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 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.2.3.2 Linser Linser med varierende størrelse og geometri observeres i kjernen og utgjør størsteparten av volumet til kjernen hvor de opptrer (fig. 3.8). De er lokalisert mellom den sentrale slipp sonen og de marginale slipp planene. Linsene er avgrenset av slipp plan og er som regel orientert med lengste akse parallelt med forkastningens fall. De består enten av forkastningsbergarter eller mer eller mindre deformerte vertsbergarter (kalkstein og leirskifer). Linsene varierer i lengde fra millimeter til meter skala (største 2 meter) og i tykkelse (normalt på strøk) fra millimeter til ca. 0,5 meter. Figur 3.8. Et utvalg av de mange linsene som kan observeres i forbindelse med kjernen i området. A) D) viser horisontale blotninger, mens E) viser et snitt i en vertikal blotning. Linsene kan deles inn i primære og sekundære linser (Berg 2004). De primære linsene er de linsene som består hovedsakelig av mer eller mindre udeformerte vertsbergarter. Eksempel på primære linser er gitt i figur 3.8 (A, D og E). Disse bergartene har fremdeles en del av den primære lagningen eller skifrigheten inntakt. Mange av de primære kalksteinslinsene viser tegn til deformasjon ved kalsittsementering av gjennomgående sprekker. De sekundære linsene viser en høy grad av deformasjon og består primært av forkastningsbergarter. B og C i figur 3.8 gir eksempler på sekundære linser. Leirskifer som er smørt inn i kjernen er hovedbestanddelen i disse linsene. Fragmenter av kalkstein forekommer internt i linsene, disse fragmentene er veldig sterkt deformert. De sekundære linsene viser en mye mer irregulær form enn de primære linsene og er ofte mer avlange. - 34 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.2.4 Inndeling av kjernen Selv om kjernen ikke er identisk overalt langs forkastningene er det likevel visse trekk som går igjen. De ulike strukturelle komponentene beskrevet i kap. 3.2.2 og 3.2.3 ser ut til å oppta ulike plasser i kjernen (fig. 3.9a). Ut fra dette foreslåes en inndeling av kjernen i en indre kjerne og en ytre kjerne (fig. 3.9b). Den indre kjernen har en veldig planar fremtoning, både lateralt og vertikalt. Den består hovedsakelig av slipplan hvor størsteparten av forflytning har funnet sted, er relativt konstant i tykkelse og utgjør tykkelsesmessig som oftest en liten del av kjernen. Den ytre kjernen har en mer kompleks sammensetning, og fremviser store variasjoner både i tykkelse, intern oppbygning og geometri. Duktil deformasjon av leirskifer er fremtredende her, men også breksje og linser forekommer. Denne kjerneinndelingen er benyttet under datainnsamling i felt hvor dette var mulig. Ut fra dette kan det virke som at sprø deformasjon dominerer i de indre deler av kjernen nært opp mot de sentrale slipplanene. Ytre deler av kjernen ser derimot ut til å være preget av en mer duktil deformasjonstil. Figur 3.9. Konseptuell skisse for hvordan kjernen tenkes oppbygd i området. A) Gir et overblikk over de ulike komponenter som forekommer langs kjernen. Modifisert fra Berg (2004). B) Et nærmere blikk på kjernen og hvilke komponenter som kan forekomme i henholdsvis indre og ytre kjerne. 3.2.5 Mindre forkastninger Kjernen til mindre (< 0,5 m forflytning) forkastninger lokalisert i enkelte kalkbenker i området har en annen oppbygning enn kjernen til de større forkastningene (fig. 3.10). Det observeres ingen linser eller breksje i forbindelse med kjernen. Marginale slipp plan som beskrevet i kapittel 3.2.3.1 ser også ut til å være fraværende. Kjernen kan best beskrives som en lateralt planar sone sterkt preget av kalsittsementering. Kalsittsementen er klart den volumetrisk primære bestanddelen og den omfattende sementeringen indikerer at det har forekommet dilasjon langs forkastningen. Generelt kan få slipp plan observeres men hvor de observeres er de ofte preget av striasjoner som gir bevegelsesretningen langs forkastningen. - 35 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Figur 3.10. Viser hvordan kjernen kan se ut langs de mindre forkastningene i området. 3.3 Kvantitativ forkastningsanalyse Det vil her bli gitt en presentasjon av de ulike forkastningene som er brukt under innsamling av data. Forkastningene er klassifisert som store eller små ut fra den maksimale forflytningen som er observert. De små forkastningene er lokalisert til enkelte kalksteinsbenker og viser forflytninger under 50 centimeter. Store forkastninger har forflytning på meterskala og skjærer gjennom sekvenser av kalkstein og skifer. Forkastning 1, 2 og 3 (fig. 2.4b) er de store forkastningene som her blir beskrevet nærmere. I tillegg er det målt forflytning og kjernetykkelse på andre større forkastninger i området. Disse målingene er derimot enkeltmålinger fra ulike forkastninger som ikke vil bli videre beskrevet. 3.3.1 Store forkastninger 3.3.1.1 Forkastning 1 Forkastning 1 er en normalforkastning som kan følges flere hundre meter lateralt (fig. 3.11). Den har en tilsynelatende kurvet geometri i kartplan, men dette skyldes at den kutter gjennom forskjellige stratigrafiske nivå (fig. 3.12). Forkastningen har en gjennomsnittlig orientering på 270/54 hvor strøket varierer fra 256 til 284, og fallvariasjoner er fra 48 til 70 (fig. 3.13). Lineasjoner på forkastningsflaten har en azimuth mot NNV (349º) som tyder på at forkastningen er en dippslipp forkastning med en liten komponent av strøkslipp. - 36 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Figur 3.11. Skisse over lokalitet 1. Forkastningen beskrevet i dette kapittelet er gitt tallet 1. Den gjennomsnittlige orienteringen til forkastningen er 270/54, utarbeidet fra 13 målinger langs forkastningen. Det lille segmentet som bryter ut ved 30 meter har en subparallell orientering til hovedforkastningen, mens segmentet som bryter ut ved 70 meter har orienteringen 290/66. A) Tolket fotomosaikk som på grunn av mange bilder gir et noe forvridd totalbilde av forkastningen. På dette bildet kan en tydelig se de to sinistrale strøkslipp forkastningene som krysser forkastning 1 og forskyver forkastningsplanet. Den sørlig dippende forkastningen observert oppe til høyre i bildet er en av de større styrende forkastningene i området. B) Oversikt over litologien rundt forkastningen. Lagene rundt vestlig del av forkastningen (0 88 m) faller mot SØ med omtrent 14, mens lagene lenger øst (104 134 m) er subhorisontale. Figur 3.12. Oversikt over forkastning 1 fra vestlig ende. Observer forkastningens krumning som følge av at den kutter gjennom forskjellige stratigrafiske nivå. Den vestligste strøk- slipp forkastningen som kutter forkastning 1 er synlig i bildet. - 37 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Figur 3.13. Stereoplott over alle strøk/fall målinger langs forkastning 1. Svarte trekanter illustrerer polene til de 13 målingene som ble tatt langs segmentet. Storsirkel med orientering 270/54 viser gjennomsnittlig orientering til forkastning 1 ut fra de enkelte målinger. Den røde firkanten noe over storsirkelen viser orientering til lineasjoner målt på forkastningsflate. Disse lineasjonene hadde orientering 41 => 349. Lineasjonsmålingen ligger ikke på storsirkelen fordi storsirkelen representerer gjennomsnitt av alle målingene, men en får likevel inntrykk av at bevegelsen hovedsakelig har vært normal, med en liten komponent av strøk-slipp. Stereoplottene presentert i denne oppgaven er såkalte arealtro stereonett ( equal area ). Forkastningen opptrer hovedsakelig som et isolert segment med unntak av to små forkastninger (fig. 3.11b) som bryter ut fra denne. I tillegg krysses forkastningen av to mindre sinistrale strøkslipp forkastninger som forskyver forkastningstrasen med henholdsvis 30 og 110 centimeter. Disse strøkslipp forkastningene er sannsynligvis dannet ved en senere tektonisk fase (tertiær) (Dart et al. 1995) og vil ikke bli videre behandlet i denne oppgaven. Forkastningen er kartlagt langs et 134 meter langt profil da dette avstandsintervallet viser en nesten kontinuerlig blotning av forkastningen. Profilet starter der hvor forkastningen terminerer i vest (nullpunkt i fig. 3.11b) og følger forkastningstrasen i østlig retning som sammenfaller med en gradvis økning i forkastningens forflytning. Omtrent 100 meter etter profilets endepunkt er en forkastning med samme trase eksponert rundt 40 meter. Det er usikkert om dette er samme forkastning, men segmentet har sannsynligvis en tilknytning til forkastning 1. De fleste steder langs forkastningen viser de ulike benkene ingen tegn til avbøyning ettersom de nærmer seg forkastningsflaten, men enkelte steder (intervallet 54 75 m) viser lokale benker i liggblokken en normalslepning inn mot forkastningen (fig. 3.14). Figur 3.14. Eksempel på slepning av kalkbenker inn mot forkastning 1. Benk 1 og 2 viser begge slepning mens benk 3 ikke viser tegn til avbøyning inn mot forkastningen. Ingen av benkene i hengblokken viser noen tegn til slepning. - 38 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Langs forkastningen var det mulig å estimere spranget og beregne forflytning innenfor avstandsintervallet 0 104 meter (fig. 3.15). I intervallet 0-18 meter (7 datapunkter) var det mulig å måle spranget ved å sikte seg inn normalt på lagflatene med målestokk og kompass. For de resterende 86 meterne (6 datapunkter) måtte benkene i heng- og liggblokken korreleres over forkastningen. Begge metodene er nærmere beskrevet i kapittel 1.2. Figur 3.15. Forflytningsgradient langs forkastning 1. En regresjonslinje med veldig bra passform (R² = 0,9704) for de 12 vestligste målingene er lagt over dataene med tilhørende funksjon y = 0,1274x. Denne grafen gir en bra tilnærming for hvordan forkastningen vokser, men skildrer kun radiusen (ene siden av midtpunktet) av forkastningen. En alternativ linje (stiplet rød) som bedre skildrer heterogenitetene blant dataene er også tegnet inn. De to østligste målingene viser svakt minkende verdier, noe som kan tyde på at en kan ha/holder på å passere forkastningens sentrum. Som det fremgår av figur 3.15 er forflytningen 0 meter ved forkastningens tupp. Ved økende avstand fra tuppunktet øker forflytningen lineært med avstanden. Maksimalt estimert forflytning er ca. 10 meter ved 75 meter fra tuppunktet. Forholdet mellom disse to parameterne innenfor 0-75 meter avstandsintervallet kan derfor beskrives som y = 0,13 * x hvor y er forflytning og x er lengde/avstand. Regresjonslinjen dekker likevel ikke alle heterogenitetene langs forflytningsprofilet. Korrelasjonen mellom parametrene er meget god (R 2 = 0,97). Relasjonen mellom lengde og forflytning viser da et 8:1 forhold. Med andre ord øker forflytningen med rundt 1,3 meter for hver 10 meter en beveger seg nærmere midten av forkastningen. En annen trend gjør seg gjeldende for de to siste målingene. Her begynner forflytningen å avta, og er ved 104 meter langs forkastningen nede i 9,2 meter. Dette tyder på at en har passert punktet der forkastningen har størst forflytning. Lagene (fig. 3.11b) langs den vestligste delen av forkastningen (0 88 m) faller generelt mot sør