STUDIER AV KENOZOISKE EROSJONSFLATER I DET SØRVESTLIGE BARENTSHAV BASERT PÅ TRE- DIMENSJONALE SEISMISKE DATA

Transkript

1 STUDIER AV KENOZOISKE EROSJONSFLATER I DET SØRVESTLIGE BARENTSHAV BASERT PÅ TRE- DIMENSJONALE SEISMISKE DATA BJARNE RAFAELSEN HOVEDFAGSOPPGAVE (CAND.SCIENT) I MARIN GEOLOGI VÅREN 2000 INSTITUTT FOR GEOLOGI

2 Forord Førsteamanuensis Karin Andreassen (UiTø) og geofysiker Kai Hogstad (Saga Petroleum ASA, nå Norsk Hydro ASA) har tatt initiativ til prosjektet. Oppgaven har inngått i et samarbeid mellom Universitetet i Tromsø og Saga Petroleum ASA, som har vært så vennlig å stille til rådighet 3-D seismiske data. Saga Petroleum ASA har også vært behjelpelig med opplæring i bruk av 3-D tolkningsverktøy. Oppgaven er en pilotoppgave ved Universitetet i Tromsø. Det har vært spennende, lærerikt og utfordrende å skrive denne oppgaven og det har vært veldig givende å jobbe med så positive og entusiastiske personer rundt seg. Først og fremst, en stor takk til veileder førsteamanuensis Karin Andreassen samt bi-veiledere Kai Hogstad og Erland Lebesbye (doktorgradsstudent ved UiTø) for hjelp og veiledning under hele hovedfaget. Takk til Saga Petroleums Harstadkontor ved Kåre Nilsen, Kai Hogstad og Håkon N. Robak for opplæring, råd, ideer og trivelige dager i Harstad. Særlig takk til geofysiker Luppo W. Kuilman (Saga Petroleums Oslo-avdeling, nå Norsk Hydro ASA) for inspirasjon og gode råd i forbindelse med 3-D tolkning. For samarbeidet under hovedfagsstudiet og for alle de døgn på reisefot sammen takkes hovedfagsstudent Morten Midtbø. Gjengen på paviljong sør, og spesielt kontor-kompisene Tore og Bjørn, takkes for en trivelig studietid i Tromsø. Sist, men ikke minst, takk til mamma, pappa, bror Terje og samboer Hilde for uvurderlig støtte og oppmuntring. 3. oktober 2000 Bjarne Rafaelsen

3 Resymè Oppgavens tittel: Studier av kenozoiske erosjonsflater i det søvestlige Barentshav basert på tre-dimensjonale seismiske data Problemstilling: Hovedformålet med oppgaven er å teste / studere potensialet i 3-D seismiske data og forsøke å illustrere og tolke lagpakken over berggrunnen. Metode: Benytte programmet Charisma til å tolke de 3-D seismiske dataene. Resultater: Erosjonsflater fra den øvre regionale inkonformitet (URU), trolig dannet for om lag 0.8 millioner år siden, og opp til havbunnen er studert ved bruk av 3-D seismiske data fra Lopphøgda, Barentshavet. Det er i hovedsak formelementer som tyder på glasial påvirkning som karakteriserer flatenes morfologi, deriblant furer, depresjoner og morenerygger. Havbunnen domineres av pløyespor og i den glasigene sedimentpakken er det stedvis imbrikerte strukturer som trolig er dannet som følge av glasitektonikk. Enhetene er i hovedsak tolket til å være avsatt subglasialt og glasimarint. Det spekuleres i breutbredelse og brebevegelsesretning og det er anslått at minimum seks brefremstøt av varierende omfang har virket på Lopphøgda de siste 0.8 millioner år.

4 Innholdsfortegnelse Kapittel 1 Innledning Formål Lokalisering av studieområdet og batymetri Hovedstrukturelementene i det sørvestlige Barentshav Lopphøgda Swaengrabenen Geologisk historie Paleozoikum (kambrium-perm) Mesozoikum (trias-kritt) Kenozoikum (tertiær-kvartær) Sen-kenozoiske glasiasjoner Den øvre regionale inkonformitet (URU) Dannelsen av URU Beskrivelse av sekvensene over og under URU Morfologien til URU Seismisk stratigrafi 29 Kapittel 2 Materiale og metoder Datagrunnlag D seismiske data Datakvalitet Innsamlingsparametre Oppløsning D seismiske data Tolkningsmetode på Charisma Tolkning av 3-D data Karttyper Fremstilling av data Potensialet ved tolkning av 3-D data Generell seismisk tolkning og beskrivelse 47 Kapittel 3 Beskrivelse og tolkning av spesielle formelementer Rette furer Svingete furer Imbrikerte strukturer Depresjoner Ryggformer 74 Kapittel 4 Beskrivelse og tolkning av reflektorer og enheter i 3-D område SG Innledning Reflektor ba og enhet A Reflektor bb og enhet B Reflektor bc og enhet C Reflektor bd og enhet D Havbunnsreflektoren 112 Kapittel 5 Beskrivelse og tolkning av reflektorer og enheter i 3-D område SG Innledning Reflektor bα og enhet α Reflektor bβ og enhet β Reflektor bχ og enhet χ Havbunnsreflektoren 135 Kapittel 6 Korrelasjon Innledning Korrelasjon mellom brønndata og seismikk Korrelasjon mellom brønn 7222/09-U-01 og seismikk Korrelasjon av flatene basert på formelementer Kort oppsummering 145 Kapittel 7 Diskusjon 148 Referanser 169

5 Kapittel 1 Innledning 1 1 Innledning 1.1 Formål Oppgavens formål har vært å studere / teste metoden og muligheten som 3-D seismiske data gir for tolkning av reflektorer og stratigrafi av den sen-kenozoiske lagpakken. Studieområdet har vært 3-D områdene SG9804 og SG9810 sør for Bjørnøyrenna i det sørvestlige Barentshav (Fig. 1.1), som Saga Petroleum ASA velvillig har stilt til rådighet. 3-D området SG9810 ble tolket i samarbeid med min medstudent Morten Midtbø, som i tillegg har tolket data fra SG9803. I 3-D området SG9810 ble arbeidsoppgavene fordelt slik at begge fikk ta del i hele tolkningsprosessen, og Midtbø har i hovedsak hatt ansvaret for de dypere delene av 3-D området mens jeg har hatt ansvaret for de grunneste delene. Området har hovedsaklig blitt kartlagt ved hjelp av 3-D seismiske data, men 2-D data og brønndata har blitt benyttet til korrelering. Oppgaven er forsøkt løst på følgende måte: 1. Forskjellige tolkningsteknikker er anvendt på datasettet for å se hva som gir best resultat. 2. Forskjellige typer kart er produsert, og de som har vært best egnet til å illustrere de observerte formelementene har blitt brukt i oppgaven. 3. Seismiske reflektorer og seismiske enheter er beskrevet og tolket med hensyn på genese. 4. Seismiske reflektorer og seismisk stratigrafiske enheter er forsøkt korrelert mellom områdene med 3-D seismikk og med sørlige Barentshav for øvrig. 5. Avsetnings-historie og -forhold er forsøkt utledet.

