Ekstensjonsforkastninger i karbonater; eksempler fra arkitektur og utvikling fra to normalforkastninger i Korint, Hellas Eivind Bastesen

Transkript

1 Ekstensjonsforkastninger i karbonater; eksempler fra arkitektur og utvikling fra to normalforkastninger i Korint, Hellas av Eivind Bastesen Mastergradsoppgave Institutt for Geovitenskap Juni 2005

2 Forord Denne mastergradsoppgaven er utført ved Institutt for Geovitenskap og Senter for Integrert Petroleumsforskning ved Universitetet i Bergen. Veiledning er gitt av Tore Skar og Alvar Braathen. Jeg vil i den anledning takke Tore og Alvar for et godt og inspirerende samarbeid, både i felt og ved kritiske gjennomlesninger av manuskriptet. Videre vil jeg takke medstudent Henning Nøttveit for god innsats under feltarbeidet og for mange gode diskusjoner i ettertid. Andre personer jeg skylder en takk er Morten Solheim og Jan Tveranger som har bidratt med nyttige tips og diskusjoner i felt. En stor takk rettes til Erling Jensen for den uvurderlige hjelpen jeg fikk med dataproblemene mot slutten av oppgaven. Atle Rotevatn fortjener også en stor takk for god hjelp med illustrasjoner og for kritisk gjennomlesning. En stor takk rettes også til medstudenter og stipendiater ved CIPR og Institutt for Geovitenskap, spesielt Tanja, Liv og Henning som jeg har delt kontor med. Til slutt vil jeg takke min kjære Laila-Sofie for å alltid stille opp for meg. Du har vært til stor støtte og hjelp, både ved gjennomlesning og ved mange nyttige diskusjoner, tusen takk Jeg vil også takke mine foreldre, Marit og Lars og mine søsken, Knut og Eva for god støtte og oppmuntring gjennom studiet. Bergen 2. Juni 2005 Eivind Bastesen

3 Sammendrag Formålet med denne oppgaven er å finne de karakteristiske geometriske og strukturelle egenskapene til (grunne) normalforkastninger dannet i tette karbonater samt mekanismene som har ført til dannelsen av disse. Arbeidet er basert på innsamlede feltdata fra to forkastninger i Korintgulfen. Korintgulfen ligger mellom det Peloponnesiske halvøy og fastlandet i Hellas; et område som siden sen miocen tid har vært utsatt for aktiv ekstensjon med en av de raskeste sprederater i verden. Korintriften er orientert VNV-ØSØ og er en halvgrabenstruktur som faller mot nord. Den sørlige flanken og riftskulderen har vært utsatt for betydelig landheving i kvartær tid. De studerte ekstansjonsforkastningene, Doumena- og Pisiaforkastningen er, lokalisert på denne sørlige opphevede flanke. Store deler av glideplanene til de to forkastningene er i dag godt blottlagt og avdekker en komplisert forkastningsgeometri bygd opp av linser og flak. Forkastningene består typisk av mesozoisk kalkstein i liggblokken, mens hengblokken er dekket av kvartære sedimenter. Doumenaforkastningens glideplan kan deles inn i tre soner i fallretning. Den øvre sonen består av flere steile sub-parallelle forkastninger som avgrenser linser. Den midtre sonen, som er kartlagt i detalj, har en slakere hellingsvinkel og består også av flere subparallelle forkastninger som avrenser linser. Linsene i denne sonen er karakterisert av dupleksstrukturer bestående av mindre linser som ligger oppe på hverandre. Linsene viser en klar geometrisk lineær trend mellom fallaksen og strøkaksen. Bergartene i disse to øvre sonene består av (i) lite deformert vertsbergart gjennomsatt av stylolitter og brudd, og (ii) en serie av ulike herdede breksjer, fra matriksbårene til kornbårene, dannet ved flere ulike deformasjonsmekanismer. I blotningens nedre del er en steilere sone bestående av flere parallellorienterte forkastninger som avgrenser flak av en porøs og ukonsolidert breksje, leirsmørning er også tilstede i denne nedre sonen. De fallparallelle variasjonene i Doumenforkastningen er tolket som et resultat av enten; (i) litologisk påvirkning, (ii) sammenkobling av separate segmenter eller (iii) progressiv rotasjon av liggblokken og reaktivering av steilere forkastninger. Restraining bend er dannet i de øvre to sonene og er ansvarlig for dannelsen av linsene, mens releasing bend i den nedre sonen forårsaker dilasjon som fører til dannelsen av den porøse ukonsolidert breksjen. Pisiaforkastningen kan deles inn i to karakteristiske soner i strøkretning den ene med en generell planar geometri og den andre er kjennetegnet av en rekke trinn. Den ene utgjør størsteparten av blotningen og består av en planar forkastning karakterisert av grove korrugeringer. Bergarten i overflaten er en karakteristisk hvit matriksbåren breksje bestående av krystalline kalsittkorn i en svært finkornet matriks. Under den planare overflaten finnes en tykk (1-3 m) avsetning av flowstone. Denne er kuttet i øvre deler av planet, steile brudd (R skjær) og av små forkastninger som er parallelle forkastningsoverflaten. Nederst finnes en kohesiv matriksbåren breksje dominert av mikrittklaster. Den andre sonen består øverst av et trau med en trinntype geometri, og nederst av steile planare forkastninger som er kurvet i strøkretning. Bergartene i denne sonen er dominert av kornbårne breksjer bestående hovedsakelig av mikrittkorn, Tidligere i forkastningens utvikling har karstifisering spilt en viktig rolle; den planare forkastningsgeometrien antagelig er utviklet langs en karstifisert sone som utgjør en svakhetssone, mens den trinnvise geometrien er dannet i områder preget med liten karstifisering. Flere karakteristiske strukturelle og geometriske trekk dannet i forkastninger i karbonater kan observeres. Interne geometrier som linser i restraining bends, representerer en deformasjonsherding. Korrugeringer og flak er typisk dannet i releasing bend eller i større svakhetssoner, disse utgjør deformasjonssvekkelse. Ulike deformasjonsmekanismer er delt inn i statiske i form av trykkoppløsing og dynamiske, i form av knusning, rotasjon og translasjon av korn. Feltdataene viser at storskala blotninger av forkastningsplan, gir verdifull informasjon om hvilke arkitekturer og deformasjonsmekanismer som opptrer lateralt langs store ekstensjonsforkastninger. For bygging av detaljerte modeller av forkastede petroleumsreservoarer er informasjon om forkastningsoppbygging av denne type av stor betydning.

