Kvantitativ analyse av deformasjon rundt normalforkastninger;

Kvantitativ analyse av deformasjon rundt normalforkastninger; Et feltbasert studium fra leirskifer og kalkstein sekvenser i Kilve, England av Olaf Nord-Varhaug Mastergradsoppgave Institutt for Geovitenskap Juni 2006

SAMMENDRAG Formålet med denne oppgaven har vært å øke forståelsen av forkastningsvekst og utvikling i kalkstein-skifer sekvenser ved å prøve å besvare to konkrete delmål; (1) Eksisterer det et forhold mellom forkastningers forflytning og variasjoner i kjernetykkelse i kalkstein-skifer sekvenser, og (2) hvordan kan oppbygningen og utbredelsen av destruksjonssonen relateres til forkastningsvekst. Oppgaven er basert feltarbeid utført i Kilve-området i sørvest-england. Feltområdet ligger på den sørlige marginen i Bristol-kanal bassenget. De mange normalforkastningene i området har blitt dannet som følge av flere ekstensjonsfaser i forbindelse med dannelsen av Bristol-kanal bassenget. Området har også vært utsatt for kontraksjon i enkelte perioder. Kontraksjonen har resultert i reaktivering og invertering av enkelte av normalforkastningene samt ført til dannelsen av strøkslippforkastninger som forskyver forkastningstrasene til normalforkastningene. De er kun normalforkastningene som har vært av interesse i dette studiet. Arbeidet viser at det eksisterer et forhold mellom forflytning og kjernetykkelse ved normalforkastningene i Kilve-området. Dette forholdet er allikevel kun gjeldende opp til en viss forflytningsterskel. Denne terskelen ser ut til å være ved rundt 5-10 meter forflytning. Ved passering av denne terskelen overtar deformasjonssvekkelse som den styrende faktor for kjernens tykkelse. Deformasjonssvekkelsen er et resultat av litologien i området. Den volumetrisk dominerende leirskiferen i området blir dradd inn i kjernen ved økende forflytning og fører til en svekkelse av forkastningskjernens bergartsvolum og en reduksjon i friksjon langs forkastningsplanet. Destruksjonssonens utbredelse og oppbygning er uavhengig av forflytning for normalforkastninger i Kilve-området. Isteden er det prosesser i prosessonen som styrer utviklingen av destruksjonssonen. Hvor overlappsoner forekommer er prosesser relatert til overlapp og interaksjon mellom de overlappende forkastningene den styrende faktoren med tanke på utvikling av destruksjonssonen.

TAKK TIL Jeg vil med dette takke min veileder Tore Skar for hans støtte og veiledning gjennom hele studiet. Han har alltid vært tilgjengelig for spørsmål og kommentarer, og har gjennom konstruktiv kritikk vært en uvurderlig støttespiller. Hans grundige gjennomlesning av tidligere manuskripter er noe jeg er veldig takknemlig for. Alvar Braathen skal ha stor takk for kritisk gjennomlesning av oppgaven mot slutten av studiet, samt forslag og diskusjon rundt forbedringer av manuskriptet. Videre vil jeg takke Tore og Jan Tveranger for et hyggelig opphold i felt. Deres ekspertise var til stor hjelp ved problemstillinger som oppstod, og jeg setter stor pris på assistansen jeg fikk ved flere av oppgavene som ble utført i felt. Spennende samtaler om kveldene var også med på å skape god trivsel. En takk rettes også til medstudenter og stipendiater ved Senter for Integrert Petroleum Forskning og Institutt for Geovitenskap for hjelp med spørsmål som har dukket opp underveis. Atle Rotevatn fortjener en takk for gode råd og korrekturlesing. Jeg vil i tillegg rette en takk for det gode miljøet som har eksistert under studiet og de mange sosiale sammenkomstene vi har hatt. Min kjære Kristine fortjener en ekstra stor takk, du har alltid vært der med oppmuntrende smil etter lange dager på skolebenken. Til slutt vil jeg takke mine foreldre, Liv og Magnus, og mine brødre, John Arild og Oddvar, for støtte og oppmuntring under studiet. Bergen 01. Juni 2006 Olaf Nord-Varhaug

INNHOLDSFORTEGNELSE KAPITTEL 1 INNLEDNING 1 1.1 FORMÅL MED OPPGAVEN 1 1.2 METODE 2 1.2.1 Strøk, fall og lineasjonsmålinger 2 1.2.2 Beregning av forflytningsestimater og måling av kjernetykkelse 2 1.2.3 Bruddprofil 5 1.2.4 Mikroskopering 5 1.3 DEFORMASJONSMEKANISMER OG STILER 6 1.4 FORKASTNINGSSONER 7 1.4.1 Konseptuelle modeller 7 1.4.2 Prosessone 8 1.4.3 Forkastningsbergarter 9 1.4.4 Bruddtyper 10 1.4.5 Deformasjonsherding og deformasjonssvekkelse 13 1.5 FORKASTNINGSVEKST 15 1.5.1 Innledning 15 1.5.2 Forkastningsvekst ved en isolert forkastning 15 1.5.3 Forkastningsvekst som følge av segmentkobling 16 KAPITTEL 2 INTRODUKSJON TIL FELTOMRÅDET 19 2.1 STRUKTURGEOLOGISK UTVIKLING AV BRISTOL-KANAL BASSENGET 19 2.2 KILVEOMRÅDET 20 2.2.1 Forkastninger 20 2.2.2 Stratigrafi 21 2.3 FELTOMRÅDET 23 KAPITTEL 3 FORFLYTNINGSVARIASJONERS INNVIRKNING PÅ KJERNETYKKELSE 26 3.1 INNLEDNING 26 3.2 FORKASTNINGSKJERNENS OPPBYGNING 26 3.2.1 Vertsbergarter og sement 27 3.2.2 Deformasjonsprodukter 29 3.2.2.1 Breksje 29 3.2.2.2 Duktil deformasjon 30 3.2.3 Strukturer i kjernen 30 3.2.3.1 Bruddtyper 30 3.2.3.2 Linser 33 3.2.4 Inndeling av kjernen 34 3.2.5 Mindre forkastninger 34 3.3 KVANTITATIV FORKASTNINGSANALYSE 35 3.3.1 Store forkastninger 35 3.3.1.1 Forkastning 1 35 3.3.1.2 Forkastning 2 39 3.3.1.3 Forkastning 3 41 3.3.2 Mindre forkastninger 43 3.4 VARIASJONER I KJERNETYKKELSE 45