6 Kapittel 1 Innledning 2 Selve oppsettet på oppgaven med hensyn til referanser og innrykk er i henhold til Norsk Geologisk Tidsskrift, og den geologiske tidsskalalen som benyttes er produsert av Gradstein & Ogg (1996). Gabrielsen et al. (1990) er benyttet som standard for benevning av strukturelementer i Barentshavet. 1.2 Lokalisering av studieområdet og batymetri Barentshavet, et av verdens største epikontinentale havområder, ligger i det nordvestre hjørnet av det Eurasiske kontinent, lokalisert mellom N og Ø (tabell 1.1 og Fig. 1.1). Dagens gjennomsnittlige vanndyp ligger på rundt 230 m, men forskjellige tektoniske bevegelser, samt glasial erosjon og avsetning, har dannet trau og banker med vanndyp som varierer fra under 50 m nær Bjørnøya til over 500 m i Bjørnøyrenna. En markert batymetrisk skråning langs kysten følger grensen mellom det Kaledonske grunnfjellet og de sedimentære bergartene på kontinentalhyllen. Lopphøgda ligger i det sørvestlige Barentshavet sør for Bjørnøyrenna. Vanndypet på Lopphøgda er fra m og de to nordligste 3-D områdene, SG9804 og SG9810, vil bli beskrevet og tolket i denne oppgaven (Fig. 1.1). SG9804 SG N Ø N Ø N Ø N Ø N Ø N Ø N Ø N Ø Tabell 1.1. Koordinatene til 3-D områdene SG9804 og SG D område SG9810 er også beskrevet av Midtbø (2000).

7 Kapittel 1 Innledning 3 10 Ø 15 Ø 20 Ø 25 Ø 30 Ø 35 Ø 40 Ø 75 N 75 N 72 N 72 N 69 N 69 N 10 Ø 15 Ø 20 Ø 25 Ø 30 Ø 35 Ø 40 Ø Tromsøflaket F Figur 1.1. Nederst: Lokalisering av Barentshavet. Konturintervallet er på 100 meter. F = Fugløybanken. Fra Perry & Fleming (1986). Øverst: Lokalisering av 3-D områdene som studeres i denne oppgaven (SG9804 og SG9810), samt SG9803 som omtales av Midtbø (2000). Kartet er laget i GMT (Generic Mapping Tools).

8 Kapittel 1 Innledning Hovedstrukturelementene i det sørvestlige Barentshav Barentshavet har en intrakratonsk setting og har blitt påvirket av flere faser med tektonikk etter at de Kaledonske orogene bevegelsene sluttet i tidlig devon (Gabrielsen et al. 1990). Hovedstrukturelementene i det sørvestlige Barentshav (Fig. 1.2) inkluderer flere bassenger, høyder og plattformer dannet fra paleozoikum til tertiær (Sættem et al. 1992b). Den vestlige delen av Barentshavet som grenser ut mot havet ble dannet i tidlig tertiær ved åpningen av Norske-Grønlandshavet. I det sørlige Barentshavet er den grunne berggrunnen dominert av kritt og tertiære finkornede klastiske- og delvis kalk-bergarter. Lokale unntak er strukturelle høyder og en sone langs de eksponerte grunnfjell-bergartene mot kystområdene i sør, hvor man finner utgående til eldre strata. I neogen ble mesteparten av Barentshavet hevet og erodert og en viktig del av erosjonen fant sted i sen plicen og pleistocen, når området var glasiert (Gabrielsen et al. 1990). Strukturelt sett er Barentshavets kontinentalhylle dominert av ØNØ-VSV til NØ-SV og NNØ-SSV til NNV-SSØ trekk med lokal påvirkning av elementer med strøkretning VNV-ØSØ (Gabrielsen et al. 1990) Lopphøgda Lopphøgda er oppkalt etter en øy og et område på kysten av Finnmark fylke (Gabrielsen et al. 1990). Høyden er definert av utgående til den midt-jurassiske inkonformiteten mot den kvartære sekvensen. 3-D området SG9804 ligger i nordøstlige deler av Lopphøgda og innbefatter vestlige deler av Swaengrabenen, mens SG9810 ligger i vestlige deler av Lopphøgda øst for Bjørnøybassenget.

9 Kapittel 1 Innledning 5 Figur 1.2. Hovedstrukturelementene i Barentshavsregionen. De røde rektanglene viser lokalisering av 3-D områdene i denne oppgaven. Det røde rektangelet med sorte striper er studert i samarbeid med Midtbø (2000) mens det sorte viser lokalisering av 3-D området til Midtbø (2000). Modifisert etter Gabrielsen et al. (1990). Forklaring på forkortelser: A.F.C. = Asteriasforkastningskomplekset, B.F.C. = Bjørnøyrenneforkastningskomplekset, H.F.C. = Hoopforkastningskomplekset, K.F.Z. = Knøleggaforkastningen, L.F. = Leirdjupsforkastningskomplekset, M.B. = Maudbassenget, M.F.C. = Måsøyforkastningskomplekset, M.H. Mercuriushøgda, N.D. = Norvargdomen, R.L.F.C. = Ringvassøy- Loppa forkastningskomplekset, S.D. i nord = Svalisdomen, S.D. i sør = Samsondomen, S.R. = Senjaryggen, T.F.F.C. = Troms-Finnmark-forkastningskomplekset, T.I.F.C. = Thor Iversenforkastningskomplekset, V.H. = Veslemøyhøgda, V.V.P. = Vestbakkvulkanittprovinsen, Z.G. = Swaengrabenen.

10 Kapittel 1 Innledning 6 Lopphøgda, som innbefatter Polhemsunderplattformen, er lokalisert nord for Hammerfestbassenget og sørøst for Bjørnøybassenget Gabrielsen et al. 1990). Høyden, som har et diamantformet utgående, ligger N, 20 Ø og N, Ø, og N, Ø og N, 23 Ø. Den består av en østlig platform og en ryggformet vestlig og nordvestlig margin. Høyden grenser i sør til Asteriasforkastningskomplekset og i øst og sørøst av en monoklin mot Hammerfestbassenget og Bjarmelandsplattformen. I vest grenser Lopphøgda til Ringvassøy-Loppa forkastningskomplekset og Bjørnøyrenneforkastningskomplekset. En større saltstruktur, Svalisdomen, og dens assosierte randsynklinal, Maudbassenget, markerer den nordøstre grensen til høyden. Lopphøgda er assosiert med positive gravitative og magnetiske anomalier forårsaket av et relativt grunt metamorft grunnfjell av Kaledonsk alder i høydens vestlige deler. Den vestlige ryggen til Lopphøgda har blitt omdannet ( rejuvenated ) som en høyde minst fire ganger siden Devon, men høyden slik den er definert i dag er et resultat av sen jura til tidlig kritt tektonikk (Gabrielsen et al. 1990). Fra ladinian (trias) til callovian (jura) var høyden en del av en regional kratonsk plattform som inkluderte Hammerfestbassenget og Bjarmelandsplattformen. Under det meste av kritt var Lopphøgda en øy med dype kanjoner som kuttet ned i trias-sekvensen. Høyden ble så dekket av paleogene skifre, som for det meste ble erodert under den sen-tertiære hevingen. I følge kartet til Sigmond (1992) består berggrunnen på Lopphøgda i hovedsak av siltstein, leirstein, sandstein fra trias-mellomjura (vesentlig sen-trias). I sørlige del av Lopphøgda finnes et langstrakt, forholdsvis tynt område av leirstein, siltstein, noe sandstein, mergelstein og kalkstein fra tidlig kritt. Lengre sør går dette langstrakte, forholdvis tynne område over til å bestå av leirstein, siltstein, sandstein og kalkstein fra Paleocen Swaengrabenen Swaengrabenen er oppkalt etter skipet de Swaen som ble brukt av den nederlandske oppdagelsesreisende Willem Barentsz under hans første ekspedisjon til nordlige farvann i 1594 (Gabrielsen et al. 1990).