4 Kapittel 1 Innledning Kapittel 1. Innledning 1.1 Formålet med oppgaven Denne mastergradsoppgaven er utført innen studieretningsgruppen strukturgeologi/petroleumsgeologi ved institutt for geovitenskap, Universitetet i Bergen. Oppgaven er et samarbeidsprosjekt mellom geologi og matematikk der det primære målet er å øke forståelsen av normalforkastningers geometri og utvikling i karbonatbergarter. Veiledning er gitt ved Dr. Alvar Braathen og Dr. Tore Skar fra Centre of Integrated Petroleum Research (CIPR) ved Universitet i Bergen. Forkastninger i karbonater har vært lite studert til tross for den økende interessen for utforskning og utvinning av hydrokarboner fra deformerte karbonatreservoarer. I denne oppgaven blir det presentert detaljerte feltstudier på arkitektur og deformasjonsmekanismer fra to grunne, nylig aktive normalforkastinger i karbonater fra Korint, Hellas, henholdsvis Doumenaforkastningen og Pisiaforkastningen. Disse viser ca. 200x100 meters eksponeringer av forkastningskjernen og er studert med fokus på deres forkastningsplanmorfologi, bruddsystem og forkastningsbergarter. Hensikten har vært å finne de karakteristiske geometriske og strukturelle egenskapene til grunne normalforkastninger dannet i tette karbonater. Det har også vært et mål å finne de faktorer som styrer geometrien og deformasjonsmekanismene som fører til de ulike geometriene og forkastningsbergartene som er observert. Feltstudiet er utført i samarbeid med matematikkstudent Henning Nøttveit som skal bygge modeller i IRAP RMS basert på de geologiske observasjonene i felt. Modellen skal så strømningssimuleres i Eclipse. Resultatene av dette arbeidet vil ikke bli diskutert i denne oppgaven. 1.2 Innledning til feltområdet Korintgulfen er en del av et større riftområde i sørlige og sentrale Hellas, der ekstensjonen har pågått siden sen miocene tid. Ekstensjonen er en følge av tilbaketrekningen av den hellenske subduksjonssone og ekspansjonen av den Hellenske mikroplate mot sørvest. Korintriften er i dag et av verdens mest aktive kontinentale områder med en spredningsrate på 3 cm per år

5 Kapittel 1 Innledning Dette har ført til stor forskningsaktivitet de siste 20 årene, for om mulig å bedre forstå det dynamiske samspillet mellom spenninger, forkastninger og jordskjelv. Korint riften anses som en asymmetrisk halvgraben og består internt av en rekke roterte forkastningsblokker. Størrelsen på de avgrensede forkastningene og forkastningsblokkene er tilsvarende det en finner i Nordsjøen noe som har ført til at denne riften er blitt brukt som strukturell analog til flere felter i Nordsjøen (Skov 2001, Solheim 2002, Sverdrup et al. 2001) De stor-skala forkastningene er tydelig definert i landskapet som større fjellsider. Liggblokken består typisk av mesozoiske karbonatbergarter, mens hengblokken ofte er fylt med syn rift avsetninger i form av kontinentale alluviale og fluviale avsetninger. Tidligere er det gjort en del studier av flere av disse stor-skala forkastningene. Stewart og Hancock (1990a, 1990b) og Roberts og Stewart (1994) har studert aktive normalforkastning i Korint, blant annet Pisiaforkastningen. Forkastningene viser generelt en enkel geometri, med fallparallelle soner av ulike breksjer adskilt av glideplan. Forkastningsoverflatene er typisk korrugerte, det vil si bestående av fallparallelle rygger med 1-2 meters bølgelengde og 2-25 cm amplitude. I sammenheng med et større pågående internasjonalt prosjekt Corinth Rift Laboratory Project ( er det gjort studier på flere forkastninger både i blotninger, seismikk og gjennom boringer av aktive forkastninger. Formålet har vært å avdekke forholdet mellom spenninger, deformasjon og væskestrømninger i forkastningene. Foreløpig har prosjektet blant annet vist at forkastningene kontrollerer en stor andel av den regionale grunnvannstrømmen i korint området. I følge Micarelli (2003) består destruksjonssonen i karbonatbergartene av delvis åpne brudd og er således en god væskestrømsleder, mens kjernen består av kataklasitter, breksjer og forkastningsmel som er en barriere for væskestrøm. Tilsvarende er også påvist av blant andre Caine og Forster (1999) og Billi et al. (2003). I boringen gjennom den aktive Aigionforkastningen nord på Peloppones var det funnet utbredt karstifisering langs forkastningssonen (Cornet et al. 2004). Lignende fenomener er også observert som paleokarst i blant annet Pisiaforkastningen (Roberts & Stewart 1994). De to forkastningene som det er fokusert på i dette studiet avgrenser store forkastningsblokker. De har dermed vært av stor betydning for utviklingen av Korintriften. Forkastningenes kjerne er blottet i fjellsider, med ca. 200x100 meters strøk og fall dimensjoner. De egner seg derfor meget godt til detaljkartlegging av oppbygning og geometri av forkastningssonen. Spranget på forkastningene er således sammenligbart med andre store - 2 -

6 Kapittel 1 Innledning forkastninger i området. Resultatene av kartleggingen av de to forkastningene kan anses som representative for de store forkastningene i Korint riften. I figur 1.1 er forkastningene lokalisering indikert. Disse opptrer km fra hverandre på den sørlige flanke av riften. Doumenaforkastningen er lokalisert i fjellområdene på nordlige Pelloppones, ca. 7 km nord for landsbyen Kalavrita. Dette området anses for å være en inaktiv del av Korintriften (Sorel 2000). Pisiaforkastningen, derimot, er lokalisert i den sentrale mer aktive delen av riften. I 1981 ble større deler av Pisiaforkastningen aktivert i et jordskjelv med en størrelse på 6,7 på Richters skala (Hubert et al. 1996, Jackson et al. 1982). Figur 1.1. Figuren viser et strukturkart over korintgulfen, hvor rød ramme indikerer lokaliseringen til Doumenaforkastningen og blå ramme indikerer lokaliseringen til Pisia forkastningen. Figuren er hentet fra Moretti et al. (2003). 1.3 Terminologi Klassifikasjon av bruddtyper Deformasjonen av bergarter deles inn i sprø og plastiske deformasjonsmekanismer. Fysiske forhold som trykk og temperatur under deformasjonen vil avgjøre hvilke deformasjonsmekanismer som råder. Plastiske deformasjonsmekanismer dominerer i dypere - 3 -