3.4.1 Forkastning 1 46 3.4.2 Forkastning 2 48 3.4.3 Forkastning 3 49 3.4.4 Mindre forkastninger 49 3.4.5 Oppsummering av tykkelsesvariasjoner 53 3.5 DISKUSJON AV USIKKERHETER I RESULTATER 53 3.6 KONKLUSJONER 54 KAPITTEL 4 DESTRUKSJONSSONENS OPPBYGNING 56 4.1 INNLEDNING 56 4.2 BRUDD 58 4.3 BRUDDFREKVENSER OG BREDDE PÅ DESTRUKSJONSSONE 61 4.4 INTERAKSJON MELLOM FORKASTNINGER 64 4.5 PROSESSONER 68 4.6 NÅR DANNES DESTRUKSJONSSONEN 70 4.7 KONKLUSJONER 71 KAPITTEL 5 DISKUSJON 75 5.1 INNLEDNING 75 5.2 FORFLYTNINGENS INNVIRKNING PÅ FORKASTNINGSKJERNENS TYKKELSE 75 5.3 OPPBYGNING, STØRRELSE OG GEOMETRIER I DESTRUKSJONSSONER RELATERT TIL FORKASTNINGSVEKST 79 5.3.1 Destruksjonssonen rundt forkastning 1 vs rundt forkastning 2 og 3 79 5.3.2 Destruksjonssonens bredde relatert til forkastningsvekst 80 5.4 KAN DEFORMASJONSSVEKKELSE VÆRE EN MULIG FORKLARING PÅ OBSERVASJONENE? 83 KAPITTEL 6 KONKLUSJON 85 Referanseliste 87

Kapittel 1 Innledning Kapittel 1: Innledning 1.1 FORMÅL MED OPPGAVEN Formålet med denne mastergradsoppgaven er å øke forståelsen av forkastningers vekst og utvikling i kalkstein leirskifer sekvenser. Oppgaven er utført innenfor studieretningen strukturgeologi/petroleumsgeologi ved Institutt for Geovitenskap, Universitetet i Bergen. Oppgaven er blitt definert ved Senter for Integrert Petroleum Forskning (CIPR) under veiledning av Dr. Tore Skar (Statoil). Det er en økende interesse i dagens oljeindustri for leting og utvinning av hydrokarboner fra karbonatreservoarer. Veldig mange studier i sandstein er presentert i litteraturen. Dette kan føre til en implementering av resultater/trender fra disse sandsteinstudiene i behandlingen av kalksteinreservoarer. Skifere representerer også takbergarter til mange reservoarer, og deres deformasjon og egenskaper er derfor av generell interesse. Denne oppgaven presenterer detaljerte beskrivelser av laterale strukturelle variasjoner langs normalforkastninger på ulike skalaer i kalkstein skifer sekvenser fra strandsonen ved Kilve (sørvest-england). Det er satt to delmål for oppgaven. I litteraturen i dag foreligger det flere studier med ulike resultater på forholdet mellom forflytning og kjernetykkelse. Det ene målet i denne oppgaven er å ta stilling til om det eksisterer en relasjon mellom forkastningers forflytning og variasjoner i kjernetykkelse i kalkstein skifer sekvenser. Det andre målet er å relatere oppbygningen og geometriene i destruksjonssonen til forkastningsvekst. - 1 -

Kapittel 1 Innledning 1.2 METODE Under feltarbeidet ble flere metoder anvendt for å samle inn data. I tillegg er det i etterkant gjort en tynnslipanalyse av utvalgte forkastningskjerner med hovedfokus på forkastningsbergarter og brudd i kjernen. 1.2.1 Strøk, fall og lineasjons målinger For alle strøk/fall målinger er høyrehåndsregelen brukt. Lineasjoner derimot, har en litt annen fremgangsmåte (fig. 1.1). Kompasset plasseres horisontalt slik at det peker langs lineasjonens orientering, fallretningen gir lineasjonens stupasimut. Stupvinkelen måles ved å plassere kompasset på forkastningsplanet langs lineasjonen og lese av fallet ved hjelp av inklinometeret. Et Silva Ranger kompass er brukt for disse målingene. Figur 1.1. En linjestruktur på en forkastning (lineasjoner etc.) defineres av en stupasimut ( ) og en stupvinkel (ß). Modifisert fra Marshak og Mitra (1988).. 1.2.2 Beregning av forflytningsestimater og måling av kjernetykkelse Et målebånd ble lagt ut parallelt med forkastningens strøk for å kunne plassere de ulike målingene i forhold til forkastningen og hverandre. Der det var mulig ble enden av målebåndet (null meter) lagt ved forkastningens tupp. Målinger av forflytning og tykkelse ble foretatt med jevne mellomrom (fig. 1.2). Hvis blotningen på et målepunkt var dårlig ble det tatt ekstra målinger i nærheten. - 2 -

Kapittel 1 Innledning Figur 1.2. Innsamling av sprang tykkelse målinger ble gjort ved å legge et målebånd langs forkastningsplanet og systematisk samle inn data for sprang og tykkelse. Avstanden mellom hvert punkt er avhengig av størrelsen på forkastningen. Forflytningen til forkastningene har blitt målt ved bruk av forskjellige teknikker. Det skilles mellom forflytning og sprang (fig. 1.3) hvor forflytning representerer bevegelsen som har foregått langs forkastningsplanet. Forflytningen er et resultat av forflytningsbevegelse langs et eller flere plan og måles parallelt med bevegelsesretningen. Tre metoder er benyttet for å estimere forflytningen til en forkastning. For forkastninger hvor forflytningen kunne måles direkte, er det gjort med et målebånd. Figur 1.3. Illustrerer forskjellen mellom forflytning (bevegelse langs forkastningsflaten) og sprang (lagnormal separasjon av lag). Forkastningsflaten har ikke alltid vært like enkel å måle langs. I slike tilfeller er det siktet ved hjelp av målestokk og kompass inn mot forkastningen normalt på lagflatene (fig. 1.4) og deretter estimert forflytning ut fra metode illustrert i figur 1.5. Det er altså gjort målinger på fallet til henholdsvis forkastningsplan (A) og laghelning (B). Laghelningen trekkes fra eller legges til forkastningsplanets fall ut fra om de faller i henholdsvis samme - 3 -

Kapittel 1 Innledning Figur 1.4. Siktemetode brukt ved forflytningsmålinger hvor en sikter seg inn parallelt med lagflatene og deretter korrigerer for forkastningens fall. Figur 1.5. Fremgangsmåte for å estimere reell forflytning langs forkastningene. Sprang normalt på lagflatene er funnet ved å korrelere stratigrafi. Metoder kan brukes til å estimere forflytningen langs forkastningsflaten ved å bruke fallet til forkastningen og helningen til lagflatene i området. eller motsatt retning. Denne verdien (T) sammen med det lagnormale spranget (Y) til forkastningen gir forflytningen langs forkastningsplanet (X) ved: X = Y /(sin T) For større forkastninger hvor forflytningen ikke kan måles direkte er spranget estimert ved å korrelere stratigrafien på hver side av forkastningen. Forflytningen er deretter beregnet ved å korrigere for fallet til forkastningen (fig. 1.5). - 4 -