11 Kapittel 1 Innledning 7 Swaengrabenen strekker seg fra N, Ø til N, Ø, en avstand på om lag 100 km. 3-D område SG9804 dekker vestlige deler av Swaengrabenen, mens SG9810 ligger noe lengre vest for grabenen. Definert på et jura-nivå er grabenen 4-5 km bred (Gabrielsen et al. 1990). Ved Ø endrer strøket til Swaengrabenen seg fra VNV til ØNØ. I vest terminerer den mot en utpreget NNØ- SSV forkastningsretning som går langs den sentrale delen av Lopphøgda, mellom 72 og 73 N. Det østlige segmentet av grabenen er karakterisert av flere ØNØ-VSV og Ø- V rettede forkastninger. Swaengrabenen begynte sin utvikling i sen jura eller tidligere (Gabrielsen et al. 1990). Hovedforkastningene penetrerer den overliggende kritt-sekvensen og terminerer ved bunn tertiær. Igangsettelsen av Swaengrabenen kan ha vært relatert til en stor tektonisk episode i sen jura i Nord-Atlanteren og i Barentshavsregionen. Grabenen er parallell og tilsynelatende tids-ekvivalent med Hammerfestbassenget i sør. Det er prinsipielt en ekstensiv hendelse. De irregulære geometriene til forkastningsplanene indikerer imidlertid at strike-slip bevegelser bidro til dens utvikling. I følge kartet til Sigmond (1992) består berggrunnen i vestlige deler av Swaengrabenen i hovedsak av siltstein, leirstein, sandstein fra trias-mellomjura (vesentlig sen-trias). I østlige deler består grabenen av leirstein, siltstein, noe sandstein, mergelstein og kalkstein fra tidlig kritt. 1.4 Geologisk historie Paleozoikum (kambrium-perm) Kaledonidene er mest sannsynlig det metamorfe basement til den vestlige Barentshavshyllen (Faleide et al. 1984). Kaledonidene ble konsolidert under den sen silur til tidlig devonske Kaledonide-orogonesen som resulterte i sutureringen av Nord Amerika-Grønland og de Fennoskandiske-Russiske platene. I tidlig devon ble Kaledonidene erodert og molasse-sedimenter ble avsatt på Svalbard og øst-grønland (Faleide et al. 1984).

12 Kapittel 1 Innledning 8 I tidlig perm fikk man en gradvis stabilisering av Bjørnøya og Svalbard og mot slutten av perioden inntrådte en regional endring i litologi til mer terrigene marine klaster (Faleide et al. 1984). I perioden midtre til sen perm ble det dannet sjøveis forbindelse mellom Norge og Grønland (Fig. 1.3), trolig assosiert med et tensjonstektonisk regime (Rønnevik 1981). Det kan ha vært humide forhold i tidlig karbon og sen perm men resten av paleozoikum var stort sett preget av et arid klima Mesozoikum (trias-kritt) De Kimmeriske tektoniske faser (tidlig jura - tidlig kritt) representerer rifting i diskrete pulser langs hele det Arktiske-Nord Atlantiske riftsystemet som gradvis åpnet seg under mesozoikum, og dette førte til skorpeseparasjon mellom den nord- Amerikanske/Grønland og Europa-platen i tidlig tertiær (Faleide et al. 1984). Progressiv skorpeekstensjon og starten på havbunnsspredning i sentral- og nord- Atlanteren førte til en reorientering av stress-systemene som påvirket nordvest- Europa. Store eustatiske havnivåendringer i kombinasjon med økt tektonisk aktivitet medførte utvikling av regionale inkonformiteter. Trias var preget av kontinentalhylle-sedimentasjon i et humid klima mens det lengre sør var aride forhold (Rønnevik 1981). Regional innsynkning på grensen perm-trias, kombinert med høye sedimentasjonsrater, førte til utviklingen av en tykk triassekvens som består av marin skifer, siltstein og sandstein (Faleide et al. 1984). I tidlig jura begynte rifting i diskrete pulser (kimmerisk fase) som påvirket området mellom Norge og Grønland (Faleide et al. 1984). Barentshavet synes å være mindre påvirket av tidlig kimmerisk tektonikk (overgangen trias-jura). Rifting, kombinert med tektonisk forårsaket lavt havnivå, var en viktig faktor for dannelse av den regionale sen-kimmeriske inkonformiteten (Faleide et al. 1993). Dype sene krittbassenger er observert både i Søvestnaget og Harstad-bassenget, og i sen kritt fortsatte både Tromsø- og Søvestnaget-bassenget sin innsynkning (Faleide et al. 1993).

13 Kapittel 1 Innledning 9 Figur 1.3. Paleografiske kart over Barentshavet fra: (a) devon; (b) midtre karbon til tidlig perm; (c) midtre øvre perm; (d) trias; (e) jura; (f) tertiær. Fra Rønnevik (1981).

14 Kapittel 1 Innledning Kenozoikum (tertiær-kvartær) Åpningen av Norske-Grønlandshavet startet i tidlig paleocen (Eldholm et al. 1987; Myhre & Eldholm 1988; Faleide et al. 1993), og skjedde i tre stadier som alle involverte havbunnsspredning: 1) først for 60 millioner år siden sør for Senja sprekkesone, 2) deretter for 48 millioner år siden mellom Senja sprekkesone og Hornsund forkastningssone, og 3) til slutt for 37 millioner år siden ovenfor Hornsund forkastningssone (Nøttvedt et al. 1988). Viktige hendelser i Barentshavets kenozoiske historie er erosjon (Vorren et al. 1991; Riis & Fjeldskaar 1992; Eidvin et al. 1993; Sættem et al. 1994) og heving (Eidvin & Riis 1989; Faleide et al. 1993; Eyles 1996). Den kenozoiske erosjonen i Barentshavet kan inndeles i tre faser: 1) en eocen fase med skulderoppløft og bassenginnsynkning, 2) en oligocen fase med eustatisk havnivåfall og tektoniske bevegelser og 3) en neogen-pleistocen fase med oppløft av området fra nordlige Spitsbergen til sørlige Stappenhøyden (Sættem et al. 1994). Sistnevnte fase forsterket trolig de senkenozoiske glasiasjonene. Eyles (1996) hevder at den totale tertiære heving var på opptil 3.5 km langs den riftede marginen av Nord-Norge. Hevingen er relatert til åpningen av Norske- Grønlandshavet og den progressive dannelsen av en marin sedimentær kile oppå den oseaniske skorpen. Han anslår Spitsbergens heving til å være på opp til 1.6 km. Faleide og medforfattere (1993) skriver at det er en økende trend i heving og erosjon mot nord og at det er en gjennomsnittlig erosjon på km i det sørlige Barentshavet. For det sørvestlige Barentshavet varierer erosjonsestimatene, og for Lopphøgda ligger disse fra m. Den kenozoiske erosjonen var forårsaket av senkning av erosjonsbasis på grunn av den kombinerte effekt av glasio-eustatisk senkning av globalt havnivå og erosjon av marine breer. Når glasiale effekter fjernes synes den tektoniske hevingen i sørvestlige Barentshavet å være liten (0-200m), mens den i det nordvestlige Barentshav ligger på omlag 1000 m (Faleide et al. 1993). Prosesser som skorpeforkorting, magmatisk underplating eller økte astenosfæriske temperaturer er sannsynlige kandidater for å forklare dagens heving. Hvis heving var relatert til tidlig åpning av Norske-Grønlandshavet må forsinkelsen i sedmentasjon forklares. Erosjonsestimat indikerer at en stor del av eocene og muligens yngre