7 Kapittel 1 Innledning deler av jordskorpen, der høyt trykk og temperatur gjør at bergarten deformeres uten brudd. Sprø deformasjon derimot er definert av Twiss og Moores(1992) som: At a relatively low temperature and pressures and at a high intensity of applied forces, a rock generally undergoes brittle deformation by loss of cohesion along discrete surfaces to form fractures and faults. I de studerte forkastningene er det utelukkende observert deformasjonsmekanismer relatert til sprø deformasjon, arbeidet beskriver derfor kun denne mekanismen. Generelt kan brudd klassifiseres som tensjonsbrudd (mode I), skjærbrudd (mode II) og rotasjonsbrudd (mode III) (figur 1.2). For Mode I brudd er separasjonen normal til bruddplanet, for mode II brudd er bevegelsen parallell med bruddplanet og vinklerett på bruddets front og for mode III brudd er bevegelsen parallelt med bruddplanet og bruddets front. Figur 1.2. Figuren viser Mode I brudd (tensilt) der blokkene beveges vinkelrett på bruddflaten, mode II skjærbrudd der blokkene beveges parallelt med bruddflaten og vinkelrett på bruddets front og mode III brudd der blokkene beveges parallelt med bruddflaten og parallelt med bruddets front. Figuren er hentet fra Twiss & Moores (1992)

8 Kapittel 1 Innledning Figur 1.3. Figuren viser sammenhengen mellom ulike bruddorienteringer og paleospenninger. Figuren er hentet fra Twiss & Moores (1992). Sammenhengen mellom bruddorienteringer og paleospenninger ble først definert av Anderson (1951) og gir orienteringen av ulike brudd som en følge av orienteringen til største spenningsakse 1, intermediære 2 og minste 3 spenningsakse ( 1, 2, 3 figur 1.3). Mode I brudd dannes parallelt med 1 og mode II brudd dannes som konjugerte skjærbrudd med ca 30 graders vinkel til 1. I normalforkastninger som er den dominerende brudd typen i ekstensjonsregimer er 1 vertikal og 3 horisontal. Ut fra Andersons bruddteori gir dette en 60 graders minste vinkel mellom normalforkastningene. Under dannelse og utvikling av normalforkastninger kan flere brudd typer dannes. Disse er definert av Petit (1987) med hensyn til hvilken bevegelsesindikator bruddene representerer (figur 1.4), der Y - planet representerer hovedforkastningen mens Riedel (R) og Anti Riedel (R ) henholdsvis er syntetiske og antitetiske skjærbrudd. P brudd er sekundære skjærbrudd som kun er svakt slakere enn Y-planet. Woodcock og Schubert (1994) utførte et eksperiment for å studere den sekvensielle utviklingen av bruddtypene under dannelsen av en strøk slipp forkastning (figur 1.5). Eksperimentet viste at R bruddene ble dannet først og deretter P brudd. Disse bruddene utviklet linser som tilslutt linket opp til en kontinuerlig forkastning, Y planet

9 Kapittel 1 Innledning Figur 1.4 Skjær retnings kriterier i sprø forkastninger. a) og b) tensjonsprekker c) og d) Riedel skjærbrudd e) og f) P skjærbrudd. Overflaten i alle eksemplene er definert av Y skjær. Figuren er hentet fra Twiss & Moores (1992) modifisert fra Petit (1987). Figur 1.5 A) Figuren viser spenningsorienteringen i forhold til ulike skjærbrudd. B) Den sekvensielle utviklingen av skjærbrudd dannet i en strøk slipp forkastning i leire. Figurene er hentet fra Woodcock og Schubert (1994) Forkastningssoner Forkastningssoner (figur 1.6) består av et komplekst mønster av subbparallelle forkastningsplan som avgrenser linser av deformerte og udeformerte vertsbergarter (Davis & Reynold 1996). To hovedkomponenter karakteriserer en forkastningssone, en kjerne og en - 6 -

10 Kapittel 1 Innledning destruksjonssone (Caine et al. 1996). Kjernen er det volumet av forkastningen der det meste av bevegelsen blir akkumulert. Oppknusing, geokjemisk nedbryting og omdanning av vertsbergarten er prosesser som er med på å danne kjernen, som hovedsakelig består av forkjellige typer forkastningsbergarter (kapittel 1.3.3) (Cello et al. 2001). Destruksjonssonen er volumet av deformert sidebergart utenfor kjernen, og er et resultat av dannelse, veksten og utviklingen av slipp langs forkastningen (Kim et al. 2004). Denne sonen består av forkastningsrelaterte brudd, mindre skjærbrudd, årer og kløv. Mengdeforholdet og geometrien til de ulike komponentene varierer mye Figur 1.6 Konseptuell modell av en internt, samt mellom forkjellige forkastningssone. Figuren er hentet fra Gabrielsen forkastningssoner (Caine et al. 1996, et.al (2004) Caine & Forster 1999). Figur 1.7 illustrerer ulike mengdeforhold av hver komponent en kan forvente å finne langs forkastningssoner. De ulike geometriene representerer forkjellige stadier i en forkastningssones utvikling og gjenspeiler deformasjonen som har foregått i forkastningssonen (Caine og Forster 1999). Figur 1.7 ulike geometrier av forkastningssoner, der mengdeforholdet mellom forkastningskjernen og destruksjonssonen varierer. Figuren er hentet fra Caine og Forster (1999) Geometriske variasjoner utviklet i forkastninger er i mange tilfeller kontrollert av linser og duplekser (Childs et al. 1997, Gabrielsen & Clausen 2001, Gibbs 1984, Lindanger 2003). Linser er volumer av bergarter som er bundet på alle sider av forkastninger. Disse består av udeformert vertsbergart, vertsbergart gjennomsatt av brudd eller utelukkende av forkastningsbergarter (Gabrielsen & Clausen 2001, Twiss & Moores 1992). Linsene opptrer både i kjernen og i destruksjonssonen (Gabrielsen & Clausen 2001, Lindanger 2003). Ved måling av - 7 -

11 Kapittel 1 Innledning linsedimensjoner har det vist seg at det er god lineær sammenheng mellom tykkelsen og lengden på linser (Lindanger 2003). Utvikling av større forkastningssoner er styrt av mekanismer som deformasjonsherding og deformasjonssvekkelse. Deformasjonsherding skjer når deformasjonen langs forkastningen øker styrken til det påvirkede bergartsvolumet. Forkastningsbevegelser blir dermed etter hvert hindret og forskyves til siden. Forkastningssonen blir dermed karakterisert av en mer vidstrakt deformasjon. Deformasjonssvekkelse skjer når det påvirkede bergartsvolumet svekkes, dvs. at det kreves lavere spenninger for at bevegelse skal fortsette. En slik mekanisme fører normalt til en mer konsentrert deformasjon og forkastningssonen er i disse tilfellene mye smalere (figur 1.8). Figur 1.8 Konseptuell modell som viser utviklingen av forkastninger dominert av a) deformasjonherding b) deformasjonsvekkelse. Hentet fra Braathen og Gabrielsen (1998) - 8 -

