeling i en 17

30 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner bergart har betydning for forkastningsgeometrien, siden enkeltlag vil vise forskjellig grad og dels type av deformasjon for samme forkastning (Fossen og Gabrielsen 2005; Kristensen 2005) Forkastningsstrukturer og forkastningsgeometri Forkastninger blir ofte framstilt som enkle bruddflater, men feltstudier har vist, og det er generelt akseptert, at forkastninger gjerne består av flere og forskjellig type brudd og forkastningsparallelle lag i komplekse forkastningssoner (f.eks. Childs et al. 1997; Heynekamp et al. 1999; Shipton og Cowie 2001; Sibson 1977; Sorkhabi og Hasegawa 2005). Heynekamp et al. (1999) gjør forsøk på å lage en generell inndeling av forkastningssonen ved å dele forkastingsområdet inn i tre enheter (figur 3-2). Inndelingen er basert på distinkte strukturer observert i svakt litifiserte forkastninger i Rio Grande-riften (USA). De tre delene av forkastningssonen er; Figur 3-2. Inndeling av forkastingssonen. Legg merke til blandasonen mellom forkastningskjerne og destruksjonssone både på hengblokksiden og liggblokksiden (Heynekamp et al. 1999). (i) Den sentrale delen av forkastningen, også kalt forkastningskjernen. Dette er åsted for den største delen av forflytningen. Her finner man gjerne primære slippflater, 18

31 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner mer eller mindre kontinuerlige leirmembraner og/eller soner med generalt høyt strain hvor sandkorn er nedknust. (ii) Blandingssonen, som er observert på begge sider av forkastningskjernen, er beskrevet som både litologisk og strukturelt heterogen, med innhold av linseformede sedimentkropper (Heynekamp et al. 1999). Et eksempel på sistnevnte er linser av sand omgitt av leire, som også er beskrevet i forkastninger i svakt konsoliderte sandsteiner på Bornholm (Danmark) (Clausen et al. 2003). Blandingssonene beskrives som tektonisk blandet materiale, og kan vise alt fra intakt, men rotert lagning, til blanding av ulike sedimenttyper og fortynnet eller utvisket lagning (Heynekamp et al. 1999; Rawling og Goodwin 2003, 2006).. (iii) Destruksjonssonen, som omslutter forkastningen og grenser til udeformert opphavsbergart. Deformasjon begrenser seg her til mindre forkastninger, sprekker og deformasjonsbånd (Heynekamp et al. 1999). Figur 3-3 viser en generell 3D-modell for en normalforkastning i svakt litifiserte bergarter. I denne figuren vises ingen blandasone. Figur 3-3. Forkastningsarkitektur i en typisk ekstensjonsforkastning, med inndeling av forkastningssonen i forkastningskjerne samt destruksjonssone både på hengblokk og liggblokk side av kjernen. Legg merke til deformasjonsbånd i sandstein i destruksjonssonen og kompleks struktur i forkasntingskjernen. Figur hentet fra Lindanger et al. (2007). Det er ofte forskjeller mellom destruksjonssone i heng og liggblokk. Berg og Skar (2005) observerer en klar asymmetri i deformasjonsstrukturer i destruksjonssonene i henholdsvis heng- og liggblokk. Det gjør også Clausen et al. (2003), som finner at det er en 19