15 Kapittel 1 Innledning 11 sedimenter ble avsatt i området som i dag er Bjørnøyrenna. Faleide og medforfattere (1993) foreslår at disse sedimentene var derivert fra den hevede nordvestlige Barentshavs-marginen før glasiasjonene, men at de ble fjernet av submarin glasial erosjon og avsatt på nytt foran Bjørnøyrenna. Videre understreker de at de store poståpning, pre-glasiale deposentrene i Vestbakken vulkanprovins og i Lofotenbassenget på sjøsiden av Senja sprekkesone indikerer at hevede kildeområder har vært til stede siden eocene. Den pliocene-pleistocene glasiasjonen økte både den potensielle mengden av materiale eksponert for erosjon og intensiteten til erosjonen i alle glasierte områder, noe som trolig kan forklare de store sedimentmengdene i glasiale submarine deltaer (Faleide et al. 1993). Rasmussen & Fjeldskaar (1996) estimerer den pliocene-pleistocene erosjonen på Lopphøgda til å være på mellom 700 og 900 m. Tertiær ( millioner år siden) Store deler av det nåværende Barentshavet var landområde i tertiær og fungerte som kilde for en klastisk kontinentalhylle i vest (Faleide et al. 1984) som grenset til det oseaniske Norskehavet (Rønnevik 1981). I perioden for millioner år siden sank kontinentalmarginen, trolig av termale og isostatiske årsaker, noe som førte til at dette området ble hoved-deposenter (Vorren et al. 1991). Paleocen sedimentinnfylling i de fleste bassengene i det sørvestlige Barentshavet indikerer en generell innsynkning og trolig en rolig tektonisk periode (Knutsen & Larsen 1997). I sen paleocen dominerte marint miljø fra nerittisk til mer dypvannsmiljø i Barentshavet (Vorren et al. 1991). Mot slutten av paleocen ble Lopphøgda oversvømmet (Vorren et al. 1991) og ble dermed kildeområde for sedimentene som prograderte inn i Tromsø-bassenget (Faleide et al. 1993). Figur 1.4 illustrerer utviklingen av det sørlige Grønlandshavet før plate-endringen ved tidsanomali 13 for 36 millioner år siden. I hele denne perioden forårsaket platekonfigurasjonen transpresjon mellom nordøst Grønland og nordlige Spitsbergen (Eldholm et al. 1987). Dette spredningsmønsteret varte til tids anomali 13 og den relative platebevegelsen dreide etter dette mer mot nordvest, noe som medførte skorpefortynning og senere havbunnsspredning i det nordlige Grønlandshavet. På

16 Kapittel 1 Innledning 12 A 23 (54 Ma) A 21 (49,5 Ma) A 13 (36 Ma) Figur 1.4. Figuren illustrerer utviklingen av Grønlandshavet fra Paleocene til pre-oligocene. Plate-rekonstruksjoner basert på rotasjonspoler. Fra Eldholm et al. (1987). grensen paleocen-eocen startet en sørgående sedimentutbygging langs de hevede og eroderte høydene Lopphøgda og Stappehøgda (Vorren et al. 1991).

17 Kapittel 1 Innledning 13 Tektonikken i tidlig oligocene kan ha vært relatert til midt-oligocen endring i lokalisering av rotasjonspolen mellom Grønland og den Eurasiske kontinentalplaten, og dermed endringen i orienteringen på havbunnsspredningen (Knutsen & Larsen 1997). Den relative retningen til platebevegelsen ble nå vest nordvest i Norske- Grønlandshavet (Faleide et al. 1993). Dette førte til skorpestrekking og havbunnsspredning også i det nordlige Grønlandshavet. Forkastninger ble reaktivert, og innsynkning fortsatte i det nordlige Sørvestnagsbassenget. Fornyet forkastning og vulkanisme fant sted lokalt i Vestbakkvulkanittprovinsen. Etter endringen i polen til platerotasjonen utviklet den vestlige marginen seg som en riftet passiv margin (Faleide et al. 1984). Dette førte til at tertiære hoved-deposentre flyttet seg vestover og inn i det nylig dannede vestlige Barentshavsbassenget (Nøttvedt et al. 1988). Etter sen miocen heving og erosjon sank hele Barentshavsmarginen hurtig, og tykke øvre kenozoiske intervaller ble avsatt langs marginen. Etter et relativt fall i havnivå i slutten av tidlig miocen fikk man igjen en hevning i havnivå, og fra midt miocen til sen pleistocen prograderte eggakanten med km (Vorren et al. 1991). Figur 1.5 viser at den totale progradasjonen var på 76 km. En global avkjøling og et redusert vegetasjonsdekke i Barentshavsregionen medførte fluvial erosjon i det sørvestlige Barentshavet (Vorren et al. 1991). Pliocen ( millioner år siden)- pleistocen ( millioner år siden) Pliocen og pleistocen var karakterisert av hurtig avsetning samtidig med innsynkning av Barentshavsmarginen og Sørvestnagsbassenget samt delvis reaktivering av saltstrukturer (Knutsen & Larsen 1997). Fra midt pliocen til tidlig pleistocen ble Barentshavet og omkringliggende landområder hevet, og et fluvialt-glasifluvialt dreneringssystem utviklet seg på kontinentalhyllen (Vorren et al. 1991). Dette førte til erosjon på kontinentalhyllen og høy sedimentasjonsrate på kontinentalmarginen. Fra sen pliocen til pleistocen fikk man større iskapper som en følge av avkjøling. Kontinentalhyllen og nærliggende områder ble hevet samtidig som mer intense, glasiale erosjonprosesser trådte i kraft. Synkende havnivå kombinert med tektonisk heving dannet i sen pliocen den erosive bunnen til den klastiske kilen (Sættem et al. 1994). Dette markerte starten på sen pliocen - pleistocen avsetning langs den vestlige Barentshylle-marginen.

18 Kapittel 1 Innledning 14 Total progradasjon, 76 km Figur 1.5. Kart og profil (på N) som viser den kenozoiske utbygningen av kontinentalhyllekanten. Bunn TeE = URU, SH = Stappehøgda, SR = Senjaryggen. Fra Vorren et al. (1991).