øst med omtrent 12-16, mens lagene lenger øst (104 134 m) har en subhorisontal orientering. - 39 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.3.1.2 Forkastning 2 Forkastning 2 kan følges lateralt mer enn 400 meter utover tidevannsflaten mot vest, mens mot øst forsvinner den inn i klippeveggen. Det er kun de 55 meter som observeres i figur 3.16 som beskrives videre her. Forkastningen har en planar utstrekning, men har en bølget fremtoning over mindre avstander i kartplan. Forkastningen har en gjennomsnittlig orientering på 275/33 hvor strøket varierer fra 268 til 280, og fallvariasjoner er fra 27 til 42 (fig. 3.17). Striasjoner flere steder langs forkastningen indikerer at dette er en ren normalforkastning (fig. 3.18). Figur 3.16. Detaljert kart over forkastning 2. Langs forkastningen bryter det flere steder ut mindre segmenter, og det kan med relativt jevne mellomrom (ca. 15 meter) observeres linser langs forkastningen. Både utbrytende segmenter og linser er over- representert i hengblokken til forkastningen. Stratigrafien er fargekodet. Figur 3.17. Stereoplott hvor strøk/fall målinger langs forkastning 2 er plottet som poler (røde) med en tilhørende storsirkel for gjennomsnittlig orientering 275/33. Striasjonsmålinger er også plottet inn (grønne trekanter). Figur 3.18. Striasjoner på et av hovedslipp planene til forkastning 2 som viser at forkastningen har hatt en ren dip slipp bevegelse. - 40 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Langs den kartlagte forkastningen bryter det ut tre mindre segmenter i hengblokken. Linser observeres langs forkastningen ved relativt jevne mellomrom (ca. 15 meter). De fleste linsene er tilknyttet hengblokken, men de forekommer også i liggblokken. Forflytning langs forkastningen ble estimert ved to punkter langs forkastningen hvor det ene punktet er i selve klippeveggen. Her var det mulig å korrelere benker over forkastningsflaten og måle forflytningen langs selve forkastningsflaten, noe som ga en måling på 5,6 meter. Omtrent 80 meter lenger vest langs segmentet ble det ved hjelp av loggkorrelasjon estimert en forflytning på 9,2 meter (fig. 3.19). Selv om to målinger ikke gir grunnlag for en trendlinje tyder målingene på, sammen med forkastningens laterale utstrekning utover tidevannsflaten, at forflytningen øker mot vest. Langs de 55 meterne forkastningen er kartlagt består hengblokken utelukkende av leirskifer, mens liggblokken består av kalkstein bortsett fra et 10 meter langt leirskiferintervall. Figur 3.19. Gir en oversikt over forkastning 2 og hvor sprangrelasjonen på flaten ble gjort (topp XLIV mot bunn XLI). - 41 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.3.1.3 Forkastning 3 Forkastning 3 er kartlagt over et 23 meter langt intervall (fig. 3.20) fra sitt vestlige tuppunkt til den forsvinner inn i klippeveggen. Selv om tuppunktet til forkastningen til dels er overdekket (fig. 3.21), antas det å være i dette området da det verken observeres forflytning eller noen form for deformasjon lenger vest. Forkastningen har en planar geometri, og har en gjennomsnittlig orientering på 275/45 med strøkvariasjoner mellom 270 og 285, mens fallet ligger mellom 36 og 72 (fig. 3.22). Striasjoner på forkastningsflaten indikerer at dette er en ren normalforkastning. Figur 3.20. Detaljert oversikt over forkastning 3. Forkastningen terminerer i vest og fortsetter inn i klippeveggen i øst. Langs forkastningen bryter det flere steder ut mindre segmenter, og det observeres også linser langs forkastningen. Figur 3.21. Tupp sonen til forkastning 3. Tuppunktet er noe overdekket, men ingen forflytning eller bruddsystemer observeres lenger mot vest så forkastningen antas å terminere her. - 42 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Langs forkastningstrasen forekommer det (ca. 5 meter fra tuppunktet) to linser, en i liggblokken og en i hengblokken. Tre mindre segmenter bryter ut fra forkastningen (ved henholdsvis 12 og 17 m). To av disse går inn i liggblokken til forkastningen mens en går inn i hengblokken. Hengblokksegmentet forekommer i forbindelse med en mindre bøy i Figur 3.22. Stereoplott hvor strøk/fall forkastningstrasen hvor det også finnes økt intensitet av bruddstrukturer. Forflytning ble estimert ved fire punkt målinger langs forkastning 3 er plottet som poler (røde) med en tilhørende storsirkel for gjennomsnittlig orientering. Striasjonsmålinger langs forkastningen (fig. 3.23). Den første målingen er tuppunktet hvor det er null forflytning er plottet inn (grønne trekanter). mens den siste målingen er målt langs forkastningsflaten inne i klippeveggen. En regresjonslinje mellom de fire punktene viser god korrelasjon (R 2 = 0,98) og gir en forflytningsgradient langs forkastningen på 0,18. Med andre ord øker forflytningen med 1,8 meter for hver 10 meter en beveger seg vekk fra tuppunktet. Dette gir et lengdeforflytningsforhold på 6:1. Figur 3.23. Estimert forflytning langs forkastning 3 med tilhørende regresjonslinje. Nullpunkt representerer forkastningens tuppunkt, mens østligste punkt er målt langs forkastningsflaten vertikalt i klippeveggen. De to mellomliggende punktene er målt normalt på lagflatene og deretter justert for forkastningens fall. - 43 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.3.2 Mindre forkastninger Det er samlet inn data fra 12 mindre forkastninger. Noen eksempler er vist i figur 3.24. Figur 3.24. Tre eksempler på mindre forkastninger som ble kartlagt med tanke på tykkelsevariasjoner med forflytning. Dataene inkluderer variasjoner i forflytning og kjernens tykkelse med avstand fra tuppunkt. Forkastningene har en gjennomsnittlig orientering på 278/74 hvor strøket varierer fra 270 til 288 og fallvariasjoner ligger mellom 44 og 86 (fig. 3.25). Under innsamling av data er det lagt vekt på å finne små forkastninger som er så idealiserte som mulig. Med dette menes det at de har en planar geometri, er isolerte med ingen utbrytende segmenter eller linser, og at det har vært mulig å starte kartleggingen i et av forkastningens tuppunkt. Segmentenes varierende størrelse og eksponering gjør at de lateralt er kartlagt over forskjellige Figur 3.25. Stereoplott hvor strøk/fall avstander (fig. 3.26). Segmentenes lengde varierer fra 1,2 målinger langs de små forkastningene er til 15 meter hvor de fleste er mellom 2 og 4 meter. plottet som poler (røde) med en tilhørende storsirkel for gjennomsnittlig orientering. - 44 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Forflytningsmålinger langs forkastningene (fig. 3.26) er målt direkte på forkastningsflatene noe som gir veldig eksakte målinger. Forflytningen varierer fra null forflytning (hvor målingene starter ved tuppunktene) til ca. 42 centimeter (forkastning 1). De aller fleste forkastningene viser en lineær økning i forflytning ettersom en beveger seg vekk fra tuppunktet. Regresjonslinjer viser at forholdet mellom forflytning og lengde varierer mellom 1:55 (gradient: 0,018) (forkastning 2) og 1:15 (gradient: 0,067) (forkastning 8) med en god korrelasjon (R 2 generelt over 0,9). Det vil si at økningen i forflytning for hver meter langs disse forkastningene varierer mellom rundt 2 centimeter og rundt 7 centimeter. Figur 3.26. Fortsetter neste side - 45 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Figur 3.26. Oversikt over hvordan forflytningen endrer seg med lengde for de 12 mindre forkastningssegmentene. Forkastning 2 og 8 viser henholdsvis minste og største forflytningsgradient blant forkastningene. Flere av forkastningene viser tydelig passering av punkt for maksimal forflytning langs profilene. Det er lagt på en lineær regresjonslinje (sort) på de fleste profilene. I tillegg er det lagt på en trendlinje (rød) hvor den lineære regresjonslinjen ikke tar tilstrekkelig høyde for heterogenitetene langs profilet. 3.4 Variasjoner i kjernetykkelse Kjernen til forkastningene er lett å gjenkjenne da den opptrer som en sterkt deformert bergart sammenlignet med den langt mindre deformerte omkringliggende destruksjonssonen. Likevel er det stedvis vanskelig å identifisere en godt definert grense mellom kjernen og destruksjonssonen. Dette er delvis på grunn av tilstedeværelse av mindre og større linser. Det er som nevnt i kapittel 3.2.3.2 skilt mellom primære og sekundære linser. Kun de sekundære linsene er inkludert i kjernetykkelsen beskrevet i dette kapittelet. Grunnen til dette er at de sekundære linsene består av forkastningsbergarter og er inkorporert i kjernen i en langt større grad enn de primære linsene. Generelt observeres det at der linser forekommer, og der segmenter kobles sammen, er kjernen tykkere. - 46 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.4.1 Forkastning 1 Som det fremgår av kjernebeskrivelsen i kapittel 3.2 er det skilt mellom ytre kjerne i ligg, indre kjerne og ytre kjerne i heng. Dette lot seg derimot kun gjøre fra 104-122 meter langs profilet (fig. 3.11b). Tykkelsesdata for kjernen er derfor delt inn i to klasser; (i) total tykkelse av kjerne (fig. 3.27a) og (ii) tykkelsesfordeling mellom indre kjerne, ytre kjerne heng og ytre kjerne ligg (fig. 3.27b). Figur 3.27a viser i tillegg kjernens variasjoner i forhold til estimert forflytning langs forkastningen. Figur 3.27. Tykkelsesmålinger tatt langs forkastning 1. A) Samlet kjernetykkelse langs forkastningens 130 vestligste meter. B) Viser tykkelsesfordeling mellom indre kjerne og ytre kjerne heng/ligg som beskrevet i kap. 3.2 fra 104 til 122 meter. Sekundære linser er med på å gi de høye målingene for ytre kjerne i vestlig halvdel. Målingene av total tykkelse på kjernen viser en viss spredning med minste verdi (3 cm) og største verdi (52 cm) på henholdsvis 4 og 105 meter. Målingene i intervallet 0 88 meter varierer mellom 3 og 23 centimeter, og viser en økende trend med økende forflytning. Total tykkelse av kjernen i intervallet 104-122 meter varierer fra over 50 centimeter i vestlig ende av eksponeringen til ned mot 5 centimeter i østlig ende, og viser en helt annen variasjon - 47 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse i kjernetykkelse i forhold til det observert fra 0-88 meter. Ved 120 meter er tykkelsen nede på 5 centimeter, samme tykkelse som nær tuppen av forkastningen. Samme kjernetykkelse som ved 1 meter forflytning finnes altså ved omtrent 10 meter forflytning, noe som kan indikere at sammenhengen mellom maks og min kjernetykkelse ikke nødvendigvis er relatert til sprang. Det forekommer store variasjoner i tykkelse over korte avstander langs forkastningen. Et eksempel finnes ved omtrent 120 meter hvor tykkelsen varierer med ca. en størrelsesorden for relativt konstant forflytning.. Fra 104-122 meter er det skilt mellom indre kjerne, ytre kjerne i liggblokk og ytre kjerne i hengblokk. Den indre kjernen holder seg relativt konstant på omtrent 1 centimeter langs de 18 meterne den ble målt. To mindre topper kan observeres, en ved 105 meter og en ved 113 meter. Her måler den indre kjernen henholdsvis 4 og 3,5 centimeter. Den ytre kjernen i liggblokken viser tykkelse opp mot 35 centimeter i vestlig ende, mens tykkelsen avtar og stabiliserer seg på omtrent 5 centimeter