12 Kapittel 1 Innledning Forkastningsbergarter og deformasjonsmekanismer Forkastningsbergarter er dannet ved gjennomgående knusning av bergarter og mineraler, og er et resultat av repeterte bruddhendelser, friksjonsglidning og knusning langs en eller flere forkastninger (Davis & Reynold 1996). Teksturer bevart i forkastningsbergartene gir verdifull informasjon av deformasjonsmekanismene som dominerte under forkastningens dannelse (Braathen et al. 2004). Forkastningsbergarter utgjør en betydelig volumetrisk enhet innad i en forkastningssone (Sibson 1977). Tabell 1.1 Klassifikasjon av forkastningsbergarter. Figuren er hentet fra Braathen et al (2004) Klassifiseringen av forkastningsbergarter er basert på deformasjonsmekanismer som har vært aktive under dannelsen av bergarten, og kohesjonstyrken bergarten har etter dannelse. En videre underinndeling av forkastningsbergartene er basert på klast-matriks forholdet, matriks kornstørrelse og innhold av fyllosilikater (Braathen et al. 2004, Sibson 1977). Tabell 1.1 er et eksempel på et klassifiseringsdiagram av forkastningsbergarter basert på de overnevnte kriteriene. Tabellen er fra Braathen et al (2004). Forkastningsbergarter som breksje og forkastningsmel ( gouge ) er som oftest ikke-kohesive umiddelbart etter dannelse, men opptrer i mange tilfeller i forkastninger som kohesive bergarter. Kohesjonen er dannet som følge av enten sementering eller herding. Sementering er en diagnetisk prosess der autogen sement blir utfelt i porerommene (Kearey 2001). Herding er konsolidering ved kompaksjon som følge av direkte spenning og avspenning ved rekrystallisering av korn (Braathen et al. 2004). Produktene av sprø deformasjon i grunne forkastningssoner dannet i tette, impermeable, mekanisk sterke bergarter (f.eks karbonater og granitter), er i stor grad breksjer - 9 -

13 Kapittel 1 Innledning og forkastningsmel ( gauge ) (Sibson 1977). Breksjer er primært ikke-kohesive bergarter, med en kaotisk tekstur av kantete sidebergartsfragmenter (Braathen et al. 2004). Ved videre nedknusning av breksjen dannes forkastningsmel, der overvekten av bergarten er matriks (>0,1 mm) (Twiss & Moores 1992). Dypere i jordskorpa, i den sprø-duktile overgangen, er deformasjonsmekanismene styrt av kataklastisk strøm (Sibson 1977). Dette er en mekanisme bestående av både sprø fragmentering og findeling av mineralkorn i form av granulær spalting (Sibson 1986b) som fører til progressiv finknusning av vertsbergarten til stadig mindre klaster (Billi et al. 2003). Kornene vil gli og etter hvert rulle mot hverandre i en såkalt kataklastisk strøm (Twiss & Moores 1992). Disse bergartene har i regelen en kaotisk tekstur (Braathen et al. 2004, Micarelli et al. 2003). Forkastningsbergarter dannet dypere i jordskorpa, karakterisert ved plastisk flyt, er utenfor denne oppgavens fokus. 1.4 Metodikk Datainnsamlingen har hovedsakelig foregått i felt, med kartlegging av forkastningsmorfologien, bergartsbeskrivelser og prøvetaking. Metodene som er brukt er med andre ord basert på kvantitative morfologiske og geometriske beskrivelser av forkastningsoverflaten og relaterte strukturer. I etterkant er det gjort tynnslipstudie av prøver med fokus på en analyse av teksturer, fragmentstørrelse og mineralsammensetning Overflatekartlegging av forkastningsplanene Forkastningene avdekker store overflater. For å oppnå en god forståelse av geometrien til denne overflaten er det valgt å detaljkartlegge deler av overflatene. Det er forsøkt å velge representative områder av forkastningens eksponering. Da overflatene har en steil, graders hellingsvinkel har det vært nødvendig med sikkerhetsmessige tiltak som sikringstau og sele. Første fase av kartleggingen fokuserte på å lage topografiske profiler, som er konstruert parallelt med fall linjen og strøket til forkastningen. I kartleggingen av Doumenaforkastningen er opptil 9 strøkparallelle profiler satt sammen med 2 fallparallelle profiler. Profilene er laget ved hjelp av stramme hyssinger og målebånd lagt i en bein linje over planet uten å berøre det (figur 1.9). Høyden fra overflaten og opp til hyssingen er målt ved hjelp av tommestokk, hvor avstanden blir alltid målt vertikalt og vinkelrett på overflaten

14 Kapittel 1 Innledning Langs profilene er det foretatt systematiske strøk og fall målinger og lineasjonsmålinger, dette ved hjelp av et Silva Ranger kompass. I strøk fall målingene er høyrehåndsregelen brukt. Profildataene er så plottet i et xy diagram, der avstanden langs hyssingen er X dimensjonen og høyden mellom overflaten og hyssingen er Y dimensjonen. Langs profilene ble også overflatens karakter notert, som erosjon, bruddtyper og forkastningsbergarter. Andre fase av kartleggingen fokuserte på et kartbilde av overflaten basert på profillinjene. Kartene er laget normalt på overflaten til forkastningene slik at de representerer et kartplan som er parallelt med forkastningsplanet. Det er laget kart i flere skalaer, både i målestokk 1:100 og 1:10. I kartene er det tegnet inn bruddstrukturer og omriss av topografiske former i overflaten. I blotninger av destruksjonssonen er bruddintensiteten fra kjernen og utover i destruksjonssonen notert og plottet langs profiler. Figur 1.9 Konseptuell figur som viser hvordan de topografiske profilene er laget. Bildet er fra kartlegging av forkastningsoverflaten i Doumenaforkastningen Kvantifisering av geometriske fenomener på overflaten

15 Kapittel 1 Innledning Under kartleggingen ble det lagt vekt på å notere tykkelse, bredde og høyde på ulike geometrier på overflaten. Det er spesielt lagt vekt på strøklengde, fallengde og amplitude på unduleringer som opptrer på forkastningsoverflaten. Dimensjonene er plottet i xy diagram for å bestemme proporsjonaliteten til dimensjonene ved hjelp av en regresjonsanalyse. Detaljene for denne metodene blir beskrevet videre under kapittel 3.5 og Bergartsbeskrivelser Den siste delen av feltarbeidet har gått ut på å beskrive bergartene som opptrer i forkastningskjernen. Det er tatt utgangspunkt i både vertsbergarter og forkastningsbergarter. Utvalgte eroderte snitt som er representativ for forkastningskjernen er skissert og detaljbeskrevet med hensyn til bergarter, strukturer og teksturer. Dette er gjort for å vise representative sammensetninger av geometrier og deformasjonsprodukter i kjernen. Prøver fra de utvalgte snittene og andre steder er innsamlet. Det er forsøkt å hente prøver som er lite påvirket av forvitring. Det har også vært viktig å hente prøver som viser forkastningsoverflatens striasjoner. I disse prøvene er det alltid lagt vekt på den orienteringen prøven har i forkastningen. Prøvene er så blitt kuttet i vertikale snitt parallelt, og vinkelrett med forkastningens bevegelsesretning. I prøver av vertsbergarter med lagning er de kuttet normalt på lagningen. De kuttede snittene er velegnet for en mer detaljert tekstur analyse enn den gjort i felt. Tynnslip er laget av de fleste prøvene mest for å bekrefte feltobservasjonene, men også for å beskrive mikroteksturer og for å lage representative fragmentstørrelseslogger. Fragmentstørrelser er talt langs to kryssende linjer med gitt lengde, vanligvis 1,5 cm. Størrelsene som er talt er gruppert i grupper i henhold til tabell 1.2. Formålet er å finne fordelingen av kornstørrelser i bergarten, noe som kan indikerer bergartens mekaniske styrke og deformasjonsgraden. Fragmentstørrelsen er definert ut fra sikteteknikk der den intermediære dimensjonen blir målt (Boggs 2001). Den intermediære dimensjonen av partiklene er den dimensjonen som avgjør om en partikkel vil gå gjennom en maskevidde på en sikt. Forkastningsbergartene er klassifisert etter diagrammet til Braathen et al. (2004) (tabell 1.1)