19 Kapittel 1 Innledning Sen kenozoiske glasiasjoner Tidligere arbeid Foreløpig er kun mindre deler av Barentshavets glasiale historie kjent, men studier av seismikk og kjerner er i stor grad med på å øke forståelsen av denne historien (Solheim & Kristoffersen 1984; Vorren & Kristoffersen 1986; Eidvin & Riis 1989; Hald et al. 1990; Poole et al. 1994; Laberg & Vorren 1995; Vorren & Laberg 1996; Vorren et al. 1988, 1990; Sættem 1994; Sættem et al. 1992a, 1992b, 1994). En del av disse studiene foreslår at breen har nådd ut til ytre deler av Bjørnøyrenna under weichsel og at det har vært omfattende saale- og weichsel-avsetninger ved eggakanten. Glasiasjonshistorie Før riftingen var det en regional oppdoming etterfulgt av åpningen av havet mellom Grønland og Europa som startet for cirka 60 millioner år siden (Eyles 1996). Kald kontinental lithosfære møtte den varme astenosfærelinsen under nord-atlanteren og forårsaket regional heving. Dette medførte en heving av platåer nært et varmt osean som fungerte som en kilde for fuktighet til en voksende is. Små reduksjoner i sommertemperaturen ville resultert i stor økning i snødekke, samtidig som albedoeffekten ville ført til en selvforsterkning av nedkjølingen. Den sirkum-atlantiske hevingen var sentrert der hvor nøkkel-breddegrads-sonen (mellom 40 og 60 N) for Milankovitch-drevne endringer i solinnstråling er størst. Eldste registrerte isdroppmateriale er datert til 5.26 millioner år, og det er registrert større isdropp-aktivitet i sen pliocene-pleistocene enn i sen miocene-tidlig pliocene (Solheim & Kristoffersen 1984). For millioner år siden var det hovedsaklig isdekke på land med glasimarine forhold i Barentshavet (Vorren et al. 1988). På denne tiden var kontinentalhyllen et avsetningsområde og grunnere banker ble pløyet av is. Kontinentalskråningens sedimenter fra denne tiden består hovedsaklig av isdropp og hemipelagiske sedimenter. De siste 0.8 millioner år har Barentshavet gjentatte ganger vært dekket av grunnstøtte breer som har nådd helt til eggakanten, og dette har ført til at tidligere avsatte glasimarine sedimenter er blitt deformert og omarbeidet. Subglasial drenering

20 Kapittel 1 Innledning 16 fant sted og førte til avsetning på den øvre kontinetalskråningen som dermed bygget seg ut. Sedimentene ble ustabile, spesielt foran hylletrauene, raste ut og avsatte debris-flow-avsetninger i den nedre delen av kontinentalskråningen. Flere store glasiasjoner på Barentshavshyllen de siste 0.8 millioner år har resultert i overfordypede trau og høy sedimentasjonsrate på den kontinentale eggakanten og kontinentalskråningen (Vorren et al. 1991). I dette tidsrommet nådde isen ut til eggakanten i alle fall fem ganger. Morfologien til den øvre regionale inkonformitet (URU) indikerer klart at enkelte områder har vært utsatt for mer intens glasi-erosjon enn andre. I enkelte områder er opptil 400 m erodert mens i andre er kun m materiale fjernet. Den sørlige Barentshavshyllen sank rundt m i sen pleistocen. Svalbardområdet opplevde svært intens erosjon på grunn av høyere relieff og mer alpin glasiasjon. Kjemperud & Fjeldskaar (1992) opererer med tre modeller for isutbredelse under siste istid; 1) isdekket Barentshav, 2) nesten isfritt Barentshav og 3) isfritt Barentshav, men med mindre is på fastlandet enn i modell 2. De har rekonstruert størrelsen på iskappene ved hjelp av daterte og estimerte aldre til endemorener mens iskappegradienten er hentet fra resente iskapper for å beregne tykkelse og volum. Videre har de brukt disse tre modellene til å beregne isostatiske effekter. Det er i følge dem ikke enighet om Barentshavet var glasiert under siste glasiale maksimum. Imidlertid indikerer Vorren & Kristoffersen (1986) ut fra studier av morenerygger at iallefall deler av Barentshavet var isdekt under siste glasiale maksimum (Fig. 1.6). Vorren & Laberg (1996) mener at Barentshavet i perioder var glasiert under siste glasiasjon og at breen nesten har nådd frem til eggakanten to ganger de siste årene, henholdsvis LGM I (Late Glacial Maximum I) ka BP og LGM II (Late Glacial Maximum II) ka BP (Fig. 1.7). Vorren & Kristoffersen (1986) postulerer at det kan ha vært en enkel isdom i det sentrale Barentshavet, men at det også kan også ha vært separate isdomer over Novaja Semlja (stor), østlige Svalbard (liten) og Franz Josefs Land (liten) i tillegg til det Fennoskandiske isdekket. Vorren et al. (1988) hevder også at Barentshavet var dekket av breer under siste glasiasjon, som hadde maksimal isutbredelse for år siden, og var etterfulgt av deglasiasjon for år siden med sesongvis

21 Kapittel 1 Innledning Ø 15 Ø 20 Ø 30 Ø 35 Ø 40 Ø 25 Ø 75 N 75 N 72 N 72 N F 69 N 69 N 10 Ø 15 Ø 20 Ø 25 Ø 30 Ø 35 Ø 40 Ø Morenerygger (Elverhøi & Solheim 1983) Morenerygger (Vorren & Kristoffersen 1986) Breens omtrentlige utbredelse for år siden (Vorren & Laberg 1996) Figur D områdenes plassering i forhold til morenerygger og brerandposisjon beskrevet i litteraturen. F = Fugløybanken. sjøisdekke. Ismarginen var lokalisert ved midtre og indre deler av fjorder for år siden, og intrusjon av atlantisk vann skjedde for år siden (Vorren et al. 1988). Lien (1983) beskriver pløyespor dannet for mellom og år siden på norsk kontinentalsokkel (nesten helt opp til 72º N), noe som tyder på at det

22 Kapittel 1 Innledning 18 Figur 1.7. Skjematisk utvikling av Barentshavets glasiasjon de siste tusen år før nåtid. A) Andøya Interstadial ( år før nåtid). B) LGM II ( år før nåtid). C) D-event ( år før nåtid). D) Yngre Dryas. Fra Vorren & Laberg (1996).

23 Kapittel 1 Innledning 19 må ha vært isfritt der i denne perioden. Overflatevannet i det sørvestlige Barentshavet ble oppvarmet i tre steg; 1) rundt år siden, 2) år siden og 3) år siden (Hald et al. 1996). For rundt år siden var det en drastisk endring fra glasimarine til åpne marine forhold, og atlantisk vann erstattet alt glasialt influert vann (Vorren et al. 1988). Bunnvannets temperatur økte med 5-6 C (det vil si at den pre-holocene temperaturen var nær 0 C). Deglasiasjonen skjedde i to steg; 1) for år siden og 2) for år siden. Pliocene-pleistocene glasimarine og morene-avsetninger danner toppen av lagene i Barentshavet (Faleide et al. 1984). 1.5 Den øvre regionale inkonformitet (URU) En regional øvre inkonformitetsflate (URU = Upper Regional Unconformity) skiller tertiære og eldre preglasiale sedimentære bergarter med varierende helning fra de overliggende, subhorisontale lag med glasigene sedimenter (Solheim & Kristoffersen 1984; Vorren et al. 1986). En stor klastisk kile langs den vestre kontintentalhyllemarginen har vært et vesentlig deposenter under sen kenozoikum (Sættem 1994). Den øvre regionale inkonformiteten ble først navngitt i 1984 (Solheim & Kristoffersen 1984), men forkortelsen URU ble først introdusert i 1986 (Vorren et al. 1986). URU er en regional erosjonsflate i Barentshavet som trolig ble dannet i pliocen-pleistocene, og som antageligvis er av glasial opprinnelse (Solheim & Kristoffersen 1984; Richardsen et al. 1991). I sør-østlige deler av Barentshavet er URU subparallell med havbunnen og omtrent horisontal (Fig. 1.5), mens lengre vest blir den dypere og faller mot vest. I vest opptrer flere inkonformitetsflater over URU, men disse kiler ut i øst (Solheim & Kristoffersen 1984). URU er en tidstrangressiv flate som i enkelte områder ligger flere hundre meter under havbunnen mens den i andre områder nesten representerer dagens havbunn (Fig. 1.8) Dannelsen av URU I den øverste enheten (TeE) av den øvre delen av den kenozoiske sedimentkilen vest for Stappen-høyden, opptrer i følge Richardsen og medforfattere (1991) tegn til