Kapittel 1 Innledning Hvor stratigrafien har vist en betydelig slepning inn mot forkastningen (fig 1.6), er det forsøkt å korrigere for dette ved å ekstrapolere den upåvirkede lagflaten bort til forkastningsplanet. Tykkelsen ble målt normalt på forkastningsflaten og eventuelle utbrytende segmenter og brudd ble ikke inkludert. Ved de større forkastningene ble en inndeling i en indre og ytre kjerne benyttet. Denne inndelingen er nærmere beskrevet i kapittel 3.2.4. Figur 1.6. Viser hvordan slepning kan ha betydning for forflytningsmålinger. A representerer tilsynelatende separasjon for en markør over en forkastning, mens B representerer den reelle forflytningen. 1.2.3 Bruddprofil Bruddprofiler er målt opp for å kvantifisere bruddfordelingen rundt forkastninger. Et målebånd strekkes normalt på forkastningen og brudd som krysser linjen blir registrert. For hvert brudd blir det registrert data om bruddets orientering, lengde og tykkelse og bruddets interne egenskaper (mode, sementering, etc.). Bruddprofilene kan derfor brukes til å vise bruddfrekvenser som funksjon av avstand til kjernen, fordeling av bruddorientering etc. Det er satt gitte kriterier for registrering av brudd. Kun brudd som har tykkelse over 1mm er registrert. Enkelte steder er det tatt rene bruddfrekvens- profiler hvor kun antall brudd har vært interessant. I disse profilene er alle brudd tatt med uavhengig av størrelse. 1.2.4 Mikroskopering I tillegg til eksponerte tverrsnitt gjennom kjernen i felt er tynnslipsanalyse benyttet i beskrivelsen av kjernen. Fem retningsorienterte prøver fra kjernen ble samlet inn i felt. Prøvene er kuttet parallelt med forkastningens fall og normalt på forkastningens strøk, og tynnslip er laget fra disse snittene. Tynnslipene er studert i planpolarisert og krysspolarisert lys og er i hovedsak brukt til å gi en grundigere beskrivelse av bergarter og brudd i kjernen. Denne analysen gjorde det mulig å inkludere observasjoner på et mikroskopisk nivå. Tynnslipene er undersøkt i et Nikon Eclipse E400 POL mikroskop med påmontert Nikon Coolpix 5400 digitalkamera. - 5 -

Kapittel 1 Innledning 1.3 Deformasjonsmekanismer og stiler Deformasjon av bergarter deles hovedsakelig inn i sprø og plastiske deformasjonsmekanismer (Fossen og Gabrielsen 2005). Trykk og temperatur spiller en viktig rolle i forhold til hvilken mekanisme som råder, men også bergartens egenskaper har betydning. Sprø deformasjonsmekanismer dominerer generelt i øvre deler av skorpen, mens plastiske deformasjonsmekanismer gjør seg mer gjeldende dypere i skorpen (Sibson 1977). Uavhengig av hvilken deformasjonsmekanisme som råder, snakker en ofte heller om deformasjonsstil. Deformasjonsstil kan sies å være en beskrivelse av hvordan bergarten ser ut til å være deformert ut fra den skala en observerer på. Det kan altså forekomme at en bergart tolkes å representere en duktil deformasjonsstil på håndstykkeskala, mens nærmere observasjon i mikroskop kan avsløre mikrostrukturer som indikerer en sprø deformasjonsstil (fig. 1.7). Det skilles altså mellom sprø og duktil deformasjonsstil. Sprø deformasjonsstil er karakterisert av tilstedeværelse av en diskontinuitetsflate, det vil si en flate eller en smal sone hvor bergarten har mistet sin kohesjon. Eksempler på sprø deformasjonsstil er brudd og forkastninger. Duktil deformasjonsstil karakteriseres av at bergarten ser ut til å være sammenhengende uten diskontinuitetsflater på den skalaen en observerer på. Skjærsoner og folder er eksempler på duktil deformasjonsstil. Det er deformasjonsstil og ikke deformasjonsmekanismer som blir benyttet videre i denne oppgaven, selv om de to ofte overlapper. Figur 1.7. Illustrerer hvordan deformasjon langs en forkastning på en skala kan oppfattes som duktil deformasjonstil, mens den på en annen skala fremstår som en sprø deformasjonstil. - 6 -

Kapittel 1 Innledning 1.4 Forkastningssoner 1.4.1 Konseptuelle modeller En forkastningssone er sammensatt av en kjerne (selve forkastningen) avgrenset av marginale slipplan ( master branchlines ) mot en omkringliggende destruksjonssone (fig. 1.8) (Caine et al. 1996). Kjernen viser en kompleks oppbygning med store variasjoner både i tykkelse og sammensetning, og den er inndelt i en indre og en ytre kjerne. Størsteparten av forflytningen langs forkastningen blir tatt opp av flere gjennomgående slipplan sentralt i kjernen. Med slipplan menes her skjærbrudd med en polert og stripet overflate (Aydin og Johnson 1978). Omsluttende rundt disse slipplanene opptrer forkastningsbergarter og linser bestående av mer eller mindre deformerte bergarter. Linsene dominerer volumetrisk i kjernen. Enkelte steder er kjernen representert kun som et enkelt eller et par slipplan. Her kan kjernen betegnes som kollapset (Berg 2004). Destruksjonssonen rundt kjernen dannes som et resultat av initiering og vekst av forkastningen (Kim et al. 2004). Den er bygget opp av mindre forkastninger, brudd og årer som er dannet i det lokale spenningsfeltet til forkastningen (Caine et al. 1996). Disse deformasjonsstrukturene er enten syntetiske eller antitetiske til selve forkastningen og har generelt subparallelle orienteringer til denne. Destruksjonssonen strekker seg langs hele forkastningen, både i liggblokken og i hengblokken. Det eksisterer ofte en asymmetri i destruksjonssonens utbredelse hvor destruksjonssonen i hengblokken er bredere enn i liggblokken. Destruksjonssonen i området rundt tuppene til forkastningen har fått betegnelsen prosess sonen og er nærmere beskrevet i kapittel 1.4.2. - 7 -

Kapittel 1 Innledning Figur 1.8. Oversikt over oppbygningen av en forkastningssone. Kjernen er delt i en indre og en ytre kjerne, hvor den ytre kjernen tilsvarer den miksede sonen beskrevet i Heynekamp et al. (1999). Legg merke til assymetrien i bruddsystemene ved sammenlikning av hengblokken og liggblokken. Fra Berg (2004). 1.4.2 Prosessone Prosessonen kan defineres som området rundt tuppen av forkastningen som inneholder deformasjonsstrukturer dannet i det lokale spenningsfeltet forkastningen har oppstått i. Så lenge det lokale spenningsfeltet ligger på bergarten vil nye deformasjonsbrudd dannes ved tuppene til forkastningen, og når forkastningen vokser, vokser den gjennom prosessonen. Etter hvert som forkastningen vokser forbi bruddene blir de inkorporert i destruksjonssonen på sidene av forkastningsflaten og går generelt fra å være aktive til passive. Det er påvist en lineær sammenheng mellom bredden på prosessonen og lengden til den assosierte forkastningen med et P/L forhold i ordenen 10 ², og antall brudd i prosessonen avtar logaritmisk med avstand fra forkastningen (Vermilye og Scholz 1998). Deformasjonsstrukturene som dannes i prosessonen kan ha mange ulike retninger og geometrier. Et feltstudium ved Kilve i Sør-England viser til fem ulike bruddgeometrier som kan forekomme i en prosessone (fig. 1.9) (McGrath og Davison 1995). Ved tuppene til normalforkastninger i området observeres det kun enkle, hestehale og en- echelon bruddgeometrier. Enkle brudd observeres i kalksteinsbenkene som enkle åpne sprekker innfylt med kalsitt. Disse sprekkene har samme orientering som forkastningen og avtar i tykkelse vekk fra forkastningen. Hestehale-bruddene er ofte til stede i leirskiferbenker. De bøyer vekk fra forkastningstuppene og deler seg. De tolkes til å vokse mot største spenningsakse ( 1 ). - 8 -