fra 113 meter og østover. Den ytre kjernen i hengblokken er generelt noe tynnere enn i liggblokken. Ytre kjerne i hengblokken holder seg for det meste mellom 2 og 6 centimeter. To topper på henholdsvis 104 og 114 meter skiller seg ut. Den generelle trenden er at indre kjerne er tynnest, etterfulgt av ytre kjerne heng, mens ytre kjerne ligg er tykkest. Det er flere topper som skiller seg ut langs profilet. En ekstra tykk kjerne ved 26 meter kan være en følge av at det her, i kalkstein, bryter et mindre segment ut fra hovedforkastningen. Segmentet stryker parallelt omtrent 0,5 meter fra hovedforkastningen til det forsvinner inn under overliggende leirskifer ved 32 meter. Fra 56 meter til 59 meter ligger det en linse (sekundær) langs forkastningen og dette resulterer i en fortykning av kjernen med opp mot 12 centimeter. Tykkeste kjerne observert langs forkastningen er ved 105 meter. Her er flere større linser (opp mot 20 centimeter) dratt inn i ytre kjerne. Ved 65 meter er det registrert en relativt lav måling. Denne kan være en følge av segmentet som bryter ut fra hovedforkastningen ved 70 meter. Til tross for en del spredning i målingene kan det i intervallet 0 88 meter sees en svak lineær trend i dataene med økende forflytning (mot øst) (fig. 3.27a). Denne trenden blir veldig tydelig dersom en ser bort fra målepunktene nevnt i forrige avsnitt. I intervallet 104 122 meter ser en derimot en minkende trend i dataene mot øst. En mulig årsak til dette kan være at en har passert forkastningens maksimale forflytning og at forflytningen begynner å avta. En annen forklaring er tilstedeværelse av linser som gir spesielt høye målinger. - 48 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.4.2 Forkastning 2 Kjernetykkelsen er målt for hver meter langs forkastningen (fig. 3.28). Langs det meste av forkastningen har det vært mulig å dele inn i en indre og en ytre kjerne som beskrevet i kapittel 3.2. Total kjernetykkelse langs forkastningen varierer fra 1,5 centimeter til 36 centimeter med et gjennomsnitt på 12 centimeter. Indre kjerne varierer mellom 1,5 og 13 centimeter (gjennomsnitt 4 cm) og ytre kjerne varierer mellom 3 og 23 centimeter (gjennomsnitt 10 cm). Tykkelsen til indre kjerne holder seg relativt konstant i intervallet 3 6 centimeter. Det største unntaket fra dette er ved 13 meter hvor kjernen er 13 centimeter tykk. Den ytre kjernen viser større variasjoner i sin tykkelse, og flere topper forekommer langs profilet. Noen av disse toppene opptrer i forbindelse med linser langs hovedforkastningen og hvor mindre segment bryter ut, mens andre topper forekommer uavhengig av slike fenomen. Den totale tykkelsen av kjernen, som indikert av figur 3.28, er i høy grad styrt av tykkelsen til ytre kjerne. Figur 3.28. Kjernetykkelse langs forkastning 2 hvor tykkelsen på indre og ytre kjerne samt total tykkelse er plottet som funksjon av avstand fra klippeveggen (0 meter). To forflytningsmålinger tatt ved forkastningen er inkludert. Forflytningen er som tidligere nevnt 5,6 meter i klippeveggen og 9,2 meter 80 meter lenger vest langs forkastningen. Legger en til grunn at forflytningen øker jevnt mellom disse to målepunktene så viser kjernetykkelsen ingen forandring med økende forflytning. De høyeste målingene observeres faktisk i østlig ende hvor forflytningen er minst. - 49 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.4.3 Forkastning 3 Kjernetykkelsen er målt for hver meter langs forkastningen (fig. 3.29). Det er lateralt langs forkastning 3 ikke mulig å skille mellom indre og ytre kjerne. Kjernen viser variasjoner fra 0,3 centimeter nær tuppunktet til 31 centimeter ved omtrent 20 meter. Til tross for noe spredning i målingene er det en veldig god korrelasjon mellom tykkelse og forflytning, tykkelsen øker lineært med økende forflytning. Forholdet mellom tykkelse og forflytning er gitt ved stigningstallet 0,08 (fig. 3.29). Der hvor de to mindre segmentene bryter ut ved ca. 12 meter er kjernen ekstra tykk i forhold til området rundt. I området der det tredje segmentet (ved 17 m) bryter ut er dette ikke tilfelle. Figur 3.29. Plott av relasjonen mellom forflytning og kjernetykkelse for forkastning 3. Null meter avstand representerer forkastningens vestlige termineringspunkt. Målingene varierer mellom 0,3 31 centimeter og gir en veldig god korrelasjon mellom forflytning og tykkelse. 3.4.4 Mindre forkastninger Kjernen til de mindre forkastningene har en annen oppbygning enn de større forkastningene (kap. 3.2.5). Tykkelser ned til 0,1 centimeter observeres ved forkastningenes tuppunkt. Tykkelsen øker generelt mot midten av forkastningene og viser her tykkelser opp mot 28 centimeter (forkastning 1) (fig. 3.30). Forkastningene har en gjennomsnittlig tykkelse på 4 centimeter, og 90 % av målingene ligger under ~10 centimeter (fig. 3.31). Alle forkastningene viser en klar trend mellom kjernens tykkelse og økende forflytning langs forkastningene (fig. 3.32). Forholdet mellom kjernetykkelse og forflytning varierer mellom 0,08 (forkastning 9) og 1,05 (forkastning 2). - 50 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Forflytningsgradienter og tykkelsesgradienter for de mindre forkastningene er samlet i figur 3.33. Forkastning 2 har den minste forflytningsgradienten (0,018) i datasettet men har samtidig den største tykkelsesgradienten (1,047). Forkastning 8 har den største forflytningsgradienten (0,067) men har en relativt lav tykkelsesgradient (0,118). En trend observeres hvor forkastninger med en høy forflytningsgradient ser ut til ha en lav tykkelsesgradient mens forkastninger med lave forflytningsgradienter viser høyere tykkelsesgradienter. Figur 3.30. Tykkelsesvariasjoner for de mindre forkastningene er plottet mot avstand fra målingenes startpunkt. De lave tykkelsene ved høye avstander stammer fra forkastninger hvor maksimal forflytning er passert. - 51 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Figur 3.31. Kumulativ kurve for tykkelsesmålingene til de mindre forkastningene. Gjennomsnittstykkelsen er 4 centimeter og 90 % av målingene ligger under ca. 10 centimeter. Figur 3.32. Fortsetter på neste side. - 52 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Figur 3.32. Kjernetykkelse er plottet mot forflytning for de 12 mindre forkastningene. Forkastning 2 og 9 viser henholdsvis største og minste gradient. Figur 3.33. Tabell som oppsummerer gradient for forflytning og kjernetykkelse for de mindre forkastningene. Tilhørende plott viser tykkelsesgradient plottet mot forflytningsgradient, og har en negativ trend. Forflytningsgradienten viser hvor mye forflytningen øker for hver enhet langs forkastningen. Tykkelsesgradienten viser hvor mye kjernetykkelsen øker for hver enhet forflytningen øker. - 53 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse 3.4.5 Oppsummering av tykkelsesvariasjoner I figur 3.34 er alle tykkelsesmålinger fra de ulike forkastningene samlet. Det er også inkludert enkeltmålinger fra andre forkastninger i området. De små forkastningene samt forkastning 1 og 3 viser tydelig et forhold mellom tykkelse og forflytning. Forkastning 2, derimot, viser ikke et liknende forhold. Målingene fra andre forkastninger i området er tatt med for å vise at en forkastning med for eksempel 60 meter forflytning kan ha en tykkelse på omtrent 3 centimeter, samme tykkelse som kan observeres ved 1 centimeter forflytning blant de mindre forkastningene. Figur 3.34. Log log plott hvor kjernetykkelse er plottet mot forflytning. Inkludert i plottet er alle forkastninger beskrevet i kapittel 3, i tillegg er det inkludert noen enkeltmålinger fra andre forkastninger i området. 3.5 Diskusjon av usikkerheter i resultater Det er i dette kapittelet vist at det eksisterer flere trender i dataene relatert til forflytning og kjernetykkelse. Er disse observasjonene reelle eller kan de skyldes metoder brukt under innsamling og behandling av data. Målinger på forflytning for de mindre forkastninger ble samlet inn ved å måle langs forkastningsflaten med målestokk. Målestokk ble også brukt hvor det var mulig for de større forkastningene. Andre steder langs de større forkastningene ble forflytningen estimert ut fra korrelasjon av stratigrafien rundt forkastningene. Det ansees som lite sannsynlig at større feil kan forekomme i målinger hvor målestokk er benyttet for å måle langs forkastningsplanet. Når det gjelder estimering av forflytning ut fra loggkorrelasjon er det to mulige feilkilder i metode. Den ene mulige feilkilden er feil i forbindelse med loggen, at enten loggen er feil eller at det er registrert feil benker over forkastningen. Den andre mulige feilkilden er at omrekningen fra sprang til forflytning er unøyaktig. Usikkerheter i forbindelse med logg og - 54 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse innsamling i felt reknes som ubetydelige da loggen viser store forskjeller i tykkelse til de ulike lagene, noe som fører til at det blir vanskelig å ta feil av lagene. Usikkerheter når det gjelder omrekning fra sprang til forflytning reknes som minimale på bakgrunn av at trendene ville være like fremtredende om en brukte sprangmålingene direkte og at vinklene benyttet i omrekningen langt må overstige de variasjonene som observeres i felt for å gi nevneverdige utslag. Målinger for kjernetykkelse i området er alle foretatt med målestokk og tykkelsen holder seg under 0,5 meter. Feilmålinger her kan forekomme både når det gjelder målingen av den totale tykkelsen og mellom indre og ytre kjerne hvor denne inndelingen er benyttet. Som beskrevet i dette kapittelet er kjernen generelt lett å gjenkjenne og skille fra destruksjonssonen. Unntakene fra denne regelen er enkelte steder hvor primære linser forekommer. Eventuelle feil her vil allikevel ikke ha noen større innvirkning på dataene som følge at det lille arealet disse områdene utgjør i forhold til den kartlagde forkastningen. Når det gjelder områder hvor en inndeling i en indre og en ytre kjerne er benyttet kan det tenkes at det enkelte steder har forekommet mindre feilmålinger som følge av vanskeligheter med å plassere grensen mellom indre og ytre kjerne. Disse målingene antas likevel å være i fåtall og vil være lite utslagsgivende for eventuelle trender som observeres. Feilkildene i metode antas å ha liten innvirkning på trender som kommer fram i dette kapittelet og trendene antas å representere reelle variasjoner som forekommer i området. 3.6 Konklusjoner Basert på presenterte feltdata og observasjoner kan følgende foreløpige konklusjoner trekkes: Kjernen for de større forkastningene kan deles inn i en indre og en ytre kjerne hvor den indre kjerne er preget av utholdende planare slipp plan og holder en relativt konstant tykkelse. Den ytre kjerne viser store variasjoner i tykkelse og er preget av duktil deformasjon av leirskifer med fremtredende linser og lokal breksje. Det forekommer primære og sekundære linser langs kjernen til de større forkastningene. De primære er linser bestående av vertsbergarter med relikt primær lagning/skifrighet mens de sekundære linsene består av forkastningsbergarter og er i langt større grad inkorporert i kjernen. - 55 -