24 Kapittel 1 Innledning 20 Figur 1.8. Prinsippskisse som viser hvordan overflaten til URU ser ut i tverrsnitt basert på noen seismiske linjer. Lokaliseringen av linjene er angitt på Fig Fra Lebesbye & Vorren (in press). overfordypede, glasialt eroderte trau og et mulig fluvialt og / eller glasifluvialt dreneringsmønster. Figur 1.5 viser at det har vært en stegvis progradasjon av paleokontinentalhyllen i perioden TeE på rundt 30 km mot vest, trolig dannet i perioder hvor iskappen hadde sin maksimale utbredelse og sediment-tilførselen var høy. URU representerer trolig starten på iskappedannelsen (Richardsen et al. 1991), og i løpet av de siste 0.8 millioner år nådde fire eller fem glasiasjoner frem til hylle-kanten (Vorren et al. 1988). Vorren et al. (1988) hevder imidlertid at URU trolig ble dannet i midt oligocen som en fluvial flate som har blitt modifisert av breer i pliocen-pleistocen. To store elver er rekonstruert basert på URU s morfologi, Gaissas og Bjørnøytrauet (figur 1.9). Løseth et al. (1992) skriver derimot at URU kan være direkte resultat av glasial erosjon uten påvirkning av andre prosesser som oppløft og subaeril eksponering. Lebesbye & Vorren (in press) skriver at erosjonen regionalt i det sørvestlige Barentshavet var omtrent 1000 m og at erosjonsflaten som denne erosjonen dannet er kjent som URU. De skriver at det nåværende URU-landskapet ble dannet for

25 Kapittel 1 Innledning 21 Figur 1.9. Rekonstruksjon av sen neogent - tidlig pleistocent fluvialt dreneringsmønster i Barentshavet. Dagens batymetri og geografi er brukt som grunnkart. St.A = St. Anna-trauet, F.V. = Franz Victoriatrauet, F.J. = Franz Josefs land. Fra Vorren et al. (1991). ca. 2.5 millioner år siden, og at det må ha utviklet seg fra fluvialt dominert til glasialt dominert og fra subaerilt til submarint miljø. Distale glasiale prosesser som glasifluvial drenering kan ha opptrådt lenge før dette. Store deler av sedimentene over URU er enten avsatt direkte fra en bre som morenemateriale eller som glasimarine sedimenter nær en bre (Solheim & Kristoffersen 1984). Bevis for dette er blant annet overfordypede trau, den laterale glattheten til eroderte flater samt at det er observert

26 Kapittel 1 Innledning 22 pløyespor fra isfjell på havbunnen. Det er en del uenighet om når URU ble dannet. Vorren et al. (1988) hevder at URU trolig ble dannet i midt oligocene som en fluvial flate som har blitt modifisert av glasialer i pliocen-pleistocen, mens Solheim & Kristoffersen (1984) hevder at URU synes å være av midt pliocen alder. Andre mener at URU er dannet for rundt 0.8 millioner år siden og dermed er av øvre pleistocene alder (Richardsen et al. 1991; Knutsen et al. 1992) Beskrivelse av sekvensene over og under URU I Barentshavet skiller URU de forskjellige skråstilte og lagdelte sedimentære bergarter fra overliggende sekvens glasigene sedimenter der indre lagflater er parallelle med URU (Solheim & Kristoffersen 1984; Vorren et al. 1988; Vorren et al. 1991). Nærmere kontinentalskråningen er lagflatene under URU mer eller mindre parallelle med denne (Vorren et al. 1988). Den øvre delen av den kenozoiske sedimentkilen vest for Stappen-høyden er delt inn i tre enheter, og den øverste av disse er enhet TeE (Richardsen et al. 1991; Fig. 1.5 og 1.10). TeE er av øvre pleistocene alder (0.8 0 Ma) og bunnen av denne enheten er URU, en glasial overflate (Vorren et al. 1991). URU trunkerer de eldre underliggende sekvensene og er karakterisert av overfordypede glasialt eroderte trau (Richardsen et al. 1991). Enhet TeE deles videre inn i fire underenheter (I-IV). Under URU (Fig. 1.5 og 1.10) ligger enhet TeD. Reflektoren i bunnen av enhet TeD nedlapper på havbunnsskorpe øst for magnetisk anomali 5 (9-19 millioner år) og er av miocen alder eller yngre (Vorren et al. 1991). Den representerer trolig et eustatisk lavt havnivå relatert til starten på de store glasiajonene i den nordlige hemisfæren. Også reflektoren i bunnen av enhet TeC nedlapper på havbunnsskorpe mellom anomali 7 og 13, noe som indikerer intra-oligocen som maksimal alder. Sekvensgrensen mellom TeC og TeB korresponderer muligens til intra miocen ( millioner år) som er den lengste perioden med eustatisk lavt havnivå mellom 3 millioner år og intra-oligocene. Bunnen til enhet TeB er den laveste tertiære reflektoren som viser større erosjon og dette korreleres til starten på

27 Kapittel 1 Innledning 23 Figur Skjematisk oversikt over enhetene under URU og antatt dannelsesmåte. Profilene er fra en linje langs 72 N fra 11 til 20 Ø som bøyer mot nordøst i den østlige delen. Fra Vorren et al. (1991). havbunnsspredningen nord for 72 N ( millioner år, tidlig eocen). Enhet TeA er datert til sen paleocen til tidlig eocen. Sedimentsekvenser av varierende tykkelse ligger over URU (Fig. 1.11). I følge Vorren et al. (1991) varierer tykkelsen på denne overliggende sekvensen fra m på hyllen til 1000 m på hyllekanten. Løseth et al. (1992) hevder at det ligger ca. 100 m med kvartære sedimenter over URU i Barentshavet og at det i området rundt Svalisdomen ligger ca. 550 meter over URU. Solheim & Kristoffersen (1984) deler det vestlige Barentshavet inn i to provinser med grense omtrent ved 74 N. De tar da

28 Kapittel 1 Innledning 24 Figur Isopak-kart av den øvre sedimentære sekvensen i det sørvestlige Barentshavet med 3-D områdene inntegnet. Tykkelsene er angitt i 100 millisekunder to-veis gangtid (TWT). Modifisert etter Vorren et al. (1988). ikke med områder nær eggakanten. I den nordlige provinsen er det under 25 m med sedimenter over URU, mens tykkelsen i den sørlige delen ofte blir over 50 m (Solheim & Kristoffersen, 1984). Grensen mellom disse provinsene ser ut til å følge 300 m konturen. Sedimenttykkelsen over URU øker gradvis vestover til mer enn 500 m nær eggakanten i Bjørnøyrenna. Bjørnøyvifta og Storfjordvifta er de to største