Kapittel 1 Innledning En- echelon bruddene observeres som åpne sprekkesystem hvor de enkelte sprekkene viser en økning i lengde samt mellomliggende avstand vekk fra forkastningen. Skjærbrudd subparallelle til forkastningen er assosiert med disse bruddene. Figur 1.9. Skissene a) e) gir en oversikt over hvilke bruddgeometrier som er blitt observert ved tuppene til ulike forkastninger i Kilve-området i sørvest-england. En tabell er inkludert som viser hvilke av geometriene som ble observert ved ulike typer forkastninger. Ved tuppene til normalforkastninger var det kun enkle (a), hestehale (b) og en-echelon (e) brudd som ble observert. Fra McGrath og Davison (1994). 1.4.3 Forkastningsbergarter Forkastningsbergarter er definert som bergarter som viser teksturer som delvis eller helt kan relateres til skjærbevegelser (Sibson 1977). Gjennomgående knusning og spalting av bergarter og mineraler som en følge av gjentatte forkastningsbevegelser er med på å danne forkastningsbergarter (Davis og Reynolds 1996). Forkastningsbergarter som dannes er kontrollert av faktorer som opprinnelig bergart, trykk/temperatur forhold og deformasjonsmekanismer. Kornstørrelser til forkastningsbergarter varierer veldig, og bergartene har ofte et liknende utseende over flere observasjonsskalaer (Davis og Reynolds 1996). - 9 -

Kapittel 1 Innledning Det er foreslått flere inndelinger av forkastningsbergarter (Sibson 1977; Davis og Reynolds 1996; Braathen et al. 2004). Disse inndelingene er basert på deformasjonsmekanisme/stil og konsolideringsgrad med en videre underinndeling basert på mengdeforholdet mellom korn og matriks (fig. 1.10). Figur 1.10. Eksempel på et skjema for inndelingen av ulike forkastningsbergarter (Braathen et al. 2004). 1.4.4 Bruddtyper Et brudd oppstår som følge av at et lokalt spenningsfelt blir påført bergarten til bergartens bruddstyrke nås (Ferrill og Morris 2003). En kan skille mellom tre ulike bruddtyper (fig. 1.11). Mode I brudd, også kalt tensjonsbrudd, er brudd som viser en bevegelse normalt på bruddplanet. Mode II brudd (skjærbrudd) har bevegelse parallelt med bruddplanet og vinkelrett på bruddets front. Mode III brudd (rotasjonsbrudd) er brudd som viser bevegelse parallelt med bruddplanet og bruddets front. Figur 1.11. Oversikt over de tre bruddtypene som kan dannes. Fra Fossen og Gabrielsen (2005). - 10 -

Kapittel 1 Innledning En forkastning er definert som et brudd hvor det har vært en bevegelse parallelt med bruddplanet (fig. 1.12), enten i vertikal retning (normal/revers slipp), horisontal retning (strøk slipp), eller en blanding av begge (skrå slipp) (Davis og Reynolds 1996). Forkastninger, i motsetning til andre brudd og sprekker, kan kjennes igjen som følge av striasjoner på bruddflaten, forflytning av stratigrafi, bøyning av lag og lignende. Forkastninger eksisterer på alle skalaer fra mm- skala til flere hundretalls km (Barnett et al. 1987; Walsh og Watterson 1988; Vermilye og Scholz 1999; Kim og Sanderson 2005). De minste forkastningene kan være et resultat av kun en bevegelseshendelse, mens større forkastninger er resultat av flere hundre, kanskje flere tusen, bevegelseshendelser. Bevegelse langs en forkastning under en bevegelseshendelse kalles slipp, mens samlet bevegelse av alle bevegelser kan kalles forflytning (Walsh og Watterson 1988). Figur 1.12. Blokkdiagram over de ulike forkastningene som kan dannes ut i fra hvilken retning bevegelsen har hatt. Modifisert fra Davis og Reynolds (1996). Anderson (1951) var den første til å beskrive sammenhengen mellom brudd, deres orienteringer og paleospenninger. Spenningsaksene er angitt med 1 (største), 2 (intermediær) og 3 (minste) spenning. Det er antatt at to av de tre spenningsaksene ligger i horisontalplanet, og at den tredje er vertikal. Orienteringene til 1 og 3 avgjør hvilke forkastninger (mode II brudd) som dannes (fig. 1.13). Skyveforkastninger dannes dersom 3 er vertikal, normalforkastninger dersom 1 er vertikal og strøkslippforkastninger dersom 2 er vertikal. Eksperimenter viser at når normalforkastninger dannes ( 1 vertikal) har de et fall i forhold til horisontalen på 60. Det vil også være 60 mellom eventuelle konjugerte - 11 -

Kapittel 1 Innledning forkastninger. Dersom tensjonsbrudd dannes (mode I) åpnes de vinkelrett på 3 og parallelt med 1, det vil si at de er relativt vertikale når normalforkastninger dannes. I det lokale spenningsfeltet til en forkastning kan ulike bruddtyper dannes. Flere har presentert terminologi for å systematisere disse (Petit 1987; Lehner og Pilaar 1997). Petit (1987) har definert en av terminologiene for bruddtyper og orienteringer som kan oppstå i forbindelse med en forkastning (fig. 1.14). Denne terminologien bygger på bruddtypestudier gjort for strøkslippforkastninger, eksempelvis (Wilcox et al. 1973). Disse bruddtypene er allikevel ikke begrenset til strøkslippforkastninger (Davis og Reynolds 1996). I Petit (1987) fremstår Riedel (R) og anti- Riedel (R ) brudd som henholdsvis syntetiske og antitetiske skjærbrudd i forhold til hovedplanet. Riedel og anti- Riedel bruddene vil vise henholdsvis lave (ca. 15 ) og høye vinkler (ca. 75 ) til hovedplanet (Davis og Reynolds 1996). P- brudd er sekundære skjærbrudd med en liten vinkel (ca. 10 ) til hovedplanet. I tillegg kan det dannes tensjonsbrudd (T) som åpnes vinkelrett på største spenningsakse ( 1 ). Hovedplanet er ofte omtalt som Y- planet. Brudd dannet parallelt med dette planet betegnes Y- brudd. Figur 1.13. Skjematisk representasjon av (A) skyveforkastninger, (B) normalforkastninger og (C) strøkslipp forkastninger ved eller nær jordens overflate. Figuren viser hvilke forkastninger som dannes ut fra orienteringen til de tre hoved- spenningsaksene. To spenningsakser ligger i horisontalplanet (jordens overflate), mens den tredje aksen har en vertikal orientering. Fra Davis og Reynolds (1996). - 12 -