Kapittel 3 Forflytningsvariasjoners innvirkning på kjernetykkelse Kjernen til de mindre forkastningene (maks forflytning < 0,5 meter) har en annen oppbygning enn de større forkastningene. Kjernen er her preget av sement og det kan virke som den i stor grad er utsatt for ekstensjon. Det eksisterer generelt et forhold mellom forkastningens lengde og forflytning. Forholdet for de store forkastningene (0,13-0,17) ligger generelt en størrelsesorden over forholdet for de mindre forkastningene (0,018 0,067). For de mindre forkastningene observeres det en negativ relasjon mellom forflytningsgradient og tykkelsesgradient. Med andre ord viser forkastningene med høyest forflytningsgradient den laveste tykkelsesgradienten. Det er en lineær sammenheng mellom en forkastnings forflytning og kjernens tykkelse. Dette ser kun ut til å være gjeldende opp til en viss forflytning eller tykkelse, deretter flater kjernens tykkelse ut og videre variasjoner er uavhengig av økende forflytning. Med andre ord kan forholdet mellom kjernens tykkelse og forflytning beskrives som en geometrisk utvikling hvor kjernetykkelsen øker med forflytningen til en viss terskel før den flater ut (fig. 3.35). I denne oppgaven har det, i motsetning til tidligere publiserte studier, vært mulig å lage plott for både individuelle forkastninger og i tillegg samleplott hvor alle målinger er samlet. Dette illustrerer to viktige moment; (1) ofte vil trender være mye tydeligere og mer nyansert ved plotting av hver enkelt forkastning i forhold til samleplott, og (2) det illustrerer usikkerheten assosiert med publiserte samleplott og hvorfor det er viktig å studere enkeltforkastninger. Det kan observeres en forskjell i forholdet mellom tykkelse og forflytning til de små (<0,5m forflytning) og de større forkastningene i området. De små forkastningene har en lavere stigningsgrad enn de større forkastningene. Figur 3.35. Skjematisk figur som illustrerer et idealisert tilfelle for hvordan kjernens tykkelse varierer med forflytning. - 56 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Kapittel 4: Destruksjonssonens oppbygning 4.1 Innledning Deformasjon i destruksjonssonen kan oppstå ved ulike stadier i en forkastnings utvikling; (1) framfor tuppene til en forkastning i den såkalte prosessonen på grunn av lokal spenningsoppbygning (Cowie og Scholz 1992a; McGrath og Davison 1995; Vermilye og Scholz 1998), (2) som følge av friksjon langs en allerede eksisterende forkastningsflate (Fossen og Hesthammer 2000; Shipton og Cowie 2003), og/eller (3) i forbindelse med at ulike forkastninger nærmer seg hverandre og overlapper eller vokser sammen (Peacock og Sanderson 1991; Peacock og Sanderson 1994; Davatzes et al. 2005). I dette kapittelet blir det gitt en detaljert beskrivelse av destruksjonssonen rundt forkastning 1 (lokalitet 1) samt destruksjonssonen mellom de overlappende forkastningene 2 og 3 (lokalitet 2) (fig. 2.4). Formålet med dette kapittelet er å gi en kvalitativ og kvantitativ beskrivelse av deformasjon som er blitt påtrykt bergarten i forbindelse med de tre stadiene nevnt ovenfor, med spesiell vekt på brudd-orienteringer, brudd frekvenser og dimensjon på destruksjonssonen. Beskrivelsen bygger i stor grad på data samlet inn langs bruddprofiler som er orientert normalt på forkastningenes strøk. Ved forkastning 1 strekker bruddprofilene seg gjennom hele destruksjonssonen i både liggblokken og hengblokken. Ved forkastning 2 og 3 er området mellom de to forkastningene ansett som viktigst (fig 4.1). Bruddprofilene strekker seg derfor fra forkastning 2 og inn i hengblokken til det ikke registreres flere brudd. Det er gått opp to ulike sett med bruddprofil: et sett der de vanligste egenskaper til alle brudd med tykkelse fra 1 millimeter er innsamlet (heretter kalt type I) og et sett der kun antall brudd langs profilet er registrert uavhengig av tykkelse (heretter kalt type II). Det første settet med bruddprofil er målt opp med jevn avstand (hver 20 meter på lokalitet 1 (forkastning 1) og hver 5 meter på lokalitet 2 (forkastning 2 og 3). Det andre settet er målt opp med tettere mellomrom, for eksempel der andre segmenter knytter seg opp til hovedforkastningen. - 57 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Figur 4.1. Oversikt over lokalitet 2. A) Tredimensjonal oversiktsskisse over lokaliteten. Tverrsnitt normalt på forkastningenes strøk er illustrert til høyre. B) Detaljert skisse over lokaliteten i kartplan. De to hovedforkastningene er kalt 2 og 3, mens de mindre segmentene mellom har betegnelsen a-k. Det observeres 11 segmenter internt i overlappsonen, 2 av disse er antitetiske. Kun segment g kan følges kontinuerlig fra forkastning 2 til 3. Strøk og fall verdier er gitt for alle de navngitte segmentene. Skissen gir også en oversikt over litologien som er eksponert på tidevannsflaten. - 58 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning 4.2 Brudd De fleste bruddene i destruksjonssonen er Mode I brudd (tensjon). Bruddene er ofte fylt inn med kalsitt sement, men enkelte er kun en åpen sprekk. Noen av bruddene viser tegn til forflytning, og er blitt kategorisert som skjærbrudd (Mode II). Enkelte skjærbrudd er betegnet som forkastning hvis det er tilstrekkelig forflytning til at det kan observeres. For en mer detaljert beskrivelse av ulike typer brudd, se kapittel 1.4.4. Bruddene i destruksjonssonen er subparallelle med hovedforkastningene. De fleste bruddene er subvertikale og vanskelig å måle en fallverdi på. Derfor er de ofte registrert som enten syntetiske eller antitetiske i forhold til hovedforkastningen. Ved forkastning 1 er det gått opp 12 profil hvor 6 av disse er type I profil. Samlet er det registrert 396 brudd. 110 av disse bruddene er samlet inn langs type I profil og vil bli nærmere beskrevet her. Av 110 målte brudd er det kun 2 som er registrert som antitetiske. Den gjennomsnittlige orienteringen uavhengig av bruddstørrelse er for tensjonsbruddene ca. 275º og for skjærbruddene ca. 279º (fig. 4.2). For 36 av de større bruddene er det mulig å måle en fallverdi (fig. 4.3). Disse 36 målingene gir en gjennomsnittlig orientering på 279/65 for tensjonsbruddene og 283/46 for skjærbruddene. De aller fleste bruddene har relativt planare geometrier, og de kobler ofte sammen i lengderetningen. Bruddene varierer en god del både når det gjelder lengde og tykkelse (fig. 4.4). De varierer i tykkelse fra under 1 millimeter til 3 centimeter, mens bruddenes lengde varierer fra omtrent 10 centimeter opp til 9 meter. Det synes ikke å være noen relasjon mellom tykkelse og lengde. Figur 4.2. Rosediagram som illustrerer gjennomsnittlig orientering til henholdsvis skjærbrudd/forkastninger og sprekker i destruksjonssonen til forkastning 1. Skjærbrudd/forkastninger har en gjennomsnittlig orientering på 279, mens sprekker viser en gjennomsnittlig orientering på 275. - 59 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Figur 4.3. 36 brudd fra destruksjonssonen rundt forkastning 1 hvor det var mulig å måle både strøk og fall. Bruddmålingene er fargekodet ut fra hvilket profil de kommer fra, skjærbrudd og tensjonsbrudd er representert ved henholdsvis sirkler og firkanter. Alle disse bruddene er subparallelle og syntetiske til hovedforkastningen, og den gjennomsnittlige orienteringen er henholdsvis 283/46 for skjærbruddene og 279/65 for tensjonsbruddene. Mellom forkastning 2 og 3 er det gått opp 7 type I bruddprofil. Langs bruddprofilene er det registrert 287 brudd. Av disse er 96 brudd antitetiske mens de resterende 191 bruddene er syntetiske. Den gjennomsnittlige orienteringen uavhengig av bruddstørrelse er for tensjonsbruddene 275 (syntetiske) og 093 (antitetiske), og for skjærbruddene 279 (syntetiske) og 094 (antitetiske) (fig. 4.5). For 141 av de større bruddene var det i tillegg mulig å måle en fallverdi. Disse bruddene gir en gjennomsnittlig orientering for tensjonsbrudd på 276/70 (syntetiske) og 091/53 (antitetiske), og for skjærbruddene 279/49 (syntetiske) og 093/45 (antitetiske) (fig. 4.6). De aller fleste bruddene har relativt planare geometrier, og kobler ofte sammen i lengderetningen. Bruddene viser store variasjoner både når det gjelder lengde og tykkelse (fig. 4.7). De varierer i tykkelse fra under 1 millimeter til 8 centimeter, mens bruddenes lengde varierer fra 5 centimeter opp til 5 meter. Figur 4.4. Diagram hvor lengden til brudd i destruksjonssonen til forkastning 1 er plottet mot deres tykkelse. De aller fleste målingene er kortere enn 3 4 meter, og tynnere enn 2 centimeter. - 60 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Figur 4.5. Rosediagram som illustrerer hovedorienteringene til henholdsvis (A) skjærbrudd/forkastninger og (B) tensjonsbrudd internt i overlappsonen mellom forkastning 2 og 3. Diagrammene er basert på 287 brudd hvor alle brudd er inkludert uavhengig av størrelse. Figur 4.6. Pol- plott som illustrerer hovedorienteringene til henholdsvis (A) skjærbrudd/forkastninger og (B) tensjonsbrudd internt i overlappsonen mellom forkastning 2 og 3. Plottene er basert på 141 brudd. Dette er brudd med tykkelse > 1 millimeter i tykkelse hvor det har vært mulig å måle både strøk og fall. Figur 4.7. Forholdet mellom lengde og tykkelse for 139 brudd internt i overlappsonen mellom forkastning 2 og 3. - 61 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning 4.3 Bruddfrekvenser og bredde på destruksjonssone Ved forkastning 1 finnes de høyeste frekvensene nær forkastningen med opp mot 20 brudd per halvmeter (fig. 4.8). I liggblokken avtar bruddfrekvensen raskt vekk fra forkastningskjernen, og som oftest er det ingen brudd lenger ut enn 2 meter fra forkastningen. I hengblokken faller bruddfrekvensen ganske raskt de nærmeste 2 meterne fra forkastningen, før frekvensen ser ut til å flate ut til et platå på rundt 4 6 brudd. Platået holder seg ut til omtrent 7 meter, etter det er det ingen flere brudd. Dataene viser tydelig at det er en asymmetri i bruddfordeling rundt forkastningen. I tillegg til at destruksjonssonen er smalest i liggblokken, er det også færrest brudd her. Figur 4.9 illustrerer dette tydelig, selv om noen av søylene (62, 66, 68 og 72 m) må sees bort fra, da bruddprofilene her kun representerer hengblokken. Figur 4.8. Bruddfrekvenser langs forkastning 1. Negative avstandsverdier representerer liggblokken, mens positive verdier er i hengblokken. De ulike seriene representerer profiler og deres avstand fra forkastningens vestlige tipp punkt A) Bruddfrekvenser hvor kun brudd med tykkelse større eller lik 1 millimeter er inkludert. B) Bruddfrekvenser hvor alle brudd er tatt med uavhengig av størrelse. Figur 4.9. Histogram som viser utbredelsen av destruksjonssonen rundt forkastning 1. Rosa søyler representerer hengblokk, mens blå søyler representerer liggblokk. Avstandsintervallene er fra forkastningens vestlige tupp, og er gule eller grå, alt etter om de inkluderer kun brudd fra 1 millimeter tykkelse eller alle brudd. Tallverdiene nederst i hver søyle angir antall brudd i søylen. Histogrammet viser generelt at destruksjonssonen i hengblokken er størst, både når det gjelder bredde ut fra forkastningen og antall brudd. - 62 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning En mulig utbredelse av destruksjonssonen, basert på bruddprofilene fra hver tiende meter, er illustrert i figur 4.10. Både figur 4.9 og 4.10 illustrerer at økende forflytning langs forkastningen ser ut til å ha liten eller ingen innvirkning på destruksjonssonens bredde. Destruksjonssonen strekker seg betraktelig mye lenger ut i hengblokken enn den gjør i liggblokken. Det er liten variasjon i bredden på destruksjonssonen i liggblokken da den generelt er ca. 1 meter. Enkelte steder eksisterer det derimot ingen brudd i liggblokken (30 m), mens ved 120 m er liggblokkens destruksjonssone 4 meter bred og bredere enn hengblokkens destruksjonssone. Figur 4.10. En mulig tolkning av destruksjonssonens utbredelse langs forkastning 1 basert på bruddprofilene som er gått opp langs forkastningen. De røde punktene representerer målepunkter tatt fra bruddprofilene. Destruksjonssonen i hengblokken er generelt større enn i liggblokken, unntatt helt i østlig ende av forkastningen. Hvor mindre segment bryter ut fra forkastningen, ser dette ut til å ha en innvirkning på destruksjonssonen, da den er tynnere i disse områdene. Hengblokken viser betydelig større variasjoner enn det som er observert i liggblokken. Destruksjonssonen strekker seg generelt 6 7 meter ut i hengblokken langs størsteparten av den vestligste (0 88 meter) eksponerte delen av forkastningen, mens lenger mot øst går destruksjonssonen maksimalt 2 meter inn i hengblokken. Ved ca. 30 og 60 meter (fig. 4.10) viser målingene at ytre grense av destruksjonssonen i hengblokken ligger henholdsvis 1 og 4,5 meter fra forkastningen. Tilkobling av mindre segment kan være årsaken i begge tilfeller. Ved 30 meter, hvor destruksjonssonen strekker seg kun 1 meter ut i hengblokken, ligger det et mindre syntetisk segment med en subparallell orientering til hovedforkastningen (fig. 4.10). Dette segmentet kobler seg til hovedforkastningen ved 26 meter og forsvinner under leirskiferen ved 32 meter. Området mellom hovedforkastningen og det mindre segmentet er preget av oppsprekking og mange mindre brudd som indikerer at deformasjonen er lokalisert mellom de to forkastningene. Et syntetisk segment bryter også ut fra hovedforkastningen ved 70 meter. Dette segmentet har en orientering 290/66. Området mellom forkastningen og det utbrytende segmentet viser også her en økt grad av deformasjon. - 63 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Bruddfrekvenser ved forkastning 2 og 3 er presentert i figur 4.11 med 8 brudd som høyeste verdi. Det forekommer i hovedsak tre topper langs profilene. Den første toppen ligger tett opp til forkastning 2 og er assosiert med denne, mens neste topp ligger omtrent midt i overlappssonen og er sannsynligvis relatert til deformasjon rundt de mange mindre segmentene som observeres der. Begge disse toppene har 8 brudd per halvmeter som høyeste verdi. Siste topp finnes 8 10 meter ut fra forkastning 2, og er assosiert med forkastning 3. Her er høyeste frekvens 5 brudd per halvmeter. Figur 4.11. Bruddfrekvensprofiler målt opp normalt på strøket til forkastning 2 og 3. Det observeres tre topper i dataene, og etter omtrent 10 meter observeres det ikke flere brudd. Destruksjonssonene til forkastning 2 og 3 overlapper i dette området og kan ikke skilles fra hverandre. Størsteparten av deformasjon og brudd er konsentrert i overlappsonen mellom de to forkastningene. Bruddprofilene strekker seg ikke inn i liggblokken til forkastning 2 og kan derfor ikke si noe om destruksjonssonen her, men figur 4.12 viser at det forekommer kalsittsementerte tensjonsbrudd minst 2 meter inn i liggblokken. Det observeres ingen brudd lenger ut enn omtrent 10 meter fra forkastning 2, det er omtrent 1 meter ut i hengblokken til forkastning 3 hvor den er til stede. Med andre ord er destruksjonssonen ved de overlappende forkastningene over 12 meter bred. - 64 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Figur 4.12. Eksempler på tenjonsbruddene som observeres i liggblokken til forkastning 2. 