29 Kapittel 1 Innledning 25 viftene på vestmarginen av Barentshavet og når nesten ut til midthavsryggen (Eidvin & Riis 1989). Sedimenttykkelsen fra bunnen av vifta og opp til URU er opptil 4 km. URU ligger her på 0.67 s toveis gangtid eller ca. 600 m. Store deler av sedimentene over URU er enten avsatt direkte fra en bre eller som glasimarine sedimenter nær en bre (Vorren et al. 1990). Over URU er det fire reflektorer som representerer erosjon av isbreer som nådde eggakanten (Solheim & Kristoffersen 1984). Enhetene er litt forskjellig inndelt av ulike forfattere (Solheim & Kristoffersen 1984; Vorren et al. 1990; Sættem et al. 1992a; Sættem et al. 1992b), men i oppgaven er det korrelert til Sættem et al. (1992a) der han i Lopphøgdaområdet beskriver de fire enhetene b1, b2, b4 og b5. Sedimentene i enhet b2? (b2? tilsvarer trolig enhet b2) består av myk, mørk leirstein (Sættem et al. 1992a). Et subintervall i enhet b4 består av bånd og linser av mer sandig materiale, mens enhet b5 består av massiv, siltig, sandig, delvis grusig leire. De tre sistnevnte enhetene er overkonsolidert, mens enhet b1 desverre ikke er beskrevet i artikkelen. Enhet b4 og b5 tilsvarer i følge Lebesbye (pers. med. 2000) enhet E4 og E5 i Vorren et al. (1989; 1990) Morfologien til URU URU skiller tertiære og eldre tektoniserte og med varierende fall fra overliggende, flatliggende glasigene sedimenter (Løseth et al. 1992). Formen til denne overflaten anses for i hovedsak å være et resultat av glasial erosjon, kun modifisert av assosiert isostatisk heving. I vest finner man også glasigene sedimenter under URU som her er nedtrykt av vekten til det vestlige Barentshavets klastiske kile. Ved å analysere URU s morfologi ser man klare beviser på at enkelte områder har vært utsatt for mer intens glasierosjon enn andre (Solheim & Kristoffersen 1984; Vorren et al. 1988; Vorren et al. 1991). En finner trau på over m utenfor Norskekysten med en glasial overfordypning på over 300 m (Vorren et al. 1991). Sedimentene som ligger over URU i og utenfor Bjørnøyrenna og Storfjordrenna er hovedsaklig trau-front-vifter (heretter kalt TMF = Trough Mouth Fan) (Vorren & Laberg 1997). Bunnen til enhet TeE (URU) markerer begynnelsen på TMFutviklingen (tabell 1.2). Den nærliggende kontinentalhyllen er kildeområdet til TMF

30 Kapittel 1 Innledning 26 Tabell 1.2. Foreslått alder og korrelasjon av seismostratigrafiske enheter i det vestlige Barentshavet og Svalbard kontinentalmargin. Ser her alderen til TeE. Fra Vorren & Laberg (1997). og sedimentene ble akkumulert når isen nådde ut til eggakanten. På de forskjellige TMF finner man et variabelt antall debris flows. Fig viser et konturkart over URU. URU s topografi i området rundt Svalisdomen er klart relatert til underliggende bergarters litologi men er ikke påvirket av lagenes helning (Løseth et al. 1992). Det er hovedsaklig glasigene diamikton over URU. Lebesbye & Vorren (in press) deler URU s morfologiske elementer inn i tre hovedkategorier; 1) trau og depresjoner, 2) store lavrelieff-sletter og 3) terrasseliknende former. URU s morfologi synes å være formet stort sett av glasiale prosesser bortsett fra et system med terrasser som ser ut til å være av grunnmarin opprinnelse (Lebesbye & Vorren in press). Flatens maksimale relieff er på 500 m, og man antar at et helt nytt landskap ble dannet i forbindelse med den regionale erosjonen som gav opphav til URU. De eneste pre-glasiale elementene er muligens storskala nedarvede elementer, som for eksempel Bjørnøyrenna som kan være dannet i en tidligere elvedal. Trau og depresjoner er asossiert med glasial erosjon og er generelt brede og grunne. Lokaliseringen av disse er ofte strukturelt kontrollert, men litologiske grenser synes å være vikigere enn forkastninger. Stor-skala lavrelieffsletter er Bjørnøyrenna-bunnen og Nordkappbanken som begge er antatt å være av

31 Kapittel 1 Innledning 27 Figur Konturkart over URU i det sørlige Barentshavet med 3-D områdene inntegnet. Modifisert etter Løseth et al. (1992). glasial opprinnelse. De terrasse-liknende formene er også antatt å ha en glasial eller isbre-relatert opprinnelse. Videre deler Lebesbye & Vorren (in press) området inn i fem morfologiske regioner; 1) Bjørnøybankområdet, 2) Bjørnøyrenna, 3) ytre sokkelregion, 4) Nordkappbanken og 5) det store kystparallelle trauet (Fig. 1.13). Bjørnøybankområdet er dominert av trau og terrasser. De tre trauene Kveithola, Leirdjupet og Fingerdjupet (Fig. 1.13) kutter skarpt inn i de grunne bankene, og morfologi og orientering indikerer at de er dannet av radial is-strømning fra det sentrale bankområdet. Terrassene er sannsynligvis grunnmarine erosjonsplattformer

32 Kapittel 1 Innledning 28 Figur Isokronkart over morfologien til URU i det sørvestlige Barentshavet med 3-D områdene inntegnet. Dypet er angitt i ms (to-veis gangtid) under havnivå og konturintervallet er 25 ms (omtrent 20 m). De stiplede og prikkede linjene inndeler området i regioner som omtales i teksten. Linjene som er tegnet inn tilsvarer profilene fra Fig Modifisert etter Lebesbye & Vorren (in press). og Bjørnøyrenna er en stor submarin dal som ser ut til å ha et dendrittisk mønster i indre deler. Bunnen av Bjørnøyrenna er ekstremt flat og i den ytre delen er et mindre, svakt konkavt trau erodert inn i trau-bunnen (Fig. 1.13, prikket linje). Langs nordsiden av Bjørnøyrenna er det kanter som er tolket som rester etter trau bunn/trau-side som har overlevd senere erosjon (Lebesbye & Vorren in press). Den ytre sokkelen er karakterisert av en irregulær URU-topografi med trau og terrasseliknende hevede

33 Kapittel 1 Innledning 29 områder. Berggrunnen ser ut til å ha signifikant innflytelse på lokalisering av disse formene, og dannelsen til noen av terrassene kan være forårsaket av forkastninger. Nordkappbanken er et digert platå med en jevn overflate, kun avbrutt av en stor, bred forsenkning og et trau (Fig. 1.13, prikket linje). Det store kyst-parallelle trauet er strukturelt relatert og overfordypet med ca. 200 m og reflekterer den generelle trenden til kystlinjen. 1.6 Seismisk stratigrafi Den senkenozoiske stratigrafien i det sørvestlige Barentshav er tidligere beskrevet av blant annet Solheim & Kristoffersen (1984), Vorren & Kristoffersen (1986), Vorren et al. (1986), Hald et al. (1990), Vorren et al. (1990; Fig 1.14), Sættem et al. (1992a), Sættem et al. (1994) og Vorren & Laberg (1996). I denne oppgaven har det blitt prøvd å korrelere enhetene inn mot Sættem et al. (1992a; Fig. 1.15) fordi hans arbeid baserer seg på data som ligger nært 3-D områdene SG9804 og SG9810. Den glasigene sekvensen over URU, også kalt Barents Sea Synthem (Vorren et al. 1989), er inndelt på flere måter i forskjellige arbeider (Tabell 1.3). Sættem et al. (1992a) deler enhetene på Lopphøgda inn i fire, enhet b1, b2, b4 og b5 (Fig og Fig. 6.1) og reflektorflatene som skiller disse enhetene representerer fem inkonformiteter som er dannet i perioder når Lopphøgda var glasiert. Iallefall syv glasiale episoder har skjedd på Barentshavs-hyllen (inkludert sen weichsel) og fire eller fem av disse nådde eggakanten (Solheim & Kristoffersen, 1984). Under URU består berggrunnen av bergarter fra trias til paleocen (Fig. 1.16)