32 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner oppkonsentrering av deformasjonsbånd i hengblokk i forhold til i liggblokk. I hengblokken er deformasjonsbåndene flere, de ligger tettere og de har et steilere fall enn i liggblokken. Det er antatt at soneringen reflekterer mindre forskjeller i fysiske forhold, assosiert med ulike stadier av forkastningsutviklingen (Clausen et al. 2003). Bredden på en forkastningssone er avhengig av mange faktorer, hvor de viktigste er kornstørrelse i kildebergarter, lagtykkelse og fordeling av lag med ulike kornstørrelser, og forkastningsgeometri. Forkastningen er typisk bredest der man har tykke lag av grovkornet materiale og der forkastningsspranget er stort (Heynekamp et al. 1999). Sistnevnte observasjon er i tråd med empiriske lover som er etablert for normalforkastninger. Blant annet synes det å være en systematisk økning i kjernetykkelse med sprang (Sperrevik et al. 2002). Shipton et al. (2005) antyder imidlertid at bredden på forkastningskjernen er avhengig av dannelsen og sammenføyingen av slippflater, og finner at forkastningssonen er bredere der slippflater eller deformasjonsbånd kobles opp mot hverandre (Shipton et al. 2005). De hevder dermed at kjernetykkelse ikke nødvendigvis avhenger av antall eller størrelse på slipp. I en slik forkastningsmodell korrelerer ikke forkastningsbredde direkte med spranghøyde. Når det gjelder bredden på destruksjonssonen er denne også grovt sett regnet å ha en positiv sammenheng med forkastningens sprang (Beach et al. 1999; Shipton og Cowie 2001). I følge Shipton og Cowies (2003) modell (som beskriver utvikling av forkastningen ved flere små slipphendelser) vil imidlertid størrelse og form på destruksjonssonen være avhengig av størrelsene på hvert enkelt av slipphendelsene. Destruksjonssonen utgjør et område utenfor selve forkastningskjernen som tar opp nok stress til at deformasjonsrelaterte strukturer som deformasjonsbånd og isolerte, diskontinuerlige slippflater kan utvikle seg. Dette området finnes på begge sider av forkastningskjernen samt rundt hver ende av forkastningen. Det sistnevnte området blir kalt prosess-sonen. Prosess-sonen i forkastningen vil være et område som tar opp spesielt mye spenning, og derfor blir det gjerne en oppkonsentrasjon av deformasjonsstrukturer rundt denne sonen. Når forkastningen senere utvider seg vil de forlatte prosess-sonene dermed utgjøre steder langs forkastningen hvor destruksjonssonen er ekstra tykk (Shipton og Cowie 2003). Destruksjonssonens bredde vil også være avhengig av litologi, og i lagdelte sekvenser observeres ofte en smalere destruksjonssone i leir-rike enheter enn i de som består av sand (Heynekamp et al. 1999). 20

33 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner 3.2. Deformasjonsprosesser Deformasjonsprosesser i sand I rene sandsteiner kan deformasjon ved grunne dyp deles inn i ulike mekanismer. Kataklase er den sprø deformasjonen av materialet i en forkastningssone og innebærer mekanisk nedbryting av sand. Dette kan skje ved to mekanismer: spalting av korn og abrasjon av korngrenser. Begge mekanismene fører til relativ økning i innhold av finkornet materiale, og i porøse bergarter gir de også en generelt tettere kornpakking (Sibson 1977; Yielding et al. 1997). Mineralogi og relativ kornstyrke er avgjørende for hvilken måte korn knuser på. Kvarts deformeres hovedsakelig ved spalting av korngrenser, feltspat splittes langs kløv og litiske fragmenter splittes mellom korn (Rawling og Goodwin 2003). En annen deformasjonsmekanisme i sandstein er kornrulling. Kornrulling innebærer reorganisering av korn ved at disse ruller forbi hverandre uten noen form for knusning. Hvilken eller hvilke av mekanismene som opererer er hovedsakelig avhengig av begravingsdyp, bergartens porøsitet og deformasjonshastighet (Torabi et al. 2007). Spenningstilstanden langs forkastningen under bevegelse er en kontrollerende faktor for hvorvidt det blir kataklase. Kataklase er favorisert ved høyere differensielle spenninger, dvs. ved større dyp og/eller revers og til dels strøk-slippforkastninger (Yielding et al. 1997). Generelt er kataklase den mest vanlige deformasjonsmekanismen av sand ved dyp større enn ca. 1 km. Ved grunne dyp ( m) er kornrulling den mest vanlige mekanismen. Det er imidlertid en gradvis overgang mellom de to mekanismene (Bense et al. 2003) og de kan også ses i sammenheng med deformasjonshastighet og kornform (Torabi et al. 2007). Kataklase kan ofte være forbundet med reorganisering av korn (Sigda et al. 1999) og medfører da at den lengste kornaksen orienterer seg sub-parallelt med forkastnings- eller deformasjonsbåndgrenser (Heynekamp et al. 1999). Sammen bidrar disse deformasjonsmekanismene til tap av porøsitet og permeabilitet. Både kataklase og kornrulling er deformasjonsmekanismer som fører til dannelse av deformasjonsbånd (Bense og Van Balen 2004), som jo er det første steget i dannelsen av en forkastning (Aydin og Johnson 1978). Shipton et al. (2005) finner at kornknusning trolig er et tidlig stadium av dannelsen av slippflater. 21