16 Kapittel 1 Innledning Grupper Størrelse (mm) 1 0,05-0,1 2 0,1-0,5 3 0, Tabell 1.2 Gruppe inndeling av fragmentstørrelser brukt i fragmentstørrelsesfordelingen

17 Kapittel 1 Innledning

18 Kapittel 2 Regional geologi Kapittel 2 Regional Geologi 2.1 Innledning Dette kapittelet gir en innføring i regionalgeologien i studieområdet. Formålet med kapitelet er å etablere et bilde av det tektoniske rammeverket i østlige Middelhavet og i Korintgulfen. Da denne oppgavens fokus ikke er av regional geologisk art vil kapittelet være preget av en kortfattet og enkel fremstilling. 2.2 Platetektonisk rammeverk De siste 70 millioner år har den strukturelle utviklingen i sørlige Hellas vært preget av N-S skorpe forkortning forårsaket av kollisjon mellom det Europeiske og Afrikanske kontinent (Le Pichon & Angelier 1979, McKenzie 1972). Selv om kontinentkollisjon har dominert dette området i lang tid har ekstensjonstektonikk i den senere tid spilt en viktig rolle i sentrale deler av sørlige Hellas. Dette har blant annet ført til dannelsen av Korintriften. For å forstå sammenhengen mellom kompresjon og ekstensjon er det derfor nødvendig å gi en kort beskrivelse av bevegelsesmønsteret til de forskjellige platene som styrer den geologiske utviklingen i sørlige Hellas. Platetektonisk består det østlige middelhavet av den afrikanske plate og middelhavplaten i sør vest, den eurasiske plate i nord og den arabiske plate i øst. Mellom den eurasiske og den afrikanske plate ligger det Tyrkisk-Egeiske mikrokontinent (figur 2.1). Det Tyrkiske mikrokontinentet er blitt presset i vestlig retning, mens det Egeiske kontinentet har ekspandert i sørvestlig retning. Dette er bildet siden sen miocen tid (Goldsworthy et al. 2002, Kokkalas & Doutsos 2001, Le Pichon & Angelier 1979). Det er flere årsaker til denne ekspansjonen: 1) Siden dannelsen av Rødehavet i tertiær tid har det Arabiske kontinent beveget seg hurtigere mot nord enn det afrikanske kontinent. Dette førte til kollisjon mellom Eurasia og Arabia og resulterte i dannelsen av den kaukasiske fjellkjede for ca 12 millioner år siden (Taymaz et al. 1991). Det Tyrkiske Egeeiske mikrokontinent ble som følge av denne bevegelsen presset mot vest. Bevegelsen har blitt tatt opp langs den Nord Anatoliske strøk slip forkastningen som ble aktivert for 2-5 millioner år siden. 2) Den hellenske dyphavsgrøft er en subduksjonssone der middelhavsplaten (den nordlige avgrensing av det afrikanske kontinent)

19 Kapittel 2 Regional geologi blir subdusert under det Tyrkisk Egeiske mikrokontinent. Subduksjossonen trekkes tilbake i sørvestlig retning som en følge av en gravitational rollback (McKenzie 1978). Det egeiske mikrokontinentet ble som følge av den øst vest orienterte kontraksjonen presset mot sørvest. Figur 2.1 Regionalgeologisk rammeverk fra østlig middlehavet. Figuren er hentet fra Kokkalas & Doutsos (2001). Grunnet at subduksjonssonen migrerte mot sørvest ble den Egeiske plate utsatt for strekning. I følge blant andre Le Pichon og Angelier (1979) og Doutsos og Kokkalas (2000) har dette foregått siden sen miocen tid (ca 13 millioner år siden). Det er to strukturelle hovedfaktorer som kontrollerer dagens tektonikk i Hellas; 1) nord - sør ekstensjon har resultert i mange ekstensjonsbassenger, som er avgrenset av normal forkastninger (Taymaz et al. 1991), deriblant Korintriften. Ekstensjonsraten i Egeerområdet er omkring 3cm/år (Kahle et al. 2000), der korintriften er det mest aktive bassenget (Moretti et al. 2003). 2) Den Nord Anatoliske strøk slip forkastningen i nord er antatt å ikke påvirke tektonikken i sør (Taymaz et al. 1991)

20 Kapittel 2 Regional geologi 2.3 Korint riften Riften er lokalisert til Korintgulfen, som separerer halvøya Pelloppenes fra det greske fastland (figur 1.1). Den er ca 120 km lang 30 km bred (Westaway 2002) og er 860 m dyp på det dypeste (Brooks & Ferentinos 1984). Riften er bundet av en rekke VNW-ØSØ orienterte normalforkastninger. Riftingen ble initiert et sted mellom 1 til 3 millioner år siden og aktiviteten pågår i dag med en betydelig spredning og relatert seismisk aktivitet (Moretti et al. 2003, Sorel 2000) Stratigrafi Stratigrafien i området består i grove trekk av et grunnfjell av tertiære skyvedekker og pliocene til kvartære sedimenter. Skyvedekkene er transportert inn fra vest og består av en sekvens med skifere, karbonater og ofiolitter fra mesozoisk og tertiær tid (Armijo 1996). Ofiolittene finnes øst i Korint, i sammenheng med Pindos suturen. De mesozoiske karbonatene finnes i 3 skyvedekker; nederst Plattenkalk dekket, i midten Gavrovo-Tripolitza dekket og på topp Pindos dekket (Doutsos & Poulimenos 1992). De pliocene til kvartære sedimentene som finnes i en rekke halvgrabener kan deles inn i to sedimentære sykluser avskilt av en inkonformitet (figur 2.2) (Ori 1989, Westaway 2002). Den første sedimentære syklusen er eksponert i fjellområdene på nordlige Pelloppenes og består av pliocene til tidlig pleistocene alluviale og lakustrine sedimenter. Den andre sedimentære syklusen består av midtre pleistocene til holocene delta avsetninger og dypmarine avsetninger (Westaway 2002). Grunnet lav terskel i den vestlige korintgulfen og glasiale havnivåendringer veksler den andre sedimentære syklusen mellom lakustrint og marint miljø. Figur 2.2.Geologisk profil på tvers av korintriftens sørlig flanke, som viser relasjonen mellom den 1. sedimentære fasen og den andre fasen. Figuren er hentet fra Ori (1989)