34 Kapittel 1 Innledning 30 V V Ø VNV Studieområde ØSØ TWT (sek) Figur Generalisert geoseismisk profil fra den øvre kontnentalskråningen til indre deler av kontinentalhyllen. Vi ser det stratigrafiske og laterale forholdet til de forskjellige stratigrafiske enhetene i den øvre glasigene sekvensen. Firkantene viser omtrentlig lokalisering av studieområdet. Modifisert etter Vorren et al. (1990). A B Sættem et al.(1992b) Tabell 1.3. A) viser stratigrafisk nomenklatur fra den Norske Barentshavsregionen. Fra Dalland et al B) viser en oversikt over noen av de seismiske enhetene som tidligere er brukt for sørvestlige Barentshavet. Modifisert etter Sættem et al. 1992b.

35 Kapittel 1 Innledning 31 Studieområdet SG9810 SG9804 Figur Generalisert borehullsdata og geoseismisk seksjon som også viser kompaksjonstrendene til de glasigene sedimentene mellom den øvre skråningen foran Bjørnøyrenna og Djuprenna utenfor Finnmark. Seismostratigrafien og aldre er basert på Hald et al. (1990) og Sættem et al. (1992b). Tabellen over fysiske egenskaper er basert på 33 borehull. De fargede firkantene viser omtrentlig lokalisering av studieområdet i denne oppgaven. Modifisert etter Sættem et al. (1992a).

36 Kapittel 1 Innledning 32 SG9810 SG9804 SG9803 Paleocen Kritt Trias Figur Over: Berggrunnskart med 3-D områdene inntegnet. Modifisert etter Sigmond (1992). Under: Berggrunnskart fra 3-D områdene laget utifra målinger av bergartsgrenser fra den seismikken som har vært tilgjengelig i denne oppgaven.

37 Kapittel 2 Materiale og metoder 33 2 Materiale og metoder 2.1 Datagrunnlag Oppgaven er i hovedsak basert på studier av seismiske 3-D data fra Lopphøgda i det sørvestlige Barentshav. 3-D områdene som er studert, SG9804 og SG9810, dekker henholdsvis 982,3 km 2 og 1089 km 2. I tillegg er, til en viss grad, brønndata blitt brukt og korrelert via 2-D linjer og videre inn i 3-D områdene. Brønn-dataene og de seismiske dataene (både 2-D og 3-D) er skaffet til veie av Saga Petroleum ASA (Fig. 2.1). I tillegg har 2-D linjer, samlet inn i 1984 av IKU (Institutt for kontinentalsokkelundersøkelser) med 9 elektrode 2.8 kj (sparker), blitt brukt i mindre grad (Fig. 2.1). Disse dataene er brukt i forsøk på å korrelere brønn 7222/09-U-01 med 3-D områdene. 3-D dataene fra Lopphøgda er klippet ved 1000 ms to-veis gangtid, og vi har kun hatt de grunne dataene tilgjengelig. Da de kenozoiske enhetene som er studert i oppgaven kun opptrer ned til om lag 700 ms (to-veis gangtid) under havnivå og m (0-167 ms to-veis gangtid) under havbunnen har ikke dette satt begrensninger for arbeidet. Når dyp angis i millisekund er det i denne hovedfagsoppgaven alltid snakk om to-veis gangtid D seismiske data Datakvalitet 3-D dataene ble samlet inn i august og september 1998 av M/V Seisranger under optimale værforhold (Kai Hogstad pers. med. 1999). For selskapet som samlet inn dataene lå den interessante sonen mellom ms og hovedoppgaven med deres prosessering av dataene var å oppnå en akseptabel strukturell oppløsning av dataene på ms. Dette betyr at de dataene vi har tilgjengelige, ms, ikke er optimale. Alle seismiske data brukt i oppgaven er stakkdata.

38 Kapittel 2 Materiale og metoder 34 Bjørnøya IKU-linjer SG-9810 SG N 20 Ø 22 Ø 24 Ø Norge Figur 2.1. Oversikt over 3-D områdene, 2-D linjer og brønner brukt i oppgaven. Årsaker som kan påvirke den seismiske kvaliteten er mange, for eksempel kan det være at innsamlingsparametrene ikke er optimale i utgangspunktet, prosessering, samt systematisk og tilfeldig støy (Badley 1985). Fotspor ( footprints ) er striper i dataene som er parallelle med innsamlingsretningen (innlinjene) og har samme avstand til hverandre gjennom hele datasettet (Fig. 3.1c).

39 Kapittel 2 Materiale og metoder 35 Disse er ikke reelle data, men et resultat av båtens bevegelsesmønster under innsamling og man bør derfor forsøke å overse disse. Når man konstrurerer linjer som ikke er parallelle eller 90 på innlinjene vil dette føre til dannelse av noe som kan se ut som vertikale forkastninger på de seismiske profilene (Fig. 3.9c og 3.10d). Disse vertikale stripene er et resultat av at man genererer nye linjer og bør sees bort fra. Samme type vertikale striper oppstår når man komprimerer et seismisk profil, for eksempel når et profil av en x-linje bare viser hver 5. innlinje Innsamlingsparametre Parametrene presentert i dette delkapitlet er hentet fra Lillevik & Lyngnes (1998) sin prosesseringsrapport for 3-D område SG9803. Innsamlingsparametrene fra innsamlingen av SG9804 og SG9810 er tilsvarende de i SG9803, men for SG9810 er det to unntak: 1) tauedypet i SG9803 og SG9804 var 7.0 ± 1 m, mens det i SG9810 lå 1-2 meter grunnere 2) x-linje-avstanden var relativt flat under innsamling av SG9803 og SG9804 (37.5 m), mens den i SG9810 var 25 m (Kai Hogstad pers. med. 2000). Registrerings-utstyr og -format Dataene ble samlet inn med et samplingsintervall på 2 ms og en datalengde på 6.0 sekund. Det var 6 x 240 kanaler og skuddintervallet var på 25 meter annenhvert array (Fig. 2.2). Avstanden mellom x-linjene var 37,5 m under innsamling, men avstanden ble redusert ved interpolering til 25 m (Kai Hogstad pers. med. 2000). Intervallet for innlinje er 6,25 m og vi har hver 4. innlinje i vår 3-D kube. Dette betyr at avstanden mellom våre innlinjer og x-linjer på arbeidsstasjonen er 25 x 25 m (Fig. 2.2). Dataene var filtrert da vi fikk dem slik at nedre kutt var på 3 Hz / 18 db og øvre på 180 Hz / 72 db. Energikilder Energikildene var to Trisor 1.3 med et lufttrykk på 2000 psi. De er 16.0 m brede og 15.0 m lange. Kildedypet var på 6.0 meter og avstanden var på 75 meter x-linje. Avstanden fra kildene til båtens antenne var 385 meter.