Kapittel 1 Innledning Figur 1.14. Oversikt over de ulike bruddgeometriene som kan opptre ved en forkastning som beskrevet av Petit (1987). Hovedplanet til forkastningen er her representert ved den stiplede horisontale linjen. Det kan forekomme både syntetiske Riedel (R) og antitetiske anti- Riedel (R ) brudd. Disse bruddene vil dannes symmetrisk om største spenningsakse ( 1 ) med omtrent 15 vinkel til denne. R- og R - bruddene vil ha henholdsvis en liten og en stor vinkel i forhold til hovedplanet. Syntetiske P- brudd med en liten vinkel til hovedplanet kan også opptre. I tillegg kan det dannes tensjonsbrudd (T) med utstrekning parallelt med største spenningsakse ( 1 ). Modifisert fra Davis og Reynolds (1996). 1.4.5 Deformasjonsherding og deformasjonssvekkelse Under en forkastnings dannelse og utvikling vil forkastningssonen gjennomgå deformasjonsherding eller deformasjonssvekkelse. Hvilken mekanisme som råder avhenger blant annet av kornstørrelse, mineralogi, trykk og temperatur (Handy 1989). Deformasjonsherding og deformasjonssvekkelse er mekanismer som er viktige under utviklingen av forkastninger på alle skalaer (Berg 2004). Det deformerte bergartsvolumet blir utsatt for deformasjonsherding dersom deformasjonen øker styrken til det påvirkede volumet i forhold til bergarten rundt. En økning i bergartens styrke fører til at ny deformasjon krever en høyere spenning (fig. 1.15) (Sibson 1977). Deformasjonen blir derfor i regelen hindret i herdete forkastningsbergarter og skjøvet ut til siden, noe som resulterer i en bred deformasjonssone (fig. 1.16). Det motsatte skjer ved deformasjonssvekkelse. Da svekker deformasjonen styrken til det deformerte volumet i forhold til bergarten rundt (fig. 1.15). Deformasjon blir lokalisert til det svekkede, deformerte bergartsvolumet og resulterer i en gradvis tynnere, aktiv deformasjonssone (fig. 1.16). Ved deformasjonssvekkelse kreves det stadig mindre kraft for at ny deformasjon forekommer i forhold til den spenningen nødvendig for den opprinnelige deformasjonen. Deformasjon der samme spenning blir påtrykt bergarten over tid kalles kryp (fig. 1.15). - 13 -

Kapittel 1 Innledning Figur 1.15. Illustrerer utviklingen for henholdsvis deformasjonsherding ( strain hardening ) og deformasjonssvekkelse ( strain softening ). Etter at bergarten er brutt ( yield point ) kreves det stadig økende spenning for økende deformasjon ved deformasjonsherding. Ved deformasjonssvekkelse, derimot, avtar spenningen som er nødvendig for påfølgende deformasjon. Fra Sibson (1977). - 14 -

Kapittel 1 Innledning 1.5 FORKASTNINGSVEKST 1.5.1 Innledning Det er beskrevet flere forskjellige modeller i litteraturen for hvordan en forkastning vokser over tid. Det finnes i hovedsak to basismodeller som er akseptert for en forkastnings vekst og utvikling. Den ene modellen (f.eks. Barnett et al. 1987; Walsh og Watterson 1988; Cowie og Scholz 1992a) bygger på at en forkastning er en enkel jevn kontinuerlig flate som viser forflytning. Forkastningen vokser etter som bevegelsen langs flaten øker. Den andre modellen (f.eks. Cartwright et al. 1995; Willemse et al. 1996; Peacock 2002; Soliva og Benedicto 2004) bygger på at forkastninger hovedsakelig vokser som en følge av sammenkobling mellom ulike segmenter som har blitt dannet i samme spenningssystem. 1.5.2 Forkastningsvekst ved en isolert forkastning Det eksisterer flere ulike modeller for hvordan en isolert forkastning vokser. En av de mer anerkjente er den empirisk baserte modellen til Walsh et al. (1988). Her antar en at det eksisterer et konsentrisk forhold mellom forkastningens utbredelse og forflytning (fig. 1.16). Ved hver slipphendelse vokser forkastningen både i forflytning og utstrekning, og forholdet mellom disse er konstant gjennom hele veksthistorien. Dette resulterer i en lineær sammenheng mellom forkastningers lengde og forflytning over flere skalaer, som presentert av Kim og Sanderson (2005). Modellen støttes blant annet av Barnett et al. (1987). Cowie og Scholz (1992a; 1992b) kommer fram til en Figur 1.16. Skjematisk skisse som illustrerer forholdet mellom maksimal forflytning (D) og forkastningens lengde (W). Tupp linje sirkelen indikerer null forflytning og danner omkretsen til forkastningen. Radius (R) er halve lengden til forkastningen. Modifisert fra Walsh og Watterson (1988). liknende modell ved hjelp av teoretisk bruddmekanikk. Andre modeller eksisterer også. Walsh et al. (2002) kommer med en alternativ modell hvor forkastninger antas å oppnå sin fulle lengde relativt tidlig i dannelseshistorien og videre bevegelse resulterer i økt forflytning med konstant lengde. - 15 -

Kapittel 1 Innledning 1.5.3 Forkastningsvekst som følge av segmentkobling Når et forkastningsegment vokser vil det ofte bli påvirket av andre forkastninger som opptrer i nærheten (Peacock og Sanderson 1991; Peacock og Sanderson 1994). Den kritiske avstanden for påvirkning mellom forkastningene vil blant annet være avhengig av spenningsfeltet rundt forkastningene og litologien forkastningene ligger i. Eksperimentelt er det funnet at to segmenter begynner å påvirke hverandre når forholdet mellom den samlede lengden av de to segmentene og avstanden mellom segmentene overstiger 8:1 (Hus et al. 2005). Den gjensidige påvirkningen mellom forkastningene vil øke ettersom avstanden mellom dem minker, og segmentene vil til slutt koble seg sammen og danne en ny og større sammenkoblet forkastning. En av de vanligste geometriene som oppstår som følge av sammenkobling er en såkalt overføringsrampe (fig. 1.17). En overføringsrampe er et område med økt laghelning mellom to normale forkastningssegment som overskrider hverandre i horisontalplanet og har samme fall- retning. Den kobler sammen liggblokken til en forkastning med hengblokken til en annen, og overfører forflytning mellom de overlappende segmentene. Figur. 1.17. Eksempel på en overføringsrampe fra Devil s Lane, Utah. Legg merke til hvordan lagningen er rotert ned i overføringsrampen. - 16 -

Kapittel 1 Innledning Figur 1.18. Skjematisk blokkdiagram som viser den stegvise utviklingen til en overføringsrampe. Modifisert fra Peacock (2002) og Peacock og Sanderson (1994). Utviklingen av en overføringsrampe kan beskrives i fire steg (fig. 1.18) (Peacock og Sanderson 1994). Steg I; Forkastningene ligger isolert og påvirker ikke hverandre, noe som gir omtrentlig lineære forflytning lengde profil. Steg II; Forkastningene overlapper og påvirker hverandre. Overføringsrampen roterer om en akse omtrent normalt på forkastningenes strøk, noe som fører til en overføring av forflytning mellom de to segmentene. Folding av bergartene rundt overføringsrampen fører til et høydepunkt i hengblokken og et lavpunkt i liggblokken ved overføringsrampen. Rampen er derfor markert med høye forflytningsgradienter og et forflytningsminimum over forkastningene. Steg III; Tverrgående brudd begynner å bryte opp rampen og starter en sammenkobling mellom de to forkastningene. Steg IV; Overføringsrampen er brutt, og en står tilbake med en sammensatt forkastning med en bøy i forkastningstrasen hvor rampen var. Denne større forkastningen kan fremdeles vise et forflytningsminimum hvor rampen var. Andre geometrier kan også oppstå som følge av at to segment prøver å koble seg sammen, alt etter hvordan det geometriske forholdet mellom de to segmentene er. Figur 1.19 viser de mange ulike overføringssoner, uavhengig av skala, som kan oppstå mellom forkastninger (Morley et al. 1990). - 17 -