21 Kapittel 2 Regional geologi Riftens strukturelle oppbygning og utvikling Korintriften er generelt beskrevet som en asymmetrisk halvgraben den er antagelig avgrenset av en storskala, lavvinklet såleforkastning som faller nordover (Armijo et al. 1996, Rigo et al. 1996, Sorel 2000). Den sørlige flanke som representerer liggblokken i et slikt system, består av et større antall store forkastninger som faller mot nord (Flotté & Sorel 2001, Sorel 2000). Den nordlige flanke er bygd opp av mindre forkastninger som faller mot sør (Sorel 2000). Riftens spredningsrate er estimert av til ca mm per år over de siste 100 år (Billiris et al. 1991). Westaway (2002) foreslår en ekstensjonsrate på 2mm per år over en periode på ca 1 millioner år. Det er påvist en asymmetrisk spredningsrate fra øst til vest. Den største sprederaten er i vest med ca 1,5 cm /år, mens det i øst er 0,5 cm per år (Briole et al. 2000, Goldsworthy et al. 2002). Det er antatt at spredningen propagerer i vestlig retning. Det faktum at det forekommer kvartære marine terrasser og delta avsetninger over dagens havnivå flere steder på nordlige deler av Pelloppenes, indikerer en større landheving i tertiær tid (Armijo et al. 1996, Collier & Leeder 1992, Westaway 2002). Landhevingen skyldes to ulike prosesser; regional isostatisk landheving og lokal liggblokk heving. Armijo (1996) argumenterer for en landheving styrt av den fleksurelle responsen til en storskala ligg blokk som gradvis blir ekshumert. Dette fører til at deltautbyggingene på den sørlige flanke av riften blir hevet over havnivå. Leeder et al. (2003) mener derimot at landhevingen er et resultat av regional isostasi. Landhevingen er estimert av Collier et al. (1992) til å være 0,3 mm per år siden øvre pleistocene i østre deler av riften. I Leeder et al. (2003) er det påvist at den vestre delen av riften har en landheving på opptil 1,5 mm per år. Altså en økt vestoverrettet landheving. Utvikling og initiering av riften er kraftig debattert; en to-fase utvikling er presentert av Ori (1989), Doutsos og Piper (1990) og Westaway (2002) der en langsom tidlig fase startet i pliocene, med grunne bassenger og avsetninger av fluviale og lakustrine sedimenter. Den andre fasen er representert ved en raskere spredning og utvikling av et dypt basseng med marine avsetninger. Sorel (2000) foreslår en en-fase utvikling der forkastningene dannes sekvensielt langs en storskala såleforkastning (figur 2.3). Forkastningene utvikles nordoverettet, der deposenter skiftes i samme retning i mindre separate bassenger. Moretti et. al (2003) foreslår en tredje fase som startet for år siden i sammenheng med landheving og vestoverettet øket ekstensjon. Dette har ført til reaktivering av en rekke utdødde forkastninger på Pellopenes, deriblant Doumenaforkastningen

22 Kapittel 2 Regional geologi Figur 2.3 Konseptuell modell som illustrere utviklingen av Korintriften bundet av en lavvinklet såleforkastning. Figuren er hentet fra Sorel (2000)

23 Kapittel 2 Regional geologi

24 Kappitel 3 Doumenaforkastningen Kapittel 3 Doumenaforkastningen 3.1 Innledning I et tidligere studium skriver Solheim (2002) at Doumenaforkastningen har en undulerende overflate og har foreslått at overflaten representerer geometriene til linseformer som opptrer på forkjellige skalaer. I følge Solheim er den eksponerte overflaten en del av forkastningskjernen til Doumenaforkastningen. Formålet med dette kapittelet er å gi en ny og mer detaljert beskrivelse av Doumenaforkastningens interne geometri, oppbygging og utvikling. Først vil det bli gitt en generell beskrivelse av feltområdet. Deretter vil forkastningens overflategeometri bli diskutert basert på oppmålte topografiske profiler. Dette danner det videre grunnlaget for en detaljert beskrivelse av de interne forkastningsgeometrier, forkastningsbergarter og bruddtyper som finnes i forkastningskjernen. Destruksjonssonen blir diskutert med basis i to profiler fra liggblokken. Til slutt vil det bli gitt en oppsummering av forkastningens oppbygning og geometri. 3.2 Generell geologisk beskrivelse av felt området Doumenaforkastningen avgrenser to store forkastningsblokker (Solheim 2002); -blokken i sør og -blokken i nord (figur 3.1). Figur 3.1 Forenklet geologisk kart over området sør av korintgulfen, som viser utbredelsen av hovedforkastninger og forkastningsblokker samt sub bassenger i liggblokken til forkastningene (gul). Legg merke til hvordan grunnfjellsbergartene ( basement ) er sidestilt med synrift avsetninger ( cover ) langs Doumenaforkastningen. Figuren er Begge forkastningsblokkene er del av et større system av VNV-ØNØ orienterte forkastningsblokker (kapittel 2.3.1), og har gjennomgått en intern deformasjon i form av små skala syntetiske og antitetiske forkastninger (Flotté & Sorel 2001, Solheim 2002). Blokkene består av prerift Mesozoiske karbonater som er overlagt av pliocene-pleistocene synrift