4.4 Interaksjon mellom forkastninger Selv om forkastning 1 reknes som et isolert segment ligger det en kompleks sone av forkastninger vest for forkastningens tippunkt (fig. 4.13). Disse forkastningene har en generell NV-SØ orientering som avviker fra den Ø-V strykende forkastning 1. Hovedsegmentet i den komplekse sonen er gitt benevnelsen 1b og har en forflytning på rundt 4 meter. Forkastning 1 og 1b ligger omtrent 5 meter fra hverandre, og viser ingen tegn til sammenkobling. Flere steder langs forkastning 1b kobler det seg opp flere mindre forkastninger som har både syntetisk og antitetisk orientering i forhold til denne. Mange mindre brudd er også observert i tilknytning til disse segmentene og har orienteringer som er subparallelle med den nærmestliggende forkastning. Hvor forkastninger med ulik orientering ligger relativt nærme hverandre, viser de mindre bruddene mellom dem ofte to orienteringer subparallelle med de respektive forkastningene. - 65 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Figur 4.13. Kartplanskisse som illustrerer de ulike forkastninger og tilhørende bruddsystemer i nærheten av forkastning 1 sitt vestlige tupp punkt. Mellom forkastning 2 og 3 finnes det flere mindre segmenter. Disse segmentene er i figur 4.1 betegnet a-k. Alle segmentene, unntatt to (e og f), er syntetiske i forhold til hovedforkastningene. Både de syntetiske og de antitetiske segmentene har en orientering som danner en svak vinkel i forhold til hovedforkastningenes orientering. De syntetiske segmentene har en gjennomsnittlig orientering på 271/45 (fig. 4.14). De fleste segmentene viser en relativt planar utstrekning, og har lengder opp mot 30 meter. Tykkelsen av segmentene varierer, men de fleste ligger i tykkelsesintervallet 1 10 centimeter. Figur 4.14. Stereoplott hvor strøk/fall målinger langs de mindre segmentene a k er plottet som poler med en tilhørende storsirkel for gjennomsnittlig orientering. - 66 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Forflytningen ved disse mindre segmentene antas å være generelt på centimeter- og desimeter- skala, eksempelvis viser segment h en maksimal forflytning på 13 centimeter med basis i korrelasjon av en fossilrik skifer horisont (fig. 4.15). Selv om dette er et enkeltsegment gir det en indikasjon på størrelsesordenen til forflytning langs de andre mindre segmentene mellom forkastning 2 og 3. Problemet med å etablere forflytning langs disse segmentene er at de opptrer i en ren skifer sekvens. Figur 4.15. Diagram viser hvordan forflytningen endrer seg lateralt langs det mindre segmentet h internt i overlappsonen mellom forkastning 2 og 3. Forflytningsprofilet starter i den vestlige tuppen til segmentet og er avsluttet i den østlige tuppen 8 meter lenger øst. En fossilrik horisont internt i leirskiferen er benyttet til å måle forflytningen. Enkelte av segmentene ligger relativt isolert internt mellom forkastningene, mens de aller fleste kobler seg sammen med andre og ofte også sammen med en av de større forkastningene. Segment g ser ut til å være det eneste segmentet som, i hvert fall på overflaten, strekker seg over hele overlappssonen og kobler opp mot både forkastning 2 og 3 (fig. 4.16). Segmentet bryter ut fra forkastning 2 omtrent 10 meter fra klippeveggen nede på flaten og kobler seg opp med forkastning 3 oppe i klippeveggen. Figur 4.16. Illustrerer hvordan segment g kan følges fra forkastning 3 til forkastning 2. Dette er eneste segment som kobler sammen forkastning 2 og 3. - 67 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning I tillegg til at de to større forkastningene (2 og 3) overlapper, er det også flere av de mindre segmentene internt i forkastningsonen som overlapper. Et godt eksempel på dette er i overgangen mellom segment a og b (fig. 4.17). Begge er normalforkastninger med et fall mot nord, og de overlapper hverandre med omtrent 3 meter. Brudd i og rundt denne overlappssonen er for det meste planare og har lengder som varierer mellom 5-200 centimeter. Segment a har ingen brudd i nærheten av sin tuppsone, men både langs a og b bryter det flere steder ut mindre brudd fra segmentene. Tuppen til b bøyer mot et mindre segment som har brutt ut fra a, og det er her de to segmentene er nærmest hverandre. Området imellom er preget av dette og inneholder mange brudd. Disse bruddene viser komplekse geometrier og kobler flere steder sammen med hverandre. Bruddene i dette området har en vinkel (20-30 ) til segment a og b, mens andre steder langs overlappssonen har bruddene en mer subparallell orientering til segmentene. Figur 4.17. Detaljskisse over overlappsonen mellom segmentene a og b. De fleste bruddene er lokalisert mellom de to segmentene og er parallelle med segmentene. Unntaket er et mindre område med økt deformasjon hvor bruddene har en vinkel til segmentene. Segment c og d (fig. 4.18) er begge normalforkastninger med omtrentlig samme orientering (ca. 270 ) og et fall på rundt 50. Koblingen mellom disse segmentene er en såkalt hard-link kobling der de to segmentene er i fysisk kontakt med hverandre. Segment c kommer inn fra vest med en planar utstrekning og har et enkelt syntetisk brudd som følger etter segmentets terminering. Segment d kommer inn fra øst, bøyer av mot nord og kobler seg sammen med segment c. Langs den avbøyde delen av segment d bryter det ut mange mindre brudd, disse bruddene har en planar utstrekning med lengder opp mot 70 80 centimeter, er antitetiske og har en subparallell orientering til c og d. - 68 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Figur 4.18. Detaljskisse over sammenkoblingen mellom segmentene c og d. Segment c er relativt planart i denne sammenkoblingen, mens d bøyer inn mot segment c og kobler opp. Det observeres et enkelt syntetisk brudd i tupp sonen til segment c, utenom dette er alle brudd antitetiske og lokalisert i området mellom de to segmentene. Disse bruddene er planare og subparallelle til de sammenkoblede segmentene, og har lengder på opp mot 70 80 centimeter. 4.5 Prosessoner Det observeres generelt lite deformasjon framfor tuppene til de ulike forkastningene uavhengig av forkastningens størrelse. Tuppunktet til forkastning 1 observeres i kalkstein og her er det få brudd som opptrer (fig. 4.19). Et enkelt brudd fortsetter et lite stykke etter forkastningens terminering i omtrentlig samme retning (fig. 3.13). I forkastningens liggblokk kan det derimot observeres noen enkelte brudd. Alle disse bruddene, utenom et lite forbindelsesbrudd, ligger subparallelt med hovedforkastningen. De fleste bruddene er veldig tynne (millimeter skala), men enkelte har tykkelse opp mot 3 4 centimeter (tykkere linjer, fig. 4.19). Bruddene viser ingen tegn til forflytning og er derfor tensjonsbrudd (Mode I) innfylt med kalsitt sement. Ved tuppen av forkastning 3 observeres det som nevnt i kapittel 3.3.1.1 ingen deformasjon eller brudd etter forkastningens tupp (fig. 3.13). Forkastning 3 terminerer i leirskifer og selv om Figur 4.19. Detaljbilde ved forkastning 1 sin vestlige tupp. Forkastning 1 er merket med falltegn, termineringspunktet er til dels tildekket, strektykkelse angir de andre bruddenes størrelse. For oversiktsbilde se fig. 3.13. Bruddene er kan det sluttes at eventuell deformasjon og konsentrert i liggblokken til forkastningen, og er alle subparallelle til hovedforkastningen unntatt fra brudd i forkastningens prosess sone er noen små forbindelses -brudd. svært begrenset. - 69 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Mellom forkastning 2 og 3 opptrer flere mindre segmenter. Tuppene og prosessonen til to isolerte segmenter (e og f) vil her blir beskrevet. Begge segmentene er antitetiske til forkastning 2 og 3. Segment e ligger ganske nært opp til forkastning 2, mens segment f ligger omtrent midt mellom de to større forkastningene. Det vestlige tuppunktet til segment e ligger omtrent 1 meter fra forkastning 2, og figur 4.20 gir en oversikt over prosess sonen til e samt bruddsystemene som opptrer mellom de to forkastningene. Forkastning 2 har her et sprang som sannsynligvis overstiger 6 meter, mens spranget til det antitetiske segmentet er betraktelig mindre. Det antitetiske segmentet dør ut i skifer men ingen brudd observeres i tippsonen. Bruddene mellom de to segmentene viser omtrent samme orientering som de to forkastningsegmentene. De mindre bruddene er alle, unntatt et, antitetiske i forhold til forkastning 2. Bruddene er tensjonsbrudd fylt med kalsitt og varierer i lengde fra 20 250 centimeter. Det er mange av bruddene som er isolerte, men de fleste kobler som regel opp med andre brudd et eller flere steder. Noen av bruddene har mindre splittbrudd i tuppene. Figur 4.20. Detaljskisse over området mellom forkastning 2 og vestlig tupp av det mindre antitetiske segmentet e. Området imellom de to segmentene inneholder en del brudd, kun brudd tykkere enn 1 millimeter er tatt med på skissen. Det observeres ingen brudd rundt tuppen til e. Segment f (fig. 4.21) er også et antitetisk segment til hovedforkastningene, og har en gjennomsnittlig orientering på 090/62. Kun et enkelt brudd observeres framfor tuppen til segmentet, mens det er mange brudd i liggblokken til segmentet. Disse bruddene er planare med en svak vinkel (10-15 ) i forhold til segmentet og er alle antitetiske til segment f med et fall på opp mot 90. Bruddene er tensjonsbrudd fylt med kalsitt og varierer i lengde fra 3 70 centimeter. De fleste bruddene ligger isolert langs hele sin lengde og kobler ikke opp med noen av de andre bruddene. I området dekket av figur 4.21 opptrer det ingen brudd i hengblokken til segmentet. - 70 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Figur 4.21. Detaljskisse over vestlig tupp av segmentet f som ligger relativt isolert i overlappsonen mellom forkastning 2 og 3. Ingen brudd er observert i hengblokken til segmentet, men flere brudd observeres i liggblokken. Disse bruddene har en vinkel til selve segmentet. Det er lite brudd rundt tuppen til segmentet. 4.6 Når dannes destruksjonssonen Som beskrevet i innledningen til dette kapittelet kan det tenkes at destruksjonssonen kan utvikles ved tre stadier under dannelse og utvikling av en forkastning. Beskrivelsen av forkastningene 1, 2 og 3 gir indikasjoner på at noen av disse stadiene har vært viktigere enn andre under dannelsen av forkastningene. En mulighet er at destruksjonssonen er et produkt av brudd dannet i prosessonen ved forkastningens tupper som følge av lokal spenningsoppbygning. Disse bruddene har så blitt inkorporert i destruksjonssonen ettersom forkastningen vokser gjennom prosessonen. Beskrivelsen i kapittel 4.5 viser at det er dannet få eller ingen brudd i prosessonen til de ulike forkastningene. Dette tyder på at tuppsone-prosesser ikke er dominerende for destruksjonssonens oppbygning og bredde. At bruddene i destruksjonssonen stammer fra friksjon langs forkastningsplanet til hovedforkastningen er også en mulighet. En kan anta at forkastningen vokser både i forflytning og lengde ved hver slipp hendelse, og friksjon langs forkastningsplanet ved disse bevegelsene er ansvarlig for danning av nye brudd i destruksjonssonen. Da vil en forvente at destruksjonssonen har en assymetrisk utbredelse der den vil være bredere hvor forkastningen viser mye sprang i forhold til nær tuppene til forkastningen. Beskrivelsen fra forkastning 1 viser tydelig at forflytningen i seg selv ikke styrer bredden på destruksjonssonen. Dette er en sterk indikasjon på at destruksjonssonen ikke trenger å utvikles ytterligere når forkastningen vokser. Dette betyr igjen at vekst langs et individuelt segment (stadium 2) ikke er så viktig for utviklingen og bredden til destruksjonssonen. Tredje mulighet er at destruksjonssonen utvikles i forbindelse med at ulike forkastninger nærmer seg hverandre og overlapper eller vokser sammen. Mye bruddstrukturer i overlappsoner og der segmenter bryter ut/kobler sammen tyder sterkt på at kobling - 71 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning av segmenter er viktig for utvikling av bruddsystemer i destruksjonssonen og dermed tykkelsen av denne. Basert på de overnevnte punkter kan det forventes store variasjoner i bredden på destruksjonssonen som er styrt av frekvens av sammenkobling av segmenter fremfor forflytningen til forkastningen. Her er det viktig å understreke at mulighetene for at det utvikles større sekundære forkastninger i hengblokk og liggblokk øker når forflytningen på forkastningen øker. Slik sett har forflytningen til forkastningen en indirekte/direkte påvirkning på utviklingen av destruksjonssonen. 4.7 Konklusjoner Basert på de presenterte feltdata og observasjoner, kan følgende foreløpige konklusjoner trekkes: Destruksjonssonens bredde ser ut til å være uavhengig av variasjoner i forflytning, noe som kan indikere at friksjon langs forkastningsplanet (stadium 2) ikke er nødvendigvis spiller noen rolle i utvikling av destruksjonssonen. Det observeres en assymetri i destruksjonssonens oppbygning. Destruksjonssonen i hengblokken er både betraktelig bredere og inneholder flere brudd enn destruksjonssonen i liggblokken. Brudd i destruksjonssonen er generelt parallelle med hovedforkastningen. Hvor en har utbrytende segmenter kan det ofte observeres to bruddorienteringer, en orientering for hver av segmentene. Bruddene i destruksjonssonen ser ikke ut til å vise noe forhold mellom lengde og tykkelse. Dette kan skyldes at andre prosesser er involvert i dannelsen av disse i forhold til de større forkastningene. Det observeres ingen overføring av deformasjon ved forkastning 1 (5 meter fra annen forkastning) mens overføring av deformasjon er tilfelle mellom forkastningene 2 og 3 (10 meter fra hverandre). Dette kan være en følge av forskjeller i overlappsgeometri (Hus et al. 2005). - 72 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning Ved overlappsonen mellom forkastning 2 og 3 er størsteparten av deformasjonen konsentrert mellom de to forkastningene. Dette indikerer at overlapp (stadium 3) spiller en rolle i dannelsen av destruksjonssonen. Det observeres generelt lite deformasjon rundt de ulike forkastningenes termineringspunkt uavhengig av forkastningens størrelse. Dette tyder på at prosessone-prosesser (stadium 1) ikke er avgjørende for destruksjonssonens utvikling. - 73 -