Kapittel 1 Innledning Figur 1.19. Klassifikasjonsskjema for overføringssoner. De ulike overføringssonene er vist i kartsnitt. (A) Skjema over tre grunnleggende typer overføringssoner. Overføringssoner kan oppstå mellom forkastninger som har fall i motsatt retning (konjugert I og II) og i samme retning (syntetisk III). Konjugert overføringssoner deles deretter inn etter om fall retningen er konvergerende (I) eller divergerende (II). (B) Fullstendig skjema over ulike overføringssoner. Stiplete linjer som ikke symboliserer monoklinaler viser område for overføringssone. Modifisert fra Morley et al. (1990). - 18 -

Kapittel 2 Introduksjon til feltområdet Kapittel 2: Introduksjon til feltområdet 2.1 Strukturgeologisk utvikling av Bristol-kanal bassenget Grunnfjellet under Bristol-kanal bassenget består av kalkstein av karbon alder samt sandstein og leirstein ( slate ) av devonsk alder. Disse bergartene ble utsatt for N-S kontraksjon (fig 2.1a) under den Variskiske orogenese (devon-karbon) som resulterte i kraftig deformasjon og folding. Bergartene opptrer i flere skyvedekker (Anderton et al. 1979). Bristol bassenget (Kamerling 1979; Van Hoorn 1987; Dart et al. 1995) ble dannet under ekstensjonsfaser i perm - tidlig Jura (fig. 2.1b) og sen jura til sen kritt (fig. 2.1c - e). I tertiær (fig. 2.1f) ble området utsatt for erosjon og kontraksjon med N-S orientering noe som resulterte i at noen av forkastningene i området ble reaktivert og invertert. En siste deformasjonshendelse foregikk i tertiær. Også denne hendelsen var en N-S orientert kompresjonsfase. Dette førte til dannelsen av konjugerte strøkslippforkastninger med orienteringene NV-SØ (dekstrale) og NØ-SV (sinistrale), som forskjøv de eksisterende normalforkastningene. Figur 2.1. Tektonisk utvikling av Bristol kanal bassenget fra devon til tertiær. Området ble kraftig deformert og foldet under den Variskiske orogenese (a), i perm jura gjennomgikk området flere ekstensjonsfaser (b) (c). I tertiær førte kompresjon til at flere av normalforkastningene i området ble invertert. Fra Dart et al. (1995). - 19 -

Kapittel 2 Introduksjon til feltområdet 2.2 Kilve-området 2.2.1 Forkastninger Hele Kilve-området ligger i hengblokken til en av de større regionale normalforkastningene som opptrer noen kilometer vest for studieområdet (fig 2.2a). Denne forkastningen har Ø-V orientering og faller mot nord. Forkastningen har en netto forflytning som overstiger 200 meter (Dart et al. 1995). De fleste andre forkastninger i området har forflytninger under 20 meter (fig. 2.2b). Normalforkastningssystemene er sammensatt av en rekke Ø-V orienterte nordfallende syntetiske og sør- fallende antitetiske forkastninger, med fallverdier mellom 40 og 70 grader. Langs strøket er de fleste forkastningene segmenterte, og de individuelle segmentene er vanligvis noen hundre meter i lengde. Mange av de individuelle segmentene har påvirket hverandre og dannet overføringsramper (Peacock og Sanderson 1991). Dette gir sammensatte forkastninger som kan strekke seg over flere kilometer. Noen av de større forkastningene har et listrisk forkastningsplan med tilhørende rollover antiklinaler og såler sannsynligvis ut i skiferrike intervaller. Selv om området har gjennomgått reaktivering og kontraksjon, viser de fleste forkastningene fremdeles netto normalforflytning. Kontraksjonen har derimot ført til soner med intens folding, og til dannelse av buttress antiklinaler i hengblokken til enkelte Figur 2.2. a) Kart over kystsletten ved Kilve som illustrerer de ulike eksponerte litologiske enhetene i området, samt en oversikt over de større strukturelle elementer i området. Det er to strukturelle hovedtrender; normal forkastninger som faller mot sør eller nord med en orientering Ø-V, og sinistrale strøkslip forkastninger med en orientering NØ-SV. Hele området som er illustrert her ligger i hengblokken til en av de større regionale normalforkastningene. Denne forkastningen kommer inn over kystsletten litt vest for Blue Ben (øverste del av a)). De to kartbildene henger sammen, høyre del av det øverste kartbildet går inn i venstre del av det nederste. b) Profiler fra østlig del av kartet som illustrerer forhold mellom de ulike forkastningene. Modifisert fra Dart et al. (1995). - 20 -

Kapittel 2 Introduksjon til feltområdet forkastninger (Dart et al. 1995). Normalforkastningene i området ble dannet ved et begravningsdyp på rundt 1± 0,5 kilometer (McGrath og Davison 1995). Et NØ-SV orientert sett med høyvinklede sinistrale strøkslippforkastninger kutter mange av normalforkastningene og kan forskyve forkastningsplanet med opp mot et par meter. Slickenfibre viser at de har hatt en blanding av strøkslipp og skråslipp bevegelse. På en større skala danner hele strandsonen en rekke åpne, avlange periklinaler og synklinale bassenger med svakt dippende sjenkler og en foldeaksestupning på mindre enn 5 grader (Dart et al. 1995). 2.2.2 Stratigrafi De eksponerte bergartene i Kilve-området er av jurassisk alder, med eksponering av stadig eldre bergarter vestover langs kysten (fig. 2.2). Bergartene i Kilve-området består av alternerende lag av grå slamstein, mørkegrå til svart organisk rik leirskifer, og lysegrå kalkstein. Alle disse er av nedre lias (tidlig jura) alder (Dart et al. 1995). Fem litostratigrafiske enheter er blitt kartlagt i området (fig 2.3). Disse har et varierende forhold mellom slamstein/skifer og kalkstein. Enhetene er til tider bioturberte, og de inneholder ammonitter, bivalver, fiskerester og bioklastiske rester. De organisk rike skifrene er potensielle kildebergarter med en TOC ( Total Organic Carbon ) opp mot 18 prosent, men gjennomsnittet ligger på 2 prosent (Cornford 1998). Avsetningsmiljøet for disse enhetene er et beskyttet marint område som har vært utsatt for syklisk tilførsel av klastiske sedimenter kontrollert av klima (Dart et al. 1995). Det organiske innholdet kan tilskrives oppblomstring av plankton, noe som igjen har ført til et anoksisk bunnmiljø. - 21 -

Kapittel 2 Introduksjon til feltområdet Figur 2.3. Lithologisk søyle som viser bergarter eksponert langs kystlinjen på sørsiden av Bristol-kanalen. Det blå området omfatter de enhetene som er eksponert i Kilve området. Modifisert fra Dart et al. (1995). - 22 -