34 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner Torabi et al. (2007) utførte en serie ringskjæreksperimenter på kvartsarenitter og observerte to typer skjærsoner; (i) skjærsoner med diffuse grenser og (ii) skjærsoner med skarpe grenser, hvor høye normalspenninger fremmet den sistnevnte typen. Eksperimentene ble videre sammenlignet med eksempler fra naturlige skjærsoner fra henholdsvis Sinai (Egypt), Korsika (Frankrike) og Utah (USA). Sandsteinene fra Korsika (lokalitet beskrevet i denne oppgaven) representerer sandsteiner deformert ved grunne dyp, og disse viser i tynnslip at abrasjon av korngrenser sammen med reorganisering av korn er dominerende deformasjonsmekanismer. Ved større dyp, representert ved tynnslip fra skjærsoner i Sinai, observeres i tillegg spalting av korn. Dette samsvarer til en viss grad med resultatene fra ringskjæreksperimentene, hvor høye normalspenninger også fremmet deformasjon ved spalting av korn. Eksperimentene er imidlertid ikke i stand til å reprodusere nøyaktig samme resultater som i naturlige skjærsoner, noe som dels tilskrives tilstedeværelse av sement i naturlige sandsteiner, samt plassrestriksjoner i ringskjærapparatet Smøring av lag Mye fokus har vært rettet mot smøring av leire i forkastningssoner og hvordan denne prosessen påvirkninger permeabiliteten i forkastningsområdet (Bense og Van Balen 2004; Clausen og Gabrielsen 2002; Clausen et al. 2003; Doughty 2003; Sperrevik et al. 2000; Yielding et al. 1997). Dette skyldes at leirsmøring ses på som en dominerende barrieredannende deformasjonsmekanisme langs forkastninger i klastiske sedimenter (Doughty 2003), og dermed potensielt kan ha stor innvirkning på fluidstrømning i hydrokarbon- og grunnvannsreservoarer. I denne oppgaven forfølges en lignende problemstilling, altså smøring av lag i forkastninger. I motsetning til leirsmøring er fokuset på smøring av sandlag i forkastninger et tema som er langt mindre belyst i litteraturen. Betydningen av sandsmøring er motsatt av leirsmøring. Sandbroer gjennom forkastninger vil være åpne kanaler for fluidstrømning (Kristensen 2005). Datasett på sandsmør og sanddeformasjonsmekanismer er presentert i påfølgende kapitler. For å gi en innføring til prosessen smøring av lag i forkastninger i et generelt lys, følger her en beskrivelse basert på studier av leirsmøring. 22