Kapittel 4 Destruksjonssonens oppbygning - 74 -

Kapittel 5 Diskusjon Kapittel 5: Diskusjon 5.1 Innledning I denne oppgaven er det lagt vekt på kvalitative og kvantitative beskrivelser av deformasjon rundt ulike forkastninger. I dette kapittelet faller det derfor naturlig å diskutere de ulike trendene som kommer fram i dataene både opp mot hverandre og opp mot tidligere publiserte studier. Først blir det diskutert hvordan forflytningen kan knyttes opp mot variasjoner i kjernetykkelse. Oppbygningen og utbredelsen av destruksjonssonen rundt forkastningene blir deretter relatert opp mot forkastningsvekst. Dette kapittelet avsluttes med å foreslå deformasjonssvekkelse som en mulig forklaring på observasjoner gjort rundt forkastningskjernens tykkelse og oppbygningen av destruksjonssonen. 5.2 Forflytningens innvirkning på forkastningskjernens tykkelse I litteraturen er det foreslått to modeller for hvordan tykkelsen til forkastningens kjerne er relatert til forflytning. Disse modellene går ut på at (i) det eksisterer en lineær sammenheng mellom forflytning og kjernetykkelse (Scholz 1987; Hull 1988; Knott et al. 1996; Sperrevik et al. 2002), og (ii) det eksisterer ingen sammenheng mellom forflytning og tykkelsesvariasjoner (Shipton og Cowie 2001; Shipton et al. 2005). Oppsummering av trendene i de ulike modellene samt egne data er presentert i figur 5.1. I den følgende diskusjonen blir det først gjort rede for datagrunnlaget og resultatene som disse modellene er basert på. Deretter diskuteres mine observasjoner opp mot de respektive publiserte modellene med spesiell vekt på betydning av trender og litologi. I den første modellen er det argumentert for at det eksisterer et lineært forhold (i loglog plott) mellom forflytning og kjernetykkelse over 7 størrelsesordener uavhengig av bergartstype (Scholz 1987; Hull 1988). Scholz (1987) konkluderte med at dette var en indikasjon på at forkastningsmel ( gouge ) blir kontinuerlig produsert ettersom forkastningen vokser. Resultatene fra disse studiene var basert på data fra en rekke forskjellige bergarter og viser stor spredning. Forholdet mellom forflytning og kjernetykkelse kunne variere fra 1000:1 til 1:1 med et gjennomsnittsforhold på 100:1. Betydningen av bergartens litologi ble senere tatt i betraktning (Knott et al. 1996; Sperrevik et al. 2002). Resultater fra disse studiene, som er basert på analyser av sandstein- - 75 -

Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.1. Oppsummering av flere studier hvor forholdet mellom forkastningskjernens tykkelse og forflytning er belyst. Egne data er inkludert. skifer sekvenser, viser at kjernens tykkelse er lineært relatert (i log-log plott) til sprang, men at for et gitt sprang så vil sidestilling av sandstein-sandstein resultere i en kjernetykkelse som er tre ganger tykkere enn ved sidestilling av sandstein og skifer. Også i disse datasettene er det stor spredning i dataene som sannsynligvis er relatert til en rekke faktorer (porøsitet, bergartsstyrke, leirsmøring og spenningsfelt under dannelse), men også det faktum at det er sammensatte plott bestående av mange forkastninger. Den andre modellen er basert på et studium i sandstein fra Big Hole forkastningen i Utah hvor det tilsynelatende ikke eksisterer noen relasjon mellom kjernens tykkelse og forflytning langs forkastningen (Shipton og Cowie 2001). Forkastningen det her refereres til viser forflytninger over 8 meter og det forekommer store variasjoner i tykkelse lateralt langs forkastningen. Disse variasjoner er likevel uavhengig av forflytning. Kjernen er beskrevet som relativt tynn (< 30 cm) og består av kataklastiske bergarter dannet rundt et gjennomgående hoved-slipplan omsluttet av mindre kurvede diskontinuerlige slipplan. Shipton et al. (2005) presenterer ytterligere data fra samme forkastningen (forflytning > 8 m) som støtter opp om en manglende relasjon mellom forflytning og forkastningskjernens tykkelse. De viser til at verken forflytning eller antall slipplan har en innvirkning på forkastningens tykkelse. Isteden konkluderes det med at lokale vekstprosesser, da spesielt - 76 -

Kapittel 5 Diskusjon prosesser involvert i sammenkoblingen av ulike segmenter, er avgjørende for tykkelsesvariasjonene langs forkastningen. Datasettet som er presentert i denne oppgaven kan deles i to; (1) små forkastninger (forflytning <0,5 m) som opptrer i individuelle kalkbenker, og (2) større forkastninger (forflytning <10 m) som skjærer gjennom sekvenser av kalkstein og leirskifer. De små forkastningene viser generelt en god lineær sammenheng mellom forflytning og forkastningskjernens tykkelse til tross for noe spredning i dataene. Gradientene mellom forflytning og kjernens tykkelse varierer mellom ca. 12:1 og 1:1 (tabell 5.1). Disse dataene passer dårlig med modell 2 som sier at det ikke foreligger noe forhold mellom forflytning og forkastningskjernens tykkelse. Modell 1 er den som passer best for de mindre forkastningene presentert i denne oppgaven. Tabell 5.1. Oppsummering av de viktigste parametrene tilknyttet de mindre forkastningene. De tre større forkastningene i oppgaven presenterer i praksis tre ulike trender. Forkastning 1 viser at tykkelsen til forkastningens kjerne generelt øker med økende forflytning, men at lave tykkelsesverdier kan forekommer selv ved relativt stor forflytning (fig. 3.27). Ved forkastning 2 holder kjernetykkelsen seg relativt konstant over nærmere 60 meter (et forflytningsintervall på ca. 4 m) (fig. 3.28). Enkelte topper i dataene forekommer, men kan på ingen måte relateres til forflytning. Isteden ser det ut til at de forekommer hvor linser eller utbrytende segmenter opptrer. Forkastning 3 viser derimot et klart forhold mellom forflytning og forkastningens kjernetykkelse (fig. 3.29). Dataene legger seg langs en lineær trend med forholdstallet 13:1 mellom forflytning og kjernetykkelse. Forkastning 1 viser helt klart et forhold mellom forflytning og kjernetykkelse noe som passer bra med modell 1. Om litologi har en innvirkning på kjernens tykkelse er vanskelig å si, men det kan godt tenkes. Lateralt langs forkastningen er bergartene i området sidestilt over forkastningen på alle måter (skifer/skifer, kalkstein/kalkstein og kalkstein/skifer) og at dette kan ha en innvirkning på kjernetykkelsen i området er tidligere belyst blant annet av Peacock og Sanderson (1991) (fig. 5.2). I dette studiet er det beskrevet hvordan forkastninger kutter - 77 -

Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.2. Illustrerer hvordan mindre pull- aparts kan dannes langs en forkastning som følge av varierende fallvinkel i leirskiferlagene og kalksteinslagene. Fra Peacock og Sanderson (1991). gjennom kalksteinslagene med betraktelig høyere vinkel i forhold til skiferlagene. Dette kan blant annet føre til skiferinnfylling av mindre åpninger langs forkastningsplanet hvor den høye forkastningsvinkelen gjennom kalksteinslag danner pull-aparts. En kan generelt ut fra dette forvente den minste kjernetykkelsen hvor skifer er sidestilt mot skifer over forkastningen. Ved forkastning 2 er stort sett kalkstein sidestilt mot leirskifer over forkastningen langs hele det kartlagde intervallet. Modell 2 hvor det ikke eksisterer noen sammenheng mellom forflytning og kjernetykkelse oppsummerer bra observasjonene gjort ved denne forkastningen. Forkastning 3 er den av de større forkastningene som best viser et forhold mellom forflytning og kjernens tykkelse. Lateralt langs forkastningen forekommer både sidestilling av skifer mot skifer og skifer mot kalkstein. Disse to ulike konfigurasjonene ser ikke ut til å ha noen innvirkning på forholdet mellom forflytning og forkastningskjernens tykkelse. Ingen av de publiserte modellene gir en tilfredsstillende forklaring på hvordan kjernetykkelsen endrer seg med forflytning dersom en ser på alle forkastningene samlet. En alternativ modell kan derfor introduseres som henter elementer fra de to publiserte modellene. Kjernetykkelsen til forkastningene ser ut til å være lineært avhengig av forflytning opp til en viss terskel (fig. 5.1). Etter at denne terskelen er passert flater kjernetykkelsen ut og går fra å være avhengig til uavhengig av videre forflytning. Det er ut fra dataene i denne oppgaven vanskelig å bestemme om denne terskelen inntrer ved en bestemt forflytning eller ved en bestemt kjernetykkelse. Det kan allikevel konkluderes med at forkastningskjernen i området generelt holder seg under 30 centimeter, og at forflytning ikke lenger er avgjørende for kjernens tykkelse ved ca. 5-10 meter forflytning. Hvorfor tykkelsen på kjernen holder seg under 30 centimeter vil bli nærmere belyst i kapittel 5.4. - 78 -