Kapittel 2 Introduksjon til feltområdet 2.3 Feltområdet Feltområdet utgjør et ca. 300 x 100 meter stort område som er lokalisert ca. 500 meter øst for Kilve Pill (fig. 2.4a). Den nordligste forkastningen på figur 2.4b faller mot sør og er den største forkastningen. Den viser en forflytning på omtrent 60 meter (pers kom. Sanderson 2005). De andre forkastningene faller generelt mot nord og er dermed antitetiske til den større forkastningen. De to lokalitetene som vil bli nærmere behandlet i denne oppgaven er markert i figur 2.4b. Lokalitet 1 inneholder en normalforkastning (forkastning 1) og lokalitet 2 inneholder to normalforkastninger (forkastning 2 og 3). De to lokalitetene ligger omtrent 100 meter fra hverandre. Figur 2.4. A) Oversikt over området mellom Kilve Pill og Lilstock samt de større normalforkastningene der. Fra Berg (2004). Gul firkant representerer området i b). B) Nærmere oversikt over de to lokalitetene som blir behandlet i oppgaven. De større normalforkastningene som opptrer i området er i tillegg skissert. - 23 -

Kapittel 2 Introduksjon til feltområdet Innenfor feltområdet består bergartene utelukkende av alternerende lag av kalkstein og leirskifer. En stratigrafisk søyle (fig. 2.5) er målt opp for å kunne estimere forflytning langs forkastningene. Søylen dekker et 40 meter mektig stratigrafisk intervall. Størsteparten av det stratigrafiske intervallet består av leirskifer (ca. 32 m; 79 %) mens resten (ca. 8 m; 21 %) består av kalkstein. Både leirskiferlagene og kalksteinslagene er svært utholdende og varierer lateralt lite i tykkelse. Enkelte kalksteinsbenker viser likevel større variasjoner i tykkelse ved lateral utbredelse (eksempelvis benk XIX). De ulike leirskiferlagene varierer i tykkelse fra 5 centimeter opp til 315 centimeter. Kalksteinsbenkene viser tykkelsesvariasjoner mellom 5 centimeter opp til 55 centimeter. Kalksteinslagene stikker frem som benker i området på grunn av den store forskjellen i kompetanse mellom kalksteinen og leirskiferen. - 24 -

Kapittel 2 Introduksjon til feltområdet Figur 2.5. Stratigrafisk søyle for området. Grønne intervaller representerer leirskifer mens blå intervaller representerer kalksteinsbenker. Den varierende bredden til søylen er ikke en indikasjon på kornstørrelse men viser til den utstikkende opptredenen kalkbenkene har i området. Søylen til høyre er fortsettelsen av søylen til venstre. - 25 -