25 Kappitel 3 Doumenaforkastningen sedimenter. Spranget langs Doumenaforkastningen er noe usikkert; Flotte og Sorel (2001) har estimert spranget til å være i overkant av 1000 meter (figur 3.2), mens Doutsos og Poulimenos (1992) har estimert spranget til å ligge et sted mellom 240 til 650 m. De forkjellige sprangestimatene er i hovedsak knyttet til de forkjellige metodene som er benyttet. Flotte og Sorel (2001) har laget et geologisk profil på tvers av forkastningen (figur 3.2) og estimert ut fra lengden mellom samme grunnfjellsenhet i hengblokken og i liggblokken. Doutsos og Poulimenos har derimot estimert spranget med utgangspunkt i forkastningens strøklengde. Figur 3.2 Geologisk profil over nordlige Pellopones. Legg merke til plasseringen av Doumena forkastningen (pil) og slepningen indikert i hengblokkens syn rift av setninger. Figuren er hentet fra Flottè og Sorel Liggblokken er godt fremtredende i landskapet og består av en skifrig finkornig kalkstein. Kalksteinen tilhører Pindosdekket som er av jurassisk alder (Degnan & Robertson 1997, Doutsos & Poulimenos 1992, Flotté & Sorel 2001). Denne kalksteinen utgjør vertsbergarten i studieområdet og opptrer generelt uten primære sedimentære strukturer. Den har foldestrukturer som ble utviklet under fjellkjedefoldingen i tertiær, samt strukturer fra ekstensjonstektonikken i kvartær (se kapittel 2, regional geologi). I det studerte området består denne kalksteinsbergarten av grå mikritt, grønnbrune skifrig mikritt, flintnoduler, siltstein og grafitt. Den grå mikritten og den grønbrune skifrige mikritten utgjør hovedenhetene med metertykke lagpakker. De andre enhetene opptrer mer tilfeldig som tynne lag på cm (silt og grafitt) mens flint opptrer som mindre noduler i lagene. Hengblokken består hovedsakelig av sandrike og konglomeratiske bergarter av pliocene til pleistocene alder. Internt i hengblokkens avsetninger er det observert en vinkeldiskordans (figur 3.3) som kan tyde på at disse avsetningene er forkastningsrelatert. Tilsynelatende er det normal slepning av lagene inn mot forkastningen, men dette i seg selv er ikke et avgjørende kriterium for å bestemme om hengblokkavsetningene er syn-rift eller prerift. Causse et al (2004) foreslår at avsetningene er relatert til en tidlig synrift fase og at de i en

26 Kappitel 3 Doumenaforkastningen senere fase har blitt slept mot forkastningen. Causse et al. (2004) baserer denne modellen på U/Th datering av kalsittsement i forkastningskjernen som gir en alder på år. Det blir antydet at dette er alderen på en reaktivering av forkastningen. Figur 3.3 Tolket avstandsbilde av Doumenaforkastningen. Forkastningsoverflaten definerer fjellsiden i dette snittet. Legg merke til inkonformiteten og den normale slepningen i hengblokken. Bildet er tatt mot sørvest. 3.3 Beskrivelse av forkastningssonens overflategeometri Den studerte blotningen er lokalisert i en dalside ca 300 meter sør for Doumena landsby (figur 3.3). Lokaliteten (figur 3.4) fremviser en sammenhengende eksponering av forkastningsoverflaten over et område på 200 x 200 meter. Figur 3.4 Bilde av den eksponerte delen av Doumenaforkastningen hvor de tverrgående profilene er inntegnet. Forkastningsoverflaten er kartlagt ved hjelp av tverrgående profiler (figur 3.4) som danner grunnlaget for beskrivelsen av forkastningsoverflaten (for metode se kapitel 1.4)

27 Kappitel 3 Doumenaforkastningen På stor skala kan den eksponerte overflaten deles inn i tre soner basert på variasjoner i helningsvinkel langs overflateprofilet i fallretning (figur 3.5). Overgangen mellom sonene er markert i terrenget som knekkpunkter i overflateprofilet (figur 3.6). Foruten de tre karakteristiske sonene befinner det seg en stor kropp av løsmasser med blokker av fast fjell midt på forkastningsoverflaten (figur 3.4). Denne er antatt å ikke være en del av forkastningskjernen (Solheim 2002). Sone C er den øvre delen av den eksponerte forkastningssonen og er karakterisert av en steil overflate med helningsvinkel på ca 50. Forkastningsoverflaten har en undulerende orientering med strøkverdier fra 240 til 306 og fallverdier fra 35 til 70, med et gjennomsnitt på 271/48 (figur 3.7). De to fallparallelle profilene (figur 3.5) som går gjennom sone C viser noe variasjon i geometrien til overflaten. I profil 3 får forkastningen en gradvis slakere helning før den går over i sone B. Profil 2 derimot har en steilere og beinere overflate og overgangen til den underliggende sone B blir derfor mer markant. Profilene viser at overflaten er svakt undulerende i fallretning med bølgelengder fra 5 til 10 meter og med amplituder fra 0,5 til 1 meter. Det er ikke laget strøkparallelle profiler i denne sonen, men det synes å være større overflatevariasjoner i denne retningen enn i fallretningen. Denne antagelsen er basert på direkte observasjoner av kurvaturen på overflaten (figur 3.6) samt forskjell i hellingsvinkel i profil 2 og 3 som tyder på laterale variasjoner. Sone B har best kontinuerlig eksponeringsgrad. Sonen er derfor studert i detalj. Sonen har en relativt slakere helningsvinkel enn tilfellet for sone C. Strøk og fall målinger viser at det er stor variasjon i orientering til forkastningsplanene (figur 3.7). Strøket varierer fra 210 til 327, mens fallet varierer fra 23 til 67. Gjennomsnittsverdien er på 269/38. De tre fallparallelle profilene som går gjennom sone B er lagt i traverser som går over de største toppene og de dypeste trauene på overflaten. I disse profilene kan en se at forkastningsoverflaten har en storskala undulering med en bølgelengde som varierer fra meter og med amplituder på 1-2 meter. Profilene viser at forkastningsoverflaten er karakterisert av en topografi bestående av avlange former med ulik størrelse og geometri (figur 3.5 og 3.6). Ni profiler er lagt langs overflatens strøkretning (figur 3.8). Det er tydelige variasjoner i overflategeometrien til de forkjellige profilene, men det er mulig å gjenkjenne tre generelle geometriske trender. Type I overflateprofil (profil 10-12) er dominert av en storskala

28 Kappitel 3 Doumenaforkastningen bølgeform med enkelte overliggende mindre former. Profil 6-9 viser en type II overflateprofil som er karakterisert av en mer irregulær geometri bestående av flere mindre bølgeformer. Overflateprofilet til type III (profil 4 og 5) har en mer planar geometri og består av enkelte flate områder med kun mindre unduleringer. Disse tre typene overflateprofil varierer dermed systematisk langs forkastningens fallretning ved at type I forekommer nederst i sone B, type II i midten og type III i øverste delen av sonen. Overgangen fra sone B til sone A er også definert ved et knekkpunkt (figur 3.6) der helningsvinkelen i sone A blir markert steilere (ca 55 ). Strøket på forkastningen varierer fra 260º til 280º. Fallvinkelen på planet varierer fra 50º til 70º med et gjennomsnitt på 272/55º (figur 3.7). De to fallparallelle profilene som går gjennom sone A (figur 3.5) har begrenset lengde, men viser at overflaten er relativt planar og det er kun mindre unduleringer på overflateprofilet. Blotningsgraden er hovedsakelig i form av enkeltblotninger og det lot seg ikke gjøre å lage representative strøkparallelle profiler. Forkastningens overflate kan basert på disse dataene antyde en rampe-flate-rampe geometri