Kapittel 5 Diskusjon 5.3 Oppbygning, størrelse og geometrier i destruksjonssoner relatert til forkastningsvekst 5.3.1 Destruksjonssonen rundt forkastning 1 vs rundt forkastning 2 og 3 Destruksjonssonen rundt forkastning 1 og forkastning 2 og 3 (kap. 4.3) viser klare forskjeller i oppbygning av destruksjonssonene i henholdsvis liggblokken og hengblokken. Langs forkastning 1 er destruksjonssonen generelt betraktelig tykkere i hengblokken i forhold til liggblokken. Det observeres store forskjeller i bredden med to ytterpunkt: 15 ganger så bred i hengblokken (7,5 m) som den er i liggblokken (0,5) og 1,5 ganger så bred i liggblokken (4 m) som i hengblokken (2,5 m). Mens destruksjonssonen rundt forkastning 1 er maksimalt ca. 8 meter tykk viser den overlappende destruksjonssonen til forkastning 2 og 3 en maksimal tykkelse som overskrider 12 meter. Som ved forkastning 1 viser forkastning 2 en relativt tynn destruksjonssone i liggblokken. Hvor destruksjonssonen i hengblokken til forkastning 2 slutter og destruksjonssonen i liggblokken til forkastning 3 starter er vanskelig å definere siden destruksjonssonen mellom de to forkastningene oppfattes som sammenhengende. I hengblokken til forkastning 3 strekkes derimot destruksjonssonen maksimalt ca. 1 meter ut, en stor variasjon i forhold til den store tykkelsen destruksjonssonen i hengblokken til forkastning 1 viser. Den minimale utbredelsen av destruksjonssonen i hengblokken til forkastning 3 kan kanskje forklares med en re-orientering av spenningsfeltet rundt forkastningen som følge av overlapp og interaksjon med forkastning 2. Destruksjonssonen består hovedsakelig av mindre skjærbrudd, tensjonsbrudd og årer. Enkelte mindre utbrytende forkastningssegment forekommer også. Både syntetiske og antitetiske brudd forekommer. Langs forkastning 1 dominerer syntetiske brudd (108 mot 2 brudd). Mellom forkastning 2 og 3 opptrer det derimot langt flere antitetiske brudd. Omtrent 1/3 av alle bruddene registrert mellom de to forkastningene (2 og 3) er antitetiske. Det forekommer generelt flere tensjonsbrudd enn skjærbrudd. Langs forkastning 1 er omtrent 1/5 av bruddene skjærbrudd, mens mellom forkastning 2 og 3 er omtrent 1/3 skjærbrudd. Langs forkastningene viser alle bruddtypene generelt subparallelle orienteringer med forkastningen, med mindre forskjeller i orientering for henholdsvis skjærbrudd og tensjonsbrudd/årer. Ved forkastning 1 observeres et unntak hvor mindre forkastningssegmenter opptrer. Her viser de mindre bruddene to orienteringer, subparallelle med henholdsvis hovedforkastningen og det mindre segmentet. Mellom forkastning 2 og 3 opptrer flere mindre forkastninger, både syntetiske og antitetiske. Disse avviker i orientering i - 79 -

Kapittel 5 Diskusjon forhold til de større forkastningene noe som fører til at minst et av segmentene kobler sammen de to forkastningene. 5.3.2 Destruksjonssonens bredde relatert til forkastningsvekst Det er i flere studier observert en positiv sammenheng mellom forflytning og destruksjonssonens bredde langs en forkastning. Det vil si at ettersom forflytningen øker langs forkastningen vil bredden til destruksjonssonen også øke. En slik relasjon indikerer at destruksjonssonen vokser samtidig med at ny forflytning blir tatt opp langs forkastningen. Friksjon langs forkastningsplanet forventes å spille en stor rolle i en slik modell da slike forhold kun er påvist i porøse deformasjonsherdende litologier (Shipton og Cowie 2003). Beach et al. (1999) viser til sandrike sekvenser i Sinai og presenterer en slik positiv korrelasjon for destruksjonssonens bredde på en side av forkastningen. Trenden følger en power-law med gradient over 1, med andre ord vil det for hver økning i forflytning være en mindre økning i destruksjonssonens bredde. Dette forholdet er gjeldende for forkastninger i området som viser opp mot ca. 80 meter forflytning. Shipton og Cowie (2001) presenterer også et forhold mellom forflytning og destruksjonssonens bredde fra sandstein i Utah. Her anslås det at bredden til destruksjonssonen er omtrentlig 2,5 ganger større enn forflytningen. Begge disse modellene (og andre) som foreslår en relasjon mellom forflytning og destruksjonssonens bredde passer dårlig med observasjonene i denne oppgaven. Forkastning 1 gir et eksempel på hvordan destruksjonssonen kan opptre uten påvirkning fra andre nærliggende segmenter. Her holder destruksjonssonen seg relativt konstant rundt 7 meter samlet (med enkelte avvik) uavhengig av at forkastningen varierer i forflytning fra 0 meter ved tuppunktet til ca. 10 meter nær sentrum av forkastningen. Katz et al. (2003) presenterer et studium fra små forkastninger i kvarts-syenitt i Israel. Her hevdes det blant annet at; (1) destruksjonssonen rundt forkastningen viser en uniform bredde langs forkastningen på 0,05-0,06 av forkastningens lengde, og (2) deformasjon i forbindelse med forkastningsvekst hovedsakelig opptrer i en prosessone som viser en bredde på 0,001-0,005 av forkastningens lengde. Dersom en ved forkastning 1 antar, som forflytningsprofilet illustrerer (fig. 3.15), at forkastningen passerer maksimal forflytning omtrent ved 70 meter kan det forventes at forkastningen har en lengde på ca. 140 meter. En forkastningslengde på 140 meter vil, ut fra Katz et al. (2003), gi en uniform bredde på destruksjonssonen på 7 meter. Dette er faktisk det som observeres. - 80 -

Kapittel 5 Diskusjon Under diskusjonen i kapittel 4.6, basert på observasjonene gjort i felt, kommer det fram at prosesser i prosessonen sannsynligvis spiller en minimal rolle i utviklingen av deformasjon i destruksjonssonen. Diskusjonen i kapittel 4.6 er basert utelukkende på observasjonene gjort i felt og åpner ikke for sammenlikning med andre studier. I Katz et al. (2003) har prosessonen en fremtredende rolle i utviklingen av destruksjonssonen. Kan prosessonen likevel være en viktig faktor under dannelsen av destruksjonssonen? McGrath og Davison (1995) mener det. Deres studium presenteres ulike bruddgeometrier som opptrer i prosessonen til forkastninger med mindre enn 10 centimeter forflytning i Kilve-området. Disse geometriene er nærmere beskrevet i innledningen til denne oppgaven (kap. 1.4.2). McGrath og Davison observerer blant annet at liknende bruddgeometrier opptrer med jevne mellomrom langs forkastningene og at lite deformasjon er synlig i destruksjonssonen mellom disse intervallene. Langs forkastningene tolkes disse som paleo- tuppunkt. Langs forkastning 1 er destruksjonssonen som tidligere beskrevet omtrent 7 meter bred langs store deler av forkastningen. Enkelte unntak observeres. Disse er i kapittel 4.3 forklart med utbrytende mindre segment. En alternativ forklaring på variasjonene i destruksjonssonens bredde kan være at disse variasjonene skyldes paleo- tuppunkt langs forkastningen, altså tidligere tuppunkt som forkastningen nå har vokst gjennom. En modifisert utgave av figur 4.10 er vist i fig. 5.3. Her er det tegnet inn mulige paleo- tuppunkt langs forkastningen som kan være med å forklare variasjonene i destruksjonssonens bredde. En teori om at prosessonen her spiller en viktig rolle i utviklingen av destruksjonssonen støttes også av det ikke observeres en økende mengde brudd med økende forflytning. Et slikt forhold støttes også av Anders og Wiltschko (1994) som har gjort et studium på mikrobrudd. Selv om dette studiet er gjort på mikrobrudd burde det også gjelde for makrobrudd (denne oppgaven) da begge er dannet i samme spenningsfelt, i samme litologi og samme trykk og temperatur. I figur 5.3 opptrer de tenkte paleo- tuppunktene med omtrent 40 meters mellomrom. Nåværende tuppunkt opptrer ca. 20 meter etter forrige tuppunkt. En mulig forklaring på hvorfor det opptrer få brudd i nåværende prosessone til forkastningen kan være at spenningen rundt tuppunktet ikke har hatt tid til å bygge seg tilstrekkelig opp. Destruksjonssonen rundt forkastning 2 og 3 viser heller ingen tegn til variasjon som følge av varierende forflytning. Sammenlikner en destruksjonssonen her med destruksjonssonen rundt forkastning 1 kan følgende oppsummeres; (1) destruksjonssonen i liggblokken til forkastning 2 er relativt tynn (et par meter) akkurat som ved forkastning 1, (2) destruksjonssonen i hengblokken til forkastning 3 er veldig tynn (opp mot 1 meter) i motsetning til ved forkastning 1 hvor den er opp til 7 meter, og (3) destruksjonssonen mellom - 81 -

Kapittel 5 Diskusjon forkastning 2 og 3 omfattes som sammenhengende og skiller seg ut fra destruksjonssonen rundt forkastning 1 med flere brudd og også introduksjon av flere mindre forkastninger. Det kan derfor tenkes at overlappingen av de to forkastningene har ført til en konsentrasjon av spenning internt i overlappsonen, noe som kan forklares med den økte deformasjonen mellom forkastningene. Økt deformasjon i forbindelse med overlappsoner er beskrevet av blant andre Peacock (2002) og Rotevatn et al. (i trykk). En slik konsentrasjon av deformasjon kan også være en årsak til den reduserte deformasjonen som opptrer i hengblokken til forkastning 3. Mengden deformasjon internt i overlappsonen kan verken forklares med prosessone-utvikling eller friksjon langs forkastningsplanet. Det kan derfor konkluderes med at i denne overlappsonen mellom forkastning 2 og 3 er utvikling av destruksjonssonen styrt av prosesser relatert til segmentsammenkobling. Figur 5.3. Modifisert utgave av figur 4.10. Her er det lagt inn en tolkning av mulige paleo-tuppunkt langs forkastningen som kan være med på å forklare utbredelsen av destruksjonsonen. - 82 -