Kapittel 2 Introduksjon til feltområdet - 26 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Kapittel 3: Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.1 Innledning I litteraturen er det foreslått at det eksisterer en lineær sammenheng mellom forflytning og forkastningskjernens tykkelse (Scholz 1987; Hull 1988; Evans 1990; Knott 1994; Knott et al. 1996; Childs et al. 1997). Andre studier har indikert at det er en sammenheng mellom litologi, kjernetykkelse og forflytning (Knott et al. 1996; Walsh et al. 1998; Sperrevik et al. 2002), selv om andre studier viser at det ikke er noen sammenheng mellom forflytning og tykkelse (Shipton og Cowie 2001; Shipton et al. 2005). Felles for de fleste av studiene er at de er basert på data fra sandstein i sandstein-sandstein og sandstein-skifer sekvenser. Resultatene i mange av studiene er videre basert på en sammenstilling av data fra mange forkastninger fra forskjellige områder. Dette danner derfor et dårlig grunnlag for sammenlikning da faktorer som eksempelvis litologi og ulik dannelseshistorie spiller en viktig rolle (Shipton og Cowie 2001). Kun data som stammer fra enkelte forkastninger eller forkastningsett med lik utviklingshistorie bør brukes opp mot hverandre (Blenkinsop og Hull 1989). Formålet med dette kapittelet er å belyse om det er en sammenheng mellom kjernetykkelse og forflytning i kalkstein-leirskifer sekvenser. Først vil det bli gitt en beskrivelse av kjernens oppbygning. Kjernens oppbygning er relevant for tykkelsesvariasjoner langs forkastningen da heterogeniteter skaper forstyrrelser i forholdet mellom forflytning og tykkelse. Deretter blir det gitt en detaljert beskrivelse av variasjonene i kjernetykkelse langs utvalgte forkastninger i strandsonen ved Kilve. Dette danner grunnlaget for å kunne diskutere hvilke, om noen, relasjoner som eksisterer mellom forflytning og kjernens tykkelse. 3.2 Forkastningskjernens oppbygning Forkastningene som er beskrevet i dette kapittelet opptrer innen et lite geografisk område i samme litologi og antas å ha en relativt lik utviklingshistorie. Observasjoner i felt og analyse av tynnslip tyder på at det ikke er vesentlige variasjoner i forkastningskjernen til de forskjellige forkastningene i området. Generelt består forkastningskjernen av flere ulike komponenenter, men alle komponentene er ikke nødvendigvis tilstede langs hele forkastningen. Kjernen er dominert av linser og fragmenter av vertsbergartene (leirskifer og - 27 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse kalkstein), forkastningsbergarter og kalsittsement som er innfylt i sprekker og hulrom. De vanligste deformasjonstrukturene som er observert er ulike brudd. I tillegg finnes indikasjoner på at bergartene har vært utsatt for duktil deformasjon. En generell beskrivelse av forkastningskjernen for området er her gitt, hovedsakelig basert på observasjoner ved forkastning 1 og 2 samt enkelte andre forkastninger. Til slutt blir det gitt en kort beskrivelse av kjernen til mindre forkastninger i området. Med mindre forkastninger menes her forkastninger som er lokalisert til en enkelt kalkbenk og som viser en maksimal forflytning opp mot 50 centimeter. 3.2.1 Vertsbergarter og sement Mikrittisk kalkstein Mikritt er en leirholdig kalkstein og har i forkastningskjernen en grålig farge med svakt brunlig preg (fig. 3.1), tilsvarende de omkringliggende kalkbenkene. Mikritten opptrer vanligvis som linser med forskjellig størrelse, geometri og varierende grad av deformasjon. I tynnslip fremstår mikritten som nærmest opake brunfargede fragmenter. Fragmentene varierer i størrelse fra mikrometer til millimeter skala. Figur 3.1. A) gir en oversikt over de ulike bergartene som finnes i kjernen, hvor 1) representerer mikrittisk kalkstein, 2) er leirstein og 3) er kalsittsement. Nedre venstre hjørne av A) er fotografert i krysspolarisert lys og vist i B). Her ser en fragmenter av mikritt i kalsittisk sement. Legg merke til hvordan flere av mikrittkornene har planare sprekker innfylt med sement som deler kornene. Leirstein Leiren i forkastningskjernen (fig. 3.1) er merkbart mørkere enn den udeformerte leirskiferen i vertsbergarten. I tynnslip er leirsteinen helt svart og enkeltkorn kan ikke identifiseres. Noen steder opptrer imidlertid leiren som en homogen masse i soner med forskjellig utbredelse og av varierende tykkelse. Leiren antas å stamme fra leirskiferen i området, men har på grunn av - 28 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse deformasjon mistet sin skifrighet. Fargeforandringen kan være en følge av remobilisering av leirskiferen eller en indikasjon på en endring i sammensetning som følge av væskegjennomstrømning. Kalsittsement Kalsittsementen har en lys, nærmest melkeaktig farge, og preger store deler av kjernen (fig. 3.1). I tynnslip fremstår sementen som sparittisk, med varierende krystallstørrelser opp mot en millimeter. Krystallene varierer fra å være godt rundet til å være kantede i omriss. I krysspolarisert lys observeres tydelige tvillingstriper i krystallene (fig. 3.2), hvor flere av tvillingstripene viser avbøyninger. Dette tyder på at sementen ble utfelt mens bergarten var utsatt for spenning, som igjen tyder på at sementen har blitt utfelt etter hvert som forkastningene har beveget seg og dannet nye hulrom. Figur 3.2. Tvillingstriper i kalsittsementen i forkastningskjernen under krysspolarisert lys. - 29 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.2.2 Deformasjonsprodukter 3.2.2.1 Breksje Breksjer opptrer enkelte steder i forkastningskjernen i soner som har en relativt begrenset utbredelse (fig. 3.1 og fig. 3.3). Sonenes begrensede utbredelse og den lave hyppigheten av disse gjør at breksjer er volumetrisk sekundære i forhold til slippsoner og linser i kjernen. Selv om det enkelte steder ser ut til at selve sementen er oppknust, er det i hovedsak kalkstein fra området rundt som er breksjiert og inkorporert i kjernen. Breksjen består av kantede fragmenter av kalkstein som flyter i en matriks av kalsittsement. Fragmentene varierer i størrelse men er vanligvis mindre enn 2 centimeter. Flere av fragmentene har planare gjennomgående sprekker gjenfylt med sement, noe som kan tyde på at breksjen er blitt utsatt for deformasjon etter at den var blitt litifisert. Observasjonene gjort på breksjen samsvarer med Berg (2004) sin beskrivelse av hydrobreksjer i området. Ut fra klassifikasjonsskjemaet (fig. 1.10) i Braathen et al. (2004) kan breksjen klassifiseres som sementert protobreksje til breksje. Figur 3.3. Breksje i kjernen som hovedsakelig består av mikritt fragmenter som flyter i en matriks av kalsitt sement. - 30 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.2.2.2 Duktil deformasjon Langs store deler av forkastningskjernen viser leirskiferen og sementen kontinuerlig deformasjon (fig. 3.4). Spesielt lateralt langs kjernen kan alternerende leirskifer og sement opptre i utholdende soner av varierende tykkelse og med et foldet utseende. Andre steder kan det observeres at sement opptrer som linser i leirskiferen, og leirskifer som linser i sementen. Både i de utholdende sonene og som linser er leirskiferen og sementen foldet i varierende grad. Leirskiferen og sementen i disse sonene ser ut til å ha vært utsatt for duktil deformasjon. Figur 3.4. Område i kjernen som viser en lateral utbredelse av duktil deformasjon hvor leirsmøring opptrer sammen med kalsitt sement i folder og linser. 3.2.3 Strukturer i kjernen 3.2.3.1 Bruddtyper Bruddpopulasjon 1: Marginalt slipplan Marginalt i kjernen forekommer det slipplan som avgrenser linser internt i kjernen samt forkastningens kjerne mot den omkringliggende destruksjonsonen. Slipplanene har en kurvet geometri og har en begrenset utstrekning i kjernen (fig. 3.5). Dette resulterer i en undulerende grense mellom kjernen og destruksjonsonen noe som er med på å gi variasjoner i kjernens tykkelse langs forkastningen. Slipplanene er ofte vanskelige å observere med det blotte øye men har en tykkelse opp mot et par millimeter hvor de er observert. - 31 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Figur 3.5. Marginale slipp plan som tydelig avgrenser forkastningens kjerne fra den omkringliggende destruksjonssonen. Sonen med sentrale slipp plan er beskrevet under bruddpopulasjon 2. Bruddpopulasjon 2: Sentralt slipplan Sentralt i kjernen er det observert mange slipplan (fig. 3.6) som hovedsakelig har en subparallell orientering til selve forkastningens strøk og fall. Slipplanene observeres som planare i vertikalplan. I horisontalplan er de også som oftest planare, men noen har en kurvet og bølget geometri. De er relativt tynne, generelt under 1 millimeter, men er allikevel svært utholdende. I motsetning til de marginale slipplanene forekommer de sentrale slipplanene ofte sammen i soner. Disse sonene kan ha en tykkelse opp mot 5 centimeter. Det er vanskelig å estimere hvor mange slike slipplan som kan opptre på tvers i kjernen, men eksempelvis kan nevnes at i et tverrsnitt gjennom forkastning 2 (lokalitet 2) kan det observeres ca. 10 slike slipplan med det blotte øyet (fig. 3.6b). Figur 3.6. Viser hvordan de sentrale slipplanene kan opptre. A) Eksponert forkastningsflate med striasjoner, se vannflaske for skala. B) Nærmere bilde av kjernen ved vannflasken i A) som viser noen av de sentrale slipp planene samt marginale slipp plan. - 32 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Bruddpopulasjon 3: Y- brudd I tynnslip observeres soner med bredde på omtrent 1 2 millimeter hvor opp mot 10 mikroskopiske skjærbrudd opptrer internt i sonen (fig. 3.7). Disse mikroskopiske skjærbruddene har en subparallell orientering til bruddpopulasjon 2. Langs flere av disse mindre skjærbruddene kan det observeres små forflytninger (< 0,2 0,3 millimeter) samsvarende med forkastningens bevegelsesretning (fig. 3.7b). Skjærbruddene er parallelle med forkastningens Y- plan (Petit 1987) og karakteriseres derfor som Y- brudd. Figur 3.7. Tynnslip fra forkastning 3 (lokalitet 2). A) Største vinkel observert mellom Y- og R- brudd er 39. Gul ramme viser området som er forstørret i B). Vinkelen mellom Y- og R- bruddene ligger i intervallet 15 40º. B) er tatt i krysspolarisert lys, noe som resulterer i at en kan observere små forflytninger i kalsittsementen. Bruddpopulasjon 4: R- brudd Disse bruddene kan observeres med det blotte øye, men er mest fremtredende i tynnslip (fig. 3.7b). Bruddene er syntetiske til forkastningens Y- plan og danner en vinkel i fallretningen på mellom 15 og 40 grader til Y- bruddene. Disse bruddene blir kuttet av de gjennomgående slipp planene. Forflytning langs disse bruddene er det vanskelig å observere, avbøyning av markører inn mot bruddene tyder likevel på mikroskala forflytning. Retningen på forflytningen er tilsvarende som hovedforkastningen. Disse bruddene er således tolket som R- brudd (Petit 1987; Lehner og Pilaar 1997). Bruddene fremstår som svarte i tynnslip og er sannsynligvis utsatt for en mineralutfelling eller anrikning av opaker og leire ved trykkoppløsning. Bevegelsen langs bruddene er liten, noe som ikke støtter at det kan være leirsmøring. - 33 -