29 Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.5 Fallparallelle overflate profiler som viser topografi og bruddstrukturer observert i forkastningsoverflaten. Lokaliseringen av profilene er vist i figur 3.4. Høydeaksen er svakt overdrevet. For en mer detaljert beskrivelse, se teksten

30 Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.6 Bilder som viser overgangen mellom de tre sonene. Det øvre bilde viser en typisk geometri i sone C. Legg merke til knekpunkt øverst i sone B og den strøkparallelle unduleringen. Midtre bilde viser den karakteristiske undulerende overflaten i sone B, mens det nedre bilde viser den planare overflaten i sone A

31 Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.7 Orientering av forkastningsoverflaten i de tre sonene. Målingene i sone B er tatt systematisk langs profillinjene. Svarte prikker er poler til forkastningsoverflaten, mens røde prikker er lineasjonsmålinger av striasjoner. Legg merke til den tydelige foldetrenden i strøkretning i pol - plottene fra sone B. Plottene er arealtro stereonett, med nedre storsirkel, og plottet som poler til plan. Figur 3.8 Strøkparallelle overflateprofiler som viser topografi og bruddstrukturer fra den vestre delen av sone B. Høydeaksen er svakt overdrevet. For en detaljbeskrivelse, se tekst

32 Kappitel 3 Doumenaforkastningen 3.4 Karakterisering av forkastningskjernen Formålet med denne beskrivelsen er å dokumentere hvordan forkastningskjernen er bygd opp med spesiell vekt på betydningen av (i) interne forkastningsgeometrier, (ii) bruddtyper og (iii) forkastningsbergarter Interne forkastningsgeometrier Variasjonene som er observert i overflateprofilene er nært knyttet til geometriene til de forkastningene som opptrer i forkastningskjernen. Det finnes i hovedsak to forkastningsgeometrier; (i) planare parallelle forkastninger i sone A og (ii) kurvede sub - parallelle forkastninger i sone B. I det følgende beskrives forkastningsgeometriene som opptrer i de tre sonene. Sone A Profilene, og strøk og fall orienteringene, viser at denne sonen er karakterisert av flere steile planare forkastningsplan. Forkastningene er parallelle med 10 cm til 1 meters avstand. Forkastningsoverflaten er typisk assosiert med kraftige striasjoner. Striasjonene er cm lange og opptrer spredt på forkastningsoverflaten. De fleste striasjonene har en typisk Crag and tail geometri bestående av en flint klast øverst (ca 0,5 til 2 cm i diameter) med en hale (ca 10 cm 60 cm lang) av finmateriale (figur 3.9 b). I andre tilfeller er flint og mikritt klaster presset inn i bergarten. Her er det ikke funnet relaterte haler av finmateriale. Disse overflate fenomenene vil bli videre beskrevet under forkastningsbergarter i kapitel Sone B Den storskala unduleringen observert i profilene (figur 3.5 og 3.8) gjennom sone B, og spredningen i strøk og fall orienteringen vist i pol-plottet (figur 3.7), skyldes hovedsakelig tilstedeværelsen av forkastningslinser med varierende geometri og dimensjon. Overflaten av linseformene er definert av kurvede forkastninger som er dekket av striasjoner tilsvarende de i sone A. Glidestripene er ca 2-10 cm brede, vanligvis noen cm dype og har opptil 5-10 meters lengde (figur 3.9 a og b)

33 Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.9 Nærbilder av forkastningsoverflaten. A) Forkastningsoverflaten med karakteristiske striasjoner. B) Grove crag and tail lignende striasjoner. Legg merke til flintklastene i toppen av striasjonene og hvordan halene gradvis blir tynnere nedover flaten. Kartbildet i figur 3.10 viser forkastningsoverflaten i sone B der omrisset av linseformene sett i overflaten er inntegnet. Det kan skilles mellom linser avgrenset av de topografiske variasjonene som er vist i profilene og mindre linser avgrenset av småskala sub - parallelle forkastninger. Et eksempel på en typisk linse er vist i figur Forkastninger steilere enn forkastningsoverflaten definerer linsenes øvre del i forhold til fallet, mens forkastninger slakere enn forkastningsoverflaten definerer linsenes nedre del i forhold til fallet. Disse forkastningene er indikert på kartet figur 3.10 med henholdsvis tagger og tenner. På denne måten er linsenes overflate og laterale dimensjon kartlagt. Linsenes underside derimot er tolket i profilene figur 3.5 og 3.8 der de steile og slake forkastningene danner en sammenhengende forkastning som binder sammen undersiden av linsen. Geometri som kurvatur og orientering av de underliggende forkastningene er derfor usikker, men den betydelige bevegelsen definert av separasjonen i de steile forkastningene, og at det eksisterer forkastninger med lateral bevegelse på sidene av linsene, indikerer at det har foregått bevegelse langs underliggende forkastninger. Kartet viser også at flere steder på overflaten terminerer de småskala steile og slake forkastningene ut i hver ende, bevegelsen langs disse er ikke like stor som hos de som binder linseformene. Disse forkastningene danner på den måten ikke fullstendige linser, forløpet av forkastningen i vertikalsnittet tolkes derfor som blinde forkastninger. De store linseformene er i flere tilfeller bygd opp av flere mindre linser som igjen består av enda mindre linser. Dette danner en hierarkisk struktur med flere ordener med linser, hvor de største linsene representerer 1. orden som videre er bygd opp av flere høyere ordens linser. Figur 3.12 er et kart som viser et eksempel på hvordan en 1.ordens linse er inndelt av flere høyere ordens linser. De høyere ordens linsene stakker oppå hverandre internt i en 1. ordens linse. En slik struktur er per definisjon en ekstensjonsdupleks (Gibbs 1984) og disse er svært vanlig i sone B

34 Kappitel 3 Doumenaforkastningen Sone C: Forkastningsoverflaten i sone C er som vist i profilene og i strøk og fall orientringene undulerende. Som i sone B skyldes også dette linseformer av varierende geometri og dimensjon. Overflaten av linseformene er kurvet, men som vist i profilen er kurvaturen noe mer planar og er ikke preget av fullt så store unduleringer som i sone B. Kartskissen i figur 3.13 viser omrisset av linseformene observert i sone C samt er små profiler langs linsenes fallretning inntegnet. Linsene er tydelig avgrenset av steile og slake forkastninger som i sone B, men linsene er i motsetning mindre og de har ikke like stor grad av kompleksitet i form av flere høyere ordens linser følgende ekstensjonsduplekser. I kartet er det også inntegnet skiferlag som er rester etter vertsbergarten eksponert i overflaten på noen av linsene, disse viser tydelig den fallparallelle separasjonen mellom linsene påført av forkastninger som deler linsene fallparallelt