35 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner Leirsmøring Leirsmøring innebærer at leire eller skifer fra kildelag i heng- og liggblokk blir fanget inne i forkastningssonen og smurt utover eller deformert langs forkastningsplanet til en mer eller mindre kontinuerlig membran av leire (Clausen og Gabrielsen 2002). Denne prosessen er skalaavhengig, og ses både i leirførende deformasjonsbånd og forkastninger (Fossen og Bale 2007). Dannelse av leirmembraner er en mekanisme som sterkt kan redusere den effektive hydrauliske strømningsevnen i en forkastningssone (Bense og Van Balen 2004). Leirsmøring kan dannes på ulike måter; (i) som et resultat av selve skjærprosessen, (ii) som en følge av leirinjeksjon i skjærplanet, (iii) som en kombinasjon av (i) og (ii), eller (iv) ved abrasjon fra leirlag i forkastningsveggene (Sorkhabi og Hasegawa 2005). Å få tilgang på gode feltdata på leirsmøring og geometriske fordeling av denne i felt kan være vanskelig. Som en tilnærming til problemstillingen har spesielt de dynamiske aspektene ved smøring blitt vurdert gjennom en rekke analoge eksperimenter. Clausen og Gabrielsen (2002) studerte ved hjelp av ring-skjær-eksperimenter i hvilken grad leir-koherens er avhengig av normalspenning, deformasjonshastighet og vanninnhold i leir og sand. Ringskjær med en maksimal normal spenning på 500 kpascal brukes fordi metoden har vist seg å produsere mange av de samme strukturene som man finner i naturlige forkastninger. De kan derfor ses på som en god analog til forkastninger ved grunne dyp ned mot 50 m begravning (Clausen et al. 2003; Sperrevik et al. 2000). Tykkelsen og kontinuiteten på leirmembranen er avgjørende faktorer for hvorvidt membranen er forseglende. Kontinuiteten er avhengig av flere parametere. Clausen og Gabrielsen (2002) finner at dannelse av en semi-kontinuerlig til kontinuerlig leirmembran er fremmet av tykt kildelag, høy normalspenning, høy plastisitet i leira, og ergo høyt vanninnhold. Andre ringskjæreksperimenter utført av Sperrevik et al. (2000) viser at høye spenningsforhold reduserer porøsiteten i sandlaget, noe som fører til at sanden blir mer kompetent enn leiren. Denne kompetanseforskjellen fremmer duktil deformasjon av leiren som dermed blir smurt utover som en kontinuerlig membran i forkastningsplanet. Ved små forskjeller i kompetanse vil forholdet mellom leirinnhold (antall og tykkelse på leirlag) og forkastningssprang være en avgjørende faktor for hvorvidt leirmembranen blir kontinuerlig eller ei (Sperrevik et al. 2000). Flere algoritmer er utviklet på grunnlag av dette forholdet for å predikere forseglingseffekten av forkastningen, og hvilken av disse man velger 23

36 Kapittel 3 Ekstensjonsforkastninger i svakt litifiserte sandsteiner å bruke avhenger av dataene som er tilgjenglig (Yielding et al. 1997). Kontinuitet av membraner anses som mest sannsynlig der det er mye leire i forhold til sprangdistanse (Sperrevik et al. 2000). Dersom sprangdistansen blir for stor vil leirsmøringen separeres fra kildelaget, og dermed føre til at barrieren blir brutt (Doughty 2003). Forkastninger er sjelden enten forseglende eller ikke-forseglende, og den forseglende effekten vil ofte variere over forkastningsflaten på grunn av ulike kombinasjoner av litologi og forkastningssprang (Yielding et al. 1997). Studier av Calabacillasforkastningen i New Mexico (USA) viser blant annet at lekkasjer kan finne sted over en tilsynelatende kontinuerlig leirsmøringsmembran, og indikerer dermed at enkle algoritmer i regelen ikke er nok når man vil predikere forseglingsegenskapene til en forkastning i sand-leir-sekvenser (Doughty 2003). Når det gjelder deformasjonshastighet og smøring ser det ut til at det er en sammenheng mellom hastigheten, den gjeldende normalspenningen og leirtypen, men det observeres både en økning og minkning i areal på skjærplanet som er dekket av leire, blanding av sand og leire, samt leirsoner i en sandig matriks (Clausen og Gabrielsen 2002). Sammenhengen virker dog å være kompleks, og Clausen og Gabrielsen (2002) trekker ingen entydige konklusjoner Diagenese og sementering Langs forkastningsplanet kan det også forekomme kjemiske prosesser som utfelling av mineraler (for eksempel jern- og manganoksider eller kalsitt). Disse prosessene kan føre til sementering, som dermed reduserer porøsitet og permeabilitet i forkastningsområdet og gjør forkastningen til en barriere for væskestrøm (Bense et al. 2003). Væskestrømning og mineralisering kan og føre til at karakteristiske deformasjonsmekanismer, som for eksempel kornknusing, kornrulling og smøring, forandrer seg over tid (Shipton og Cowie 2003, og referanser i denne) 24