Kapittel 5 Diskusjon 5.4 Kan deformasjonssvekkelse være en mulig forklaring på observasjonene? Deformasjonssvekkelse og herding er mekanismer som er viktige under utviklingen av forkastninger på alle skalaer (Berg 2004). De to mekanismene er nærmere beskrevet i kapittel 1.4.5. Faktorer som spiller inn på hvilken mekanisme som råder inkluderer blant annet litologi, heterogeniteter langs forkastningsplanet, sementering, trykk og temperatur. Ved de mindre forkastningene observeres som nevnt en lineær trend mellom forflytning og kjernens tykkelse. Et slikt konstant forhold tyder på at deformasjonssvekkelse og herding ikke spiller noen rolle (Sibson 1977). Samme forholdet observeres ved de større forkastningene opp til en viss tykkelse. Deretter flater tykkelsen ut og blir ikke påvirket av videre økning i forflytning. En slik utvikling kan forventes dersom forkastningen opplever deformasjonssvekkelse. Da vil friksjon langs forkastningsplanet minke og ny forflytning vil bli tatt opp internt i den allerede deformerte kjernen. Hva kan så være årsak til at deformasjonssvekkelse inntreffer? Det er mange faktorer som kan resultere i at deformasjonssvekkelse vil forekomme, blant annet temperaturog trykk forhold, grad av sementering og bergarters mekaniske egenskaper (litologi). Heterogeniteter langs forkastningsplanet kan tenkes å spille en mindre rolle lokalt langs forkastningsplanet. Eksempelvis kan såkalte releasing bends og restraining bends som følge av uregelmessigheter langs forkastningsflaten forårsake henholdsvis deformasjonssvekkelse og deformasjonsherding. Dette ansees likevel å kun påvirke på lokalt plan og vil ikke spille noen større rolle for trenden som observeres. Litologi er vurdert til å være den viktigste faktor i denne sammenheng. Ved de mindre forkastningene, samt ved liten forflytning langs de større forkastningene, kan det tenkes at det er de mekanisk sterke kalksteinslagene som styrer. Etter hvert som forflytningen øker vil de volumetrisk dominerende leirskiferlagene (70 % av bergartsvolumet i området) påvirke deformasjonen i forbindelse med vekst av forkastningene i stadig større grad. Den mekanisk svake leirskiferen vil bli dratt inn kjernen ved økende forflytning og vil føre til en økende svekkelse av kjernen ettersom leirskifer opptar et stadig større volum i kjernen. At destruksjonssonens bredde og bruddmengde ser ut til å være uavhengig av økende forflytning langs forkastningen støtter også opp om at deformasjonssvekkelse inntreffer ved økende forflytning i området. - 83 -

Kapittel 5 Diskusjon - 84 -

Kapittel 6 Konklusjon Kapittel 6: Konklusjon Målsetningen for dette arbeidet 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. Med bakgrunn i presenterte data samt diskusjonen gitt i kapittel 5 kan følgende konklusjoner knyttet opp til problemstillingen trekkes fra dette arbeidet: 1. Det eksisterer et forhold mellom forflytning og kjernetykkelse ved mindre forkastninger (maks forflytning mindre enn 0,5 meter) i Kilve-området. 2. Et liknende forhold eksisterer også for større forkastninger. Dette forholdet er likevel kun gjeldende opp til en viss forflytningsterskel. Denne terskelen ser ut til å inntre ved 5-10 meter forflytning. 3. 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. 4. Destruksjonssonens utbredelse og oppbygning er uavhengig av forflytning ved forkastninger i Kilveområdet. 5. Ved isolerte forkastninger styrer prosesser i prosessonen utviklingen av destruksjonssonen. 6. Hvor overlappsoner forekommer er prosesser relatert til overlapp og interaksjon mellom de overlappende forkastningene den styrende faktoren med tanke på utvikling av destruksjonssonen. - 85 -

Kapittel 6 Konklusjon - 86 -

Referanseliste Referanseliste: Anders, M. H. og D. V. Wiltschko (1994). "Microfracturing, paleostress and the growth of faults." Journal of Structural Geology 16(6): 795-815. Anderton, R., P. H. Bridges, M. R. Leeder og B. W. Sellwood (1979). London, George Allen & Unwin Ltd. Aydin, A. og A. M. Johnson (1978). "Development of faults as zones of deformation bands and as slip surfaces in sandstone." Pure and Applied Geophysics 116(4-5): 931-942. Barnett, J. A. M., J. Mortimer, J. H. Rippon, J. J. Walsh og J. Watterson (1987). "Displacement geometry in the volume containing a single normal fault." AAPG Bulletin 71(8): 925-937. Beach, A., A. I. Welbon, P. J. Brockbank og J. E. McCallum (1999). "Reservoir damage around faults; outcrop examples from the Suez Rift." Petroleum Geoscience 5(2): 109-116. Berg, S. S. (2004). The architecture of normal fault zones in sedimentary rocks: Analysis of fault core composition, damage zone asymmetry, and multi-phase flow properties. Department of Earth Science. Bergen, University of Bergen. Blenkinsop, T. G. og J. Hull (1989). "Thickness-displacement relationships for deformation zones; discussion and reply." Journal of Structural Geology 11(8): 1051-1054. Braathen, A., P. T. Osmundsen og R. H. Gabrielsen (2004). "Dynamic development of fault rocks in a crustal-scale detachment; an example from western Norway." Tectonics 23(4). Caine, J. S., J. P. Evans og C. B. Forster (1996). "Fault zone architecture and permeability structure." Geology 24(11): 1025-1028. Cartwright, J. A., B. D. Trudgill og C. S. Mansfield (1995). "Fault growth by segment linkage; an explanation for scatter in maximum displacement and trace length data from the Canyonlands Grabens of SE Utah." Journal of Structural Geology 17(9): 1319-1326. Childs, C., J. J. Walsh og J. Watterson (1997). "Complexity in fault zone structure and implications for fault seal prediction." NPF Special Publication 7: 61-72. Cornford, C. (1998). Source rocks and hydrocarbons of the North Sea. Oxford, Blackwell Science Geology & Petroleum Geology. Cowie, P. A. og C. H. Scholz (1992a). "Physical explanation for the displacement-length relationship of faults using a post-yield fracture mechanics model." Journal of Structural Geology 14(10): 1133-1148. - 87 -

Referanseliste Cowie, P. A. og C. H. Scholz (1992b). "Displacement-length scaling relationship for faults; data synthesis and discussion." Journal of Structural Geology 14(10): 1149-1156. Dart, C. J., K. R. McClay og P. N. Hollings (1995). "3D analysis of inverted extensional fault systems, southern Bristol Channel Basin, UK." Geological Society Special Publications 88: 393-413. Davatzes, N. C., P. Eichhubl og A. Aydin (2005). "Structural evolution of fault zones in sandstone by multiple deformation mechanisms: Moab fault, southeast Utah." GSA Bulletin 117(1-2): 135-148. Davis, G. H. og S. J. Reynolds (1996). Structural geology of rocks and regions. New York, NY, John Wiley and Sons. Evans, J. P. (1990). "Thickness-displacement relationships for fault zones." Journal of Structural Geology 12(8): 1061-1065. Ferrill, D. A. og A. P. Morris (2003). "Dilational normal faults." Journal of Structural Geology 25(2): 183-196. Fossen, H. og R. H. Gabrielsen (2005). Strukturgeologi. Bergen, Fagbokforlaget. Fossen, H. og J. Hesthammer (2000). "Possible absence of small faults in the Gullfaks Field, northern North Sea; implications for downscaling of faults in some porous sandstones." Journal of Structural Geology 22(7): 851-863. Handy, M. R. (1989). "Deformation regimes and the rheological evolution of fault zones in the lithosphere; the effects of pressure, temperature, grainsize and time." Tectonophysics 163(1-2): 119-152. Hull, J. (1988). "Short note; thickness-displacement relationships for deformation zones." Journal of Structural Geology 10(4): 431-435. Hus, R., V. Acocella, R. Funiciello og M. De Batist (2005). "Sandbox models of relay ramp structure and evolution." Journal of Structural Geology 27(3): 459-473. Kamerling, P. (1979). "The geology and hydrocarbon habitat of the Bristol Channel Basin." Journal of Petroleum Geology 2(1): 75-93. Katz, O., Z. e. Reches og G. Baer (2003). "Faults and their associated host rock deformation; Part I, Structure of small faults in a quartz-syenite body, southern Israel." Journal of Structural Geology 25(10): 1675-1689. Kim, Y.-S., D. C. P. Peacock og D. J. Sanderson (2004). "Fault damage zones." Journal of Structural Geology 26(3): 503-517. Kim, Y.-S. og D. J. Sanderson (2005). "The relationship between displacement and length of faults: a review." Earth-Science Reviews 68(3-4): 317-334. - 88 -

Referanseliste Knott, S. D. (1994). "Fault zone thickness versus displacement in the Permo-Triassic sandstones of NW England." Journal of the Geological Society 151(1): 17-25. Knott, S. D., A. Beach, P. J. Brockbank, J. L. Brown, J. E. McCallum, A. I. Welbon og S. F. Wojtal (1996). "Spatial and mechanical controls on normal fault populations." Journal of Structural Geology 18(2-3): 359-372. Lehner, F. K. og W. F. Pilaar (1997). "The emplacement of clay smears in synsedimentary normal faults: inferences from field observations near Frechen, Germany." NPF Special Publication 7: 39-50. Marshak, S. og G. Mitra (1988). Englewood Cliffs, NJ, Prentice-Hall. McGrath, A. G. og I. Davison (1995). "Damage zone geometry around fault tips." Journal of Structural Geology 17(7): 1011-1024. Morley, C. K., R. A. Nelson, T. L. Patton og S. G. Munn (1990). "Transfer zones in the East African Rift system and their relevance to hydrocarbon exploration in rifts." AAPG Bulletin 74(8): 1234-1253. Peacock, D. C. P. (2002). "Propagation, interaction and linkage in normal fault systems." Earth-Science Reviews 58(1-2): 121-142. Peacock, D. C. P. og D. J. Sanderson (1991). "Displacements, segment linkage and relay ramps in normal fault zones." Journal of Structural Geology 13(6): 721-733. Peacock, D. C. P. og D. J. Sanderson (1994). "Geometry and development of relay ramps in normal fault systems." AAPG Bulletin 78(2): 147-165. Petit, J. P. (1987). "Criteria for the sense of movement on fault surfaces in brittle rocks." Journal of Structural Geology 9(5/6): 597-608. Rotevatn, A., H. Fossen, J. Hesthammer, T. E. Aas og J. A. Howell (i trykk). "Are relay ramps conduits for fluid flow? Structural analysis of a relay ramp in Arches National Park, Utah." Geological Society of London. Scholz, C. H. (1987). "Wear and gouge formation in brittle faulting." Geology 15(6): 493-495. Shipton, Z. K. og P. A. Cowie (2001). "Damage zone and slip-surface evolution over mu m to km scales in high-porosity Navajo Sandstone, Utah." Journal of Structural Geology 23(12): 1825-1844. Shipton, Z. K. og P. A. Cowie (2003). "A conceptual model for the origin of fault damage zone structures in high-porosity sandstone." Journal of Structural Geology 25(3): 333-344. Shipton, Z. K., J. P. Evans og L. B. Thompson (2005). "The geometry and thickness of deformation-band fault core and its influence on sealing characteristics of deformation-band fault zones." AAPG Memoir 85: 181-195. - 89 -

Referanseliste Sibson, R. H. (1977). "Fault rocks and fault mechanisms." Journal of the Geological Society 133(3): 191-213. Soliva, R. og A. Benedicto (2004). "A linkage criterion for segmented normal faults." Journal of Structural Geology 26(12): 2251-2267. Sperrevik, S., P. A. Gillespie, Q. J. Fisher, T. Halvorsen og R. J. Knipe (2002). "Empirical estimation of fault rock properties." NPF Special Publication 11: 109-125. Van Hoorn, B. (1987). "The South Celtic Sea/Bristol Channel basin; origin, deformation and inversion history." Tectonophysics 137(1-4): 309-334. Vermilye, J. M. og C. H. Scholz (1998). "The process zone; a microstructural view of fault growth." Journal of Geophysical Research 103(B6): 12,223-12,237. Vermilye, J. M. og C. H. Scholz (1999). "Fault propagation and segmentation; insight from the microstructural examination of a small fault." Journal of Structural Geology 21(11): 1623-1636. Walsh, J. J., A. Nicol og C. Childs (2002). "An alternative model for the growth of faults." Journal of Structural Geology 24(11): 1669-1675. Walsh, J. J. og J. Watterson (1988). "Analysis of the relationship between displacements and dimensions of faults." Journal of Structural Geology 10(3): 239-247. Walsh, J. J., J. Watterson, A. E. Heath og C. Childs (1998). "Representation and scaling of faults in fluid flow models." Petroleum Geoscience 4(3): 241-251. Wilcox, R. E., T. P. Harding og D. R. Seely (1973). "Basic Wrench Tectonics." AAPG Bulletin 57(1): 74-96. Willemse, E. J. M., D. D. Pollard, A. Aydin og S. F. Wojtal (1996). "Three-dimensional analyses of slip distributions on normal fault arrays with consequences for fault scaling." Journal of Structural Geology 18(2-3): 295-309. - 90 -